Meteorologie

ROMEO BOŞNEAGU

METEOROLOGIE OCEANOGRAFIE Note de curs

Ediţia a II - a

EDITURA ACADEMIEI NAVALE „MIRCEA CEL BĂTRÂN” 4

ACADEMIA NAVALĂ "MIRCEA CEL BĂTRÂN"

METEOROLOGIE OCEANOGRAFIE Ediţia a II - a

Note de curs

“Navigaţia maritimă este ştiinţa care se ocupă cu studiul metodelor de determinare a poziţiei navei pe mare şi a drumului de urmat în siguranţă dintr-un punct în altul pe suprafaţa Pământului”

CONSTANŢA 2006

5

CUPRINS 1 ELEMENTE DE METEOROLOGIE MARITIMĂ 1.1Obiectul meteorologiei, structura atmosferei, regimul radiaţiilor radiaţiilor solare 1.2 Regimul termohigrometric 1 . 2 . 1 T e m p e r a t u r a ae a e r u l u i , ex e x p r i m a r e , co c o n v e r s i i , mă măsur ar e 1.2.2 Umiditatea atmosferică, exprimare, măsurare, determinări analitice 1.2. 3 V izi bil i t at ea 1,2, 4 N ebu lozit at e, nor i , f enomene met eor ologi ce 1.3 REGIMUL ANEMOBARIC 1.3. 1.3.11 Pres Presiu iune neaa atmo atmosfe sferi rica ca si vari variaţ aţii iile le sale sale,, exprim exprimar are, e, conv convers ersie ie,, măsurare, corectare 1.3.2 1.3.2 Circu Circulaţia laţia general generalăă a atmos at mosfere ferei. i. Regim Regimul ul vântur vâ nturilor ilor pe pe glob glob 1.4 CÂMPUL BARIC 1.4.1 Relieful baric. forme de relief baric principale şi secundare 1.5 MASE DE AER ŞI FRONTURI ATMOSFERICE

2

1.6 INFORMAREA HIDROMETEOROLOGICĂ 1.6.1 Informare hidrometeorologică in clar  1.6.2 Informarea hidrometeo - climatologică 1.6.3 Informarea hidrometeorologică codificată 1.7 SINOPTICĂ METEO 1.7.1 Schema Bjerknes 1.7.2 Harta meteosinoptică 1.8 PROGNOZE HIDROMETEOROLOGICE 1.8.1 Hărţile FS, FU, FX., conţinut, analiză, interpretare 1.8.2 Prognoze speciale 1.9 PR E V E D E R E A EVOLUŢIE UŢIEII SITU SITUAŢ AŢIE IEII M E T E O L O G I C E LA BORDUL NAVEI MARITIME ELEMENTE DE HIDROLOGIE MARINĂ 2.1 GENERALITĂŢI 2.2 REGIMUL TERMOSALIN ŞI DE DENSITATE 2.2.1 Temperatura apei, măsurare, stratificări termice 2.2.2 Salinitatea si densitatea, măsurare, determinare 2.2.3 Densitatea apei de mare 2.3 DINAMICA APELOR MARINE 2.3.1 Oscilaţiile de nivel 2.3.2 Maree 2.4 VALURILE, CURENŢII MARINI, MĂSURARE, DETERMINARE 2.4.1 Valurile marine 2.4.2 Hula 2.4.3 Curenţii marini 6

4 4 8 8 10 12 13 19 19 23 35 35 45 51 51 52 52 68 68 69 71 72 73 73 79 79 80 80 85 86 87 88 88 89 89 93 94

Bibliografie

1. ELEMENTE DE METEOROLOGIE MARITIMĂ 1.1 OBIECTUL METEOROLOGIEI, STRUCTURA ATMOSFEREI, REGIMUL RADIAŢIILOR SOLARE DEFINIŢIA 1.1 Meteorologia este ştiinţa care se ocupă cu studiul legilor dezvoltării şi interacţiunii fenomenelor şi proceselor fizice din atmosfera terestră. 7

DEFINIŢIA 1.2 Meteorologia maritimă este disciplina tehnicoştiinţifică aplicativă care foloseşte date furnizate de meteorologia generală şi oceanografia fizică pentru realizarea prognozelor  hidrometeorologice necesare desfăşurării activităţilor maritime (navigaţie şi transport maritim, pescuit oceanic, industrie maritimă, sport şi agrement maritim etc.).

ATMOSFERA. STRUCTURĂ, COMPOZIŢIE, ROL, CARACTERISTICI FIZICE DEFINIŢIA 1.3 Atmosfera este învelişul gazos format dintr-un amestec de gaze permanente, variabile şi din particule solide sau lichide ce se menţine în jurul Pământului ca urmare a acţiunii forţei de atracţie gravitaţională. Atmosfera terestră se extinde până la aproximativ 10000 km (în proporţie de 97% până la înălţimea de aproximativ 29 km), având o masă evaluată la valoarea de 52x10 14 tone (în proporţie de 95% până la înălţimea de aproximativ 20 km). În compoziţia aerului uscat intră următoarele elemente (tab.1.1): Tabelul 1.1 Compoziţia aerului uscat Nr.crt. 1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

Gazul Azot Oxigen Argon Bioxid de carbon Neon Heliu Altele (kripton, hidrogen, xenon, ozon, radon etc.)

% din volum 78.09 20.95 0.93 0.03 0.000182 0.00052 0.00066

% din masă 75.54 23.14 1.27 0.05 -

Observaţia 1.1 În general, deşi formează 99 % din compoziţia aerului uscat, azotul şi oxigenul nu au un rol activ în formarea şi dezvoltarea fenomenelor meteorologice. Observaţia 1.2 Un rol major asupra apariţiei fenomenelor  meteorologice, cu implicaţii asupra vieţii, o au bioxidul de carbon şi vaporii de apă. Atmosfera terestră este formată pe verticală din mai multe 8

straturi, astfel: 1. troposfera: se întinde de la suprafaţa solului până la  înălţimea de 11 km la latitudini medii, 17…18 km în zona ecuatorială, şi 8…10 km la poli; conţine ¾ din masa atmosferei şi aici se produc majoritatea fenomenelor atmosferice; la limita sa superioară temperatura aerului scade la valori de - 50 0…-600 C (pentru latitudini medii); stratosfera: se întinde de la înălţimea medie de 11 2. km până la înălţimea de 50 km; aici există un schimb turbulent, nu se formează sisteme noroase şi nu există fenomenul de convecţie; temperatura aerului variază de la -55 0 C, stratosfera inferioară (până la aproximativ 20 km) la o valoare apropiată de cea de la suprafaţa terestră, pentru stratosfera mijlocie (până la aproximativ 32 km), la –50 km în stratosfera superioară; mezosfera: se întinde până la aproximativ 85 km; 3. temperatura aerului este de -950 C la limita sa superioară; 4. termosfera: se întinde până la aproximativ 1000… 1200 km; temperatura aerului creşte continuu cu  înălţimea; exosfera, sau stratul de disipaţie, sau atmosfera 5. liberă: statul exterior al atmosferei.

DEFINIŢIA 1.4 Atmosfera standard sau tip este atmosfera convenţională în care temperatura şi compoziţia aerului atmosferic au o distribuţie verticală simplificată, într-o porţiune determinată a atmosferei (fig.1.1). Atmosfera standard internaţională se defineşte astfel: - aerul este absolut uscat, cu o compoziţie uniformă, considerat ca un gaz perfect;

9

100 km 0.001mb 0.002

Termosfera

90

Mezopauza

0.005 0.01 0.02 0.05 0.1

80 Mezosfera

70

0.2

60

1

50

2

Stratopauza 40

5 Stratosfera

10 20 50 100 200

30 20 10 0

Tropopauza Troposfera

500 1000 180 200 220 240 260 2800 K

Fig.1.1

-

-

-

atmosfera este formată din straturi suprapuse, temperatura fiind o funcţie liniară de înălţime; acceleraţia gravitaţională este constantă şi are valoarea g = 9.80665 m/s2; la nivelul mării valoarea temperaturii aerului este t 0 = 150 C, a presiunii atmosferice  p0  = 1013,25 mb şi a densităţii aerului ρ0  = 1225 g/m3; gradientul vertical de temperatură este de 6.5 0C pe un kilometru de înălţime, de la nivelul mării până la înălţimea de 11 km; pentru înălţimi mai mari de 11 km gradientul vertical în 0C are valori variabile pe trepte de înălţime astfel (tab. 17.2): Tabelul 17.2 Valoarea gradientului termic vertical pentru atmosfera standard  Înălţimea (km) Gradient vertical (0C)

0-11

11-20

20-32

32-47

47-52

52-61

61-79

79-90

-6.5

0

+1.0

+2.8

0

-2.0

-4.0

0

10

REGIMUL RADIAŢIILOR SOLARE Radiaţiile solare exprimare, măsurare Energia solară este produsă de reacţiile termonucleare continue din centrul astrului, reacţii care eliberează imense cantităţi de energie sub forma radiaţiilor electromagnetice. Radiaţiile solare sunt puternic influenţate de atmosferă. Radiaţia solară se implică în determinarea temperaturii aerului şi depinde de asemenea de natura suprafeţei active (uscat, ocean). Valoarea totală anuală a căldurii recepţionate pe Terra este apreciată la 1,3x10 24 calorii. Spectrul solar cuprinde radiaţiile ultraviolete, radiaţiile vizibile (aproximativ 48% din energia radiantă), radiaţii calorice (aproximativ 47% din energia radiantă). Diferitele tipuri de radiaţii solare sunt supuse principalelor  procese fizice din atmosferă: absorbţia, difuzia, reflexia.  Absorţia

Ozonul, C02 şi vaporii de H20 au rol important în absorţia radiaţiilor calorice şi ultraviolete. Difuzia

  În atmosfera înaltă se produce o difuzie înaltă (culoarea aerului), iar în cea joasă se produce o difuzie joasă (nori). Reflexia

Se produce la nivelul norilor şi la nivelul suprafeţei terestre (o bună parte din radiaţii se întorc în suprafaţa terestră). Radiaţia solară

Radiaţia solară se măsoară în [cal/m2/min] determinând diferitele sale categorii. Categoriile sunt: (+) radiaţie solară directă (+S ); radiaţie solară difuză (+ D); radiaţie solară globală: (+ Q = S  + D); radiaţie solară reflectată (-R ); radiaţia solară efectivă (- E ). Suma lor algebrică se numeşte bilanţ radiativ caloric ( B): B = S + D + (-R)+(-E)

(1.1)

Măsurarea radiaţiei solare se poate face cantitativ cu un actinometru. Variaţia anuală a radiaţiei directe depinde de zonă (latitudine) şi de sezon. DEFINIŢIA 1.5 Albedoul unei suprafeţe oarecare reprezintă raportul procentual dintre radiaţia reflectată şi radiaţia globală.

11

 A

=

 E  Q

100

(1.2)

Observaţia 1.3 Aerul atmosferic se încălzeşte direct prin radiaţia

solară şi indirect prin schimburi termice turbulent-convective, procese adiabatice, absorbţie de radiaţii infraroşii şi schimburi moleculare. Schimburile turbulent-convective reprezintă principalele forme de transmitere a căldurii, convecţia fiind fenomenul de transport pe verticală a aerului, iar turbulenţa este mişcarea dezordonată a acestuia.

1.2 REGIMUL TERMOHIGROMETRIC Regimul termohigrometric cuprinde variaţiile temperaturii şi umidităţii aerului troposferic. Variaţia elementelor termohigrometrice determină fenomenul de instabilitate a atmosferei terestre şi de aici apariţia mişcărilor convectivo-turbulente, scăderea vizibilităţii şi a hidrometeorilor.

TERMICA ATMOSFEREI 1.2.1. Temperatura aerului, exprimare, conversii, măsurare DEFINIŢIA 1.6 Temperatura aerului desemnează un parametru de

stare care exprimă, în momentul ales şi într-o scară convenţională, căldura unui corp, ca rezultat al energiei sale interne şi al schimburilor de energie cu efect termic, pe care acel corp le efectuează cu alte corpuri sau cu mediul înconjurător. Corpul considerat este atmosfera terestră şi anume acea parte a ei denumită troposferă. Temperatura aerului este elementul meteo principal, implicat în corelaţia cu presiunea atmosferică (temperatura=1/presiunea atmosferică), precum şi într-o serie mare de procese fizice şi fenomene meteorologice. Temperatura aerului este analizată prin variaţiile sale în timp şi spaţiu. Temperatura aerului în timp cuprinde variaţiile ce depind de poziţia latitudinea şi de natura suprafeţei active (uscat, mare), astfel: diurne; sezoniere; anuale. Temperatura în spaţiu se urmăreşte prin: izoterme; 12

izoanomalii termice; gradienţi termici orizontali, verticali. La nivelul suprafeţei terestre, gradienţii termici sunt influenţaţi de comportamentul termic (capacitate, conductibilitate calorică) diferenţiat uscat – mare. Temperatura medie anuală a emisferei nordice este de 15.20C, iar a celei sudice de 13.5 0C.  În altitudine se produc stratificări termice directe, inversiuni termice, izotermii şi se are in vedere urmărirea evoluţiei gradientului termic vertical mediu, adiabatic uscat şi adiabatic umed. Gradientul termic adiabatic uscat este: = −0,98 / 100 m

γ   

(1.3)

semnul minus din relaţia (17.3) arată că în medie temperatura aerului scade cu înălţimea. Temperatura aerului t  se exprimă în grade Celsius (0-100), Réamur (0-80) Fahrenheit (0-180), Kelvin [0C, 0R, 0F, 0K]. Transformarea temperaturii dintr-o scara în alta se face cu relaţia: C  100

=

 R 80

=

F  − 32 180

(1.4)

Pe scara Kelvin echivalentul lui 0 0 C este 273,150 K, iar  temperatura cea mai scăzută este 0 0 K. Temperatura aerului se măsoară cu termometre ordinare diferenţiate constructiv, termometre de extreme, termografe (zilnice, săptămânale).

UMIDITATEA ATMOSFERICĂ

1.2.2. Umiditatea atmosferică, exprimare, măsurare, determinări analitice Procesele fizice studiate în cadrul regimului termohigrometric sunt procese reversibile: evaporarea, condensarea, sublimarea, cu consecinţe în producerea norilor, apariţia precipitaţiilor atmosferice. Evaporarea determină în cadrul mişcărilor convectivoascendente nebulozitatea şi apariţia norilor şi a sistemelor noroase. Condensarea şi sublimarea produse în raport de starea de 13

saturaţie a vaporilor de apă şi de scăderea temperaturii aerului la temperatura punctului de rouă au ca efect precipitaţii lichide, solide, depuneri de gheaţă, reducerea severă a vizibilităţii. Apa din atmosferă reprezintă aproximativ 1.3 10 13 t (0.001% din oceanul planetar). Apa este întâlnită în natură în trei stări de agregare, denumite şi faze: faza solidă, faza lichidă şi faza gazoasă. În atmosferă apa se prezintă sub formă de vapori într-o proporţie de 95% şi sub formă de particule lichide şi solide ce constituie norii – 5%. Cea mai mare parte a vaporilor (90%) se găseşte în atmosfera inferioară, până la  înălţimi de 8…10 km, ceea ce reprezintă 0.3…0.4% din masa totală a aerului atmosferic. Umiditatea atmosferică este dată de cantitatea de vapori de apă din atmosferă. Atmosfera poate fi în stare de saturaţie (100%) sau nesaturată (umiditatea este redusă). Variaţiile termohigrometrice determină instabilitatea atmosferică şi variaţiile convectivo-turbulente (cu efect asupra formării norilor şi sistemelor noroase), scăderea vizibilităţii şi o gamă mare de fenomene ca de pildă: ploaie ( ),zăpadă (*), ceaţă (≡) etc. Umiditatea atmosferică se exprimă prin mărimi hidrometrice şi poate fi măsurată direct astfel: - tensiunea actuală a vaporilor, e [mb]; - tensiunea maximă de saturaţie, E [mb]; - umiditatea absolută: a [g/m3]; - umiditatea absolută de saturaţie (maximă),  A [g/m3]; - umiditatea specifică: q [g/kg]; - umiditatea relativă: R [%]:  R e 10 0 (1.5)  E  •

=

sau:

 R

=

a

 A

10 0

(1.6)

(umiditatea relativă exprimă adevărata stare higrometrică a aerului, arătând gradul de saturaţie a aerului cu vapori de apă – procentual: cât din cantitatea de vapori necesari saturării sunt în aer la un moment dat); - deficitul de saturaţie arată starea de ariditate, D [mb]:  D

=  E  − e

(1.7)

- punctul de rouă, τ  temperatura la care vaporii de apă din atmosferă devin saturanţi; atunci când e = E ; a =  A temperatura 14

aerului este egală cu punctul de rouă; - raportul de amestec, r  reprezintă raportul dintre masa vaporilor de apă conţinuţi într-un volum de aer umed şi masa aerului uscat, conţinut în acelaşi volum de aer: r  = 0.622

e

(1.8)

t  − e

(pentru aerul saturat în vapori de apă e se înlocuieşte cu E ). Temperatura punctului de rouă reprezintă temperatura critică de condensare a vaporilor de apă şi este folosit în transmiterea codificată a datelor meteo, privind umiditatea [ 0C/0F]; In practica de marină se folosesc trei mărimi higrometrice: - umiditatea absolută, a [g/m3]; - umiditatea relativă, R [%]; - temperatura punctului de rouă, τ  [0C; 0F]. Umiditatea se măsoară cu higrometre, higrografe şi cu psihrometre. Cu hidrometrele se măsoară umiditatea relativă. Psihrometrul este format din două termometre identice (unul „uscat” şi celălalt „umed”) cu mercur ce se introduc  într-un curent de aer printr-o morişcă aspiratoare dirijată de un tub central, către rezervoare. Se determină o diferenţă de temperatură numită diferenţă psihrometrică pe baza căreia se determină tensiunea actuală a vaporilor: e =  E 1 −  A( t  − t 1 ) P 

(1.9)

unde: E 1 este tensiunea maximă a vaporilor de apă la temperatura suprafeţei de evaporaţie; A – factor psihrometric constant; t – temperatura termometrului „uscat”; t 1 – temperatura termometrului „umed”; P – presiunea atmosferică.

1.2.3. Vizibilitatea DEFINIŢIA 1.9 Distanţa orizontală maximă la care se pot încă deosebi obiectele pe fondul mediului înconjurător, mai departe ele confundându-se sau devenind invizibile. La staţiile meteorologice de la uscat sau de la litoral aprecierea sau determinarea gradului de vizibilitate se execută prin observarea a nouă repere (stabilite de şeful staţiei) aflate în orice direcţie la distanţe de 50, 200, 500 m, 1, 2, 3, 4, 10, 20 şi 50 km de 15

locul unde se execută observarea şi care se proiectează pe cer. În direcţia mării se pot alege ca obiecte capuri, insule, stânci, geamanduri, şcondri etc. Obiectele alese pentru determinarea vizibilităţii trebuie să corespundă următoarele condiţii: - să fie pe cât posibil de culoare închisă; - să se proiecteze pe fondul cerului; - dimensiunile unghiulare să nu fie mai mici de 0,3 grade; - să fie văzute din punctul de observaţie sub un unghi de cel puţin 5-6 grade faţă de planul orizontului. De pe navă, atunci când se navigă în apropiere coastei, aprecierea vizibilităţii se face cu ajutorul unor obiecte ce se află în câmpul vizual, trecute pe hartă (capuri, faruri, construcţii, insule, faleza ţărmului etc.) Aprecierea distanţei de vizibilitate orizontală se face vizual după scala cu 10 grade de vizibilitate (de la 0 la 9), cu intervale în limitele cărora în momentul executării observaţiilor se află valoare vizibilităţii (tab.1.3).

Tabelul 1.3 Scala vizibilităţii Caracteristica vizibilităţii Foarte redusă

Redusă

Intervalul vizibilităţii Pe uscat Pe mare De la 0 până la 50 m De la 0 până la ¼ De la 50 până la 200 m cablu De la ¼ până la 1 De la 200 până la 500 m cablu

De la 500m până la 1 km

De la 1 până la 2 km

Medie

De la 2 până la 4 km

De la 4 până la 10 km

De la 1 până la 3 cabluri De la 3 până la 5 cabluri

Condiţii atmosferice Gradul Ceată foarte puternică

1 Ceaţă puternică sau ninsoare foarte densă Ceaţă moderată sau ninsoare puternică

Ceaţă slabă sau ninsoare moderată sau pâclă puternică Ninsoare moderată De la 5 sau ploaie foarte cab. până puternică sau pâclă la 1 M moderată De la 1 M Ninsoare slabă sau până la 2 M ploaie puternică, pâclă slabă De la M Ploaie moderată

16

0

2

3

4 5

Bună

De la 10 pînă la 20 km

Foarte bună

De la 20 până la 50 km

Excepţională

Peste 50 km

până la 5 M sau ninsoare foarte slabă sau pâclă slabă De la 5 M Ploaie slabă până la 11 M De la 10 M Fără fenomene până la 27 M Peste 27 M Atmosferă clară

6 7 8 9

1.2.4. Nebulozitate, nori, fenomene meteorologice Nebulozitatea Pentru un observator situat astfel să poată percepe în orice direcţie linia orizontului, acoperirea cerului de nori este variabilă in timp. Cerul poate fi în întregime senin, parţial acoperit de nori, sau în  întregime acoperit de nori. Nevoia unor caracterizări mai precise a determinat pe specialişti să recurgă la scări convenţionale în care cerul senin este notat cu 0, iar cerul complet acoperit cu 8 sau 10.

0/8

1/8

2/8

3/8

4/8

5/8

6/8

7/8

8/8

DEFINIŢIA 1.10 Nebulozitatea este gradul de acoperire a cerului cu nori. Variaţia nebulozităţii este diurnă şi sezonieră, funcţie de anotimp. În general variaţia diurnă are două maxime, una dimineaţa şi cealaltă, după amiaza. Deasupra mării variaţia diurnă a nebulozităţii este inversă celei de la uscat, ziua predomină norii de genul Stratos şi Stratocumulus şi noaptea, cei de tip convectiv. Condiţiile locale de mediu condiţionează variaţia anuală a nebulozităţii (astfel pe latitudini medii nebulozitatea înregistrează valoarea minimă vara şi cea maximă, iarna.

Codificarea Ship

i R i x  hVV 

i R  indicativ privind precipitaţiile atmosferice; i  x  indicativ privind dotarea staţiei;

17

h indicativ privind plafonul norilor; VV vizibilitatea i R  (1,2,3,4) 1,2 - precipitaţii incluse; 3 - precipitaţii omise; 4 - nu sunt date disponibile. 1,2,3 - staţii cu personal; i  x  (1,2,3,4,5,6) 4,5,6 - staţii automate. h(l,2,3,4,5,6,7,8,9) 0 < 50 m 1 50 - 100m 2 100 - 200m 3 200 - 300m 4 300 - 600m 5 600 - 1000m 6 1000 - 1500m 7 1500 - 2000m 8 2000 - 2500 m 9 > 2500 m (cer senin). VV 90 - 98 m vizibilitate exprimată vizual; 01 - 80 m vizibilitate determinată instrumental; Nddff  N - indicativ referitor la nebulozitate (0 - 9); dd - indicativ referitor la direcţia vântului (±10); ff - indicativ referitor la viteza vântului.

Notarea convenţională

Nebulozitatea este reprezentată pe hărţi sinoptice prin "gradul de înnegrire" al cerului.

Norii

Norii sunt formaţiuni constituite din picături de apă care iau naştere prin condensarea sau sublimarea vaporilor de apă din atmosferă. Menţinerea lor la diferite înălţimi deasupra mării sau a uscatului este posibilă numai ca urmare a mişcărilor verticale ascendente ale aerului.  Înălţimea la care se formează depinde de factorii menţionaţi mai jos: - nivelul de condensare; - nivelul izotermei de 0° C; - nivelul nucleelor de gheaţă; - nivelul de convecţie. 18

Culoarea norilor diferă în funcţie de structura lor, de înălţimea Soarelui şi de poziţia observatorului.

Clasificarea norilor 

Norii se clasifică după geneză (după fenomenul fizic care duce la formarea norilor) şi după aspectul exterior, purtând nume provenite din limba latină. După geneză, norii pot fi stratiformi – mari aglomeraţii de nori migratori, ce însoţesc perturbaţiile ciclonice în mişcare (de exemplu norii Cirrostratus, Altostatus, Nimbostratus); ondulaţi – ce se formează în interiorul straturilor de aer cu mare stabilitate termodinamică dispuse deasupra straturilor turbulente, ca urmare a mişcărilor ondulatorii ce apar aici (de exemplu norii Status de toate speciile şi varietăţile, Stratocumulus şi Altostatus cu diferite specii, Cirrocumulus cu speciile stratiformis şi lenticularis).   În cadrul clasificării internaţionale a norilor se definesc genurile, speciile şi varietăţile de nori. Genurile de nori sunt: Cirrus – Ci; Cirrocumulus – Cc; Cirrostratus – Cs; Altocumulus   – Ac; Altostratus – As; Nimbostrtus – Ns; Statocumulus – Sc; Stratus – St; Cumulus – Cu; Cumulonimbus – Cb. Speciile de nori sunt: Fibratus, Uncinus, Spissatus, Castellanus, Floccus, Nebulosus, Lenticularis, Fractus, Calvus, Capillatus. Varietăţile definesc caracteristici particulare ale norilor şi pot fi: Intortus, Vertebratus, Undulatus, Radiatus, Duplicatus; translucidus, perlucidus, sau opacus atunci când se fac referiri la gradul de transparenţă al norilor. Funcţie de înălţimea bazei lor deasupra suprafeţei solului (plafonul norilor) norii se clasifică astfel: 1. Norii superiori (înălţime 5…13 km) Norii superiori sunt: Cirrus (ci) - se formează la înălţimi de 8000…11000 m fiind alcătuiţi în cea mai mare parte din microcristale de gheaţă: - fibratus (fib), aceaştia indică de obicei că vremea rea se află încă la o distanţă relativ mare de locul unde se observă; - uncinus (unc), specie caracterizată prin prezenţa la unele din capetele norilor, a unei forme scămoşate asemănătoare unui cârlig sau gheare; - spissatus (spi), specie ce prezintă pentru observatori în 19

direcţia Soarelui o culoare cenuşie; - castellanus (cas), în partea superioară prezintă forme asemănătoare unor creneluri sau a unor mici turnuri; - floccus (flo), nori mici care apar destrămaţi. Cirrocumulus (Cc) - se formează între 5000…7000 m la latitudini medii, fiind alcătuiţi din cristale de gheaţă şi picături de apă  în stare de suprarăcire. Când observatorul se află sub ei distinge o serie de "lenticule" asemănătoare unor ghemotoace de lână grupate ori dispuse în şiruri paralele. Prezintă uneori şi o dispunere pe înălţimi mici. In cadrul acestui gen de nori se identifică următoarele specii: stratiformis (stra); lenticularis (len); costellanus (cos); floccus (flo). Cirrostratus (Cs) - se formează la înălţimi situate între 6000…11000 m, fiind aproape în întregime alcătuiţi din cristale de gheaţă. Se înfăţişează sub forma unor straturi subţiri sub aspectul unui voal fin, abia vizibil, sau sub forma unor petice rupte, destrămate de vânt, dând cerului un aspect lăptos. In cadrul acestei grupe se întâlnesc următoarele specii: fibratus (fib);nebulosus (neb). 2. Norii mijlocii (înălţimea 2…7 km) Norii mijlocii sunt: Altocumulus (Ac) - se formează la înălţimi situate între 3500…6500 m, înfăţişându-se adeseori pe cer in grupuri aparent echidistante. Când aceşti nori prezintă pe cer o dispunere în benzi paralele, ei preced un front cald asociat cu precipitaţii, ploi sau ninsori de durată. Acest gen de nori cuprinde următoarele specii: stratiformis (str); lenticularis (len); costellanus (cos); floccus (flo). Altostratus (As) - se formează la înălţimi de 3500…6000 m şi au în genere culoarea gri deschis, iar discul Soarelui sau al Lunii nu poate fi distins prin ei de observator. Aceşti nori sunt consideraţi de meteorologi şi marinari ca fiind cei mai buni indicatori ai vremii. Ei aduc căderi de precipitaţii de lungă durată, îndeosebi când se constată că stratul de nori devine din ce în ce mai gros şi coboară.

3. Norii joşi (înălţimea 80…2000 m) Norii joşi sunt:

Nimbostratus (Ns) - sunt rezultatul coborârii plafonului unor 

nori altostratus şi a îngroşării puternice a acestora. Înălţimea lor  medie este de aproximativ 800 m. Au înfăţişarea unui strat continuu fără relief, de culoare cenuşie, aproape uniformă. Aceşti nori nu pot fi socotiţi indicatori ai evoluţiei vremii deoarece în momentul în care observatorul constată existenta lor pe cer, vremea rea s-a instalat 20

(ploi torenţiale, ninsori intense sau viscole, vânturi cu rafale puternice). Stratocumulus (Sc) - se formează la altitudini prin coborârea norilor specifici altor înălţimi sau prin ridicarea unui strat de ceaţă. Acest tip de nori cuprinde următoarele specii: stratiformis (str); lenticularis (len); costellanus (cos). Prezenţa norilor stratocumulus pe cer indică burniţă sau ninsori slabe (fulgi mici şi nori). Stratus (St) - se formează la înălţimi cuprinse intre câteva sute de metri şi 1000 m. Când aceşti nori se formează înaintea unui front cald, vor cădea precipitaţii sub formă de ploaie, caz în care există posibilitatea ca ploaia să suprasatureze aerul mai rece de sub frontul cald.

Norii cu dezvoltare pe verticală

In aceasta categorie fac parte norii care se formează în general prin procese convective (convecţia termică şi dinamică), fapt care explică extensia lor pe verticală, pe distanţe care ating uneori mii de metri. Cumulus (Cu) - sunt nori care la latitudinile medii încep să se formeze la câteva ore după răsăritul Soarelui, se dezvoltă puternic în orele amiezii şi dispar de regulă odată cu înserarea sau  în timpul nopţii. Au un aspect pufos, se modifică continuu şi au o culoare alb strălucitoare când sunt iluminaţi de razele Soarelui. Dacă se constată dezvoltarea lor puternică pe verticală devin foarte probabile ploi torenţiale şi rafale puternice de vânt în apropierea zonelor în care cad aversele de ploaie. Din această specie fac parte: humilis (hum) - nori cu dimensiuni mici; mediocres (med) - nori cu dezvoltare medie; congestus (con) - nori prezentând protuberante şi bucle mari; fractus (fra). Cumulonimbus (Cb) - sunt nori grei, denşi, caracterizaţi printr-o puternică dezvoltare pe verticală. Priviţi de la distanţă au aspectul unor turnuri sau munţi uriaşi, albi sau gri pal la vârf şi cenuşiu închis la bază. Baza lor se poate afla la aproximativ 1000 m, iar extinderea pe verticală poate depăşi 11000 m., observarea lor  pe cer constituie totdeauna un indiciu de înrăutăţire a vremii, caracterizată frecvent prin rafale de vânt puternice, ploi torenţiale, fulgere, tunete şi trăsnete. Din această cauză ei mai sunt denumiţi "capete de tunete". Din această specie de nori fac parte: calvus (cal) - cu protuberanţe în curs de destrămare; capillatus (cap) - cu forme asemănătoare norilor cirrus în partea superioară. 21

Fenomene meteorologice, codificare, notare convenţională Fenomenele meteorologice se prezintă într-o gamă largă şi variată şi pot fi grupate în: - hidrometeori; - litometeori; - fotometeori; - electrometeori; cu notare prin semne convenţionale de circulaţie internaţională. Dintre semnele principale care se generalizează pe hărţile meteorologice menţionăm: - precipitaţii lichide: - ploaie - burniţa; - lapoviţa; - precipitaţii solide: - zăpada; - măzăriche; - granule de gheaţă; - grindina. - precipitaţii depuse: - bruma; - chiciura. Particule lichide sau solide în suspensie în atmosferă: - ceaţa; - ceaţa cu cer vizibil; - ceaţa groasă în stratul inferior; - ceaţa cu ace de gheaţă; - ceaţa de evaporare; - pâcla; - suspensii de praf sau nisip. Particule transportate în atmosferă: - transportate de zăpadă; - viscol; - viscol cu ninsoare; - transportate de praf sau nisip; - trombe marine. Diverse fenomene: - halou solar şi lunar; 22

- coroană solară şi lunară; - fulger; - tunet; - miraj; - auroră polară; - vânt tare. Notare exponenţială: 0 = intensitate foarte slabă; 1 = intensitate moderată; 2 = intensitate tare.

1.3 REGIMUL ANEMOBARIC 1.3.1. Presiunea atmosferica si variaţiile sale, exprimare, conversie, măsurare, corectare Atmosfera terestră se menţine în jurul Pământului ca urmare a acţiunii forţei de gravitaţie. Prin greutatea sa aerul atmosferic exercită o presiune asupra tuturor corpurilor aflate în atmosfera terestră, presiune numită presiune atmosferică. Presiunea atmosferică scade cu înălţimea ca urmare a scăderii greutăţii coloanei de aer pe unitatea de suprafaţă. Legea de variaţie a presiunii atmosferice cu înălţimea este legea echilibrului static sau a staticii atmosferei (fig.1.2):   În fig. 1.2 este reprezentat un volum elementar de aer  atmosferic de formă paralelipipedică dx,dz,dy unde sunt figurate Fg  greutatea volumului elementar de aer şi: dp = − g ρ dz 

23

(1.10)

z

Gz Volum elementar  de aer 

dz

dx dy

Fg

O

y

x

Fig.1.2

unde: dp este variaţia de presiune; g – acceleraţia gravitaţională; ρ  – densitatea aerului. Greutatea unui m3 de aer uscat este de 1.293 kg pentru presiunea normală de 760 mm Hg şi temperatura de 0 0 C şi densitatea ρ= 0.0001293 g/cm 3. Funcţie de variaţia temperaturii aerului pe verticală se definesc tipurile de atmosferă terestră astfel: - atmosfera omogenă; - atmosfera izotermă; - atmosfera politropă; - atmosfera reală. DEFINIŢIA 1.6 Atmosfera omogenă este atmosfera în care densitatea aerului rămâne constantă. Formula hipsometrică a atmosferei omogene este:  p  p0

=

T  T 0

(1.11)

unde: p0  este presiunea atmosferică la nivelul solului; T 0 -temperatura la nivelul solului;  p – presiunea atmosferică într-un punct al atmosferei omogene; T  – temperatura aerului într-un punct al atmosferei omogene.  Înălţimea atmosferei omogene se calculează se calculează cu: 24

 H 0

 RT 0

(1.12)

 g 

0 unde: H 0  este înălţimea atmosferei omogene; T 0=   273 K DEFINIŢIA 1.7 Atmosfera izotermă este atmosfera în care temperatura aerului se menţine constantă cu înălţimea. Formula hipsometrică a atmosferei izoterme este:

 p  p0

= 10

 Z 

−

(1.13)

 B ( 1+α  t )

unde: Z este înălţimea; B – constantă barometrică,

 B

=

 RT 0  g 

1

; α  = 273 ;

t - temperatura aerului.

DEFINIŢIA 1.8 Atmosfera politropă este atmosfera în care temperatura aerului scade liniar cu înălţimea. Observaţia 1.4   În atmosfera politropă gradientul vertical al temperaturii aerului rămâne constant. Formula hipsometrică a atmosferei politrope este:  g 

 p  p 0

    R =  T       T 0  

γ   

(1.14)

unde: T  este temperatura aerului de la un nivel superior al atmosferei; T 0    – temperatura aerului de un nivel inferior  Z 0  al atmosferei; γ – gradientul vertical al temperaturii aerului. Atmosfera reală este atmosfera aşa cum se prezintă ea, cuprinzând straturi politrope cu diferite valori ale gradientului vertical de temperatură.

Codificarea presiunii şi a variaţiilor sale în timp şi spaţiu Presiunea atmosferică constituie un element meteorologic important, îndeosebi prin variaţiile sale în timp şi spaţiu. Variaţiile sale determină vântul, iar legăturile complexe care se pot stabili   între ea şi vânt se constituie în regim anemobaric (câmp baric vânt). DEFINIŢIA 1.9 Presiunea atmosferică se defineşte ca fiind forţa de 25

apăsare a unei coloane de aer cu secţiunea de un centimetru pătrat, de la limita superioară a atmosferei până la un nivel considerat, care poate fi suprafaţa mării.  P  =

 F  S 

, [dyne/cm2]

(1.15)

unde: 1 dynă/cm2 se numeşte barye în sistemul CGS; un bar  (megabarie) reprezintă o unitate de măsură a presiunii atmosferice de 1 000 000 de ori mai mare decât 1 dynă/cm 2. Presiunea atmosferică se exprimă în milimetri coloană de mercur (mmHg) şi în milibari: 1 mmHg= 1,3332 mb = 4/3 mb 1 mb = 0,75006 mmHg = 3/4 mmHg unde: milibarul este un submultiplu al barului; torrul - presiunea exercitată de o coloană de mercur înaltă de 1 mm pe 1 cm 2, la 00 C. De exemplu: 750 mmHg corespunde presiunii atmosferice de 1000 mb. Observaţia 1.5 Presiunea atmosferica se află în raport invers proporţional cu temperatura aerului.  P 

=

1

T 

(1.16)

Presiunea atmosferică se măsoară cu barometru cu mercur, barograful (zilnic sau săptămânal), barometrul aneroid (metalic). Presiunea normală la nivelul mării este de 760 mm Hg, respectiv 1013,25 mb. Corectarea presiunii atmosferice se face aplicând următoarele corecţii: - corecţia de temperatură (reducerea la 0C); - corecţia de latitudine (reducerea la latitudinea medie); - corecţia de nivel/reducerea la nivelul mării (H = 0 m; t =150C). Măsurarea presiunii atmosferice se face prin citirea directă a barometrului cu mercur, sau a barometrului aneroid (metalic).  Înregistrarea presiunii atmosferice se face cu barograful, zilnic sau săptămânal. In situaţiile meteo în care se reprezintă distribuţia presiunii atmosferice la nivelul mării, valorilor determinate instrumental li se 26

aplică corecţia de nivel, corecţia de temperatură şi corecţia de latitudine. Presiunea atmosferică se codifică redusă la nivelul mării, în mb, simbol PPPP (±0,1 mb).

1.3.2 Circulaţia generală a atmosferei. Regimul vânturilor pe glob Mişcările orizontale ale aerului Variaţia elementelor meteorologice presiunea şi temperatura aerului determină mişcarea continuă a atmosferei terestre. Vântul reprezintă efectul deplasării aerului atmosferic. Studiul mişcărilor aerului atmosferic are în vedere în primul rând forţele care acţionează asupra particulelor de aer (particula sinoptică reprezentată de o masă de aer). DEFINIŢIA 1.10 Masa de aer este volumul (porţiunea) de aer din atmosferă în care elementele meteo nu suferă variaţii importante în plan orizontal şi în care vremea păstrează în general, acelaşi aspect. Forţele care se manifestă în atmosfera terestră sunt: - forţe exterioare (de masă sau de volum); - forţe interioare (de suprafaţă). Forţele exterioare sunt acele forţe care acţionează asupra fiecărui element de masă sau de volum, neluând în considerare particulele de aer învecinate. Aceste forţe sunt: - forţa de atracţie a Pământului; - forţele de inerţie. Forţele interioare se manifestă ca urmare a interacţiunii masei de aer cu mediul înconjurător (de exemplu: forţa de presiune, forţele de frecare etc.). Forţa de atracţia a Pământului  Pentru exemplificarea acţiunii gravitaţiei asupra maselor de aer în mişcare se defineşte acceleraţia gravitaţională g ca diferenţă dintre componentele normale ale forţei de gravitaţie F  şi a celei centrifuge C (fig.17.3):  g  =  F  − C  (1.17) unde: n

n

27

 F n = k 

C n

M  a

(1.18)

cos γ  

2

= C cos ϕ 

(1.19)

şi k  este constanta gravitaţiei (g-6.67x10 -8 cm3g-1s-2); M  – masa Pământului; a – distanţa dintre punctul P  şi centrul Pământului; ω – viteza unghiulară de rotaţie a Pământului ( ω= 7.29x10-5s-1); φ – latitudinea geografică; φ’ - latitudinea geografică a locului; γ   = ϕ −ϕ  . '

N

C Cm Cn

P

Fm

ϕ‘

ϕ

a

W

E O

Fn

F

S

Fig.1.3

Valoarea lui γ  fiind foarte mică şi deci, se poate considera cos γ   =1 şi valoarea lui R 0  egală cu R  raza medie a Pământului, valoarea acceleraţiei gravitaţionale este: M  2 2  g  = k  2 − ω   R cos ϕ   R

(1.20)

Valoarea acceleraţiei gravitaţionale depinde de înălţime şi latitudine (pentru ϕ  = 45 la nivelul mării valoarea acesteia este g = 9,8062 m/s2). Forţa centrifugă are valoarea maximă la Ecuator ( C 0  = 0.034 m/s2, adică 1/280 din valoarea lui F ). Forţa deviatoare datorate rotaţiei Pământului  Pentru mişcarea orizontală a aerului din cadrul forţele de 0

28

inerţie interesează forţa deviatoare datorată rotaţiei Pământului. Forţa Coriolis sau forţa geostrofică este o forţă de inerţie ce acţionează asupra particulelor aflate în mişcare faţă de un sistem de referinţă imobil legat de Pământul aflat în rotaţie în jurul axei sale. Astfel forţa deviatoare datorată rotaţiei Pământului este: [

k  = −2 ω V W 

]

(1.21)

unde: k este forţa deviatoare datorată rotaţiei Pământului; ω – viteza de rotaţie; V W  – viteza vântului. Componentele forţei deviatoare pe cele trei axe ale sistemului Oxzy: k  x

= 2vω  z  − 2ωω  y

k Y 

= 2ωω   z  − 2uω   x

k  z 

= 2uω  y − 2vω  z 

(1.22) (1.23) (1.24) şi pe

unde: u, v, ω şi ω x , ωy , ωz  sunt componentele vectorilor  V  cele trei axe de coordonate. Observaţia 1.1 Forţa deviatoarea cauzată de rotaţia Pământului este orientată spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în emisfera sudică.   Într-o forma uzuală valoarea forţei deviatoare cauzate de rotaţia Pământului este: W 

k  = 2V W ω sin

unde:

2ω sin ϕ  = l 

ϕ 

(1.25)

este parametrul Coriolis.

De exemplu, valoarea forţei Coriolis este la latitudinea de 45 0, pentru viteza vântului de 10 m/s este k 450= Observaţia 1.2 Forţa Coriolis prin acţiunea sa perpendiculară pe vectorul viteză al vântului schimbă considerabil direcţia acestuia fără a-i modifica valoarea. Forţa de presiune (forţa gradientului baric) DEFINIŢIA 1.11 Forţa gradientului baric G este forţa ce acţionează asupra unităţii de masă de aer, ca urmare a distribuţiei neuniforme a 29

presiunii atmosferice. G

= − 1 ∂ p  ρ  ∂n

(1.26)

unde: G este componenta orizontală a vectorului gradientului de presiune

G

;  ρ – este densitatea aerului;

−

 p ∂ ∂n

este gradientul baric

orizontal. Gradientul baric orizontal se exprimă în mb/grad de meridian, adică 1mb/10=0.9 10-4dyne/cm2 (10 este egal cu 111,2 km).

Forţele de frecare Forţa de frecare ce se manifestă pe timpul deplasării pe orizontală a maselor de aer depinde de natura şi de forma suprafeţei terestre. Frecarea interioară în toată masa atmosferei depinde de masa specifică a aerului fiind influenţată de gradul de turbulenţă al acestora şi scade odată cu înălţimea. Forţa centrifugă Această forţă apare ca urmare a mişcării maselor de aer la suprafaţa Pământului de-a lungul unor traiectorii curbilinii. Deoarece mişcarea aerului în atmosfera reală este deosebit de complexă s-au stabilit modele simplificate ale acesteia. a) Modelul geostrofic Acesta este un model simplu în care se consideră că mişcarea aerului se face în atmosfera liberă, fără frecare exterioară, în linie dreaptă şi cu viteză constantă. Ecuaţia mişcării geostrofice este: k  + G = 0

30

(1.27)

Vg

y

Presiune ridicata

Presiune coborata

1 ∂ p

2ω  sin

y

 ρ  ∂ x

Cg

x

Fig.1.4

  În fig.1.4 este prezentată schema vântului geostrofic în contextul izobarelor rectilinii şi paralele. Din figură se observă egalitatea (dar de sens contrar) forţei gradientului baric cu forţa Coriolis. Viteza vântului geostrofic se calculează cu: =

V  g 

G

(1.28)

l  ρ 

unde: Vg este viteza vântului geostrofic; l – parametrul Coriolis; l  = 2ω sin  ρ  . Pentru valorile ρ = 0.001276 g/cm2; p = 1000 mb; t = 00 C; 2ω = 1.458 10 -4 s-1 şi gradientul baric orizontal în mb/grad de meridian, valoarea vitezei vântului geostrofic este: V  g  =

4.8

∂ p

sin ϕ  ∂n

[m/s]

(1.29)  În meteorologie viteza vântului geostrofic se calculează cu: V  g 

=

∂ p 2 pω sin ϕ  ∂n  RT 

(1.30)

relaţie din care se observă dependenţa acesteia faţă de temperatura şi presiunii aerului, de gradientul baric şi de latitudine. Observaţia 1.3 Vântul geostrofic depinde în mod direct de densitatea aerului, pentru aceeaşi latitudine şi acelaşi gradient baric. 31

Observaţia 1.4   În atmosfera liberă, neglijând forţele de frecare, vântul geostrofic est deosebit de apropiat de vântul real. Regula Buys-Ballot   În emisfera nordică vântul geostrofic este paralel cu izobarele, având la dreapta presiunea mai ridicată şi invers în emisfera sudică.

b) Modelul mişcării aerului în atmosfera liberă   În cadrul acestui model se consideră mişcarea aerului fără frecare de-a lungul unor traiectorii curbilinii sub acţiunea forţei de gradient, forţei Coriolis şi a forţei centrifuge C. Se defineşte astfel vântul de gradient analizat în fig.1.5 pentru depresiunea barică (D) şi maximul barometric (M). 1010 mb

1020 mb

1005 mb

1025 mb

1000 mb

1030 mb

D

1 ∂ p  ρ 

M

− 2ω sinϕ v

∂r 

N

V 1 ∂ p

2ω  sinϕ v

v

 ρ 

v

2

∂r 

2

r 

r 

Fig.1.5

Ecuaţia vântului de gradient este: v+

v2 2r ω 

=

1 2 ρω  v

∂ p ∂n

(1.31)

Concluzia 1.1  Într-un ciclon (D) vântul de gradient suflă în sens invers acelor de ceasornic de-a lungul izobarelor circulare şi are viteza mai mică decât viteza vântului geostrofic. Regula Buys-Ballot   Într-o depresiune barică sau talveg, pentru aceeaşi latitudine şi 32

acelaşi gradient baric, viteza vântului de gradient este mai mică decât viteza vântului geostrofic, sau intensitatea vântului de gradient creşte proporţional cu raza de curbură şi atinge viteza vântului geostrofic atunci când raza de curbură devine infinită (izobare rectilinii).   Într-un anticiclon sau dorsală anticiclonică viteza vântului de gradient este mai mare decât a vântului geostrofic, sau viteza vântului de gradient descreşte proporţional cu raza de curbură şi atinge viteza vântului geostrofic când raza de curbură devine infinită. Viteza vântului de gradient se poate determina şi din următoarea relaţie: ±

v2 r 

(1.32)

+ lv − lV  g  = 0

Variaţia vântului cu înălţimea   În straturile inferioare ale atmosferei, 500…1000 m, viteza vântului real este mai mare decât viteza vântului geostrofic. Deasupra mărilor şi oceanelor viteza vântului este de câteva ori mai mare, în condiţii sinoptice similare, decât viteza vântului deasupra uscatului neaccidentat. Direcţia vântului la suprafaţa terestră este abătută faţă de direcţia vântului geostrofic cu 25 0…300, spre presiunea mai scăzută. O dată cu creşterea înălţimii acest unghi se micşorează, vântul real se roteşte spre dreapta în sensul acelor de ceasornic, până când coincide cu vântul geostrofic. Distribuţia vitezei vântului cu înălţimea în straturile de aer  apropiate de suprafaţa terestră (legea logaritmică a distribuţiei vântului cu înălţimea) se determină cu: v( z )

=

v f   κ  

unde:

v  f  

=

τ 0  ρ 

ln

 z  +  z 0

(1.33)

 z 0

este viteza de frecare;

τ    0

- tensiunea turbulentă

tangenţială a frecării; z 0  – nivelul solului; z  – înălţimea oarecare a stratului limită; κ   - constantă egală cu 0.38. Concluzia 1.2 Viteza vântului creşte rapid cu înălţimea pentru valori 33

mici ale înălţimii în apropierea suprafeţei terestre, iar pentru valori mai mari scăderea sa este din ce în ce mai lentă.

Vântul real, exprimare, măsurare, conversie, codificare, notare convenţională DEFINIŢIA 1.11 Vântul reprezintă mişcarea cvasiorizontală cu

caracter turbulent, orientată în sensul scăderii presiunii atmosferice. Intensitatea sa depinde direct proporţional de valoarea gradientului baric orizontal.

Exprimarea si conversia vântului Vântul se exprimă vectorial prin: - direcţii azimutale (grad de precizie ±10 grade); - prin direcţii cardinale / intercardinale; - prin viteză (m/s; km/h; nd); 1 m/s = 3,6 km/h; 1 km/h = 0,278 m/s = 0,51 nd; 1 nd = 0,54 m/s = 1,852 km/h. Practica meteo-oceanografică utilizează de asemenea în mod curent forţa vântului, considerată pe scara Beaufort, în care sunt  înscrise treptele de la 0 - 12 grade Beaufort, extinse până la 17 grade (trepte de viteză în m/s, km/h, nd), cât şi înălţimile medii si maxime ale valurilor marine. Codificarea şi notarea convenţională a vântului este următoarea: simbolul, ddff , reprezentând direcţia şi viteza vântului. dd(±10°az), ff(± 1 m/s) Pentru notarea convenţională (pe harţi meteosinoptice) se folosesc simbolurile: reprezentând direcţia şi viteza vântului.

Ex:

180°/2,5 m/s; 180°/5,0 m/s; 180°/25 m/s; calm.

Pe hărţile climatologice, vântul se notează prin roze de vânt.

Măsurarea, înregistrarea şi determinarea vântului la navele maritime în marş Direcţia vântului se apreciază la compas (direcţia azimutală de unde bate), viteza vântului mediată se măsoară cu anemometrul sau anemograful. Vântul măsurat este vânt aparent, iar pentru 34

determinarea vântului real se foloseşte planşeta de vânt sau o construcţie grafică prin compunere vectorială.

Circulaţia generală a atmosferei Aerul atmosferic se află într-o continuă mişcare pe orizontală şi pe verticală. Cauzele mişcărilor atmosferei în apropierea suprafeţei terestre sunt următoarele: mişcarea de rotaţie a Pământului; repartizarea neuniformă a energiei radiante pe suprafaţa terestră; neomogenitatea câmpului de presiune la suprafaţa terestră; neomogenitatea suprafeţei terestre. Circulaţia generală a atmosferei terestre este deosebit de complexă, modelul matematic al acesteia fiind în continuă actualizare ca urmare a cercetărilor actuale în domeniu. Circulaţia generală a atmosferei schematizată şi simplificată este prezentată sub forma unor ipoteze astfel: a) suprafaţa terestră este imobilă şi omogenă; b) suprafaţa terestră este neomogenă şi în mişcare de rotaţie. PN

ecuator 

PS

În prima ipoteză circulaţie generală a atmosferei este simplă (fig.1.6) ca urmare a diferenţei de temperatură dintre ecuator şi polii tereştri. Presiunea atmosferică creşte uniform de la 35

ecuator spre poli izobarele fiind asemenea cu paralelele geografice. Fig.1.6   În cea de-a doua ipoteză apare forţa deviatoare a mişcării aerului (fig.1.7) astfel că direcţia de mişcare este deviată spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în cea sudică. În figură sunt prezentate direcţiile de deplasare a vânturilor pe zone (polară, temperată, subtropicală şi ecuatorială) în cele două emisfere. N 670.5N 450 N

  presiune polara inalta Presiune temperata Vanturi de convergenta joasa

Vanturi vestice potolite

Alizeul de NE

Presiune subtropicala inalta

220.3 N W

Presiune ecuatoriala Vanturi de  joasa convergenta

E

Vanturi intertropicale

Vanturi vestice Presiune subtropicala inalta potolite Alizeul de SE

450 S 670.5S

Presiune temperata joasa

Vanturi de convergenta

 presiune polara inalta

S

Fig.1.7

 În realitate, circulaţia generală a atmosferei terestre este mult mai complexă, existând mai multe scheme de explicare, mai apropiate de realitate a acestei dinamici, cum ar fi schema tricelulară. Astfel, circulaţia generală constă în trei celule: celula alizeelor şi a contraalizeelor, celula vânturilor de vest şi celula polară (fig.1.8).

36

km 20 16 12 8 4

E

V

0

  m   k   5   3

E Vanturi polare vestice

600

V

Frontul polar  Vanturi dominante vestice

300

V E

Alizee

Fig.1.8

Regimul vânturilor pe glob Din punct de vedere al modului de acţiune şi al zonelor unde acţionează, vânturile sunt: - vânturi de circulaţie generală; - vânturi dominante; - vânturi locale. Vânturile de circulaţie generală sunt acele vânturi care se  înlocuiesc în mod permanent şi egal unele pe celelalte (fig.1.7). Vânturile dominante apar ca urmare a existenţei centrelor de  joasă presiune formate în jurul zonei temperate către ecuator şi a celor de maximă presiune în zonele polare, astfel (fig.1.10 şi 1.11): - alizeele (alizeul de NE în emisfera nordică şi alizeul de SE în emisfera sudică); - musonii, se manifestă în bazinul Oceanului Indian (musonul de iarnă şi musonul de vară); - cicloanele. Musonii sunt vânturi sezoniere ce se manifestă în partea de sud a Asiei, în nordul Oceanului Indian, în Marea Arabiei şi în Africa Occidentală. Formarea lor se datorează încălzirii diferite a uscatul şi a mării, iarna au o grosime verticală de circa 2000 m şi vara de 4000…5000 m. 37

 În anotimpul cald, ca urmare a apariţiei depresiunii termice asiatice (situată deasupra peninsulei indiene) se manifestă musonul de vară care transportă aer ecuatorial foarte cald şi foarte umed, puternic instabil convectiv dinspre ocean spre uscat, care la contactul cu masivul foarte înalt himalaian prezintă o puternică dezvoltare pe verticală a sistemelor noroase asociate cu precipitaţii violente şi abundente.   În sezonul rece ca urmare a apariţiei anticiclonului asiaticosiberin, centrat în apropierea lacului Baikal, se manifestă musonul de iarnă. Aerul foarte rece şi uscat întâlneşte masivul Himalaia, umezeala scade şi mai mult, ca urmare a efectului de foen apărut la frecarea de masivul muntos şi temperatura sa creşte, nebulozitatea lipsind aproape total. Circulaţii musonice mai puţin evidente se manifestă şi pe latitudini medii pe ţărmurile Mării Ohoţk, Mării Negre (în zona Caucazului), Mării Caspice şi ale Oceanului Îngheţat de nord.

Fig.1.10 Vânturile dominante în sezonul rece

38

Fig.1.11 Vânturile dominante în sezonul cald

Vânturile locale se manifestă a urmare a unor cauze locale (relief sau depresiuni secundare) şi poartă numele de Sirocco, Bora, Mistral, Foen, Crivăţ, briză. Sirocco este un vânt cald ce bate pe coastele Algeriei şi Libiei, peste Mediterana ajungând chiar până pe ţărmul european. Bora este un vânt anticlonic, rece şi puternic, ce bate dinspre uscat spre mare producând „montarea” rapidă a acesteia. Se maifestă, de exemplu pe coastele Mediteranei şi ale Mării Negre. Mistralul este un vânt de NV, ce se manifestă în golful Lyon, dinspre zona muntoasă rece franceză. Foenul este un vânt cald ce se formează ca urmare a existenţei a maximului şi minimului atmosferic de o parte şi de alta a unui masiv muntos, el încălzindu-se printr-un proces adiabatic. Crivăţul este un vânt rece de NE ce acţionează dinspre Ucraina peste Marea Neagră, podişul dobrogean şi zona de sud – est a României. Se manifestă în sezonul rece, însoţit de ploi şi ninsoare, vizibilitate redusă, cu intensitate şi forţă mare, resimţinduse, uneori, chiar până în Marea Egee. Brizele de mare şi de uscat sunt vânturi locale de dimensiuni reduse manifestându-se ca un schimb de mase de aer între fâşia de mare din apropierea litoralului şi litoralul terestru cu o adâncime de 40…50 km. Înălţimea până la care acţionează briza este de până la 39

200 m, ziua de la mare spre uscat şi în timpul nopţii, invers.

1.4 CÂMPUL BARIC Câmpul baric reprezintă câmpul distribuţiei presiunii atmosferice în plan orizontal, la nivelul mării. Câmpul baric se reprezintă prin sisteme de izobare unde izobarele sunt linii de egală presiune atmosferică. Izobarele sunt asemănătoare curbelor de nivel din topografie şi reprezintă intersecţia suprafeţelor izobarice cu suprafaţa terestră.

1.4.1 Relieful baric. Forme de relief baric principale şi secundare Relieful baric se obţine prin trasarea izobarelor pe o hartă meteorologică. Presiunea atmosferică este redusă la suprafaţa mării şi apoi este transpusă pe harta sinoptică, iar izobarele se trasează din 4 în 4 mb, pentru anumite ore. Relieful baric cuprinde perturbaţii: - principale; - secundare (derivate). Perturbaţiile principale ale reliefului baric sunt: - maximul barometric H sau anticiclonul; - minimul barometric L sau ciclonul, depresiunea barică. Variaţiile de presiune atmosferică sunt caracterizate de gradientul baric orizontal de presiune. Acesta reprezintă variaţia presiunii atmosferice după normala la izobare şi este pozitiv când este îndreptat în sensul scăderii presiunii atmosferice. De exemplu, pentru distanţa de 60 mile marine (111,3 km) valoarea gradientului baric este de 4 mb; acesta produce la suprafaţa mării un vânt de forţa 7 pe scara Beaufort (30 Nd). Anticiclonul este perturbaţia barică de presiune atmosferică   înaltă, relativ stabilă, în care mişcarea aerului este predominant descrescentă şi divergentă, cu cer mai mult senin. Gradientul baric orizontal este orientat de la centru către periferia lui, este mai mic 40

decât în depresiune şi deci vântul este slab; la gradienţi barici egali, vântule este mai puternic decât în depresiune. În centru sunt curenţi descendenţi care determină vreme bună. Este delimitat prin izobare  închise. Vântul bate de la centru spre periferie, rotindu-se în sens retrograd, în emisfera nordică şi în sens direct în cea sudică. Anticiclonii sunt de două feluri: - reci, caracterizaţi prin: - presiuni atmosferice înalte, formate în anotimpuri sau regiuni reci; cele temporare apar printre depresiuni extratropicale şi aduc vreme frumoasă, dar geroasă. - calzi, caracterizaţi prin: - formare în anotimpuri sau zone calde, cel mai frecvent  în centura tropicală, între 100-400 N şi S; aduc vreme frumoasă, cer senin, vizibilitate bună. Depresiunea barică este perturbaţia barică de joasă presiune atmosferică, mult mai instabilă şi mai mobilă, cu aer relativ cald şi umed, cu mişcări convergente şi ascendente, nebulozitate ridicată, precipitaţii atmosferice însoţite de diferite fenomene meteorologice. Gradientul baric este îndreptat spre centrul depresiunii barice. Funcţie de latitudinea de manifestare depresiunile barice sunt: - depresiunea barică extratropicală L; - ciclonul tropical (depresiunea barică intertropicală CT ). Depresiunea barică se caracterizează de (.fig.1.12):

41

Cc

Emisfera nordica

Cu Cs

Sc Ocazional averse de ploaie

Ci/Cc

As

Ns Ploaie continua

Adesea halou lunar  sau solar 

Est Cb N0 Barometrul creste

Vantul isi schimba directia in sens retrograd, iar  temperatura scade dupa trecerea frontului

     e        i      a      o        l      p       e       d      a      r      u        t      n      e        C

Ocazional burnita

Nori la joasa inaltime

St Umiditate excesiva Aer cald

   a    s    u    d    e    r    e    t    a    t    i    l    i    b    i    z    i    V

N1

Barometrul scade

Front rece

Sectorul cald Barometrul stationar sau scade usor 

Front cald

Vantul isi schimba directia in sens retrograd dupa trecerea frontului rece

Fig.1.12

• un centru de presiune minimă înconjurat de izobare închise; • Unul sau mai multe fronturi ce se extind din apropierea centrului, ce au asociată o centură de vreme rea la altitudini mijlocii şi înalte, până la distanţe mari de sute de mile marine; • sectorul cald între cele două fronturi (zona cu vremea cea mai rea), aerul cald alimentând presiunea atmosferică; • Intr-o depresiune vântul bate de la periferie spre centru, rotindu-se în sens direct în emisfera nordică şi în sens retrograd în cea sudică; • deplasarea se face pe o direcţie paralelă cu izobarele din sectorul cald. Indicii de apropiere a unei depresiuni barică (în emisfera nordică, cu nava în faţa depresiunii şi la sud de traiectoria acesteia):  –  scăderea presiunii atmosferice;  –  formaţiunile noroase preced cu aproximativ 500 mile marine frontul cald (apar mai întâi norii Cirrus, apoi Cumulostratus, Altostratus, Nimbostratus, şi Stratus) 42

- plafonul noros coboară treptat şi cad ploi care se intensifică; -  în imediata apropiere a frontului cald apare burniţa; - vizibilitatea scade repede. Modul de manifestare al elementelor meteorologice în diferite situaţii este următorul:

La trecerea frontului cald: - presiunea atmosferică staţionează sau descreşte foarte uşor; - temperatura creşte; - vântul se roteşte în sens retrograd de la câteva grade la peste 900; - ploaia se opreşte, dar poate apărea burniţa; - vizibilitatea rămâne redusă, poate apărea ceaţa; In sectorul cald: - presiunea atmosferică rămâne stabilă sau scade foarte lent; - temperatura şi umiditatea rămân ridicate; - vântul rămâne constant în forţă şi direcţie; - cerul este acoperit de nori cu baza la aproximativ 300 m, uneori burniţează; - vizibilitatea este, de regulă, sub 10 mile marine. Dacă vântul este de vest, vizibilitatea este destul de bună, dacă este de est, scade sub cinci mile marine. La trecerea frontului rece: - presiunea atmosferică începe să crească; uneori, în special iarna, presiunea va scădea din nou până va trece un al doilea front rece; - temperatura scade pe măsură ce frontul rece se apropie, umiditatea relativă scade; - vântul, uneori în rafale, girează de la câteva grade la 900, 43

sau mai mult; - ploaia este de scurtă durată, uneori sub formă de aversă (în NV Oceanului Atlantic ploaia nu este prea puternică, spre deosebire de Marea Mediterană); - baza norilor se ridică şi apar porţiuni de cer senin; - vizibilitatea se îmbunătăţeşte continuu;

În spatele frontului rece: - vremea se îmbunătăţeşte în continuare, dar mai încet; - vântul scade treptat şi girează; - vizibilitatea se îmbunătăţeşte mai ales dacă vântul scade, cu excepţia averselor; - baza norilor urcă şi porţiunile de cer senin se măresc; La trecerea prin centrul depresiunii: - presiunea scade; - temperatura creşte; - vântul este slab şi variabil; dacă gradientul baric orizontal este mare, vântul este mai tare şi în centrul depresiunii;

Ciclonul tropical Ciclonul tropical, furtuna tropicală, furtuna tropicală rotitoare (Tropical Revolving Storm -TRS) este o depresiune barică adâncă ce se formează pe latitudini nordice şi sudice de 5 0...100 şi se manifestă pe latitudini tropicale în toate oceanele, cu excepţia bazinului Atlanticului de sud. Ciclonul este depresiunea barică de  întindere mai mică dar de intensitate extremă. Funcţia de regiunea geografică el este denumit: - Hurican (uragan), în Atlanticul de nord, Indiile de vest, NE Oceanului Pacific, Oceanul Pacific de sud, Noua Zeelandă; - Ciclon, în Marea Arabiei, golful Bengal, Oceanul Indian de sud (la vest de meridianul de 80 0 E), Oceanul Indian de nord, NW Australiei (pe coastele de nord, nord – vest şi vest australiene se mai numeşte şi Willy-Willies); 44

- Taifun, în Pacificul de NE, în Marea Chinei. Formarea cicloanelor tropicale se datorează unor factori şi fenomene cum ar fi: - extinderea sistemului noros al unei unde ecuatoriale ca urmare a unei advecţii de aer umed ecuatorial în troposfera mijlocie; - antrenarea în rotaţie ciclonică progresivă a unui ansamblu de nori Cumulonimbus ce au rezultat din advecţia aerului umed ecuatorial la altitudine; - instabilitatea dinamică orizontală a curentului general de est, din zona ecuatorială, instabilitate combinată cu advecţia aerului umed la altitudine. - ciclonul tropical, în faza sa de maximă dezvoltare realizată în decurs de o săptămână, se prezintă sub forma unei depresiuni foarte adânci, cu izobare aproape circulare şi concentrice, cu o mărime variabilă cuprinsă  între 50 şi 800 M, cu un diametru de 400…500 M şi cu presiune atmosferică mai mică de 900 mb la centru şi 1010 mb la periferie. Mişcarea aerului se face printr-o rotaţie ciclonică rapidă asociată cu o puternică convergenţă spre centru, excepţie făcând zona centrală, ochiul ciclonului, unde există un calm relativ (fig.1.13).

45

hornul ciclonului (eye wall)

zona de c er  relativ liber 

mase dense de nori in miscare circulara dinspre centru catre periferia ciclonului ochiul ciclonului

15...30M

125M

Vant forta 12

150M

Vant forta 8

Vant forta 6

Fig.1.13

Ochiul ciclonului este înconjurat de un „zid de apă” sau „horn” (eye wall) aerul care îl formează, cu umezeală puternică provine, pe de o parte din aerul ascendent al sistemului noros, iar pe de altă parte din aerul care urcă mereu ca apoi să coboare către straturile inferioare, la o mare distanţă de axa verticală a ciclonului (fig.1.14). h 16 km

Ci

Ci Cb

14 km

Cb

Rotatie anticiclonica

12 km 10 km 8 km 6 km

Rotatie ciclonica

4 km 2 km 0 km

Ploaie

175 M

d Ploaie

Fig.1.14

 În contact cu apa oceanului aerul este puternic umezit, are o puternică mişcare ascendentă formându-se un sistem noros consistent format în principal din nori Cumulonimbus, ce produc 46

averse puternice de ploaie, ce reduc vizibilitatea aproape de zero. În partea centrală a ciclonului există o coloană de aer în mişcare descendentă, cu cer mult mai senin. În afara calmului central, viteza vântului creşte de la periferie spre centru de la viteze de 20 km/oră la cele de peste 250 km/oră, iar marea este foarte agitată într-o zonă de aproximativ 75 mile marine faţă de centrul furtunii. Deplasarea ciclonului se face în sensul circulaţiei generale din troposfera mijlocie, către nord şi nord vest, în emisfera nordică şi către sud şi sud vest în emisfera sudică, cu viteza de aproximativ 10 Nd. Traiectoria are o formă de parabolă curbată în sens anticiclonic. O dată cu creşterea latitudinii viteza creşte uşor, dar nu depăşeşte 15 Nd, aproximativ până în poziţia de curbarea traiectoriei în vertex, unde viteza scade uşor, urmând ca după acesta, pe ultima porţiune a traiectoriei viteza să crească până la 25 Nd (şi chiar peste 40 Nd) (fig.1.15). Traiectoria caracteristica

H

Vertex (cod) Cadranul periculos

Linia mediana Semicercul periculos

Traiectoria alternativa

Semicercul manevrabil

Traiectoria alternativa

Cadranul periculos

200N

100N

00

Semicercul 0 periculos 10 S Linia mediana 200S

Vertex (cod)

H

Traiectoria caracteristica

Fig.1.15 47

Ciclonul tinde să se deplaseze către zonele oceanice cu temperatura la suprafaţa apei mai ridicată, ajuns pe uscat, forţa sa scade considerabil, stingându – se în una la două zile. De asemenea, mişcarea unui ciclon pe traiectorie are propriile caracteristici, dar o dată ajuns pe latitudini nordice şi sudice de aproximativ 350 acesta se stinge. Există şi situaţii în care ciclonul îşi modifică radical mişcarea, făcând o întoarcere din drum, dar în acest caz viteza să nu depăşeşte 10 Nd.  În emisfera nordică furtunile tropicale se manifestă în perioada iunie-noiembrie, cu perioada cea mai rea în august-septembrie. În emisfera sudică sezonul furtunilor tropicale este din decembrie până în mai, cu perioada cea mai rea în februarie şi martie. Excepţie face zona Mării Arabiei când furtunile tropicale se manifestă în perioadele de schimbare a musonilor: mai, iunie, octombrie şi noiembrie. Caracteristicile vremii în ciclonul tropical sunt următoarele: - presiunea atmosferică scade de periferie către centrul furtunii cu o scădere accentuată la apropierea de ochiul furtunii, unde se înregistrează presiunea minimă. În spatele ochiului ciclonului presiunea atmosferică creşte rapid fiind urmată de o uşoară deplasare înainte a acestuia; -  în interiorul ochiului furtunii cerul este puţin acoperit de nori; în jurul ochiului furtunii se manifestă pe verticală o masă densă de nori ca un horn numită „eye wall”; în continuare către periferia ciclonului se trece de la un cer  aproape acoperit de mase compacte de nori, la cer parţial acoperit de lungi spirale de nori convergenţi; -   în ochiul furtunii vântul este slab sau este calm; în spatele acestuia se manifestă vânturi puternice în sens opus mişcării furtunii; vânturile cele mai puternice apar în apropierea centrului furtunii „eye wall”, forţa 12 la aproximativ 75 M, forţa 8 la aproximativ 75 M şi forţa 5/6 la 8 la distanţă de circa 200 M de centrul furtunii; viteza vântului creşte o dată cu apropierea furtunii, iar viteza vântului coincide cu cea a acesteia; la distanţa de 48

aproximativ 250 M de centrul furtunii vântul este slab fiind determinat de vremea din acea zonă; -   în ochiul furtunii ploaia încetează şi vizibilitatea este bună; în centrul furtunii marea este puternic agitată, iar  după trecerea acestuia cerul se acoperă de nori, cad ploi torenţiale, vizibilitatea scade drastic, agitaţia mării creşte;  în apropierea centrului furtunii sunt precipitaţii torenţiale, vizibilitatea este redusă ca urmare a prezenţei ceţii puternice; către periferie apar ploi puternice intermitente asociate cu mase de nori.

Forme barice secundare înrudite cu anticiclonul  Formele barice secundare înrudite cu anticiclonul sunt:  –  dorsala;  –  şa barică: Dorsala anticiclonică este o prelungire a unui anticiclon între două depresiuni şi se prezintă astfel:  –  izobarele sunt în formă de “U” ;  –  vântul este moderat ca urmare a izobarelor mai distanţate;  –  vreme bună. Şaua barică este o formaţiune barică instabilă ce ia naştere  între două depresiuni şi doi anticicloni aşezaţi în cruce şi cedează locul rapid unei depresiuni, caracterizată prin:  –  gradienţii barici au valori mici;  –  vântul este slab şi variabil;  –  umiditatea relativă este ridicată;  –  se produc descărcări electrice;  –  ceaţă, foarte frecvent. Forme barice înrudite cu depresiunea barică Formele barice înrudite cu depresiunea barică sunt : - talvegul; - culoarul depresionar; - galeria depresionară. 49

Talvegul depresionar  Talvegul depresionar apare între două anticicloane: - frontal, când are asociat un front cald şi izobarele sunt în formă de “V” cu vârful pe front, vremea  îmbunătăţindu-se la trecerea frontului; - nefrontal, cu izobarele în formă de “U” apărând cel mai adesea în aerul rece din spatele unei depresiuni; când distanţele la depresiune şi anticiclon sunt mari, izobarele sunt paralele şi vremea bună alternează cu cea instabilă. Culoarul depresionar  este o zonă de joasă presiune mărginită de ambele părţi de izobare cu valori mai ridicate. El se poate întinde pe mii de kilometri, este mult mai larg decât talvegul şi leagă, de obicei, două depresiuni atmosferice. Galeria depresionară este o formă neregulată de presiune atmosferică joasă care şerpuieşte şi este mărginită de valori ridicate de presiune atmosferică. Observaţia 1. 4 Mareea barimetrică – zona de presiune normală. Observaţia 1.5 Depresiunea reprezintă un interes deosebit pentru navigatori pentru că este principala cauză pentru instalarea vremii rele.

1.5 MASE DE AER ŞI FRONTURI ATMOSFERICE Repartiţia neuniformă în plan orizontal a temperaturii aerului şi presiunii atmosferice determină deplasarea maselor de aer dintr-o zonă în alta, ceea ce produce modificări importante ale vremii. Masa de aer se defineşte ca porţiunea de aer din troposferă având suprafaţă mare (500…5000 km) şi înălţime ce poate atinge 10 km, areal în care elementele meteorologice caracteristice (temperatura, presiunea şi umiditatea) sunt relativ omogene, diferite de cele din jur şi vremea păstrează cam acelaşi aspect. Pe timpul deplasării maselor de aer unele elemente meteorologice se schimbă, iar altele sunt mai stabile. Modificările sensibile ale elementelor meteo dintr-o regiune anunţă înlocuirea masei de aer  de aici şi o dată cu ea şi modificări ale vremii în regiune. Din punct de vedere termic masele de aer sunt mase de aer  rece şi mase de aer cald. Masa de aer rece este acea masă de aer  50

care la pătrunderea într-o regiune este mai rece decât masa de aer  pe care o înlocuieşte; masa de aer cald este masa de aer care este mai caldă decât cea pe care o înlocuieşte. Din punct de vedere termodinamic masele de aer sunt stabile şi instabile. O masă de aer stabilă este atunci când gradientul termic vertical este mai mic decât gradientul termic adiabatic. O masă de aer este instabilă atunci când gradientul termic vertical este mai mare decât gradientul termic adiabatic. O masă de aer staţionară preia din caracteristicile principale mediului său de formare; astfel masele de aer sunt: mase de aer  artic, polar, tropical şi ecuatorial. Aerul polar se formează în anticiclonul polar staţionar vara deasupra zonelor cu latitudini înalte din Atlanticul de nord şi deasupra Canadei iarna şi se caracterizează prin: - temperatură mai mică decât cea a mării cu excepţia staturilor de la suprafaţa apei, dacă vântul este slab; - norii sunt de tip cumulus fără acoperi tot cerul, cu  înălţimea bazei cuprinsă între 600…1000 m, cu scădere la 100… 200 m în cazul când plouă; - cu cât viteza de deplasare spre regiuni calde este mai mare şi suprafaţa oceanică străbătută mai mică cu atât mai puţini nori se vor forma şi cu înălţimea bazei mai mare; - ploaia şi zăpada sunt sub formă de aversă, dacă provin din nori izolaţi; - umiditatea relativă este mai scăzută; - vizibilitatea este bună (excepţie făcând perioada averselor de ploaie) atâta timp cât vântul nu depăşeşte forţa 7 Beaufort; - vântul în emisfera nordică este, în mod obişnuit, din VNV şi NV în regiunea Angliei şi Franţei şi din V şi N pe latitudini similare aproape de coastele estice continentale; în emisfera sudică vântul polar este din V cu caracter de vijelie. Aerul polar continental se formează în anticiclonii continentali de deasupra Rusiei, iarna manifestându-se maximul siberian cu ramificaţii până în centrul Europei. O masă de aer continental se transformă în masă de aer maritim atunci când se deplasează deasupra mării circa 500 M. Aerul tropical se formează în cele două centuri tropicale şi se caracterizează prin: - temperatură superioară celei a apei de mare, cu excepţia staturilor de la suprafaţa mării, dacă vântul este slab; 51

- norii de tip stratus sunt mai frecvenţi cu baza sub 300 m; - precipitaţii sub formă de burniţă; - umiditate relativă ridicată; - vizibilitate uneori peste 10 M, dar foarte rar sub 5 M, cu excepţia cazurilor când este în vecinătatea unor ape deosebit de reci; - vânt în rafale, de obicei din S şi V în emisfera nordică şi din N şi V în emisfera sudică.   În emisfera nordică aerul maritim tropical se formează în maximul azoric, de unde se deplasează deasupra Europei aducând temperaturi ridicate (chiar şi iarna 60-90 C) şi stabilitate. Aerul artic are aceleaşi proprietăţi cu cel polar cu specificul că este mai rece ca urmare a faptului că se formează în regiunile artice şi antarctice acoperite de gheaţă sau zăpadă. Aerul ecuatorial este cald şi umed până la mare înălţime. Este  însoţit de ploi, uneori continui şi puternice. Caracteristici sunt nori de tip cumulus şi altostratus. Vizibilitatea este foarte bună cu excepţia perioadelor ploioase, când scade sub cinci cabluri.  În mişcarea sa o masă de aer se va întâlni cu o altă masă de aer cu care se va amesteca în timp. Frontul atmosferic este o zonă de separare a două mase de aer cu proprietăţi termohigrometrice diferite (centură de vreme rea sau relativ rea) care se manifestă sub formă de plan înclinat orientat spre masa rece datorită densităţii mai mari a acesteia şi a forţei de abatere Coriolis. Unghiul de înclinare faţă de suprafaţa terestră este de 1…100. Procesul de formare al fronturilor se numeşte frontogeneză şi se realizează în continuarea a două mase de aer diferite. Procesul invers se numeşte frontoliză. Lăţimea zonei frontale este de 10…30 km, înălţimea de cel puţin 1…2 km şi cel mult până la limita superioară a troposferei Fronturile atmosferice sunt calde sau reci funcţie de masa de aer care vine şi înlocuieşte o altă masă de aer dintr-o anumită zonă (fig.1.16). Masele de aer principale sunt separate de trei fronturi atmosferice: - front arctic; - front polar; - front tropical. Din aceste fronturi, principal este frontul polar care se situează la latitudini medii. Prin ondularea sa generează depresiuni barice extratropicale. Frontul tropical este implicat in geneza 52

ciclonului tropical. Fronturile atmosferice sunt de două categorii: - fronturi pasive; fronturi active (cald, oclus, rece, cvasistaţionar).

Nori

Barometrul c reste

1004 Barometrul scade

L Front cald

Front rece

Fig.1.16

Frontul cald

Poartă numele masei de aer cu viteză mare, cu viteza vântului din spatele său (a vântului de suprafaţă). Prin alunecarea maselor calde pe cele reci (fig.1.17) rezultă nebuloase (nori stratificaţi). Formaţiunile noroase apar cu 500 M înaintea frontului. Norii sunt de tip stratus, iar mai în faţă în partea înaltă a suprafeţei frontale de tip cirrus şi cirrostratus la înălţimea de aproximativ 6000 m. Înălţimea frontului este de 6…8 km. Pe măsura deplasării sale spre est norii cirrostratus coboară şi se amplifică cedând locul norilor  altostratus şi nimbostrus. Ploaia cade într-o centură de circa 200 mile marine. Aer cald

 t a l a  n   o   r  f  f a t a  a  r  S u p

Aer rece

Fig.1.17

Frontul rece

Se produce în situaţia când aerul rece are o viteză mai mare care va întâlni un aer cald şi va crea un plan înclinat spre masa rece (fig.1.18). La contact se vor produce nori de tip cumulus şi 53

altocumulus. Ploaia este mai puternică decât în cazul frontului cald, dar de durată mai mică. Înălţimea frontului este de 4 - 6 km. Se deplasează cu viteză apropiată de cea a vântului geostrofic. S u   p r af    a t a  f   r on    t a  l a  Aer rece

Aer cald

Fig.1.18

Frontul oclus

Se formează în spatele frontului rece şi în fata frontului cald (fig.1.19 şi 1.20). Zona se extinde pe sute de kilometri. In situaţia   în care în zona frontului oclus se produc scăderi de presiune atmosferică, frontul se regenerează. Norii asociaţi frontului oclus sunt similari celor care preced un front cald, dar centura de ploaie este mai mică. În cazul frontului oclus rece ploaia continuă şi după trecerea frontului, pe când la trecerea frontului oclus cald aceasta se opreşte. Dacă în frontul oclus presiunea este în creştere, frontul se distruge. Evoluţia vremii într-un front oclus este asemănătoare cu cea dintr-o depresiune, dar lipseşte sectorul cald şi cu mai puţină ploaie. Acest front este asociat cu o centură de nori foarte joşi şi de vizibilitate redusă. Când ocluziunea este aproape de centrul unei foste depresiuni, apare ploaia sau burniţa.

Aer cald Aer mai rece

Aer rece

Fig.1.19 Ocluziune tip front rece

54

Aer cald Aer rece

Aer mai rece

Fig. 1.20

Observaţia 1.6 Fronturile cald şi rece şi în special, frontul oclus sunt

asociate, de obicei, depresiunilor barice. Frontul cald se reprezintă printr-o linie roşie sau printr-o  înşiruire de semisfere de culoare roşie:

Frontul rece se reprezintă printr-o linie albastră sau printr-o  înşiruire de triunghiuri de culoare albastră:

Frontul oclus se reprezintă printr-o linie violetă sau dublă roşie-albastră sau printr-o înşiruire alternativă de semisfere roşii şi triunghiuri albastre, de aceeaşi parte a unei drepte (curbe):

Front cvasistaţionar 

Se formează pe axa talvegului depresionar (fig.1.21 şi 1.22) şi are o poziţie staţionară, sau se poate instala la periferia unui anticiclon dacă în afara acestuia se află o zonă de presiune scăzută (se constituie ca o zonă de separare între două mase de aer ce se mişcă în aceeaşi direcţie, acelaşi sens sau sensuri diferite, dar cu viteze apropiate). Aer cald Aer rece

Fig.1.21 Front staţionar (ocluziune verticală) 55

1016 mb  a r  t  io n   a  t  s  n t  F r o

1012 mb

1012 mb

1016 mb

Fig.1.22 Front staţionar (vedere plan orizontal)

Frontul staţionar se reprezintă printr-o linie maro sau printr-o  înşiruire de semisfere roşii şi triunghiuri albastre, de o parte şi de cealaltă a unei drepte (curbe).

Observaţia 1.6 Evoluţia frontului staţionar trebuie urmărită cu atenţie pentru că acesta poate să se onduleze şi să schimbe vremea în mod considerabil.

1.6 INFORMAREA HIDROMETEOROLOGICĂ In sprijinul navigaţiei şi al activităţilor tehnologice maritime, alături de documentarea climatologică din spaţiul oceanic, un rol important îl reprezintă informarea meteo-oceanografică în clar şi codificată ceea ce intr-un sens global conduce la conceptul de asigurare hidrometeorologică maritimă (AHMM).

1.6.1 Informare hidrometeorologică in clar  Informarea în clar constă în recepţionarea la bordul navei a buletinelor meteo şi al avizelor de furtună. Aceste mesaje îşi ating scopul de informare a navigatorilor asupra situaţiei meteorologice din zonă sau din zonele învecinate, ele ajutând la interpretarea mai 56

precisă a hărţilor sinoptice. Aceste mesaje conţin următoarele părţi: - prezenţa sau lipsa furtunii în zonă; - contextul meteo - sinoptic general: prezenţa şi evoluţia centrelor de maximă presiune (H) şi a perturbaţiilor  barice de joasă presiune (L), precum şi unele relaţii privind condiţiile de vreme la trecerea fronturilor  atmosferice corelate depresiunilor barice extratropicale; - prognoza meteo pentru un anumit interval de timp (gradul de nebulozitate, precipitaţii atmosferice, vizibilitate, fenomene periculoase pe mare, starea mării); furtuna pe mare este apreciată după forţa vântului (Gale warning): 8-9° Bf.; Storm Warning: 10° Bf.; Tropical Cyclone: > 11° - 17° Bf.). Recepţia buletinelor/avizelor meteorologice se realizează la bordul navelor prin radio sau telex de bandă îngustă, pe frecvenţa unică de 518 KHz (sistem Navtex).

1.6.2 Informarea hidrometeo - climatologică Alături de documentarea hidrografică şi hidrometeorologică marină, asigurarea meteo - oceanografică la bordul navei se realizează prin recepţia radio a buletinelor şi avizelor de furtună în clar, a mesajelor hidrometeorologice codificate, precum şi prin datele recepţionate în sistemul radiofacsimil. In pregătirea unei activităţi tehnologice maritime intr-un anume bazin oceanic se recomandă studierea atentă a documentaţiei de profil, atât sub raport hidrografic (batimetric, natura fundului, adâncimi periculoase) cât şi sub aspect meteorologic şi hidrologic marin (valuri medii, limite de variaţie, procese fizice şi fenomene periculoase).

1.6.3 Informarea hidrometeorologică codificată Informarea codificată se face în codurile SYNOP şi SHIP. Din raţiuni de operativitate şi de limbaj universal - comun îndeosebi în activităţile meteorologice ce folosesc sisteme de informare sub forma unor mesaje codificate - telegrame cifrate, care conţin într-un spaţiu restrâns un volum important de informaţii. Date care intră în conţinutul de bază al hărţilor meteo şi hidrosinoptice, iar o parte servesc exclusiv asistenţei meteo-oceanografice în sprijinul navigaţiei maritime. 57

Prin informare codificată se înţelege diferite tipuri de mesaje cifrate, care conţin date meteorologice, în unele cazuri şi de hidrologie marină, organizate în grupe de cinci simboluri/cifre, într-o ordine prestabilită. Principalele denumiri de coduri şi conţinutul lor general sunt: SYNOP (FM 12 IX) - date reale de la staţiile de uscat şi de coastă; SHIP (FM 13 IX) - date reale în puncte de coordonate indicate exclusiv din spaţiul maritim; MAFOR (FM 61 IV) - date de prognoză meteohidrologică pentru anumite raioane maritime; IAC FLEET (FM 46 IV) - codificare prin coordonate geografice, ceea ce permite pe această bază să se   întocmească o hartă meteo - sinoptică simplificată (de analiză sau de prognoză). Codurile SYNOP si SHIP stau la baza întocmirii hărţilor  sinoptice şi meteo (se întocmesc din 6 in 6 ore). Mesajele de avertisment se transmit când vântul are viteza mai mare de 11 m/s, vizibilitatea este sub 500 m şi gradul de agitaţie al mării este 5° Bf.

Codul SHIP Acest tip de codificare constituie conţinutul de bază al hărţilor sinoptice, exclusiv din spaţiul oceanic. Codul SHIP reprezintă un mesaj hidrometeorologic complex, codificat, cu date reale pentru un anumit punct din mare. Este organizat pe structura codului meteorologic universal SYNOP, având în plus precizări şi elemente privind coordonatele punctului, drumul şi viteza navei, temperatura mării, elementele valurilor de hulă, fenomene de îngheţ. Codul SYNOP este de forma: BBXX YYGGi W  99LaLaLa QcLoLoLoLo i R i x  hVV Nddff  1S nTTT 2S n T d  T d  T d  4PPPP 5appp 6RRRtR 7wwW1W2 8NhCLCMCH 222DsVs 0SnTwTwTw 2PwPwHwHw 3dw1dw1dw2dw2 4Pw1Pw1Hw1Hw1 5Pw2Pw2Hw2Hw2 6IsEsEsES ICE ciSibiDiZi unde: - BBXX – este indicativul codului 58

- YY reprezintă data zilei când s-a făcut observaţia - GG reprezintă ora de observaţie UTC - i W  este indicator de vânt care prezintă modul cum a fost determinată viteza vântului şi unitatea de măsură (0 = vânt estimat, exprimat în m/s; 1 = vânt măsurat cu anemometru, exprimat în m/s; 3 = vânt estimat, exprimat în noduri; 4 = vânt măsurat cu anemometru, exprimat in noduri). 99LaLaLa – latitudinea punctului în care s-a făcut observaţia 99 – cifră de control LaLaLa - latitudinea punctului, cu precizie de zecime de grad, primele două cifre pentru valoare întreagă, ultima cifră pentru zecimea de grad QcLoLoLoLo – cuadrantul globului şi longitudinea punctului în care s-a făcut observaţia Qc – indică emisfera nordică, sudică, vestică şi estică: 1 – latitudine nordică şi longitudine estică 2 – latitudine sudică şi longitudine estică 5 – latitudine sudică şi longitudine vestică 7 – latitudine nordică şi longitudine vestică LoLoLoLo – longitudinea punctului în care s-a făcut observaţia; primele trei cifre reprezintă valoarea întreagă în grade, iar ultima cifră zecimea de grad i Ri  x  hVV – grupă privind existenţa precipitaţiilor, prezenţa grupei de fenomene meteo, plafonul norilor, vizibilitatea atmosferică pe orizontală i R  - indicator referitor la precipitaţii: 1,2 - precipitaţii incluse, 3 - precipitaţii omise, 4 - nu sunt date disponibile, i x - indicator de includere sau de omitere a grupei de fenomene h - plafonul norilor (înălţimea la care se găseşte baza norilor): pentru h = 0 < 50 m 1 50 -100 m 2 100 -200 m 3 200 -300 m 4 300 - 600 m 5 600 -1000 m 6 1000 -1500 m 7 1500 -2000 m 8 2000 -2500 m 9 > 2500 m, sau nu sunt nori sub 2500 m V V distanta de vizibilitate pe orizontală la suprafaţa mării: 59

pentru VV = 90 < 50 m 91 50…200 m 92 200…500 m 93 500…1000 m 94 1…2 km 95 2…4 km =2 M 96 4…l0 km = 5M 97 10…20 km = 10 M 98 20…50 km = 20 M 99 > 50 km > 20 M Nddff – grupă pentru date referitoare la gradul de acoperire a cerului cu nori, direcţia şi viteza vântului real: N nebulozitatea totală (gradul de acoperire al cerului se exprimă în optimi): pentru N = 0 - cer senin;1 = 1/8; 2 = 2/8; 3 = 3/8; 4 = 4/8; 5 =5/8, 6 = 6/8; 7 = 7/8; 8 - cer complet acoperit; 9 cer invizibil; dd - direcţia vântului real exprimată în decagrade, codificată cu cifre de la 00 la 36, unde 00 – calm şi 36 – 355 0…0040; 99 vânt variabil ff - viteza vântului real în m/s, sau noduri, funcţie de indicaţia din grupa de început i w 1S nTTT – valoarea temperaturii aerului la precizie de zecime de grad: 1 - cifră de control S n - semnul temperaturii, (0 = semnul este pozitiv; 1 = semnul este negativ); TTT - valoarea temperaturii aerului cu precizie de zecime de grad 2S nT d  T dT    d  – valoarea temperaturii punctului de rouă: 2 - cifră de control S n - semnul temperaturii T dT  T    Td    - temperatura punctului de rouă   d   d 4PPPP - valoarea presiunii atmosferice la la nivelul mării 4 - cifră de control PPPP valoarea presiunii atmosferice cu precizie de zecime de mb 5appp – tendinţa barică, adică variaţia presiunii atmosferice în ultimele trei ore: 60

5 - cifră de control; a - tendinţa barică a presiunii în ultimele 3 h 0,1,2,3 – tendinţă în creştere 4 – tendinţă staţionară 5,6,7,8 – tendinţă în scădere ppp - valoarea tendinţei barice în ultimele trei ore cu precizie de zecime de milibari, ultima cifră reprezentând zecimea de milibar  6RRRtR – precipitaţiile; se transmite numai în cazul în care i R, la  începutul mesajului este codificat cu cifrele 1 sau 2: 6 – cifră de control RRR – cantitatea de precipitaţii ce a căzut în cursul perioadei ce a precedat transmisia în mm; se codifică în cifre de la 000 la 999 tR – durata perioadei în care au căzut precipitaţiile: 1 - perioadă de şase ore 2 - perioadă de 12 ore 7wwW1W2 – fenomene meteo din momentul observaţiei: 7 - cifra de control ww - fenomenele meteo din momentul observaţiei pentru ww = 0 - 29 - fenomene fără precipitaţii în ora precedentă 30 - 39 – furtună de praf, nisip sau viscol 40 - 49 – aer ceţos sau ceaţă, vizibilitate sub ½ M 50 - 59 – burniţă 60 - 69 – ploaie, dar nu în averse 70 - 79 – lapoviţă şi ninsoare, dar nu în averse 80 - 90 – averse, de la 80 la 84 - de ploaie, de la 85 la 90 – de lapoviţă sau ninsoare 91-99 – fenomene orajoase (furtună cu descărcări electrice) W1 - fenomene petrecute cu 3 - 6 ore înainte de observaţie pentru W1 = 0 - cer senin, 1 - cer variabil 2 - cer complet acoperit 61

3 - furtună de praf, transport zăpadă 4 – ceaţă sau pâclă 5 - burniţă 6 - ploaie 7 - ninsoare 8 - aversă 9 - furtună cu descărcări electrice 8NhCLCMCH – formaţiunile noroase: 8 – cifră de control Nh – nebulozitatea norilor inferiori; se codifică la fel ca şi nebulozitatea totală de la începutul mesajului (N), în optimi CL – tipul de nori inferiori sau cu dezvoltare verticală; se codifică cu cifre de la 0 la 9 0 – nu sunt nori inferiori 1 – Cumulus Cu , cu extindere mică verticală 2 – Cumulus cu extindere medie sau mare, cu protuberanţe 3  – Cumulonimbus Cb, nefibros, slab dezvoltat 4 – Stratocumulus Sc  formaţi prin extinderea norilor  Cumulus 5 – Stratocumulus bine individualizaţi 6  – Stratus St în straturi mai mult sau mai puţin continui 7  – Stratus fractus St fr de vreme rea 8 – Cumulus şi stratocumulus cu baza la diferite niveluri 9 – Cumulonimbus de furtună, puternic dezvoltaţi CM – tipul de nori mijlocii; aici se încadrează şi norii Nimbostratus a căror bază se află de obicei la înălţimea de peste 2500 m; se codifică cu cifre de la 0 la 9 0 – nu sunt nori inferiori 1 – Altostratus As uşor semitransparenţi 2 – Nimbostratus Ns 3 -, 4, 5, 6,7, 8, 9 – diferite tipuri de dori Altocumulus  Ac  CH – tipul de nori superiori 0 – nu sunt nori superiori 1, 2, 3, 4 – diferire tipuri de nori Cirrus 5, 6, 7, 8 – diferite tipuri de nori Cirrostratus 9 – Cirrocumulus Cc  222DsVs - drumul şi viteza navei ce transmite mesajul şi care precede transmiterea datelor oceanografice 222 – cifră de control Ds – drumul adevărat al navei, din ultimele trei ore ce preced 62

observaţia 0 – nava în derivă, ancoră 1 – NE 2–E 3 – SE 4–S 5 – SW 6–W 7 – NW 8–N 9 – diferite direcţii Vs - viteza navei în noduri, din ultimele trei ore ce preced observaţia 0 - nava în derivă, la ancoră 1 – 1…5 nd 2 – 6…10 nd 3 – 11…15 nd 4 – 16…20 nd 5 – 21…25 nd 6 – 26…30 nd 7 – 31…35 nd 8 – 36…40 nd 9 – mai mare de 40 nd 0SnTwTwTw 2PwPwHwHw 3dw1dw1dw2dw2 4Pw1Pw1Hw1Hw1 5Pw2Pw2Hw2Hw2 6IsEsEsES ICE ciSibiDiZi

Codul Mafor  Este un cod internaţional adoptat de O.M.M. şi se foloseşte în transmiterea buletinelor meteo pentru nave, când nu se poate transmite unul în limba engleză. Numele de cod MAFOR este folosit ca prefix la mesaj indicând că este vorba despre o prognoză pentru nave; dacă se transmit mai multe mesaje odată, prefixul va apărea o singură dată la începutul mesajului colectiv. 63

Mesajul cu indicativul Mafor cuprinde într-o ordine prestabilită prognoza următoarelor elemente hidrometeorologice: - direcţia şi forţa vântului; - fenomene meteorologice, - vizibilitatea; - starea de agitaţie a mării; - temperaturile extreme ale aerului; - elementele valurilor. Codul este format din cinci grupe a cinci simboluri fiecare având forma: yyG1G1 OAAAam, 1GDF mW 1, 2VST  x Tn  , 3DK P WH  H      W   W yyG1G1: reprezintă data şi ora de începere a intervalului de prognoză. Nu se repetă pentru în cazul unui buletin meteo care conţine prognozele pentru câteva zone (AAA).

Semnificaţia codului  0,1,2,3, - indicatori de grup OAAAaN : pot fi înlocuite cu numele zonei la care se referă prognoza: AAA - reprezintă numărul raionului maritim; am – indicator pentru o parte a zonei maritime (codificat 0 - 9): 0 – întreaga zonă AAA; 1 – cadranul de NE al zonei AAA; 2 – jumătatea de E a zonei AAA; 3 – cadranul SE al zonei AAA; 4 – jumătatea de S a zonei AAA; 5 – cadranul SW al zonei AAA; 6 – jumătatea de W a zonei AAA; 7 – cadranul NW al zonei AAA; 8 – jumătatea de N a zonei AAA; 9 – restul zonei; Grupele 1GDF mW 1, (2VST  x Tn  ), (3DK P WH  H   )  pot fi repetate de   W   W câte ori este necesar pentru a descrie schimbările condiţiilor meteo prognozate într-o regiune. Primul grup 1GD F mW 1 în care G = 8 şi următoarele grupe, dacă se folosesc, se referă la prevederea vremii 64

 începând cu ora dată în grupa yyG1G1 şi continuând cât indică G. Următorul grup1GDF mW 1 dă perioada de timp pentru care este valabilă prognoza dată, începând cu expirarea perioadei date de grupul prededent 1GDF mW 1 (G = 8). Orice grupare 1GDF mW 1, (2VST  x Tn  ), (3DK PW   HW  H    ) (G = 8)   W poate fi urmată de un grup1GD F mW 1(G = 9) descriind un fenomen prevăzut să apară ocazinal în această zonă. G - reprezintă perioada de timp acoperită de prognoza (codificat 0-9); D - reprezintă direcţia vântului (codificat 0 - 9): Direcţia din care bate vântul: 0 – calm; 5 – SW; 1 – NE; 6 – W; 3 – SE; 7 – NW; 4 – S; 8 – N; 9 – variabil (pentru codul 0);  – confuz (pentru codul Dk); F m- reprezintă prognoza la forţa vântului în grade Bf. (codificat 0 - 9): 0 – 0…3 Bf; 5 – 8 Bf; 1 – 4 Bf; 6 – 9 Bf; 3 – 6 Bf; 7 – 10 Bf; 4 – 7 Bf; 8 – 11 Bf; 9 – 12 Bf; W 1 - codificat 0-9. 2VST  x Tn  : V - reprezintă vizibilitatea pe mare (codificat 0 - 9); S - reprezintă starea de agitaţie a mării (gradul mării, codificat 0-9); T  x Tn  - reprezintă temperaturile extreme ale aerului (codificat 0 - 9). 3DKPWHWHW DK - reprezintă direcţia hulei, codificarea identică cu direcţia vântului: P W-  reprezintă perioada valurilor de hulă (codificat 0 - 9); H WH     - reprezintă înălţimea valului la o precizie de ± 0,5 m   W (codificat in două cifre). O – situaţia sinoptică în zona de prognoză la începutul perioadei: 1 – prognoză valabilă trei ore; 2 – prognoză valabilă şase ore; 65

3 – prognoză valabilă nouă ore. Grupele 2VST  x Tn  3DKPWHWHW sunt opţionale. Fiecare element din prognoză este aproximativ şi trebuie privit ca o valoare medie probabilă.

Codul FM 46 IV Mesajele transmise în codul FM 46 IV sunt prognoze pentru intervalul următor şi însoţite de analiza hărţilor sinoptice FM 46 IV, asigură informaţiile necesare alegerii drumului optim. Codul este de forma: 10001 65556

33388 33388

99900 BPtcPP

QLaLaLoLo

000gpgp sau 000gpgp 99911 66FtFiFc 000gpgp sau 000gpgp 99922 444PPP 99944 987wsws

0YYGcGc 0YYGcGc

000GpGp mdsdsf sf s

9PtPcPP

QLaLaLoLo

7PtPcPP

QLaLaLoLo

QLaLaLoLo

QLaLaLoLo …………...mdsdsf sf s

69PtPcPP

QLaLaLoLo

67PtPcPP

QLaLaLoLo……………mdsdsf sf s

QLaLaLoLo

QLaLaLoLo…………….

QLaLaLoLo

QLaLaLoLo…………….

99955 (55TtTiTc) (555PP) QLaLaLoLo 88800 77e2uu (9dwdwPwPw) QLaLaLoLo QLaLaLoLo…………… ……………. 000gpgp 79e2uu (9dwdwPwPw) (9dwdwPwPw) QLaLaLoLo ………….. sau 000gpgp 76e2uu (9dwdwPwPw)

mdsdsf sf s

QLaLaLoLo….mdsdsf sf s (9dwdwPwPw) QLaLaLoLo QLaLaLoLo 66

(9dwdwPwPw) QLaLaLoLo …………..

……………..

(00C100)

77744………………………………………………………… 44777 19191

Decodificarea grupelor individuale 10001 65556 333x1x1

grup indicând că urmează o analiză meteo grup indicând că urmează o prognoză meteo grup indicând zona de pe glob în care se găseşte punctul sau punctele care se dau în continuare 00 - emisfera nordică – punct LaLaLoLok 11 – emisfera sudică 22 – zona ecuatorială 88 - punct LaLaLoLo LaLa – latitudinea rotunjită la cel mai apropiat grad LoLo - longitudinea rotunjită la cel mai apropiat grad (peste 100 se omite cifra 1) k - se adaugă 1/20 la latitudine sau longitudine 0 – LaLaLoLo 0 - 990 E 1 – se adună ½ la LaLa 2 – idem LoLo sau 3 - idem LaLaLoLo 100 -1800W 4 – grade întregi 5 – LaLaLoLo 0 – 990 W 6 – se adună ½ LaLa 7 – idem LoLo sau 8 – idem LaLaLoLo 100 – 1800E 9 – grade întregi Q – zona octant în care se găseşte punctul 0 0 0 – 900W 1 90 -1800W latitudini nordice 0 2 180 – 90 E 3 90 - 000 E 5 0 - 900 W 6 90 – 1800 W 7 180 – 900E latitudini sudice 0 8 90 -00 E 67

Când se foloseşte forma LaLaLoLo grupul 33300 şi 33311 desemnează emisfera apropiată. Când se foloseşte grupul 33322 pentru zone ecuatoriale, latitudinile sudice de la 0 – 30 0 S sunt indicate prin scădere din 100. 0YYGcGc - grupul zi – oră (GMT) pentru momentul observaţiilor  sau YY – ziua din lună GcGc – ora (GMT) observaţiei 000GpGp - GpGp – numărul de ore de adunat la GcGc pentru a obţine ora la care se dă prognoza 999bb - grup indicând subiectul analizei 00 – presiunea atmosferică 11 – fronturi atmosferice 22 – izobare 33 – mase de aer  44 – zone meteo 55 – sistem tropical 66 – norii 8 PtPcPp - grup caracterizând presiunea atmosferică Pt – tipul sistemului de presiune 0 – joasă, sistem complex 1 – joasă 2 – depresiune secundară 3 – talveg depresionar  4 – undă 5 – înaltă 6 – zonă de presiune uniformă 7 – dorsală 8 – şa barică 9 – furtună tropicală Pc – evoluţia sistemului de presiune atmosferică 0 – nici o specificaţie 1 – joasă în umplere sau înaltă în scădere 2 – schimbări mici 3 – joasă în adâncime sau înaltă în creştere 4 – sistem complex 5 – se suspectează existenţa sau formarea unui sistem de presiune 6 – se umple sau slăbeşte fără să dispară 7 – creştere generală a presiunii 8 – scădere generală a presiunii 9 – situaţie neclară 68

Aceste caracteristici se referă la sistemul de presiune din poziţia indicată de grupul de poziţie care urmează imediat după grupul cu cifrele indicatoare 7,8 sau 9. Cifra 7 indică faptul că observaţia este cu GpGp ore după GcGc, iar cifra 9 înainte de GcGc. În cazul prognozei GpGp se va aduna sau scădea din GpGp + GcGc. PP – presiunea atmosferică în mb întregi (9 sau 10 sunt omise). Pentru H sau L este presiunea din centru. De – a lungul unei dorsale este presiunea cea mai înaltă, iar de –a lungul unui talveg este presiunea cea mai joasă. mdsdsf sf s grup indicând mişcarea subiectului analizei: m – caracteristica mişcării 0 – nici o specificaţie 1 – staţionar; 2 – schimbări mici; 3 – devenind staţionară; 4 – în retragere; 5 – curbare spre stânga; 6 – recurbare; 7 – accelerare; 8 – curbare spre dreapta; 9 – se presupune o recurbare Caracterizarea mişcării se referă la subiectul analizei în poziţia dată de grupul sau grupele precedente. dsds – direcţia adevărată de deplasare în zeci şi unităţi de grad, către care sistemul sau frontul este în mişcare (00 – nu se mişcă, 99 – direcţie necunoscută) f sf s – viteza în noduri a sistemului sau frontului 000GpGp – grup indicând ora informaţiilor suplimentare 99911 – urmează sistem frontal 66FtFiFc – sistem frontal 69FtFiFc Ft – tipul frontului: 0 – front cvasistaţionar la suprafaţă 1 – front cvasistaţionar în straturi mai înalte 2 – front cald la suprafaţă 3 – front cald în straturile mai înalte 4 – front rece la suprafaţă 5 – front rece în straturile mai înalte 6 – front oclusiv 7 – linie instabilă 8 – front intertropical (preferabil să se folosească secţia tropicală a mesajului) 69

9 – linie convergentă Fi – intensitatea frontului: 0 – nici o specificaţie 1 – slab în scădere 2 – slab, schimbări mici sau deloc 3 – slab, în creştere 4 – moderat, în descreştere 5 – moderat, schimbări mici sau deloc 6 – moderat, în creştere 7 – puternic, în descreştere 8 – puternic, schimbări mici sau deloc 9 – puternic, în creştere Fc – caracterul frontului: 0 – nici o specificaţie 1 – zonă cu activitate frontală în descreştere 2 – zonă frontală cu activitate frontală cu schimbări mici 3 – zonă cu activitate frontală în creştere 4 – front intertropical (a se folosi secţia intertropicală a mesajului) 5 – se suspectează existenţa sau formarea unui front 6 – front cvasistaţionar  7 – front ondulat 8 – front difuz 9 – poziţie nesigură 99922 – urmează izobarele 44PPP – valorile presiunii atmosferice PPP – presiunea atmosferică în mb.; la presiuni mai mari de 1000 mb. se omite cifra 1 99944 – grup indicând situaţia vremii în zonă 987 wsws - grup indicând situaţia vremii wsws – situaţia vremii în zonă 00 – zonă cu hulă puternică 11 – vânt puternic (forţa 6 -7 Bf) 22 – nori la înălţime medie 33 – nori la înălţime joasă 44 – vizibilitate slabă 55 - furtună (vânt forţa 8 şi mai mare Bf) 66 – precipitaţii continui 77 – vânt în rafale 88 – ploi torenţiale 99 – furtună cu descărcări electrice 99955 – urmează un sistem tropical 55TtTiTc – sistem tropical Tt – tipul circulaţiei tropicale: 70

0 – zonă de convergenţă intertropicală 1 – linie întreruptă 2 – linie sau zonă de convergenţă 3 – axa zonei calmurilor tropicale 4 – talveg în zona vânturilor de vest 5 – talveg în zona vânturilor de est 6 – zonă depresionară 7 – val 8 – linie sau zonă de divergenţă 9 – circulaţie ciclonică tropicală Ti – intensitatea sistemului tropical: 0 – nici o specificaţie 1 – slabă în descreştere 2 – slabă, schimbări mici sau deloc 3 – slabă, în creştere 4 – moderată, în descreştere 5 – moderată, schimbări mici sau deloc 6 – moderată, în creştere 7 – puternică, în descreştere 8 – puternică, schimbări mici sau deloc 9 – puternică, în creştere (tabelul de mai jos de foloseşte când T = 9) 0 – forţa 10 1 – forţa 11 2 – forţa 12 (64…71 nd) 3 – forţa 12 (72…80 nd) 4 - forţa 12 (peste 81 nd) 5 – forţa 5 6 – forţa 6 7 – forţa 7 8 – forţa 8 9 – forţa 9 Valoarea lui Ti când Tc = 9 indică cea mai mare forţă a vântului în sectorul ciclonic respectiv, sau în cazul prognozei cel mai puternic vânt prognozat pentru ora prognozei. Tc - caracterul sistemului tropical: 0 – nici o specificaţie 1 – difuz 2 – foarte bine definit 3 – cvasistaţionar  4 – existenţă sigură 5 – existenţă nesigură 6 – se suspectează formarea 7 – poziţie sigură 8 – poziţie nesigură 71

9 – mişcare nesigură 55PPP – valoarea presiunii atmosferice în centrul sistemului tropical 88800 – grup indicând temperatura apei de mare şi valurile 77e2uu – tipul valului şi unitatea de măsură a înălţimii valului 79e2uu e2 – tipul de izolinie (linie de egală valoare a subiecţilor  de mai jos) 76e2uu 0 – val de maree (uu în m) 1 – hulă (uu în m) 2 – val nedeterminat 3 – direcţia valului (uu în grade) 4 – perioada valului (uu în secunde) 5 – 8 rezervă 9 – temperatura apei (uu în grade C) 9dwdwPwPw - direcţia şi perioada valului; poziţia definită de QLaLaLoLo identice cu d sds (00 – staţionar, 99 – variabil, confuz, necunoscut) PwPw – perioada valului (în secunde) 000c100 – grup indicând gradul de încredere în caracterizarea subiectului c1: 0 – nici o specificaţie 1 – cu siguranţă 5 – nesiguranţă 8 – foarte îndoielnic 77744 – început de masaj în clar  44777 – sfârşit de masaj în clar  19191 – mesaj meteo terminat Observaţii: - fiecare secţie de analiză sau prognoză poate fi repetată de câte ori este nevoie; - completarea în clar a mesajului poate fi făcută oriunde cu condiţia să fie precedată şi urmată de grupele cheie; sistemele de presiune sunt date da la vest la est; fronturile fronturile se - sistemele dau, pe cât posibil, de la vest la est; -   într-o depresiune se dă întâi punctul central, apoi punctele izobarelor în sens ciclonic; -  într-un anticiclon în sens (ordine) anticiclonic; - grupul indicând sistemele de presiune poate fi dat de două ori, iar cele indicând punctele de pe fronturi şi izobare numai o dată; - dacă un sistem de presiune este alungit, sau deschis, se vor  da două sau mai multe puncte în plus pentru a arăta axa sistemului; primul punct şi valoarea presiunii atmosferice se 72

referă la vertexul curbei, iar viteza, direcţia, ritmul schimbării şi caracteristica mişcării se referă la axa sistemului; - grupul indicând mişcarea se referă la porţiunea centrală a subiectului analizat în ultima poziţie indicată; - masajele codificate se pot recepţiona o dată sau de două ori pe zi, funcţie de programul staţiei de emisie.

1.7 SINOPTICĂ METEO 1.7.1 Schema Bjerknes Datele din conţinutul hărţilor de analiză provin din deco decodi dififica care reaa mesa mesaje jelo lorr SY SYNO NOP P - SH SHIP IP pent pentru ru hărţ hărţililee mete meteoo -sinoptice de bază, de tip SHIP şi de tip RADIOTEMP pentru hărţile sinoptice de altitudine. Pentru fiecare punct de pe mare sau staţie de coastă sunt   îns însccrise rise sche scheme me Bjerk jerkne ness (fi (fig.17 g.17.2 .233) în care care elem elemeentel ntelee şi fenomenele hidrometeorologice corespund notaţiilor internaţionale ale codurilor menţionate, prin semne convenţionale sau prin cifre. Prin Prin semne semne convenţ convenţion ionale ale se înscri înscriuu nebulo nebulozit zitate atea, a, tipul tipul norilo norilor, r, direcţia şi viteza vântului, fenomene meteo din momentul observaţiei şi cu trei la şase şase trei ore înainte, înainte, tendinţa tendinţa presiunii presiunii atmosfe atmosferice rice în ultimele trei ore: Tw Tw Tw

CH

TT T

CM

P PP

VV

N

ppp a

ww

CL h

W1 W 2

dd

ff  

Td Td Td Td Td Hw/Pw /Pw

Fig.17.23

unde: Tw Tw Tw – temperatura apei de mare la suprafaţă în zecimi de grade C; T T T – temperatura aerului în zecimi de grade C; w w – fenomene la momentul observaţiei; 73

V V – vizibilitatea orizontală la suprafaţă; Td Td Td – temperatura punctului de rouă în zecimi de grade C; CH - caracteristici nori superiori; CM – caracteristici nori mijlocii; N – nebulozitatea; CL NH – caracteristici nori inferiori sau cu dezvoltare verticală şi nebulozitatea lor; h – înălţimea limitei inferioare a norilor; P P P – presiunea atmosferică în zecimi de mbar; p p p – valoarea absolută a tendinţei barice; a – caracteristica tendinţei barice; W1W2 – timpul (fenomenul petrecut); HwPw Hw Pw–– înăl înălţiţime meaa valu valuri rilo lorr în unit unităţi ăţi de 0.5 0.5 m; perio perioad adaa valurilor în secunde; dd şi ff – direcţia şi viteza medie a vântului în m/s. În schema Bjerknes, fenomenele la momentul observaţiei, nebulozitatea, caracteristicile norilor superiori, mijlocii şi inferi inferiori ori,, caracte caracteris ristic ticaa tendin tendinţei ţei barice, barice, direcţ direcţia ia şi forţa forţa vântulu vântului,i, feno fenome menu null petre etrecu cutt se desc descififre reaz azăă şi se însc înscri riuu cu sem semne convenţionale, iar valorile vizibilităţii orizontale, temperatura aerului, temperatura punctului de rouă, înălţimea limitei inferioare a norilor  presiunea atmosferică, se înscriu cu cifre de cod.

1.7.2 Harta meteosinoptică Hartaa mete Hart meteos osin inop optitică că se înto întocm cmeş eşte te prin prin valo valori rififica care reaa datelor şi informaţiilor rezultate în urma observaţiilor meteorologice,   în în scop scopul ul real realiizări zăriii prog progno noze zellor de dura durattă scur scurttă şi medi medie. e. Observaţiile sinoptice se execută din trei în trei ore, dar observaţiile principale sunt cele de la orele or ele 00.00, 06.00, 12.00, 18.00, funcţie de fusul orar al staţiei, iar aceste date intră în fluxul informaţional internaţional. Centrele mondiale meteorologice asigură prelucrarea completă a tuturor informaţiilor sub formă de hărţi meteorologice real realee şi proba robabi bille, pent pentru ru dive divers rsee ele element mentee meteo eteoro rolo logi gice ce.. Informaţiile meteorologice recepţionate sub forma unor telegrame sinoptice se decodifică şi apoi se înscriu pe hartă folosind schema Bjerknes. Această harta se actualizează din şase în şase ore, asigurând informaţii informaţiile le principale principale în analiza analiza nivelul mării mării a câmpurilor câmpurilor barice, barice, termic termice, e, de vânt, vânt, nebulo nebulozit zitate atea. a. Inform Informaţi aţiile ile meteor meteorolo ologic gicee sunt 74

transmise codificat, iar prin prelucrarea lor rezultă hărţi meteosinoptice de bază (la nivelul mării), de altitudine (de topografie barică) şi speciale. Harta meteosinoptică evidenţiază în mod diferenţiat distribuţia  în planuri orizontale a presiunii atmosferice, sisteme de o anumită dispunere ale izobarelor, conducând în final la reprezentări ale reliefului baric. In cadrul acestuia, domeniile de presiune ridicată sunt marcate prin anticicloni şi formele dirijate de tipul dorsalelor  anticiclonice, iar domeniul de presiune scăzută, prin depresiune barică - cicloni şi respectiv forme de relief baric de tipul talvegurilor  depresionare. Prelucrarea informaţiilor şi înscrierea informaţiilor pe hărţile meteosinoptice se execută după următorul algoritm: - delimitarea zonelor cu precipitaţii; aceste zone afectate de se colorează, cu verde deschis pentru ploaie, verde închis pentru ninsoare, galben pentru ceaţă şi roşu pentru averse şi oraje; - identificarea maselor de aer funcţie de gradul de acoperire a cerului, specificul şi tipul norilor, tipul de precipitaţii, temperatura aerului notate cu: A - aer arctic, mA - maritim, cA - continental; P - aer polar, mP - maritim polar, cP – continental polar; T,- tropical, mT – maritim tropical, cT – continental tropical; E - aer ecuatorial; - înscrierea fronturilor atmosferice; fiecărui front atmosferic îi este caracteristic, un anumit sistem noros, un anumit tip de precipitaţii, viteze diferite ale vântului şi variaţii ale presiunii atmosferice; - trasarea funcţie de valorile înscrise în schemele Bjerknes, prin interpolare, la o anumită echidistanţă, funcţie de scara hărţii din 5 în 5 mb, din 10 în 10 mb sau din 2,5 în 2,5 mb.; atunci când nu se evidenţiază formele barice principale, se pot trasa şi izobare intermediare, cu linii întrerupte; alura izobarelor este fără sinuozităţi exagerate; distanţa dintre ele este mai mică la viteze mari ale vântului şi mai mare la viteze mici ale vântului; la trasarea izobarelor se ţine cont de poziţia fronturilor atmosferice, în sensul că, de - a lungul fronturilor, izobarele se curbează puternic; se pot reprezenta şi traiectoria de deplasare a centrilor barici din ultimele 12…24 ore, printr-o săgeată ce porneşte din centrul formaţiunii barice, având înscrisă la capătul ei şi viteza de deplasare, exprimată în km/h.; se trasează şi – linii de egală tendinţă barică (izalobarele) prin interpolare, la distanţa de 1 mb., cu linii subţiri sau întrerupte, în centru fiind înscrisă valoarea absolută a tendinţei presiunii din ultimele 3 ore, cu semnul plus sau minus, în valori întregi, 75

după caz. Analiza vremii este astfel o etapa de bază a prognozei pentru urmă următo toar area ea peri perioa oadă dă de 24, 24, 48 sau sau 72 de ore. ore. Anal Analiz izaa hărţ hărţiiii meteosinoptice are în vedere principalele elemente şi fenomene meteorologice, valoarea intensităţii lor repartiţia lor spaţială, durata şi even eventu tual alaa lor lor tendi endinţ nţăă de depl deplas asar are. e.,, Aces Aceste teaa se refe referă ră la temperatura aerului, forţa şi viteza vântul, umiditatea atmosferică, pentru pentru a se stabili stabili cauza distribuţiei distribuţiei acestora, influenţa suprafeţelor  suprafeţelor  adiacente, inclusiv fenomenele meteorologice deosebite.

1.8 PROGNOZE HIDROMETEOROLOGICE Progno Prognoza za meteor meteorolo ologic gicăă este este activ activita itatea tea de preved prevedere ere a condiţiilor meteorologice, pentru o perioadă de 24 până 72 de ore şi mai mult, pe baza informaţiilor recepţionate codificat sau în clar, inclusiv la bordul navelor. O bună prognoză depinde de cantitatea, calitatea informaţiilor şi de continuitatea acestora. Comple Complexit xitate ateaa progno prognozel zelor or meteor meteorolo ologic gicee şi hidrol hidrologi ogice ce derivă este este dată de faptul faptul că manifestări manifestările le de vreme sunt deosebit deosebit de comp comple lexe xe,, ampl amplee şi de mult multee ori ori impre imprevi vizi zibi bile le.. Pr Prev evede ederea rea meteorologică se face pe baza cunoaşterii legilor de manifestare a fenomenelor şi proceselor sinoptice. În procesul de prognozare a evoluţiei evoluţiei vremii vremii se analizează analizează detaliat detaliat manifestări manifestărilor lor fenomenele fenomenele meteorologice în perioade trecute de timp, coroborat cu informaţiile avute la dispoziţie dispoziţie şi cu cunoaşterea cunoaşterea influenţei influenţei condiţiilo condiţiilorr de mediu marin, asupra navigaţiei, pentru prognozele meteorologice marine. Prev Pr evede edere reaa evol evoluţ uţie ieii unui unui elem elemen entt mete meteor orol olog ogic ic se face face în conexiune cu evoluţia celorlalte elemente. De regul regulă, ă, se întocm întocmesc esc mai mai mult multee vari varian ante te proba probabi bile le de evoluţie a vremii şi se alege cea mai plauzibilă, funcţie de felul de manifestare a fenomenelor meteorologice cu 2…3 zile înainte. î nainte. Coma Co mand ndan antu tull şi ofiţ ofiţer erul ul de cart cart anal analiz izeaz eazăă şi inte interp rpre rete teaz azăă evoluţia vremii pe baza informaţiilor hidro - meteo, primite prin intermediul hărţilor sinoptice sau a buletine meteo şi pe această bază planifică voiajul navei, sau aduce corecţii, atunci când se impune aceasta. Prognozele hidrometeorologice se referă la: - prognoza câmpului baric la nivelul mării; - prognoza câmpului termic; - prognoza de precipitaţii; - prognoza umidităţii relative; î nălţimi; - prognoza de vânt la diferite înălţimi; - prognoza topografie barice absolute; - prognoza topografie barice relative; 76

-

- prognoza stării mării. Prog Pr ogno noze zele le hidr hidrom omet eteo eoro rolo logi gice ce la bord bordul ul nave naveii pres presup upun un următoarele: observaţii instrumentale şi vizuale; recepţia radio a buletinelor meteo şi avizelor în clar în limba engleză (Telex - Navtex); - recepţia codificată a datelor reale şi de prognoză; - recepţia în sistem facsimil.

1.8.1 Hărţile FS, FU, FX., conţinut, analiză, interpretare Hărţile FS, FU, FX, sunt hărţi de prognoză. Prognoza este etap etapaa fina finală lă care care repr reprez ezin intă tă o acti activi vita tate te hidr hidrom omet eteo eoro rollogic ogicăă comple complexă, xă, care care necesi necesită tă cunoşt cunoştinţ inţee aprofu aprofunda ndate te de specia specialit litate ate.. Dintre metodele folosite pentru aceasta menţionăm: extrapolarea unor valori înscrise, modelarea matematică. Hărţ Hă rţililee mete meteos osin inop optitice ce evid eviden enţiţiaz azăă în mod mod dif diferen erenţiţiat at,, distribuţii în planuri orizontale ale presiunii pr esiunii atmosferice, sisteme de o anumită dispunere ale izobarelor conducând în final la reprezentări ale reliefului baric; în cadrul acestuia domeniile de presiune ridicată sunt marcate, prin anticicloni şi formele derivate de tipul dorsalelor  antici anticiclo clonic nice, e, iar domeni domeniul ul de presiu presiune ne scăzut scăzută, ă, prin prin depresi depresiuni uni barice - cicloni şi respectiv forme de relief baric derivate de genul talvegurilor depresionare. Anticiclo Anticiclonii nii sunt perturbaţii perturbaţii barice relativ relativ stabile, stabile, mai ales in formaţiunile în care presiunea este ridicată ( ≥ 1040 mb). Ciclonul reprezintă un turbion uriaş de aer, în care se remarcă o mişcare spiralată, de convergenţă şi ascendentă, cu sens de rotire a aerulu ului ce depinde de emisferă, ră, cu proc rocese ese şi fenom nomene meteorologice conform elementelor ce caracterizează dinamica şi termodinamica sa. In centrul anticiclonilor vântul este slab până la calm, spre periferie periferie însă, mai ales la contactul contactul cu zone depresionare, depresionare, vânturile pot deveni puternice afectând starea vremii (mării) prin valuri de vânt asociate uneori unor valuri de hulă de amplitudini notabile. Caract Caracteri eristi stica ca depresi depresiuni unilor lor barice barice (ciclo (ciclonil nilor) or) este este dată dată în general de valorile ridicate ale gradienţilor barici care determină vânturile puternice; totodată se realizează o nebulozitate mărită, precum îi o seamă de fenomene amplificate îndeosebi de trecerea fronturilor atmosferice asociate depresiunilor barice extratropicale. 77

Actualmente ciclonii sunt foarte bine localizaţi şi supravegheaţi prin prin sate satelliţii iţii meteo eteoro rollogi ogici. ci. Hă Hărţ rţililee met meteosi eosino nopt ptic icee ce pot pot fi recepţionate în sistem facsimil se referă în principal la starea de agitaţie a mării, temperatura apei la suprafaţa oceanului, situaţia gheţurilor marine.

1.8.2 Prognoze speciale Prognozele speciale sunt notate cu F.B. şi sunt prognoze de radiolocaţie. Prognoza scade când umiditatea creşte cu altitudinea şi creşte când umiditatea scade cu altitudinea, când temperatura apei este aproximativ egală cu temperatura aerului, iar vântul are patru grade Bf. Hărţile nefoscopice, categorie importantă de hărţi sinoptice speciale, privesc reprezentarea sistemelor noroase la scară mică şi sunt de asemenea transmise prin sistem facsimil. Hărţ Hă rţililee nefo nefosc scop opic icee prez prezin intă tă prel preluc ucra rate te imag imagin inii de la sate sateliliţiţi meteorologi meteorologici ci geostaţiona geostaţionariri sau de pasaj, uneori combinate combinate cu date de la radarele meteorologice. Hărţile nefoscopice pun în evidenţă în mod deosebit norii cu dezvoltare verticală de tip cumulonimbus, dar  şi formaţiunile noroase stratiforme, sunt evidenţiate de asemenea turbioanele noroase depresionare, benzi noroase asociate fronturilor  atmosferice, limitele sistemelor noroase principale sau a sistemelor  noroase secundare, celule noroase. 1.9

PR E V E D E R E A EVOLUŢIEI SIT SITUAŢIEI METEOLOGICE LA BORDUL NAVEI MARITIME

După întocmirea hărţii sinoptice sinoptice pe baza mesajului codificat codificat de analiză se trece la întocmirea prognozei. Este bine ca pentru o prognoză să se folosească o serie de hărţi succesive pentru a urmări urmări în timp timp evoluţ evo luţia ia diferi diferitel telor or procese procese meteorol meteorologi ogice, ce, ceea ce permit permitee apreciere apreciereaa unde şi cu ce viteză viteză se deplase dep lasează ază masele mase le de ser cald sau rece, anticiclonii şi depresiunile, fronturile şi, ca atare, stabilirea poziţiile lor ulterioare. Prima regulă în prognoză este acee aceeaa că vremea în vecină vec inătat tatea ea nave naveii va fi apr aprox oxim imat ativ iv la la fel în în urmă u rmătoar toarele ele 24 de ore sau mai mult, dacă nava nu trece aproape sau printr-un front sau depresi depresiune une.. Aceast Aceastăă eventu eventuali alitat tatee poate poa te fi dedu dedusă să din informaţ inf ormaţiile iile despre poziţia, viteza şi direcţia mişcării fronturilor şi sistemelor de presiune şi observaţiile proprii. Atâta timp cât nava se menţine în aceeaşi aceeaşi masă asă de aer, aer, vrem vremea ea pe mare mare nu se schi schimb mbă. ă. Cu cât cât 78

diferenţa intre cele două mase de aer este mai mare, cu atât schimbarea vremii este mai puternică la trecerea dintr-o masa de aer în altă şi cu atât mai rea este vremea de-a lungul zonei frontale. Observaţiile asupra norilor întreprinse de ofiţerul de cart se impun a fi conjugate cu observarea presiunii atmosferice înregistrată de barograf, cu încercarea de a determina tendinţa barică pentru perioada următoare, cu observarea stării mării, îndeosebi a valurilor de hulă a căror înălţime şi direcţie pot da indicaţii preţioase cu privire la direcţia furtunii şi la distanţa dintre navă şi centrul ei. Aceste observaţii urmează a fi conjugate cu prognoza meteo pentru regiunea respectivă din buletinele meteorologice emise de staţiile radio. La întocmirea prognozelor trebuie avute în vedere unele particularităţi ale formelor reliefului baric astfel: - depresiunile se deplasează pe direcţia care uneşte centrul lor cu centrul tendinţei de scădere a presiunii, iar  anticiclonii pe direcţia ce uneşte centrul lor cu centrul tendinţei de creştere a presiunii atmosferice; - dacă depresiunile şi anticiclonii sânt asimetrici, traiectoriile lor se abat In direcţia axei mari; - depresiunile secundare se deplasează ocolind depresiunile principale în sens invers acelor  de ceasornic, iar  anticiclonii mici ocolesc anticiclonul de bază în sensul acelor de ceasornic; - depresiunile se deplasează de-a lungul izotermelor, lăsând temperaturile joase la stângă; - centrul anticiclonului se deplasează in acea direcţie in care temperatura scade mai repede; - depresiunile se adâncesc, respectiv se umplu, dacă în centrul lor se observă tendinţe negative, respectiv pozitive ale presiunii, iar anticiclonii se întăresc, respectiv slăbesc, căci in centrul lor se observă tendinţe pozitive respectiv negative ale presiunii atmosferice; - depresiunea se adânceşte dacă în sectorul cald tendinţa presiunii este negativă şi se umple când tendinţa este pozitivă. Pe lângă materialul sinoptic pot fi folosite şi o serie de reguli pe baza cărora să se aprecieze evoluţia viitoare a vremii, astfel: deplasarea norilor de la est sau nord aduce timp anticiclonic, pe când deplasarea de la vest sau sud aduce timp ciclonic; - dacă direcţia de deplasare a norilor este abătută la stânga faţă de direcţia vântului de la sol, este de 79

aşteptat timp anticiclonic; mişcarea vizibilă a norilor în direcţia inversă direcţiei (sensului) vântului de la sol indică o apropiere rapidă a frontului rece, cu vânt puternic şi precipitaţii; dacă două straturi de nori inferiori se deplasează pe direcţii perpendiculare, vremea se va strica şi vântul se va întări; dacă norii aflaţi la diferite înălţimi se deplasează în, aceeaşi direcţie şi sens, nebulozitatea va creşte, dar fără ploaie şi cu vânt moderat. Dacă, dimpotrivă, se deplasează în direcţii diferite, vremea devine instabilă şi vântul puternic; cer senin şi vânt slab seara indică o vreme frumoasă pentru a doua zi; dacă, atunci când presiunea atmosferică este în scădere, curba barografului are convexitatea în sus, vântul se va  întări, iar dacă are convexitatea în jos, va slăbi; - dacă atunci când presiunea atmosferică este in creştere, curba barografului are convexitatea în jos, vântul se va întări iar dacă are convexitatea în sus, va slăbi; - dacă, după o ploaie îndelungată, vântul se întăreşte, se poate aştepta la o îmbunătăţire rapidă a vremii; creşterea temperaturii seara şi noaptea indică o  înrăutăţire a vremii în următoarele 6 la12 ore; - ploaia sau ninsoarea intensă dimineaţa cu vânt puternic indică vreme rea în tot cursului zilei; - ploaia puternică noaptea cu vânt slab indică vreme bună pentru toată ziua; - ceaţa cu grosime mică, care apare după apusul soarelui şi se menţine până după răsăritul soarelui, indică vânt slab pentru toată ziua, dar, dacă se împrăştie înainte de răsăritul Soarelui, indică un timp ciclonic; - dacă, pe timp de ceaţă, începe ploaia, ceaţa se întăreşte iar la încetare ploii ceaţa se ridică sau slăbeşte mult. - ceaţa este mai probabilă după o zi senină decât după O zi noroasă; - pe vânturi de nord ceaţa este mai puţin probabilă; mirajul indică o schimbare a vremii datorita variaţiei gradientului. termic vertical în straturile inferioare ale atmosferei; - dacă presiunea este cu 4 mb. sau mai mult sub media pentru momentul respectiv (valorile medii se scot din cărţile pilot) şi scade în continuare, probabilitatea ca a doua zi să fie vreme bună sau cu vânturi slabe este foarte mică pentru că scăderea presiunii  înseamnă vreme instabilă şi intensificarea vântului; - dacă presiunea este cu 4 mb. sau mai mult peste media locului şi momentului respectiv şi continuă să crească sau este staţionară, probabilitatea este redusă ca in următoarele 12 de ore 80

vremea să se deterioreze; acest interval se măreşte la 24 ore dacă presiunea este cu 8 mb. mai mare decât normal. Presiunea atmosferică în creştere indică, de obicei,   îmbunătăţirea vremii, iar scăderea, deteriorarea. Dacă aceste variaţii sânt rapide, consecinţele sânt de scurtă durată pentru că nava este, probabil, aproape de traiectoria unei depresiuni în spatele ei în primul caz şi în faţa ei în cel de al doilea. Dacă presiunea atmosferică scade încet, dar continuu faţă de presiunea normală, nava se îndepărtează de un anticiclon şi se apropie de o depresiune. Viteza cu care scade presiunea nu dă indicaţii cu privire la forţa vântului care urmează să fie întâlnit deoarece nava se poate îndrepta spre o depresiune sau poate merge cu ea şi, deci, funcţie de situaţia, viteza de variaţie a presiunii diferă. De asemenea, în cazul unei ocluziuni viteza acesteia este mai mică decât a depresiunii, dar vremea poate fi la fel de rea. Pentru a urmări mai uşor şi continuu valorile presiunii măsurate cu barograful în raport cu cele normale, pe hârtia barografului se va trasa înainte de folosire, cu o culoare distinctă, o linie reprezentând valorile normale ale presiunii atmosferice pentru un interval de timp. Este necesar ca barograful să fie verificat periodic. Zona latitudinilor medii este o regiune de conflict a maselor  de aer, unde temperaturile pot contrasta puternic de la o zi la alta. Cum depresiunile trec continuu prin această zonă, vremea bună numai rareori se prelungeşte, în timp ce furtunile, in special iarna şi părţile de nord şi vest ale zonei, sânt numeroase. Pe partea vestică a Oceanului Atlanticului şi Pacificului este foarte frig iarna, cu vânturi predominant nord - vestice, în timp ce pe partea estică vânturile de sud - vest menţin o vreme moderată,   întreruptă numai ocazional de o vreme deosebit de rece când vânturile sânt din nord şi est. Prognoza este singura cale satisfăcătoare pentru obţinerea de date referitoare la vremea de mâine în această zonă.  În emisfera nordică regiunea de formare a depresiunilor este o zonă alungită orientată de la sud - vest la nord – est, în nord - estul Filipinelor, în Oceanul Pacific şi în nord - estul Insulelor Bahamas în Oceanul Atlantic, unde se întâlnesc mase de aer polarcontinental cu mase de aer tropical-maritim. Adesea mai apare o zonă secundară nu departe in vestul şi nordul Insulelor Hawai în timpul iernii. Aceste depresiuni au o direcţie, în majoritatea cazurilor, nord - est intensificându - se în timp şi lărgindu - şi aria cu vânturi puternice. Când depresiunea atinge sud-estul Groenlandei, cele mai multe au trecut de intensitatea maximă şi încep să ocluzeze descrescând în viteză. În Oceanul Pacific depresiunile ating 81

intensitatea maximă când trec pe la sud de Insulele Kurile şi peninsula Kamceatka şi se umplu în zona Insulelor Aleutine.   În perioada de iarnă navele în drum spre, sau dinspre porturile americane, situate la nord de latitudinea de 45°N vor   întâlni cu siguranţă o depresiune barică, dar coborând spre sud, riscul de întâlnire scade, pentru ca în zona Capului St.Vicente probabilitatea să fie fo ar te mică. În Golful Biscaya, deşi cu proastă reputaţie, probabilitatea de furtună este mai mică decât oriunde în nordul şi nord-vestul Oceanului Atlanticului. Anticiclonii se resping astfel că, dacă apare un anticiclon lângă Islanda, anticiclonul Azorelor se va retrage spre sud la o distanţă de circa 1500…2000 mile marine, lăsând o zonă mai largă la discreţia depresiunilor barice, care vor pătrunde astfel, în vestul şi sud-vestul Europei. În emisfera nordică nucleele de presiune înaltă (anticicloni tineri) sunt produse de presiunile înalte din Siberia şi Canada, (mai redus) şi împinse spre est, la intervale de timp, astfel  încât să refacă (întărească) anticiclonii de deasupra oceanului, care se deplasează spre ele, le înghit şi revin la poziţiile lor anterioare. Datorită deplasării spre est cu viteze de 20…30 Nd. aceşti anticicloni aduc perioade scurte de vreme frumoasă peste zonele deasupra cărora trec.   În emisfera sudică există un proces aproape continuu de curgere a depresiunilor barice în direcţia est sau sud-est între latitudinile 300S şi 600S, iar vânturile de la sud de 35°S (30°S iarna) sânt cel mai adesea dintre direcţiile nord-vest şi sud-vest. În Atlanticul de Nord zonele cu apă rece din largul Labradorului, Newfoundland, Grand Bank, nord-estul Islandei, largul coastelor estice ale Groenlandei şi, primăvara şi începutul verii, în estul Canadei, sunt ceţoase. Vizibilitatea slabă apare în special la   începutul vremii calde, vara datorită contrastului mare între temperatura apei şi cea a aerului.  În Pacific zonele cu cea mai densă ceaţă sunt largul coastelor  estice ale Chinei, Japoniei la nord de 35°S, lingă Insulele Kurile şi Aleutine. Emisfera sudică este mai puţin afectată de ceaţă. Oricum ceaţa şi vizibilitatea redusă, în ambele emisfere, sunt asociate maselor de aer tropical maritim. Gheaţa (pack-ice, ice-floes) este o ameninţare pentru navigaţia în zonele Newfoundland şi Labrador din decembrie până  în aprilie, în nordul Japoniei şi de-a lungul coastelor estice ale Asiei din ianuarie până în martie. Aisbergurile sunt un pericol şi mai mare  în zona Grand Bank. Este recomandat a se evita zona de la nord de 40°N şi vest de 40°W. Garda de Coastă americană menţine o 82

patrulă a gheţurilor care avizează navele din zonă. Hula este o caracteristică a acestor latitudini iarna, în special   în jumătatea de est a oceanelor datorită puternicelor vânturi de nord-vest şi vest în spatele depresiunilor. Hula, ca val rămas după ce vântul care l-a format a încetat să mai bată, este ariergarda furtunii şi, în acest caz, nu poate ajuta în prognoză. Sunt, însă şi situaţii când hula, vizibilă cu ochiul liber precede vremea rea: în cazul unei furtuni tropicale pentru că viteza furtunii este mai mică decât a vântului şi în cazul unei ocluziuni care se mişcă încet şi spre care se îndreaptă nava. Norii cirrus cu puţine excepţii prevestesc înrăutăţirea vremii. Regula este valabilă mai ales în Marea Mediterană. Când norii Cirrus şi Cirrocumulus nu sunt imediat urmaţi de vreme rea ei dau un „avertisment de furtună” cu cel puţin 12 ore înainte. Oricum cel mai folositor ghid sânt norii care preced un front cald sau o ocluziune când apar secvenţial şi au evoluţii tipice.

2. OCEANOGRAFIE 2.1 GENERALITĂŢI Volumul total de apă existent pe Terra este de 1.45 milioane km3, din care 1.37 milioane km 3 (94.2%) este reprezentat 83

de volumul oceanului planetar, restul fiind apa existentă pe uscat şi  în atmosferă. Repartiţia apă – uscat în cele două emisfere este următoarea: apa 53% şi uscatul 47%, în timp ce în emisfera sudică raportul este 89% apă şi 11% uscat. Astăzi se consideră că volumul total de apă de pe Terra este constant şi numai distribuţia spaţială a apei este variabilă în momente diferite, iar circulaţia apei în natură este un fenomen  închis. Ecuaţia generală a bilanţului apei în natură este de forma:  P u + P o = E o + E u +S  +

dA

(2.1)

 Dt 

unde: P u  este volumul precipitaţiilor căzute pe uscat; P o – volumul precipitaţiilor căzute pe suprafaţa oceanului planetar; E o  – volumul evaporaţiei oceanice; E u  – volumul evaporaţiei de pe uscat; S  – scurgerea apei de pe uscat în oceane;  A  – totalitatea volumului de apă acumulată în atmosferă, ocean, sol şi subsol. Din circuitele locale ale apei în natură interesează pentru lucrarea de faţă circuitul local oceanic şi cel local continental (sau hidrologic). Principalele proprietăţi ale apei de mare sunt: temperatura, salinitatea, densitatea, transparenţa, culoarea, turbiditatea, conductibilitatea electrică şi termică, vâscozitatea. Din punct de vedere al compoziţiei apa de mare reprezintă o soluţie complexă de săruri minerale, (tabel 2.1) relativ constantă la nivel oceanic, dar şi cu unele variaţii locale:

Tabel 2.1 Compoziţia apei de mare Nr.crt. Elemente constitutive 1. Clor 2. Sodiu 3. Magneziu 4. Sulf 84

Concentraţia (mg/l) 18.980 10.540 1.350 885

5. 6. 7. 8. 9. 10. 11. 12. 13. 14. 15. 16. 17. 18. 19. 20. 21.

Calciu Potasiu Brom Carbon Stronţiu Azot Fosfor Iod Zinc Fier Aluminiu Cupru Uraniu Nichel Magneziu Argint Aur  

400 380 65 28 8 0.5 0.07 0.06 0.01 0.01 0.01 0.003 0.002 0.002 0.0003 0.00004

2.2 REGIMUL TERMOSALIN ŞI DE DENSITATE Regimul termosalin şi de densitate se bazează pe variaţii în timp şi spaţiu a temperaturii, salinităţii şi densităţii apelor marine.

2.2.1 Temperatura apei de mare Temperatura apei de mare este un parametru hidrologic de stare cu importanţă deosebită în exercitarea schimburilor calorice ocean – atmosferă, cu particularităţi în diferite zone maritime. Apa de mare primeşte în principal energie calorică de la Soare prin fenomenul de radiaţie solară şi în secundar de la Pământ. Procesele care produc încălzirea şi răcirea apei de mare sunt cunoscute ca fiind: − contactul ocean – atmosferă; − absorbţia radiaţiilor solare de straturile superficiale ale oceanului; − amestecurile turbulente şi de advecţie; − precipitaţiile atmosferice; − convecţia termică; − radiaţia efectivă; 85

−

evaporaţia.

Principalele caracteristici termice ale apei de mare Energia solară primită de oceanul planetar este absorbită în proporţie de 99,6%, căldura fiind restituită atmosferei terestre în perioada rece a anului şi a nopţii. Cantitatea de căldură primită de apa oceanică, este diferită pentru diferite zone, de la 252 calorii/cm 2 la latitudinea de 10 0 N, la 22 calorii/cm 2 la latitudinea de 700S. Variaţiile temperaturii apei oceanice sunt: diurne, lunare, sezoniere şi anuale. Temperatura la suprafaţă este variabilă funcţie de radiaţia solară, de latitudinea geografică, frecvenţa şi forţa vântului, de mişcarea curenţilor marini. În general apa oceanică este mai caldă decât atmosfera adiacentă, cu excepţia zonei tropicale unde apa este mai rece. Temperatura medie a oceanului planetar este de 17,4o C, mai mare cu aproximativ 3 o C decât temperatura medie a stratului de aer  adiacent suprafeţei oceanului.  În emisfera nordică temperaturile sunt mai ridicate decât cele din emisfera sudică, astfel că ecuatorul termic se situează mai la nord de ecuatorul geografic.  În emisfera sudică izotermele medii de la suprafaţa oceanului au un caracter mai regulat la sud de paralelul de 40 o S. Temperatura are variaţii extreme absolute cuprinse între –2 o C şi 38o C. Temperaturile medii la suprafaţa oceanului variază de la 3 o C  în zonele polare, la aproximativ 20 o C în zonele situate pe latitudini medii, la 27 o … 28o C în zonele ecuatoriale. Distribuţia temperaturii apei de mare pe verticală depinde de condiţiile fizico – geografice locale, de caracterul său hidro – fizic şi de intensitatea schimbului turbulento – convectiv. În general, temperatura apei de mare scade cu adâncimea. La larg, temperatura apei are variaţii importante până la adâncimea de 1000 … 1500 m, pentru că pentru adâncimi mai mari variaţiile să fie neînsemnate. 86

 În zonele ecuatoriale şi tropicale stratul de apă de până la 100 m este puternic încălzit, iar sub această adâncime temperatura scade puternic.   În mările subpolare variaţia temperaturii apei are variaţii sezoniere importante, iar scăderea temperaturii cu adâncimea este mai slabă faţă de zonele calde.   În raioanele polare, în stratul superficial, temperatura apei scade, în adâncime temperatura apei creşte, cu un maxim la 200 … 600 m, pentru ca în continuare temperatura apei să scadă uşor  până la fund. Temperatura apei variază în adâncime funcţie de zona geografică şi anotimp astfel evidenţiindu-se fenomenele de: - stratificare termică normală; - stratificare inversă; - stratificare izotermă. Variaţiile zilnice şi sezoniere ale temperaturii apei de mare depind de variaţia radiaţiei solare, de condiţiile hidro – fizice şi hidrologice locale. La larg temperatura minimă diurnă la suprafaţa mării se   înregistrează între orele 04 şi 08 şi maxima în jurul orei 14; amplitudinea temperaturii diurne nu depăşeşte 1 o C.  În zonele de litoral şi în cele de întâlnire a curenţilor marini calzi şi reci variaţia diurnă a temperaturii apei are valori de până la 100 C. Variaţia sezonieră a temperaturii apei de mare urmăreşte variaţia temperaturii aerului, astfel că se înregistrează valori maxime  în august şi minime în februarie, în emisfera nordică şi invers în cea sudică, atingând valori de 2 0…100 C. Variaţia diurnă a temperaturii apei de mare pe seama absorbţiei radiaţiei solare se face simţită până la adâncimi de aproximativ 30 m. Variaţiile sezoniere ale temperaturii apei de mare se propagă la adâncimi de circa 350 m. Amplitudinile sezoniere ale temperaturii apei de mare nu depăşesc, de regulă, 3o C în zonele tropicale, ca urmare a amplitudinilor mici ale radiaţiilor solare, iar în zonele situate pe latitudini medii aceste valori sunt de la 10 o … 12o C în emisfera 87

sudică, şi de 6 o … 7o C în emisfera nordică. Amplitudinile anuale ale temperaturii apei de mare sunt mai mari decât amplitudinile diurne (tabel 2.2).

Tabel 2.2  Amplitudinile termice anuale ale apei de mare funcţie de latitudinea geografică ( în 0C) 5 4 3 2 1 0 1 2 3 4 5 L 0 00N 00N 00N 00N 00N N 00S 00S 00S 00S 00S at. A 8 1 6 3 2 2 2 3 5 4 2 mpl .4 0.2 .7 .6 .2 .3 .6 .6 .1 .8 .9 Se poate astfel observa că: amplitudinile termice anuale cresc de la ecuator către poli; în emisfera nordică amplitudinile termice anuale sunt mai mari (ca urmare a influenţei uscatului asupra apei oceanice); în emisfera sudică amplitudinile termice anuale sunt mai mici (datorită preponderenţei suprafeţei oceanului). Amplitudinile termice anuale cele mai mari se întâlnesc  în partea nord-vestică a Oceanului Pacific, cu valori de 28 0…300 C, ca urmare a întâlnirii curenţilor oceanici calzi şi reci. Măsurarea temperaturii apei se execută în oceanografie la precizie ridicată (± 0,01° C) deoarece aceasta este considerată elementul principal. Temperatura şi salinitatea permit calcularea densităţii apei de mare. In navigaţie temperatura apei se determină numai la suprafaţa mării la precizie de zecime de grad. Măsurarea temperaturii şi salinităţii apelor marine se face la 0 m şi în profunzime la orizonturi standard (5, 10, 25, 50, 75, 100, 500, 1000, 2000 m). Măsurarea concretă a temperaturii se execută cu termometre de apă care sunt protejate de o carcasă metalică cu o fantă longitudinală ce poate obtura termometrul, în plus este prevăzut cu un mic recipient în partea inferioară care poate menţine o anumită cantitate de apă în timpul determinării, pentru ca termometrul să nu fie influenţat prea mult de temperatura mediului exterior. Temperatura se mai măsoară şi cu termobatigraful. Valorile temperaturilor se înscriu pe hărţile cu hidroizoterme (liniile de egală temperatură a apei de mare) lunare şi anuale. 88

Analiza hidroizotermelor anuale ale apelor oceanice arată următoarele: - temperatura medie la suprafaţa apei oceanice este mai mare decât cea a uscatului adiacent; - temperatura apei oceanice este mai ridicată decât cea a stratului de aer adiacent, cu excepţia zonei calde tropicale; - la latitudini egale apele oceanice din emisfera nordică sunt mai calde decât cele din emisfera sudică; - temperatura medie din emisfera nordică este mai mare decât cea din emisfera sudică; - hidroizotermele din emisfera nordică au un aspect mai regulat decât cele din emisfera sudică; - ecuatorul termic se deplasează mult către nord  în sezonul cald, în special în bazinul Oceanului Atlantic şi în zona estică a celui Pacific; - apele cele mai calde (cca. 27 0 C) încadrează ecuatorul terestru; - apele mai calde sunt situate în partea estică a oceanelor, în special în regiunile intertropicale (ca urmare a influenţei alizeelor şi a curenţilor  oceanici calzi), iar cele mai reci în partea vestică oceanică (ca urmare a influenţei curenţilor  oceanici reci).

Repartiţia temperaturii apei pe bazine oceanice Repartiţia temperaturii apei la suprafaţă şi în adâncime în Oceanul Atlantic   În Oceanul Atlantic temperatura medie este de 16.9 0 C, temperatura din bazinul de nord fiind mai ridicată decât cea din bazinul sudic. Acest lucru se datorează faptului că în nord legătura cu apele artice este relativ îngustă, iar uscatul înconjurător vara este fără zăpadă şi cu temperaturi pozitive, în timp ce în sud, legătura cu apele antartice este liberă, iar uscatul este acoperit cu gheaţă şi zăpadă tot timpul anului. Există, de asemenea, diferenţe de temperatură a apei între coastele de est şi cele de vest, astfel: temperaturile de-a lungul ţărmurilor american şi groenlandez, între latitudinile de 400 N ş i 7 00 N, sunt mai scăzute decât cele 89

 înregistrate de-a lungul ţărmurilor europene, ca urmare a acţiunii curentului rece al Labradorului (coastele americane) şi cel al Golfului (coastele europene); la sud de paralela de 400 N temperatura apelor costiere europene şi africane este mai scăzută decât cea  înregistrată pe coastele americane, ca urmare a acţiunii Curentului Canarelor, curent rece ce acţionează de-a lungul ţărmurilor  europene şi africane; în zona cuprinsă aproximativ între 5 0 N şi 50 S la nord şi la sud de Ecuator nu există variaţii notabile ale temperaturii apelor oceanului; la sud de paralela de aproximativ 5 0 S temperatura apelor situate de-a lungul ţărmurilor americane este mai ridicată de decât cea a apelor africane, datorită acţiunii Curentului Braziliei, curent cald, de-a lungul Americii de Sud şi a celui rece al Benguelei, de-a lungul Africii.

Repartiţia temperaturii apei la suprafaţă şi în adâncime în Oceanul Pacific   În Oceanul Pacific temperatura medie este de 19.1 0 C, cu diferenţe notabile ale valorilor temperaturilor înregistrate pe coastele sale de est şi de vest. Pentru zonele cuprinse între latitudinile de 30 0 N şi 400 N diferenţele de temperatură sunt de 4 0… 130 C, temperaturile mai scăzute fiind cele de pe coastele americane, ca urmare a acţiunii în zonă a curentului rece al Californiei. Pe latitudini de peste 50 0 N situaţia se inversează, în golful Alaska temperaturile apei sunt pozitive tot timpul anului, faţă de coastele asiatice cu temperaturi negative şi gheaţă, ca urmare a influenţei curenţilor reci din zonă, Kamceatka şi Oya Shiwo. La sud de Ecuator, până pe latitudinile de 400 S, se înregistrează temperaturi ale apei mai scăzute de-a lungul ţărmului american ca urmare a influenţei curentului rece al Perului.   În ceea ce priveşte distribuţia temperaturii apei pe verticală în zonele polare sudice, este de semnalat un fenomen de stratificare termică în pătura de apă relativ de suprafaţă, adică existenţa unui strat de apă cu temperaturi mai ridicate (între stratul de suprafaţă şi până la aproximativ 20 m adâncime) între două straturi cu temperaturi mai scăzute. Cele două straturi mai reci sunt: cel de suprafaţă şi cel situat de la 20 m adâncime în jos. 90

Repartiţia temperaturii apei la suprafaţă şi în adâncime în Oceanul Indian Temperatura medie a Oceanului Indian este de 17 0 C, fără variaţii şi contraste termice deosebite.  În concluzie se poate arăta că proprietăţile apei de mare sunt diferite de apa dulce, astfel că punctul de fierbere creşte, iar  cel de îngheţ, scade; şi într-un caz şi în celălalt sărurile rămân în stare lichidă, crescând salinitatea. Bilanţul termic al apei de mare reprezintă raportul dintre căldura primită şi cea cedată şi poate fi pozitiv, atunci când cantitatea de căldură acumulată este mai mare decât cea pierdută şi negativ, când fenomenul se desfăşoară invers. Atunci când cele două cantităţi de căldură, primită şi pierdută, sunt egale, bilanţul termic este constant sau echilibrat.

2.2.2 Salinitatea apei de mare Salinitatea apei de mare S  reprezintă concentraţia totală a sărurilor dizolvate, sau greutatea totală a sărurilor exprimată procentual. Salinitatea se exprimă în % sau în ‰. Conţinutul mediu în săruri al apei de mare este de 3.5%, iar  proporţia sărurilor minerale este următoarea: 1. 2. 3. 4.

NaCl MgCl2 MgSO4 CaSO4

77.76% 10.88% 4.74% 3.60%

5. 6. 7.

 Într-un km3 de apă de mare sunt dizolvate aproximativ 40 milioane de tone de substanţe anorganice. Alături de acestea apa de mare conţine şi substanţa organice şi oxigen dizolvat. Concentraţia de oxigen în stratul de apă de la suprafaţa oceanului depinde de temperatura şi de mişcarea apei. Cantitatea de oxigen dizolvată scade proporţional cu adâncimea, având valori minime la 91

K2SO4 MgBr2   CaCO3

adâncimi de 500…700 m, în zona intertropicală şi la adâncimi de 800…1000 m, în zonele temperate şi polare. Greutatea specifică a apei de mare  ρ reprezintă raportul dintre greutatea unităţii de volum la temperatura de 0 o C şi greutatea cantităţii de volum de apă distilată la temperatura de + 4 o C.  ρ  = S 

0

o

4

o

[g/cm3]

(2.2) Căldura specifică (cantitatea de energie necesară pentru creşterea cu un grad Celsius a unui gram de apă) creşte odată cu creşterea salinităţii şi variază direct proporţional cu temperatura, astfel că punctul de fierbere creşte cu salinitatea. Punctul de îngheţ scade cu creşterea salinităţii, apa oceanică normală îngheaţă la valori de circa – 2 0 C.

2.2.3 Densitatea apei de mare Densitatea apei de mare σ t,  este principalul parametru hidro – fizic al apei de mare şi reprezintă raportul dintre greutatea unităţii de volum a apei la temperatura dată şi greutatea aceleiaşi unităţi de volum de apă distilată la temperatura de + 4 o C. Este un parametru adimensional 1, … sau, în mod convenţional: σ  t 

=

t o 4

o

(2.3) Densitatea convenţională se determină cu ajutorul tabelelor  oceanografice. Densitatea apei de mare depinde de temperatura şi salinitatea acesteia, iar greutatea specifică numai de temperatură. La 0 o C greutatea specifică este numeric egală cu densitatea apei de mare. Densitatea apei de mare creşte cu creşterea salinităţii şi, în 92

general, variază invers proporţional cu temperatura apei de mare. Astfel, pentru variaţii de 1‰ ale salinităţii la temperaturi diferite, densitatea apei de mare variază între 0,00074 …0,00082, iar pentru diferenţe de temperatura de 1 o C, pentru salinităţi de la 0 ‰ la 40 ‰, densitatea variază în limitele 0,00000 … 0,00035. La salinităţi de peste 20 ‰ densitatea maximă nu mai este la 4 0 C, ci scade sub 00 C. Distribuţia salinităţii şi densităţii apei de mare este următoarea: − salinitatea medie a apelor oceanice este de 35 ‰; − salinitatea apelor salmastre este mai mică de 25 ‰; − la larg variaţia salinităţii este mică 2 – 3 ‰ funcţie de mărimea variaţiilor de temperatura a apei de mare; −   în mările continentale variaţia salinităţii este mare ca urmare a aportului de apă dulce (Ex: Marea Baltică S=8 ‰; Marea Mediterană S =37…39 ‰; Marea Neagră S=1 …18 ‰); −  în raport cu adâncimea diferă funcţie de latitudine (Ex: în zonele polare salinitatea scade rapid în primii metri, apoi creşterea este mai mică, rămânând constantă de la 400  – 500 m; în zonele ecuatoriale salinitatea creşte rapid către valori maxime în jurul adâncimii de 100 m, apoi variaţia scade, ca de la 500 m în jos creşterea să fie foarte mică; −   în raport de poziţia geografică, în stratul superficial densitatea apei de mare este invers proporţională cu salinitatea; − densitatea medie a apei oceanice la suprafaţă variază  între valorile 1,019 şi 1,0275. Salinitatea apei de mare se poate determina prin metode chimice şi fizice. Metoda chimică rămâne precisă şi expeditivă. Salinitatea variază în funcţie de latitudine, exceptând mările continentale. De asemenea salinitatea variază cu adâncimea. Densitatea variază în funcţie de salinitate şi temperatură. Se exprimă în mod curent adimensional. Densitatea apei de mare, sau greutatea specifică se află  într-un raport de invers proporţionalitate cu temperatura şi direct dependentă faţă de salinitate. Densitatea apei creşte cu latitudinea şi se poate determina analitic sau instrumental cu areometru. Măsurarea densităţii se efectuează la meniscul areometrului 93

plasat într-un recipient în care există proba de apă de mare căreia i s-a determinat greutatea specifică.

2.3 DINAMICA APELOR MARINE Apele marine sunt într-o continuă mişcare ca urmare a acţiunii complexe a unor factori externi (vântul, atracţiei aştrilor, presiunea atmosferică, mişcarea Pământului), interni (diferenţele de densitate şi temperatură) şi de dinamică a scoarţei terestre (cutremure, erupţii). Principalele forme de dinamică a apelor marine ce interesează navigaţia maritimă sunt: valurile; − − mareea; curenţii marini. − Dinamica apelor marine cuprinde două categorii de mişcări: - mişcări oscilatorii în care se includ oscilaţiile pe perioadă scurtă (valuri), până la fenomenele de maree; - mişcări de translaţie, cum ar fi curenţii marini.

2.3.1 Oscilaţiile de nivel Principalele mişcări oscilatorii ale mării sunt: - valurile de vânt şi hula; - undele anemobarice (valurile de furtună); - seişele (fenomene de pendulare sub efectul presiunii atmosferice şi care apar în mările închise, rade portuare şi porturi); - valuri seismice (apar datorită mişcărilor seismice în largul mării); - mareea (nesemnificativă în larg, dar foarte importantă în zone portuare); - unde interne (oscilaţii ce apar în masa apei). Măsurarea oscilaţiilor de nivel se realizează cu instalaţii numite maregrafe, ce sunt amplasate la un cheu unde fluctuaţia navelor  este redusă.

2.3.2 Mareea 94

Mareea reprezintă o mişcare periodică în urma căreia nivelul mării creşte şi scade succesiv. Mareea este determinată în special de forţa de atracţie combinată lunară şi solară exercitată asupra maselor de ape marine. Atracţia lunară este determinantă de 2,5 ori mai mare decât cea solară, ca urmare a distanţelor diferite Pământ – Lună şi Pământ – Soare. Mareea este de fapt mişcarea ondulatorie a nivelului mării, ca urmare a mişcării de rotaţie şi de revoluţie a Pământului, în cadrul sistemului Pământ – Lună – Soare. Forţa producătoare de maree este rezultanta forţelor de atracţie şi centrifuge ce se manifestă în mişcarea acestui sistem. Rezultatul acestei forţe este materializat de o undă ce se propagă pe suprafaţa oceanelor odată cu rotaţia Pământului.  În largul oceanelor înălţimea acestei unde ajunge la 0,6 m, iar la coastă aceasta poate lua valori de până la 20 m. Mişcarea periodică a mareei se execută într-un interval de timp solar mediu de 24 ore şi 50 minute, corespunzător unei zile lunare (trecerea lunii de 2 ori prin meridianul locului), iar perioada forţei producătoare de maree a soarelui este de 24 ore.

Mareea lunară

Mareea lunară este cauzată de atracţia exercitată de satelitul Pământului asupra maselor de ape marine pe timpul mişcării sale de rotaţie în jurul Terrei. Forţa lunară generatoare de maree are o componentă estică,   între răsăritul Lunii şi culminaţie şi o componentă vestică, între culminaţie şi apus. Aceste două componente sunt zero la răsăritul şi apusul Lunii, cât şi la culminaţia inferioară şi superioară a Lunii, având o valoarea maximă între răsărit şi culminaţia superioară, cât şi între apus şi culminaţia inferioară. Valoarea forţei lunare generatoare de maree este zero la poli şi maximă la ecuator.

Mareea solară

Forţa solară generatoare de maree se manifestă diferit de la un punct terestru la altul, având un ciclu complet pentru fiecare din cele două perioade în care Soarele se află deasupra orizontului şi sub orizont. În realitate se observă mareea lunisolară ca urmare a efectului combinat al forţelor lunare şi solare generatoare de maree,  în care acţiunea Lunii este preponderentă. 95

In cadrul fenomenului de maree se pot diferenţia: - mareea semidiurnă neregulată; - mareea diurnă; - mareea mixtă; - mareea fluvială.  În practică de navigaţie, determinarea elementelor de maree se efectuează în mod simplificat pentru un anumit port, folosindu-se secţiunea a treia din Brown's Nautical Almanach pentru anul în curs, sau tablele de maree (Tide Tables).

2.4 VALURILE, CURENŢII MARINI, MĂSURARE, DETERMINARE 2.4.1 Valurile marine Valurile marine se clasifică astfel: − după modul de formare: − de vânt; − de maree; anemobarice; − − după caracterul forţelor ce acţionează după formarea lor: − libere; −  întreţinute; − după variaţia elementelor principale: − stabilizate; − nestabilizate; − după dispunere: de suprafaţă; − − şi valuri (unde) interne; − după formă: − bidimensionale; tridimensionale; − − izolate; − după raportul dintre lungimea valurilor şi adâncimea mării: − scurte; lungi; − − după deplasarea formei: − valuri în mişcare; staţionare (seişe). − 96

Valurile de vânt Valurile de vânt se formează ca urmare a acţiunii de durată a vântului şi reprezintă atât un transport de apă cât şi o mişcare orbitală a moleculelor de apă de mare (fig.2.1).

Fig. 2.1

Sub acţiunea vântului masa de apă este împinsă în direcţia lui creând o pantă lină, apa revine la normal sub acţiunea gravitaţiei pe o pantă mai abruptă.

Caracteristicile valului  Caracteristicile valului sunt (fig.2.2) : − creasta; − talpa; − lungimea L (distanţa pe orizontală între două creste succesive, cu valori de zeci şi sute de metrii); −  înălţimea h (distanţa pe verticală de la creastă până la talpa valului, cu valori maxime de peste 15 m); L creasta

h

talpa

Fig.2.2 − − −

−

panta P (raportul dintre lungime şi înălţime); frontul de atac; perioada τ  (intervalul de timp dintre trecerea a două creste succesive prin acelaşi punct fix); viteza de propagare c  (raportul dintre lungime şi perioadă). 97

 L =  L 2π  

τ   =

c

 g 

=

 L

=

τ 

 g τ 

2

2π 

=

=

2π   c

 g 

 gL 2π 

=

2π  c

2

 g  ≅

(2.4)

≅ 0,64 c 2

(2.5)

0,8 1 ≅ 0,64 c

g τ  2π 

≅ 1,25

1

≅ 1,56 τ 

(2.6)

Pe baza relaţiilor 2.3 – 2.4 şi a altor formule empirice folosite pentru h >1/2, s-au întocmit tabele pentru determinarea caracteristicilor valurilor funcţie de viteza vântului, durata vântului şi distanţa de acţiune a vântului pe mare (fetch).  În urma prelucrărilor statistice, s-au determinat caracteristicile valurilor de vânt funcţie de durata vântului (tab.2.3) şi de suprafaţa de contact (tab.2.4).

Tabelul 2.3 Caracteristicile valului de vânt funcţie de durata vântului (în ore) Forţa vânt 5 6 7 8 9

h

6 ore L

τ

h

1 1.5 2.1 2.7 4.6

43 53 76 104 137

5 6 7 8 9.5

1.4 1.8 2.4 3.7 5.2

12 ore L 55 82 109 146 152

τ

6 7 8.5 9.5 11

Tabelul 2.4 Caracteristicile valului de vânt funcţie de suprafaţa de contact (în mile marine) Forţa vânt

h

50 M L

5 6 7 8 9

1.2 1.5 2.1 2.7 3.6

37 43 55 76 91

τ

h

5 5 6 7 7.5

1.4 1.8 2.4 3.3 4.2

100 M L 55 76 100 122 152

Notă: valorile luate în consideraţie vor fi cele care corespund celor mai mici valori ale lungimii şi perioadei valului. Valurile nu sunt uniforme, unul la circa zece valuri est mai mare de aproximativ 1.4 ori. 98

τ

6 7 8 9 10

Pentru formarea valului de vânt este nevoie ca suprafaţa de contact vânt – mare să fie suficient de întinsă pentru ca valurile să se formeze funcţie de forţa vântului. În apropierea coastei, atunci când vântul bate dinspre uscat, suprafaţa de contact fiind mică şi adâncimile reduse ale apei, valurile de vânt nu se pot forma normal.  În cazul depresiunilor barice în deplasare spre est este improbabilă formarea unei suprafeţe de contact mari pe partea nordică acesteia. În faţa depresiunii, însă, suprafaţa de contact este mai mare, dar există posibilitatea ca valurile să intre în zona vânturilor contrare, în timp ce valurile generate în zona ecuatorială vor avea cel mult viteza egală cu viteza de deplasare a depresiunii. Valurile din partea de vest şi sud-vest a depresiunii barice se vor  deplasa pe direcţii sud – estice (de exemplu: în Atlanticul de nord, este puţin probabil de a întâlni vânturi contrare înainte de a atinge coastele Portugaliei, nord-vestul Africii, sau chiar insula Ascension;  în Oceanul Indian musonul de sud-est, având o direcţie constantă şi forţa 8 Bf, va genera valuri ce se vor sparge pe coastele Beluchistanului, unde vânturile sunt inexistente, sau foarte slabe; în nord-vestul extrem al Mării Chinei, în perioada octombrie-martie, se va întâlni o hulă lungă venind din direcţia musonului care, la 500… 1000 mile marine au forţa 7-8 Bf., o suprafaţă de contact mare şi o direcţie constantă mai mare de 24 ore). Observaţii: - viteza valului este cea a vântului care l-a generat, în timp ce viteza grupului de valuri de hulă este jumătate din viteza fiecărui val luat individual; -  înălţimea valului scade la aproximativ jumătate din valoare după ce străbate o distanţă în mile marine echivalentă cu lungimea lui de undă; - când adâncimea apei scade mai mult de jumătate din valoarea lungimii valului, valurile se reduc şi, la adâncimi de 1,5 din înălţime, se sparg; - valurile care vin oblic pe coastă se vor roti până ce vin paralel cu acesta; - la alegerea locului de ancoraj, se va avea în vedere că valul se curbează când atinge un cap sau o insulă cu plajă şi dimensiunile se vor reduce la jumătate pe partea opusă, dacă se va apropia dintr-o direcţie diferită cu aproximativ 120 0 sau 99

mai mult faţă de direcţia lui iniţială; dacă insula sau capul are ţărmul abrupt, vor fi mici brizanţi pe partea adăpostită. 2.4.2 Hula Hula reprezintă o ondulaţie regulată a apei marine ce apare la căderea vântului şi se poate propaga pe distanţe mari de sute şi mii de mile marine. DEFINIŢIA 2.1 Hula este o mişcare de atenuare a oscilaţiei, este un val simetric iar lungimea este mult mai mare decât  înălţimea. Valurile de vânt şi hula determină starea de agitaţie a mării, se produc datorită acţiunii vântului şi se deplasează în sensul vântului. Instrumentele de determinare a valurilor sunt: mira de valuri, aparate optice de vizare, aparate cu înregistrare a principalelor  elemente ale valurilor. Hula prezintă aceleaşi caracteristici ca şi cele ale valurilor de vânt, având mai bine conturată direcţia de propagare. Particulele de apă în hulă se deplasează prin inerţie, sub formă de valuri libere, regulate, cu perioadă relativ uniformă. De obicei valurile de hulă sunt mai alungite, cu formă mult mai simetrică, iar direcţia de propagare poate diferi complet de direcţia vântului. Hula singură apare la mare deschisă doar în perioadele de calm prelungit. Adeseori la larg se manifestă valurile de vânt în acelaşi timp cu valurile de hulă (oscilaţiile de vânt ş suprapun peste oscilaţiile de hulă).

Brizanţii

Brizanţii se produc la lovirea valurilor de vânt sau de hulă de fundurile mici sau de stânci; aceste obstacole frânează mişcarea bazei vântului în timp ce creasta acestuia îşi continuă mişcarea, prăbuşindu-se şi producând o mare cantitate de spumă. Funcţie de caracteristicile valurilor şi a fundului mării, brizanţii au caracteristici particulare.

2.4.3 Curenţii marini DEFINIŢIA 2.2 Curenţii marini sunt mişcări de translaţie a apelor  oceanice şi se caracterizează prin direcţie şi viteză. 100

Cauzele apariţiei curenţilor sunt: - cauze exterioare (anemobarice, mareice): - curenţi de derivă; - curenţi de pauză; - curenţi de maree. - cauze interioare (diferenţă de densitate): curenţi de densitate. Funcţie de poziţia faţă de fundul mării curenţii marini sunt: - curenţi de suprafaţă (în stratul navigabil); - curenţi de adâncime (în masa apei); - curenţi de fund (profundali). Prin proprietăţile fizico - chimice (temperatură, salinitate) curenţii marini sunt: curenţi calzi; reci; oceanici. Prin modul de manifestare sunt: - curenţi cvasistaţionari; - curenţi temporari; - curenţi periodici. Curenţii de derivă Principalul producător de curenţi neperiodici în stratul de la suprafaţa mării este vântul. Curenţii produşi de vânturi temporare care bat o perioadă nu prea îndelungată se numesc curenţi de vânt (de derivă). Aceşti curenţi iau naştere ca rezultat al frecării vântului cu oarecare înclinare, spre dreapta în emisfera noastră, datorită forţei Coriolis. Energia de mişcare se transmite prin frecarea particulelor din straturile mai adânci, antrenându-le în deplasare.  În cazul cel mai simplu se presupune vântul cu o direcţie şi viteză constantă, densitatea apei uniformă, iar marea infinit de adâncă şi fără valuri. În acest caz, singura forţă care provoacă mişcarea maselor de apă este forţa de frecare a aerului de suprafaţa apei. Dacă durata acţiunii vântului asupra mării este suficient de lungă, atunci datorită existenţei coastelor şi a neomogenităţii vântului, transportul apei de către curentul de derivă va da naştere la înclinarea suprafeţei mării (în unele raioane se va produce înălţarea, în altele coborârea nivelului). Înclinarea 101

suprafeţei mării provoacă apariţia unor gradienţi de presiune care dau naştere la curenţi ce se suprapun pe curenţii de derivă. Dacă vântul cade, curenţii de derivă se amortizează, dar   înclinarea suprafeţei mării se păstrează încă un oarecare timp. Viteza curenţilor de gradient se poate calcula cu relaţia de mai  jos: U  g 

=

g  ⋅ sin γ   2ϖ  ⋅ sin ϕ 

,

(2.7)

unde: γ  este înclinarea suprafeţei mării, g    – forţa de gravitaţie, ω – viteza de rotaţie a Pământului, φ – latitudinea locului. Direcţia curentului va fi perpendiculară pe direcţia înclinării suprafeţei mării, datorită forţei de atracţie a Pământului. Dacă adâncimea mării este mică în raport cu adâncimea de frecare, direcţia curentului se apropie tot mai mult de direcţia înclinării suprafeţei mării. Curenţii de pantă

Curentul de pantă provoacă gradienţi de presiune care dau naştere curentului de gradient. Curenţii de pantă apar ca urmare a “îngrămădirii” apelor, producând o inegală presiune hidrostatică asupra aceloraşi suprafeţe de nivel, în diferite zone. Masarea apelor  are cauze: afluxul apelor curgătoare, vântul şi ploile torenţiale, precum şi topirea gheţarilor. Curenţii de pantă se manifestă în mod deosebit de zona costieră, unde curenţii de vânt provoacă  însemnate oscilaţii de nivel. Spre deosebire de curenţii de derivă, care se amortizează relativ repede, curenţii de pantă se formează, dar se şi amortizează într-un timp mai îndelungat. Curenţii de densitate

Una din principalele cauze ale acestor curenţi este diferenţa dintre densitatea diverselor pături de apă ale mării, mai ales că această diferenţă are loc numai în stratul superficial. Aici se observă o valoare constantă a diferenţei de densitate, din care cauză iau naştere curenţi constanţi, cu dereglări modificatoare în anumite 102

limite. Datorită aportului de ape fluviale sau a diferenţelor climatice, densitatea apei de mare variază de la o zonă la alta.

Curenţii de maree

Curenţii de maree reprezintă deplasări ale maselor de apă efectuate periodic şi care iau naştere datorită fenomenului de maree. Curenţii de maree se deosebesc de ceilalţi curenţi prin aceea că ei cuprind toată grosimea de apă de la suprafaţă la fund cu o scădere a vitezei cu adâncimea. La fel ca şi oscilaţiile nivelului datorită mareei, curenţii de maree depind de caracterul mareei (semidiurnă, diurnă, mixtă), de relieful fundului, configuraţia coastei şi dimensiunile bazinului. Evident şi asupra acestor curenţi se răsfrâng forţele Coriolis şi forţele de frecare. Caracterul de mişcare lângă ţărmuri şi în mările deschise este diferit. În apropierea coastei, în golfuri înguste, strâmtori, la gurile fluviilor, curenţii de maree au un sens reversibil, adică curentul de flux şi reflux sunt inverşi ca direcţie şi au viteze maxime pe viteze preferenţiale. Funcţie de periodicitate, există curenţi de maree semidiurni, diurni şi micşti. − curenţi semidiurni – mişcări de translaţie legate de două fluxuri şi refluxuri într-o zi lunară şi cu alternanţele corespunzătoare de viteză; − curenţi diurni – cu un maxim şi un minim de flux şi un maxim şi un minim de reflux într-o zi lunară; − curenţi de maree micşti – cu o repartiţie a vitezelor  mult mai neuniformă, dar cu schimbările de direcţie corespunzătoare mareei mixte.  În mare deschisă, curenţii de maree se pun în evidenţă mai greu; se observă fără a se remarca maxim de viteză, sensul giratoriu, în sens direct în emisfera nordică şi în sens trigonometric  în emisfera sudică, trecând prin toată raza compasului în decurs de 12h 50m (curenţi semidiurni) şi în 24h 50m (curenţii diurni – urmărinduse uneori curenţii rotitori). Fără a avea aceeaşi cauză, în ocean pot să apară aşa numiţii 103

curenţi inerţiali – curenţi rotativi cu giraţie care depind de latitudinea   12 oresideral  locului, perioada de pendulare T  p,  T  = sin ϕ   p

e  

  .    

Curentul de maree apare în cadrul fenomenului de maree şi se determină pe baza datelor înscrise în tabele sau în grafice vectoriale din documentele de navigaţie. Pentru măsurarea curenţilor marini se folosesc diferite aparate cum ar fi: - curentometrul mecanic de tip EKMAN; curentograful, pentru un anumit orizont la suprafaţă sau în imersiune.

BIBLIOGRAFIE 1. ANTIPA, Gr. Marea Neagră , Ed. Univers, Bucureşti, 1941 2. BACINSCHI, D., Meteorologie Generală , manual pentru licee cu  profil de geologie-geografie, Ed, Didactică Şi Pedagogică, 1979 3. BALABAN, I. Gh. Conducerea navei, Ed. Tehnică, Bucureşti, 1963 4. BALABAN, I. Gh. Manualul ofiţerului de cart, Ed. Militară, Bucureşti,1953 5. BALABAN, I. Gh. Tratat de navigaţie maritimă  Ed. Leda, Bucureşti, 1996 6. BĂRBUNEANU, I. Mările şi oceanele Pământului, Ed. Militară, Bucureşti, 1975 7. BEJAN, A., BUJENIŢĂ, M.   Dicţionar de marină, Ed Militară, Bucureşti, 1979 8. BEŞLEAGĂ, N. Contribuţii la studiul condiţiilor meteorologice de   producere a furtunilor în zona Mării Negre. Sesiunea IV-a de comunicări, vol. I, 1977 104

9. BEŞLEAGĂ, N.  Elemente de meteorologie dinamică, Ed. Didactică şi pedagogică, Bucureşti, 1972 10.BEZIRIS, A., TEODOR, M., RICAN, G. Teoria şi tehnica transportului maritim - partea a II-a, Ed. Didactică şi pedagogică, 1979 11. BEZIRIS, A., BAMBOI, Gh. Transportul maritim, Ed. Tehnică, Bucureşti, 1988 12. BLEAHU, M.  Formarea continentelor şi oceanelor, Ed. Ştiinţifică şi enciclopedică, Bucureşti, 1978 13. BONDAR, C. şi colab. Marea Neagră – monografie hidrologică, Ed. IMH, Bucureşti, 1973 14. BOŞNEAGU, R.   Elemente de Navigaţie şi Hidrometeorologie Maritimă, Ed. ANMB, Constanţa, 1993 15.BOŞNEAGU, R. Introducere în navigaţia maritimă şi hidrometeorologia marină Ed. ANMB, Constanţa, 1998 16.CHIOTOROIU, B., Variaţiile climei la sfârşitul mileniului III , Ed. Leda, 1997 17. CHIOTOROIU, B.,   Hidrometeorologie fluvială, Ed. Ex Ponto, 2001 18. CHIRIŢĂ, M., PAVICA, V.  Navigaţie, Ed. Militară, Bucureşti, 1959 19.COSTRUŢ, I.,  Întocmirea hărţilor sinoptice şi prevederea meteo la bordul navelor, CPPMC, Constanţa 20. CRENSHOW, R.S. Jr.  Naval Shiphandling, Naval Institute Press, Annapolis, Maryland, SUA, 1975 21. CRISTEA, N., STOICA, C. Meteorologie generală şi instrumente meteorologice, Ed. Didactică şi Pedagogică, Buccureşti, 1966 22. DRĂGHICI, I. Dinamica atmosferei, Ed. Tehnică, Bucureşti, 1988 23. FAIRBRIDGE, G.  Enciclopedia oceanografiei, Ed. Whiterby, Londra, 1966 24.FRAMPTON, R.M., UTTRIDGE, P.A. Meteorology for Seafares, Ed. Brown, Son & Ferguson Ltd., Nautical Publishers, Glasgow, 1997 25. GHEORGHE, I., SCURTU, Gh. Terminologie hidrografică şi de navigaţie, Ed Militară, 1967 26.GEORGHIŢĂ S., VITALIA, Manual de oceanografie ţi meteorologie pentru învăţământul superior de marină , Ed. ADCO, Constanţa, 2003 27. IVANOFF, A.   Introduction a l’oceanographie, traducere lb. Franceză, Constanţa, 1975 28. LACOMBE, H. Curs de oeanografie fizică, Paris, traducere lb. Franceză, Constanţa, 1965 29. MAIER, V. Mecanica şi construcţia navei, vol. I, II, III, Ed. Tehnică, 1985 – 1989 105

30. MANOLIU, I.  Nave şi navigaţie, Ed. Stiinţifică şi enciclopedică, Bucureşti, 1984 31. MIULESCU, I., CÂMPIAN, I. Teoria navei, Ed. Militară, Bucureşti, 1973 32. MUNTEANU, D. Manualul comandantului de navă, Ed. Militară, Bucureşti, 1973 33. NEGUŢ, A. L. Meteorologie maritimă, Ed. Sport – Turism, Bucureşti, 1981 34.PESCARU, C., PESCARU, A., Meteorologie marină, Ed. Nautica, 2005 35. PIŞOTA, I., BUTA, I.  Hidrologie, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti, 1979 36. POP, Gh. Curs de Meteorologie – Climatologie, partea I, Meteorologie generală, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti, 1983 37. PORA, E., OROS, I.  Limnologie şi oceanografie, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti, 1974 38.POSEA, A., Oceanografie, Ed. Fundaţiei România de mâine, 1999 39. RĂUŢĂ, M., şa., Oceanografie, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti 1983 40.ROMANESCU, Gh., Oceanografie, Ed. Azimuth, Iaşi, 2003 41. ROSS, D.   Introducere în occeanografie, traducere lb. Engleză, Constanţa, 1976 42. SCURTU, G.  Asigurarea hidrografică a navigaţiei maritime, Ed. Militară, Bucureşti, 1960 43. STĂNCESCU, I. Oceanele şi mările globului, Ed. Ştiinţifică, Bucureşti, 1983 44. STOICA, C., CRISTEA, N. Meteorologie generală, Ed. Tehnică, Bucureşti, 1971 45. STRAHLER, A. Geografia fizică, Ed Stiinţifică, Bucureşti, 1973 46. ŞELARIU, O.   Elemente de hidrometeorologie maritimă pentru navigatori. Oceanografie. Meteorologie maritimă. Institutul de marină, Constanţa, 1977 47. ŞELARIU, O.   Hidrometeorologie marină, Ed. Institutului de marină „Mircea cel Bătrân”, Constanţa, 1975 48. ŞELARIU, O.  Îndrumar de practică meteo – oceanografică la bordul navei, Ed. IMMB, Constanţa, 1989 49. ŞELARIU, O. Cercetări marine la Marea Neagră, Ed. IMMB, Constanţa, 1977 50. TRUFAŞ, V. Marea Neagră, Universitatea Bucureşti, 1988 51. TRUFAŞ, V., BULGĂR A. Oceanul planetar, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti, 1973 52. VESPREMEANU, E. Oceanografie, vol I partea I, Universitatea Bucureşti, 1992 106