Postarea de astăzi este o continuare a prezentării făcute anterior și anume Meteorologie aeronautică – Atmosfera – Partea I. Voi vorbi aici despre Atmosfera Standard Internațională, factorii atmosferici (presiune, densitate, temperatură) și noțiuni generale despre circulația aerului în atmosferă.
Atmosfera Standard Internațională – International Standard Atmosphere (ISA)
Condițiile atmosferice sunt în continuă schimbare. Factorii atmosferici (temperatura, densitatea și presiunea) prezintă variaţii în timp și spaţiu, atât pe orizontală cât și pe verticală.
Acest lucru ridică o serie de provocări domeniului aviației, una dintre ele fiind calibrarea instrumentelor de presiune, în etapele de proiectare și testare a aeronavelor.
Este motivul pentru care a fost necesară adoptarea unui model de atmosferă, comun tuturor celor ce activează în ramura aviației.
Au fost create mai multe modele standard ale atmosferei, dar în uz pentru aviație se află Atmosfera standard Internaţională definită de către ICAO, International Atmosphere Standard (ISA).
ISA a fost utilizat din 1964 și este cel mai utilizat standard de atmosferă ipotetică. Ea reprezintă în fapt o imagine de ansamblu a atmosferei reale.
Atmosfera standard internațională se definește prin următoarele caracteristici:
-
- temperatura la nivelul mediu al mării (MSL) de + 15°Celsius;
- presiunea MSL (Mean See Level – Nivelul mediu al mării) de 1013,25 hectopascali (hPa)
- densitatea MSL de 1225 grame / metru cub;
- gradientul termic de 0,65°C / 100 m (1,98°C / 1000 ft) până la 11 km (36 090 ft);
- temperatura constantă de -56,5°C până la 20 km (65 617 ft);
- o creșterea temperaturii cu 0,1°C / 100 m (0,3 ° C / 1000 ft), de la 20 km până la 32 km (104 987 ft);
Pentru determinarea altitudinii reale și pentru a evalua datele de performanță ale aeronavelor, este necesară aflarea deviației temperaturii faţă de ISA la orice altitudine specificată. În acest scop trebuie calculată valoarea temperaturii ISA la altitudinea specificată, determinând în acest fel devierrea acesteia de la ISA.
Temperatura ISA la o anumită altitudine se calculează prin reducerea temperaturii MSL cu 2°C pentru fiecare 1000 ft, luând ca referinţă presiunea de 1013 hPa:
Temperatura ISA = 15 – 2 x altitudinea (în 1000 ft)
Exemplu de calcul: să se calculeze temperatura ISA la 18000 ft, ştiind că temperatura măsurată la 18000 feet este de -27° C:
Temperatura ISA = 15 – 2 × 18 = -21 ° C
Pentru a afla abaterea de la ISA, scădem temperatura ISA din temperatura actuală:
Abaterea ISA = temperatura actuală – temperatura ISA
Dacă temperatura reală la 18000 ft este -27 ° C, atunci abaterea este: -27 – (-21) = -6 °
Presiunea atmosferică
Definiţie
Presiunea atmosferică se defineşte ca fiind forţa exercitată de aerul atmosferic pe unitatea de suprafaţă.
Presiunea atmosferică scade odată cu creșterea înălțimii, figura 1.
Fig.1
Unităţi de măsură
Unitatea de măsură a forței este Newton-ul (N), iar valoarea medie a presiunii atmosferice la nivelul mării este de 101 325 N/ m2 (Pascali). Pentru simplitate, acest lucru este exprimat ca 1013.25 hepopascali (hPa), deoarece sistemul anterior de măsurare a fost millibarul (mB), unde 1 hPa = 1 mb.
Alte unități de măsură a presiunii, încă în uz în unele ţări, sunt legate de înălțimea unei coloane de mercur dintr-un barometru etalonat în centimetri sau milimetri.
Notă: presiunea la nivelul mediu al mării în ISA este de 29.92 inch, sau 760 mm coloană de mercur, sau 1013,25 hPa(mB).
Pentru uşurarea calculelor în altimetrie se folosesc următoarele relaţii:
1 mb = 1 hPa; 1mmHg = 4/3 hPa = 1.33 hPa; 1 hPa = 3/4 mmHg = 0.75 mmHg; 760 mmHg = 29.92 inchHg.
Măsurarea presiunii atmosferice
Instrumentul de bază folosit pentru măsurarea presiunii atmosferice este barometrul cu mercur.
Presiunea atmosferică este determinată prin măsurarea înălțimii unei coloane de mercur, figura 2, iar aceasta poate fi citită pe o scală gradată în oricare dintre unitățile de măsură prezentate mai sus,.
Un dispozitiv mai compact de măsurare a presiunii atmosferice este barometrul aneroid.
Acesta constă într-un grup de capsule elastice din care aerul este parţial evacuat, care răspund la schimbările de presiune prin destindere sau comprimare și un sistem de pârghii care transformă aceste variații de presiune în mişcări ale unui ac indicator peste o scală gradată.
Fig.2
Variaţia presiunii atmosferice cu înălţimea
Distanţa pe verticală dintre 2 puncte, între care diferenţa de presiune este de 1mb se numeşte treaptă barică.
La nivelul mediu al mării, treapta barică are valoarea de 8.4m în cazul în care presiunea este măsurată în mb şi de 11,2 m în cazul în care presiunea este măsurată în mmHg.
Diagrama din figura 3 prezintă trei coloane de aer: una la ISA, una ușor mai caldă decât ISA și una ușor mai rece decât ISA. Presiunea de la baza tuturor coloanelor este aceeași.
Aerul rece este mai dens decât aerul cald și tinde să se comprime. Prin urmare, aceeași presiune se găsește la o înălțime mai mică în coloana rece. Presiunea scade mai rapid cu înălțimea decât în coloana ISA.
Aerul cald este mai puțin dens și crește în volum. Aceeași presiune se găsește la o înălțime mai mare în coloana caldă. Presiunea scade mai lent odată cu înălțimea, decât în coloana ISA.
Pentru un anumit interval de înălțime, scăderea presiunii depinde de temperatura medie a coloanei de aer. Pentru același interval de înălțime, schimbarea presiunii va fi mai mare într-o coloană de aer rece decât într-o coloană de aer caldă.
Fig.3
Din cele prezentate mai sus putem deduce că diferențele de temperatură dintre două mase de aer pot avea ca rezultat o diferență de înălțime de zeci până la sute de picioare pe grad Celsius.
Acest fenomen este important pentru piloți deoarece altimetrul este calibrat după ISA.
În timp ce zburați într-o masă de aer mai rece decât ISA, altimetrul măsoară aceeași presiune la o înălțime mai mică.
Aceasta înseamnă că, de fapt zburați la o înălțime mai mică decât cea la care credeți că vă aflați, situație care poate deveni potențial periculoasă.
Lucrurile se petrec invers când zburați într-o masă mai caldă decât ISA.
Figura 4 este o reprezentare, cred eu intuitivă, a acestor situații.
Fig.4
Variaţia diurnă a presiunii atmosferice
Există o variaţie a presiunii pe parcursul unei zile, figura 5 care, deși mică (cca. 1 mb) la latitudini temperate, poate depăşi 3 mb la tropice și ar trebui luată în considerare atunci când avem în vedere tendința de modificare a presiunii ca indiciu a schimbărilor climatice.
Această variație se datorează cel mai probabil unei oscilații naturale a atmosferei având o perioadă de aproximativ 12 ore, oscilaţie care este menținută de variația temperaturii pe parcursul a 24 de ore.
Fig.5
Tipuri de presiuni
QFE – Reprezintă presiunea atmosferică măsurată la punctul de referinţă al aerodromului. Având setată valoarea QFE la altimetru, acesta va indica înălţimea față de nivelul mediu al mării (MSL), atunci când aeronava se află pe aerodrom, figura 6
QNH – Reprezintă presiunea atmosferică la aerodrom (QFE), redusă la nivelul mediu mării (MSL), folosind temperatura ISA la aerodrom și gradientul baric ISA. Corecția de presiune va depinde numai de înălțimea AMSL a aerodromului (AMSL – Above Mean See Level.
Valoarea QNH este întotdeauna un număr întreg, fără zecimale și întotdeauna rotunjit. Atunci când ne aflăm pe un aerodrom şi am setat altimetrul la valoarea QNH, acesta va indica elevația aerodromului.
QFF – Reprezintă presiunea atmosferică la aerodrom (QFE), redusă la nivelul mediu mării (MSL), folosind temperatura reală, cea la care se face măsurarea. Nu este folosită în calculele de altimetrie în aviaţie.
QNE (STD) – Reprezintă înălţimea indicată la aterizarea pe un aerodrom când subscala altimetrului este setată la valoarea de 1013.25 hPa.
Mai multe detalii vor fi prezentate într-o postare viitoare, referitoare la Altimetrie.
Fig.6
Densitatea atmosferică
Densitatea este definită ca masa pe unitatea de volum. Este exprimată în grame pe metru cub (g/m3).
Ρ=m/V
Efectul variaţiei presiunii asupra densităţii
Odată cu creşterea presiunii aerul va fi comprimat, ceea ce îi reduce volumul şi măreşte densitatea. În sens invers, când presiunea scade volumul va creşte, prin urmare densitatea va scădea. Aşadar, densitatea este direct proporţională cu presiunea.
În atmosfera reală, dacă o masă de aer este ridicată la o înălţime oarecare, volumul acesteia va creşte (datorită scăderii presiunii), prin urmare densitatea va scădea. Coborând aceeaşi masă de aer la o înălţime mai mică, presiunea atmosferică creşte, volumul se micşorează, aşadar densitatea va creşte.
Efectul modificării temperaturii asupra densităţii
Dacă încălzim o masă de aer, volumul acesteia va creşte, astfel densitatea va fi mai mică. Concluzie: densitatea este invers proporţională cu temperatura.
Efectul modificării umezelii asupra densităţii
Masa moleculară a apei este mai mică decât cea a hidrogenului şi a oxigenului. Prin mărirea cantitatăţii de vapori de apă într-un volum constant de aer, de fapt înlocuim moleculele mai grele de oxigen şi hidrogen cu molecule de apă mai uşoare, astfel că pe ansamblu masa totală a volumului de aer va scădea, la fel şi densitatea. Concluze: densitatea este invers proporţională cu conţinutul de vapori de apă.
Efectul modificării altitudinii asupra densităţii
În troposferă odată cu creşterea altitudinii, atât temperatura cât şi presiunea scad. Cu toate că cele două elemente au efecte opuse asupra densităţii, efectul produs de presiune este prioritar, acesta fiind mult mai mare decât cel produs de temperatură. În concluzie, densitatea scade odată cu creşterea altitudinii.
Temperatura aerului
Una dintre cele mai importante variabile din atmosferă este temperatura. Studiul variaţiei temperaturii, atât pe orizontală, cât şi pe verticală are o mare importanţă pentru meteorologie si, implicit pentru aviație.
Definiţie, unităţi de măsură
Prin temperatură se înţelege starea de încălzire a unui corp.
Există trei unităţi pentru măsurarea temperaturii, Celsius, Kelvin şi Fahrenheit. Dintre acestea două sunt folosite în mod uzual în meteorologie, respectiv Celsius şi Kelvin.
Factorii de conversie pentru cele trei unităţi de măsură sunt:
°C = 5/9 × (°F – 32); °F = 9/5 × °C + 32; K = °C + 273
Măsurarea temperaturii se face în principal folosind termometrul cu mercur, amplasat într-o incintă specială.
Pentru înregistrarea variaţiilor de temperatură în timp se foloseşte termograful.
Încălzirea atmosferei
Principala sursă de încălzire a aerului în troposferă este Soarele.
O parte din radiaţia solară este reflectată spre păturile superioare ale atmosferei de către nori, precum şi de către suprafeţele mari de apă şi zăpadă. Restul radiaţiei ajunge la suprafaţa solului, pe care o încălzeşte printr-un proces denumit insolaţie.
Radiaţia termică emisă de Soare este absorbită la nivelul suprafeţei terestre şi transformată în energie calorică, fapt ce provoacă încălzirea suprafeţelor de uscat, a suprafeţelor de apă şi a aerului din stratul inferior al troposferei, aflat în contact cu solul.
Încălzirea suprafeţei terestre este inegală datorită structurii diferite a solului (apă, teren uscat, vegetaţie, teren umed, etc.), aceste elemente având căldura specifică diferită, precum şi unghiului sub care razele solare lovesc suprafaţa terestră.
Există patru procese prin care aerul atmosferic se încălzeşte: radiaţia terestră, conducţia, convecţia şi condensarea.
Radiaţia terestră
Suprafața terestră absoarbe cantități mari de radiație solară, cu lungimi de undă scurte, după care o retransmite sub formă de cantități mai mici de radiație, cu lungime de undă lungă, figura 7.
Aceasta este principala sursă de încălzire a atmosferei. Întrucât atmosfera este încălzită începând din partea de jos, aerul se răcește pe măsură ce ne îndepărtăm de suprafață. Este motivul pentru care aducem în discuție termenul de gradient termic, desc.
Radiaţia termică este absorbită de către aşa-numitele gaze de seră, în principal vaporii de apă, doixidul de carbon şi metanul.
Creşterea cantităţii de dioxid de carbon în troposferă este unul dintre motivele amplificării încălzirii globale. (Încălzirea globală este un fenomen mult mai complex, care trebuie și este tratat separat.)
Fig.7
Conducţia
Conducția se produce la contactul dintre două corpuri. Căldura trece astfel de la corpul mai cald la cel mai rece.
Suprafaţa terestră încălzită de Soare cedează o cantitate de căldură aerului aflat în contact cu aceasta, prin fenomenul de conducţie.
Stratul de aer încălzit în acest fel, este de regulă foarte subţire.
Pe perioada nopţii, suprafaţa terestră pierde o mare parte din căldura acumulată în timpul zilei, datorită lipsei de insolație de la Soare, prin acelaşi proces de conducţie. Deoarece nu este un foarte bun conductor de căldură, aerul aflat în contact cu solul se va răci, (răcirea nocturnă) în timp ce stratul de aer imediat superior îşi va păstra în mare parte căldura acumulată.
Acest lucru va duce la apariţia aşa-numitei inversiuni termice. O influenţă importantă asupra apariției inversiunii termice o au norii, în sensul că aceştia se comportă ca un ecran: nu permit radiaţiilor solare să atingă solul ziua şi limitează răcirea acestuia pe timpul nopţii.
Convecţia
Pe măsură ce un volum de aer este încălzit prin conducţie sau radiație, densitatea lui scade în raport aerul înconjurător, iar acesta va tinde să urce. Se produce astfel un curent de aer ascendent, denumit curent termic sau convectiv.
Este unul dintre mecanismele care contribuie la transportul la înălţime a maselor de aer cald. Convecţia împreună cu radiaţia terestră sunt principalele procesele prin care se produce încălzirea aerului în troposferă.
Condensarea
Căldura utilizată pentru modificarea stării unei substanțe poartă denumirea de căldură latentă (ascunsă), întrucât nu are loc nici o modificare a temperaturii.
Când are loc transformarea apei din vapori în picături (condensare), apa trece din starea gazoasă în stare lichidă. Căldura eliberată cu această ocazie se numește căldură latentă de condensare.
În situația în care apa trece din stare lichidă în stare gazoasă, fenomenul se petrece cu absorbție de căldură, însă temperatura reală în interiorul substanței rămâne constantă.
Pe măsură ce aerul se ridică, el se va răci adiabatic. Ca urmare, nu mai poate reține o cantitate atât de mare de vapori de apă, aceștia condensând sub formă de picături de apă vizibile. Astfel apar norii și ceața. În urma procesului de evaporare, va fi eliberată căldura latentă de vaporizare, aceasta contribuind la procesul de încălzire a atmosferei.
Un rol important în procesul de încălzire a aerului îl au şi mişcările pe orizontală ale maselor de aer, cunoscute sub denumirea de mișcări advective.
Variaţia temperaturii cu înălţimea
Influența termică a suprafeţei terestre se diminuează odată cu creşterea înălţimii, în sensul scăderii temperaturii. Ritmul de scădere a temperaturii cu înălţimea (pe 100 m) se numeşte gradient termic vertical. În atmosfera ISA ideală această scădere este de 0,65°/100 m sau de 1,98°/1000 feet.
Inversiune şi izotermie
Un strat de aer în care temperatura rămâne constantă cu înălţimea se numeşte strat de izotermie.
În cazul în care într-un strat de aer temperatura creşte odată cu creşterea înălţimii, avem de a face cu fenomenul de inversiune termică, figura 8.
Inversiunile atmosferice și izotermiile pot fi cauzate de factori diverși, precum radiația nocturnă, invazii de aer rece la sol, creșterea umezelii aerului, fronturile atmosferice, etc.
Unul dintre cele mai comune exemple de inversiune termică îl constituie inversiunea de radiaţie, care apare în nopţile cu cer senin, la diverse altitudini. Explicația detaliată o găsiți la paragraful Conducția.
.
Fig.8
Variaţia temperaturii la nivelul solului
Temperatura suferă modificări la nivelul suprafeţei terestre în principal în funcţie de latitudine, de anotimp şi de perioada zilei.
Variaţia temperaturii cu latitudinea.
La Ecuator razele Soarelui ating suprafaţa terestră la un unghi de aproape 90°. Din acest motiv temperatura la nivelul solului este mai mare. Pe măsură ce ne deplasăm către poli, unghiul sub care razele solare ating suprafaţa terestră este din ce în ce mai mic, ceea ce face ca nivelul de încălzire al acestor zone este din ce în ce mai mic, figura 9.
Fig.9
Variaţia temperaturii în funcţie de anotimp, figura 10.
Echinocţiul (momentul când ziua și noaptea sunt egale în orice loc de pe Pământ) de primăvară și cel de toamnă se produc în jurul datei de 21 Martie și respectiv 21 Septembrie.
În acele poziţii, razele solare bat perpendicular peste Ecuator, ceea ce va duce la atingerea încălzirii maxime în acele zone. În jurul datei de 21 Iunie, Soarele ajunge în cea mai nordică poziţie pe latitudine (Solstițiul de vară pentru emisfera nordică) și încălzirea maximă va avea loc în emisfera nordică.
Întrucât suprafeţele uscate precum şi mările şi oceanele continuă să se încălzească după trecerea echinocţiului, la latitudini medii temperaturile maxime se vor atinge la sfârșitul lunii Iulie sau începutul lunii August.
În jurul datei de 21 decembrie, Soarele atinge cea mai sudică latitudine (Solstițiul de iarnă pentru emisfera nordică) perioadă în care are loc încălzirea minimă. Dar Pământul (și marea) continuă să se răcească, iar temperaturile minime sunt atinse spre sfârșitul lunii Ianuarie sau începutul lunii Februarie în latitudini temperate.
Fig.10
Variaţia diurnă a temperaturii.
Pe parcursul unei zile (24ore), temperatura la nivelul solului atinge un minim la cca. 1 oră după răsăritul soarelui si un maxim cca. 2-3 ore după trecerea soarelui peste verticala punctului considerat. Variaţia diurnă este maimare în condiţii de cer senin şi vânt slab. La latitudini temperate diferenţa de temperatură este de +/- 6 0C faţă de medie.
Circulaţia generală a aerului
Temperatura mai mare de la suprafaţa solului, din zonele tropicale, provoacă încălzirea aerului de la suprafaţă, acesta devenind mai putin dens. Ia naştere astfel, o mişcare ascendentă către păturile superioare ale atmosferei. Ca rezultat al acestui proces, noi mase de aer de la suprafaţă tind să ia locul masei de aer care urcă.
Prin contrast, aerul mai rece din zonele polare, are o mişcare descendentă. Procesele descrise anterior generează astfel în troposferă un circuit pe verticală la scară mare. Procesul este cunoscut ca circulaţie generală şi cuprinde trei celule principale, figura 11:
- Celula polară
- Celula latitudinilor medii (sau celula Ferrel)
- Celula tropicală (sau celula Hadley)
Aerul cald şi mai puţin dens din zona tropicală, se ridică şi creează o porțiune (o bandă) de joasă presiune, denumită culoar ecuatorial, prin care se va deplasa alt volum de aer de la suprafaţă (fenomen cunoscut sub denumirea de convergenţă).
Aerul rece şi mai dens din regiunea polară, creează o zonă de presiune ridicată la nivelul solului, la latitudini mari, ca urmare aerul de la suprafaţă tinde să se răspândească spre exterior (fenomen cunoscut sub denumirea de divergenţă).
Fig.11