Introducere
Aerul fiind un fluid se poate miș ca în direcție ascendentă, descendentă, înclinat ă sau orizontală. În general, marile deplasă ri de aer sunt mai mult orizontale. Prin noțiunea de vâ nt se înțelege mișcarea orizontală a aerului, celelalte mișcări purtând denumirea de curenți. Diferența de presiune de la o zonă l a alta este cauza apariției mișcă rii orizontale a aerului. La originea acestor diferen țe de presiune stă încălzirea diferențiată a scoarț ei terestre. Inegala repartiție a presiunii atmosferice se datorează unor cauze termice și dinamice. Diferențele de temperatură crează denistăți diferite ale aerului c are atrag diferențe de presiune – maxime și minime barometrice.
Aerul se deplasează întodeauna d e la centrele de presiune maximă că tre centrele de presiune minimă. Deplasarea aerului se face până când diferența de presiune dintre cele două regiuni se echilibrează și apare calmul atmosferic. Existența curenților de aer în atmosferă determină diversitatea fenomenelor meteorologice ș i schimbările de vreme. Vântul ca element meteorologic tinde să egalizeze diferenț ele de temperatură, presiune și umezeală existente în atmosferă. Mărimile care definesc vântul sunt direcția și intensitatea. În meteorologie, prin direcția vântului se înțelege direcța de unde suflă vântul. Această mărime se exprimă în grade în raport cu Nordul Geografi c (Adevă rat).
În scopuri aeronautice direcția vântului se raportează la Nordul Magnetic. Direcția vântului se îndică prin grade folosind cercul de 360° și prin corespondența gradelor cu punctele cardinale: - 090° sunt indicate prin punctul cardinal Est-270° sunt indicate prin punctul cardinal Vest În transmisiunile meteorologice cifrate, vântul se exprimă în decagrade, spre exemplu: 270° = 27. Viteza vântului se măsoară în: - metri pe secundă (m/s) - kilometri pe oră (km/h) - noduri (kt) Notă: România utilizează ca unitate de măsură pentru viteza vântului m/s. Transformarea din m/s î n km/h se face prin multip licare cu 3.6 sau, aproximativ, prin multiplicarea cu 4 și scăzând din produs cifra zecilor.
Transformarea aproximativă a nodurilor în metri se face prin împărțirea la 2, iar a nodurilor in km/h prin multiplicarea cu 2. 1 kt = 1.852 km/h 1 m/s = 3.6 km/h = 2 kt În meteorologie, direcția vântului este indicată în mod simbolic prin tr-o dreaptă, la extremitatea căreia, prin liniute mai lungi sau mai scurte se notează intensitatea (viteza). Fig 4.6. Vântul bate din 135° cu 65 kt. Pentru măsurarea direcției vântului la sol se foloseș te girueta, de obicei o bară metalică, având la un capăt un ampenaj, iar la celalălt o contragreutate. Dispozitivul este mobil în jurul unui ax, pe care sunt indicate punctele cardinale.
Ampenajul se orientează în direcția vântului, iar contragreutataea se întoarce în direcția din care bate vântul. Instrumentele destinate măsurării vitezei vântului se numensc anemometre. Acestea pot fi de două tipuri: a. anemometre de rotație, cu cupe sau palete; b. anemometre cu placă metalică sau de presiune, cu tub Pitot sau Venturi. Amenometrele înregistratoare se numesc anemografe. Fig 4.7. Intensități ale vântului Instrumentele pentru mă surarea direcției și vitezei vântului trebuie să fie instalate în locuri degajate fără obstacole și la o înălț ime de 6-10 m desupra solului.
În aviație se recomandă ca anemografele, și celelalte instrumente meteorologice să fie instalate pe aerodrom, î n apropierea pistei de decolare/aterizare. Fig 4.8. Girueta Fig 4.9. Anemometru cu cupe Fig 4.10. Anemograf Pentru navigația aeriană este obligatorie cunoașterea vântului, la diferite altitudini, în special la nivelul de zbor. În acest scop se folosește metoda balonului pilot, care constă în lansarea unui balon, umplut cu hidrogen astfel încât să aibă viteza ascensională dorită de noi. Balonul se urmărește cu ajutorul teodolitului, citindu-se unghiurile de înălțare și azimutul.
Făcând proiecția orizontală a traiectoriei balonului se poate calcula după grafic direcția și viteza vântului. O alta metodă, pentru determinarea vâ ntului în altitudine este metoda radiosodajului, cu ajutorul radioteodolitului sau unui alt instrument radioelectric. Cu acesta metodă, vântul poate fi determinat până la altitudini de 20-40 km, cu o precizie destul de mare. Ea se numeste metoda Rawin. De asemenea, avio nul poate fi folosit pentru a măsura vântul la nivelele de zbor, determinându-se direcția lui prin intermediul derivei, iar viteza prin sistemul compară rii vitezei proprii, în raport cu punctele de reper de la sol, cun oscându-se distanț a dintre ele.
Unele avioane moderne au instalații pe care se pot citi nemijlocit direcția și viteza vântului. În scopuri aeronautice se folosește noțiunea de „vâ nt mediu” atât în ce privește direcția cât și viteza, calculându-se aceste mărimi pe un intervat de 10 minute.
Structura vântului
Din observațiile și cercetările fă cute s-a constatat că în anumite situații, vântul are o miș care destul de uniformă atat în ceea ce privește direcția, câ t și viteza. Scurgerea aerului se face în straturi paralele. Despre un astfel de vânt se spune că este laminar. Astfel de structură este specifică suprafeţelor de teren netede unde frecarea este mică (câmpii). Din cauză că suprafața solului nu este netedă având diferite obstacole, precum și prin faptul că însăși aerul nu are aceeași strucură, frecarea este și ea diferită, producâ nd variații în direcția și viteza vâ ntului. În acest caz structura vâ ntului este turbulentă.
Prin frecarea de suprafaţa terestră se formează frecvent vârtejuri sau turbioane. Apare pe terenuri accidentate sau numeroase obstacole (turbulența dinamică ), iar in timpul zilei datorită încălzirii diferite a scoarței terestre (turbulență convectivă). Vântul poate prezenta creș teri bruște de viteză, salturi care poartă denumirea de rafale. Durata unei rafale nu trebuie să depășească câteva zeci de secunde. Pentru navigația aeriană, vântul în rafale devine supărător, când atinge o valoare mai mare de 12 m/s și mai ales atunci când iau un caracter de vijelie. În acest caz, pulsațiile sunt violente și se produc în situații orajoase, mai ales la trecerea fronturilor reci.
Vijelia (lina de gren) este o creștere neașteptată a vitezei vântului adeseori cu o schimbare a direcției; durează câteva minute și acoperă o zonă întinsă. Furtuna reprezintă situația în care vit eza vântului depășește aproximativ 60 km/h sau câ nd rafala este mai mare de 78 km/h. Uraganul: viteza vântului depășește 116 km/h. În mișcare orizontală a aerului intervin următoarele forțe: Forța de frecare a aerulu i cu suprafața terestră care frâ nează aerul în mișcarea sa, în ceea ce privește viteza, putându-i însă modifica și direcția; Fig 4.11. Forța de rotatie Coriolis creată de mișcarea de rotație a Pământului în jurul axei sale.
Această forță determină devierea corpurilor în miș care spre dreapta în emisfera nordică și spre stâ nga în emisfera sudică. Forța de frecare și forț a Coriolis se combină pentru a echilibra forța de presiune; Forța centrifugă este de asemen ea un factor important atunci când miș carea aerului este circulară și se produce în plan orizontal, influențănd direcția și viteza vântului; Fig 4.12. Fig 4.13. Forța de presiune determinată de gradientul baric. Fig 4.14. Fig 4.15 Din datele statistice rezultă că viteza vântului crește treptat pâ nă l a stratosferă inferioară, atingând valori maxime între 8 și 12 km.
Deasup ra acestor altitudini, viteza vântului începe să scadă până la aproximativ 20 km altitudine, unde prezintă un minim. Peste 20 de km ea începe din nou să crească. Fig 4.16. Vântul de suprafata și vantul geostrofic
Vântul geostrofic
Cele două forțe care acționează asupra maselor de aer în mișcare sunt: - Forța gradientului de presiune-Forța Coriolis Forța gradientului de presiune pune aerul în mișcare și datorită efectului forț ei Coriolis acesta virează către dreapta. Această curbare a cur entului de aer deasupra suprafeței solului va continua până când forța gradientului de presiune este egalată de forța Coriolis rezultând într- un vânt a cărui direcție este paralelă cu izobarele. Acest vânt se numește vânt geostrofic.
Vântul geostrofic este important pentru prognozele meteorologice deoarece curgerea se face în lungul izobarelor cu presiunea mai joasă în stânga sa și tăria sa este direct proporțională cu spațiul dintre izobare (proporțional cu gradientul de presiune). Distanța dintre izobarele de pe hărțile meteo dă posibilitatea unei aprecieri rezonabile în ceea ce privește intensitatea vântului. Fig 4.17. Vântul geostrofic
Legea lui Buys Ballot:
O persoană care va stă cu spatele la vâ nt, în emisfera nordică, va avea în stânga sa presiune joasă (în emisfera sudică va avea în dreapta sa presiune joasă). Zborul de la presiune ridicată către presiune scăzută Dacă o aeronavă aflată în emisfera nordică întâlnește un vânt de stâ nga, în conformitate cu legea lui Ballot, aeronava zboară către o zonă de joasă presiune. Centrele de presiune joasă sunt adesea asociate cu vremea rea (nori ploaie și vizibilitate scăzută).
Zborul de la presiuni mici catre presiuni mari Dacă o aeronavă, în emisfera nordică, are o derivă stânga atunci vântul bate dinspre dreapta și de aceea în conformitate cu legea lui Ballot aeronava se î ndreaptă către o zonă de presiune mai mare. Zonele cu presiune ridicată sunt în general asociate cu condiț ii meteo m ai bune în general (pot exista în anumite situații condiții de ceață). Fig 4.18. Zborul de la H la L Fig 4.19. Zborul de la L la H
Vântul de gradient
Izobarele sunt de obicei linii curbe. Vântul care bate paralel cu aceste izobare, va fi accelera t în sensul în care i se schimbă direcț ia. În același mod în care o piatră de la căpatul firului unei praștii este menținută într-o mișcare circulară de către o forț ă, la fel curgerea aerului are loc pe o curbă ce este rezultanta forțelor ce acționează asupra să imprimându-i o miș care curbilinie. Pentru un vâ nt care bate în emisfera nordică, în jurul unui centru de joasă pr esiune (în sens anti-orar), forța rezultantă în urma interacțiunii dintre forț ă gradientului de presiune și forț a Coriolis conduce la atragerea curentului de aer spre înainte și spre zonă de joasă presiune.
Pentru un vânt care bate în sensul acelor de ceasornic, în jurul unui centru de presiune mărită, forța rezultantă dintre acțiunea forț ei Coriolis și forța gradientulu i de presiune este mai mare decât forța gradientului de presiune. Rezultatul constă în aceea că vântul va avea o viteză mai mare decât vântul care se rotește în jurul unui centru de joasă presiune dar cu aceeași distanță între izobare. În emisfera Nordică vâ ntul va bate paralel cu izobarele în sensul acelor de ceasornic î n jurul centrului de presiune mărită (cunoscut și ca anticiclon) și în sens invers acelor de ceasornic în jurul unui centru de joasă presiune (cunoscut și ca ciclon).
Vântul echilibrat astfel, care bate în lungul izobarelor curbate, se numește vânt de gradient. Fig 4.20. Vântul de gradient
Vântul de suprafață
De obicei vântul este mai slab în apropierea solului. Vântul de gradient care bate la înălțime în lungul izobarelor curbate este î ncetinit de frecarea care există între straturile joase de aer și suprafața solului. Efectul forței Coriolis va fi mai slab datorită vitezei scăzute a vântului așa că vântul va tinde să-și mențină direcția. Cu cât suprafața este mai frământată cu atât vâ ntul este încetinit. Forțele de fricțiune vor fi mai mici deasupra zonelor deș ertice și oceanelor și mai mari în z onele deluroase și deasupra orașelor unde sunt multe obstacole. O viteză redusă are ca rezultat o forță Coriolis redusă (din moment ce aceasta este dependentă de viteză).
Din aceasta cauză forța gradientului de presi une va avea un efect mai pronunț at în apropierea solului, la niveluri mai joase cauzând curgerea vâ ntului înspre centrele de joasă presiune și în cazul centrelor de presiune mărită aceasta se va fac e dinspre centrul de presiune mă rită. Cu alte cuvinte vântul la suprafață are tendința să varieze în direcție prin comparație cu vântul de gradient (spre în spate).
Deasupra suprafețelor oceanice vâ ntul de la su prafața poate fi mai mic cu două treimi decât vântul de gradient și această deviere poate fi de doar 10°, dar deasupra uscatului poate fi încetinit la doar o treime din vântul de gradient și devierea poate fi de aproximativ 30° față de vântul de gradient care este paralel cu izobarele. Forțele de frecare datorate influenței suprafeței solului descresc rapid în raport cu înălțimea și devin aproape neglijabile la peste 2.000 ft deasupra nivelului solului (agl). Turbulența datorată curgerii vântului deasupra asperităților solului scade la aproximativ aceeași înălț ime deasupra solului.
Variația diurnă a vântului de suprafață Pe timpul zilei încălzirea suprafeței solului de că tre razele solare și în consecință a aerului aflat în contact cu acesta va genera mișcări pe verticală în straturile inferioare ale atmosferei. Fenomenul generează amestecarea diferitor straturi de aer rezultanta conducând la extinderea efectului vântului de gradient de la altitudine mai aproape de suprafața solului. Asemănarea dintre vântul la suprafață și vântul de gradient este mai pronunțată în timpul zilei decât pe timpul nopț ii.
De exemplu, pe timpul zilei vâ ntul la suprafață va avea tendinț a de rotire în sensul acelor de ceasornic, mai pronunțată decât în comparație cu vântul de la suprafață pe timpul nopții. Pe timpul nopț ii gradul de amestec între st raturile de aer va descrește. Vâ ntul de gradient va continua să bată la altitudine dar efectele sale nu se vor amesteca cu curgerea aerului d e la suprafaț a într-o măsură asemanatoare cu cele din timpul zilei. Pe timpul nopții nivelul intensită ții vâ ntului la suprafaț a va scădea și efectul forț ei Coriolis va fi mai slab prin comparaț ie cu efectul acesteia pe timpul zilei.
Adică pe timpul nopții vântul scade în intenstate și are tendința de rotire în sensul invers acelor de ceasornic. Fig 4.21. Variația directiei vântului
Efectele locale ale frecării
Atunci când vântul la suprafață (până la 2000ft AGL) suflă pe deasupra și în jurul o bstacolelor cum sunt dealuri clă diri etc., va forma zone turbionare a căror mărime va depinde de dimensiunea obstacolelor și de tăria vântului. Fig 4.22. Influența obstacolelor și frecării asupra vântului de suprafață În ceeea ce priveș te direcț ia vâ ntului s-a observat ca el se rotește în înălț ime treptat spre dreapta. Forța de frecare se diminuează încetul cu încetul și peste 10 00-1500 km, efectul este nul atât în ceea ce privește direcția cât și viteza.
Dacă vântul este obligat să traverseze un lanț de dealuri sau munț i, el trebuie să execute o mișcare ascendentă până la vârful creștei și apoi o miș care descendentă. Secțiunea de curgere a aerului în mișcare se micșorează și, pentru ca debitul să fie acel ași, viteza de scrugere se va mări desupra crestei, ca fiin d zonă cu secț iunea cea mai mică de curgere a vâ ntului. Deformația fileului de aer se face simț ită până la aproximativ o treime din înălț imea muntelui despupra crestei ș i depinde de viteză vântului și de panta muntelui. Obstacolele abrupte pot produce modificări ale vântului cu viteze mari, pâ nă l a înălțimi care depășesc de 4 ori înălțimea obstacolului.
Vântul suferă modificări și în plan orizontal în cazul întâ lnirii obstacolelor izolate, coline și vârfuri, acesta fiind obligat să î nconjoare lateral obstacolul. Dacă vântul traversează o vale se produce mai întâi descendență și apoi ascendenț ă, astfel secț iunea verticală de scurgere a aerului se mărește în zona văii și viteza vântului slăbește pentru ca mai apoi să se intensifice și să reintre î n normal. În interiorul văii se produc mișcă ri dezordonate, turbulente. Văile au în general tendința de a orienta vântul pe direcția axei lor. Fig 4.23.
Influența reliefului asupra vântului Din observațiile și studiile făcute s-a constatat ca în anumite zone ale Pămâ ntului, vântul are un caracter permanent și regulat. Astfel, în zonele dintre Ecuator și tropice suflă vânturile alizee, care au o componentă de NE în emisfera nordică ș i o componentă de SE în emisfera sudică. Î n altitudine, curenții corespunzători acestor zone sunt vânturile contra-alizee. Ele au un sens invers primelor ș i se extind pâ nă la 2 000 m. Alizeele predomină deaspura oce anelor. Vâ nturi periodice sunt ș i musonii, care au o mare extindere și sunt sezoniere. Ele se produc în special în zona asiatică și Oceanul Indian. Fig 4.24. Musonul indian de vară Fig. 4.25.
Musonul indian de iarnă Particularitatile locale, deosebite ca structura și mod de expunere față de radiațiile solare, pe care le prezintă pe zone mai restrânse suprafața terestră, fac să ia naștere vânturile locale. Se poate spune că ele se datorează influenței locale a temperaturii, care produ ce curenț i de convecție pe scară redusă. Brizele de mare ș i de uscat sunt exemple tipice de astfel de vânturi. Ele se produc pe țărmurile mării sau lacurilor. Uscatul și apa au proprietăți diferite în ceea ce privește absorția căldurii.
Se nasc contraste termice ș i curenți de convecț ie, care fac ca aerul să se miște ziua dinspre mare spre uscat, la suprafaț ă, ș i dinspre uscat spre mare la altitudine. Noaptea fenomenul este invers. Aceste vânturi au o evoluție diurnă și sunt limitate în altutudine până la 500 m, iar în orizontală până la 20 km. Fig 4.26. Briza de mare Fig 4.27. Briza de uscat În zonele de dealuri și de munte, din cauza încălzirii inegale a pantelor și văilor de către Soare, se nasc ziua vâ nturile de vale, ca re bat dinspre vale spre creastă-vânt anabatic, iar noaptea vânturile de munte, care acț ionează dinspre creastă spre vale-vânt catabatic.
Acț iunea în înălțime a acestor curenți se extinde pe o porțiune de 200-500 m. Fig 4.28. Vântul anabatic Fig 4.29 Vântul catabatic Foehn-ul este un tip de vâ nt descendent care apare pe versantul protejat al unui munte. Foehn-ul are loc ca urmare a unei mișcă ri ascensionale a aerului de-a lungul pantei unui munte, cunoscută și sub numele de ascensiune orografică, urmată de dest indere î n partea cealaltă a masivului. Pe măsură ce curentul de aer se miș că ascensional de-a lungul pantei muntelui, aerul se destinde ș i ca atare se răcește, determinâ nd transformarea vaporilor de apă î n precipitații.
Devenind deshidratat, curentul de aer continuă mișcarea ascensională până la atingerea crestei sau vârfului muntelui, după care î și continuă mișcarea descendent, în partea cealaltă a abruptului. Pe măsură ce coboară panta domoală a m untelui, temperatura aerului crește adiabatic datorită creșterii presiunii atmosferice odată cu atingerea unei altitudini mai joase, ca rezultat, acest front de aer cre ează vânturi puternice, furtunoase, calde și uscate. Î n doar câteva ore, un astfel de front de aer poate produce creșteri de până la 30°C. Fig 4.30. Foehn-ul
Vântul de forfecare
Forfecarea constă î n schimbarea în intensitate și direcție a vântului pe o suprafață relativ restrânsă. Acest vânt a fectează panta de zbor ș i viteza unei aeronave, reprezentând un potențial pericol pentru zbor. Forfecarea este în ge neral întâ lnită pe timp ul apropierii pentru aterizare și se datorează diferenței de viteză și direcție între vântul la altitudine și vântul de la suprafață. Vântul de forfecare la niveluri joase poate lua naștere pe timpul nopții sau dimineața câ nd gradul de amestec între straturile de aer este scă zut, de exemplu atunci când există o inversiune termică.
Forfecarea mai poate fi întalnită atunci c ând bate briza marină sau de uscat precum și în vecinătatea zonelor de furtună. Norii cu mulonimbus au asociate ascendențe și descendenț e enorme, efectele acestora putâ nd fi simț ite la distanțe de 10 sau 20 NM distanța de norul propriu-zis. Vâ ntul de forfeca re și turbulența asociate zonelor de furtună pot duce la distrugerea unei aeronave. Fig 4.31. Vânturi de forfecare
Vântul asociat zonelor montane
Vântul care bate deasupra zonelor montane și coboară în zona de sub vâ nt a crestelor poate fi periculos pentru aviație nu doar pentru că dă naștere la turbulențe în aceste zone ci și p entru că aeronava va trebui să urce în masa respectivă de aer pentru a putea să-și mențină altitudinea. Din aceste motive o aeronavă va trebui să mențină o eșalonare verticală de câteva mii de picioare deasupra zonelor montane atunci când există vânt puternic. În aceste zone se pot î ntâlni de aseme nea fenomene locale cum ar fi vântul catabatic care coboară î n jos pe pan tele munților pe timpul nopț ii și î n cursul di mineții și de asemenea vânturi pe văile montane.
Munții mari sau î nălțimile muntoase mari pot cauza efecte care să se extindă mult deasupra nivelului solului rezultatul fiind undele montane care pot fi însotițe de nori lenticulari. Curenții ascendenți și descendenți asociați undelor m ontane pot fi foarte puternici și se pot extinde până la 30-40 NM în partea de sub vânt a munților. Norii rotori se pot forma în zona crestelor și adesea se prezintă sub forme de rulouri. În aceste zone se pot întâlni turbulențe severe.