Upload
schutzstaffeldh
View
433
Download
19
Embed Size (px)
DESCRIPTION
Curs meteorologie aeronauticaSchema Bjerknes• Datele obtinute din observatiile si masuratorile de la statiile meteo se transcriu in schema Bjerknes, schema care este asociata fiecarei statii meteo.•Cercul plin reprezinta gradul de acoperire al cerului cu nori, in acest caz acoperirea fiind totala, iar cu barbule se reprezinta directia si viteza vantului.
Citation preview
Meteorologie
aeronautica Dr. Oprea Irina
Carolina
Meteorolog previzionist aeronautic
Centrul National de Protectie Meteorologica a Navigatiei Aeriene
ROMATSA, Bucuresti.
Miscarea aerului.Vantul
CURS nr 2
Masurarea vantului
Vantul este o marime caracterizata de viteza si
directie
Viteza vantului este exprimata in m/s, knots (kt)
sau Km/h
1m/s=2 kt
1m/s = 3,6 km/h
Schema Bjerknes
Schema Bjerknes
Datele obtinute din observatiile si masuratorile de la statiile meteo se transcriu in schema Bjerknes, schema
care este asociata fiecarei statii meteo.
Cercul plin reprezinta gradul de acoperire al cerului cu nori, in acest caz acoperirea fiind totala, iar cu barbule se
reprezinta directia si viteza vantului.
Schema Bjerknes
T=temperatura, Td =temperatura punctului de roua, p = presiunea, a = tendinta presiunii in ultimele trei ore, ww =
fenomenul semnalat la ora de observatie, W = fenomenul la
ora de observatie anterioara, N = nebulozitatea partiala a
norilor inferiori notati cu CL, norii din etajul mediu si inalt sunt
notati cu CM, respectiv CH, iar V este vizilitatea. Pentru
fenomene si nori se folosesc coduri si simboluri.
Masurarea vantului
Directia vantului este directia de unde bate vantul Vantul de est este un vant care bate de la est la vest
Poate fi exprimat si in grade pe un cerc de 360 grad
Masurarea vantului
Viteza si directia vantului sunt estimate sau masurate la fiecare 10 min. Valoarea obtinuta este componenta
orizontala a vantului.
Aceasta valoare variaza putin in timp si este considerata ca reprezentand vantul predominant in acea
locatie si la momentul respectiv de timp.
Vantul mediu respecta legea lui Buys Ballot care spune:
Daca se sta cu spatele la vant in Emisfera Nordica presiunile joase vor fi la stanga.
Fortele care afecteaza miscarea
aerului Vantul reprezinta miscarea aerului sub actiunea principalelor forte din atmosfera.
Legea de miscare a particulei de aer este descrisa de legea a-II-a a lui Newton.
F=ma, masa particulei m=1
Acceleratia (a) este schimbarea vitezei particulei ca vector intr-o perioada de timp.
Particula de aer va fi accelerata in directia fortei totale (F) care actioneaza asupra ei
Fortele care afecteaza miscarea
aerului Pentru a vedea in ce directie bate vantul trebuie sa identificam toate fortele care afecteaza miscarea orizontala a aerului
Fortele care afecteaza miscarea orizontala a aerului sunt:
Forta gradientului de presiune
Forta Coriolis
Forta centripeta
Forta de frecare
Forta gradientului de presiune
Diferenta de presiune dintre punctul 1 si punctul
2 determina aerul sa se
deplaseze pe orizontala.
Aerul atmosferic se deplaseaza de la presiune
mare la presiune mica,
Viteza cu care se deplaseaza aerul creste cu
cresterea diferentei de
presiune.
Forta gradientului de presiune
grad p = diferenta de presiune/distanta
Cand exista un gradient de presiune exista o forta care actioneaza asupra aerului numita - forta gradientului de presiune - FGP(PGF)
Vectorul FGP este perpendicular pe izobare si este indreptat catre presiuni mici
Forta gradientului de presiune
Forta gradientului de presiune este forta care face ca aerul sa se miste -vantul sa bata.
Gradientul mare al izobarelor de pe harta (izobare apropiate) este asociat cu o crestere a FGP deci cu vant puternic
Forta Coriolis
Atunci cand aerul se deplaseaza de la presiune
mare la presiune mica este deviat catre dreapta (in
emisfera nordica) de catre Forta Coriolis.
Este o forta aparenta datorata miscarii de rotatie a
pamantului
Forta Coriolis Marimea fortei Coriolis depinde de viteza de rotatie
a pamantului (), de latitudine () si de viteza aerului (v).
In emisfera sudica Forta Coriolis deviaza miscarea aerului la stanga.
La ecuator Fc=o.
Este neglijabila pe distante mici.
Forta Coriolis face un unghi drept cu directia vantului, influenteaza directia de miscare dar nu si viteza
Forta de frecare
Actioneaza asupra aerului in miscare in apropierea solului reducand viteza vantului
Are directia in sens invers fata de sensul miscarii
Inaltimea stratului in care se simte influenta frecarii (stratul limita) depinde de viteza vantului si gradul de instabilitate al aerului.
Forta centripeta
Apare cand aerul se misca dupa izobare
curbe in cicloni si anticicloni
Directia ei este spre centrul curburii
Forta centripeta este egala cu patratul vitezei aerului (v) raportat la raza curburii (R)
Vantul in altitudine
In atmosfera libera Ff=0 Daca izobarele sunt linii
drepte FCp=0
Vantul geostrofic reprezinta miscarea aerului atunci cand FGP este echilibrata de Fc
Echilibrul celor doua forte este posibil numai daca vantul sufla paralel cu izobarele iar acestea sunt drepte paralele
Este doar o aproximatie dar care se poate aplica in atmosfera superioara
Fc
Fc
Fc FGP
FGP
FGP
1
2
3
Vantul de gradient in cicloni Vantul in altitudine nu sufla in linie dreapta ci dupa izobare curbe
FGP este diferita de Fc. Pentru a se produce echilibru apare o forta catre centrul depresiunii Fcp Rezultatul acestei miscari este rotatia vantului in sens ciclonic (invers acelor de ceasornic) intr-un ciclon in emistera nordica
Forta Coriolis
Forta centripeta
FGP
Vantul de gradient in anticicloni
Fc este diferita de FGP. Pentru a se produce echilibrul apare o forta catre centrul depresiunii Fcp
Rezultatul acestei miscari este rotatia vantului in sens
anticiclonic (in sensul acelor de ceasornic) in anticiclon
Forta centripeta
Forta Coriolis FGP
Vantul in stratul de frecare
In apropierea suprafetei solului apare forta de frecare care actioneaza in sens opus miscarii
Ff impreuna cu Fc trebuie sa echilibreze FGP
Ca rezultat vantul la suprafata are viteza mai mica iar ca directie face un unghi cu izobarele si este indreptat catre presiuni mici
Vantul la 500 mb
Este valabila aproximatia geostrofica, vantul sufla paralel cu izobarele.
Daca vantul sufla de la vest la est vant zonal
Daca sufla de la nord la sud este meridional
Vantul si miscarea verticala
In depresiune vantul este convergent.
Conservarea masei determina ca aerul sa urce pe verticala iar in altitudine sa devine divergent.
Intr-un anticiclon vantul la sol este divergent ceea ce este asociat cu o miscare descendenta pe verticala si un vant convergent in altitudine
In atmosfera miscarea verticala respecta echilibrul hidrostatic FGP=forta de greutate
De retinut!
Fortele care actioneaza asupra unei particule de aer in miscare sunt:
Forta gradientului de presiune deplaseaza aerul datorita diferentei de presiune.
Forta Coriolis este o forta aparenta care determina devierea miscarii catre dreapta in emisfera nordica. Vectorul Fc este perpendicular pe vectorul vitezei.
Forta de frecare apare cand aerul este in contact cu suprafata pamantului. Actioneaza in sens invers miscarii.
De retinut!
Forta centripeta Forta care apare cand aerul se deplaseaza dupa izobare curbe. Actioneaza catre centrul de rotatie. Este o combinatie a fortelor enumerate mai sus.
Vantul geostrofic apare cand FGP si Fc au aceeasi marime si sens opus. Fortele sunt echilibrate iar miscarea nu este accelerata.
Vantul de gradient apare cand FGP si Fc au sens opus dar marime diferita. Apare FCp iar miscarea este accelerata.
Echilibrul hidrostatic apare cand nu exista acceleratie verticala deci FGP=forta de greutate
Scari ale miscarii in meteorologie
Vanturi locale
Briza marina
Solul si marea sunt incalzite diferentiat intr-o zi cu cer senin si vant calm
Daca suprafata se incalzeste aceasta determina cresterea presiunii in coloana.
Apare un gradient de presiune aproximativ la 1000m
Presiunea scade pe uscat si creste pe apa si apare miscarea aerului de la mare la uscat ca un front de briza
Briza marina vazuta cu radarul WSR-98D de
la Medgidia din 22.08.2004
Briza montana
In timpul zilei cu cer senin si vant calm panta muntelui este incalzita, iar aerul cald urca ca un vant numit briza de munte.
Noaptea vantul este in sens invers
Ziua se pot forma precipitatiile orografice
Vanturile de vale puternice se numesc vanturi katabatice
Foenul
Este un vant cald si uscat care apare pe
partea descendenta a
muntelui fata de
curgerea aerului. Pe
partea ascendenta a
muntelui se formeaza
nori si precipitatii iar pe
partea descendenta
aerul comprimat prin
coborare se incalzeste
Circulatia generala a atmosferei
Celula unicelulara este primul model de circulatie a atmosferei (celula Hadley)
S-a considerat ca: -Pamantul nu se roteste
-Soarele este la ecuator
-Suprafata pamantului este omogena si uniforma
Aerul incalzit la Ecuator urca pe verticala iar la poli aerul racit are o miscare descendenta
In atmosfera libera aerul va circula de la ecuator la poli iar la sol circulatia va fi de la poli la ecuator
Circulatia generala a atmosferei
Circulatia tricelulara este mai aproape de realitate
-Se considera pamantul in rotatie
-Regiunile tropicale primesc un exces de caldura
-La poli caldura este deficitara
-La poli se afla un H la suprafata
-La ecuator se afla un L la suprafata
Circulatia generala a atmosferei
De la ecuator la 30 grad si de la poli la 60 grad circulatiile sunt asemanatoare cu celula Hadley
La ecuator aerul cald si umed urca pe verticala si formeaza nori Cb
Aerul ascendent cand ajunge la tropopauza devine divergent si se indreapta catre poli. Forta Coriolis il deviaza catre dreapta circulatii vestice in altitudine
Circulatia generala a atmosferei Aerul care se deplaseaza catre poli se raceste prin radiatie si incepe sa coboare la latitudinea de 30 grad unde se formeaza un brau anticiclonic
aerul ajuns la sol se separa in doua ramuri, una catre sud si alta cu componenta vestica catre nord traversand regiunile temperate.
La 60 grad aceasta masa de aer intalneste aerul rece care coboara de la poli unde se formeaza frontul polar
In lungul frontului polar apare o puternica miscare ascendenta care in altitudine devine divergenta si inchide celelalte doua celule.
Principalii centri de actiune a
atmosferei in Europa Datorita conditiilor termice aproape neschimbate din unele regiuni ale suprafetei Pamantului apar formatiuni barice cvasistationare si pe suprafete intinse
La ecuator se formeaza un brau de presiune coborata (L)
urmat in fiecare emisfera de cate un brau de presiune ridicata (H) in regiunile subtropicale si cate unul de presiune coborata (L) in regiunile temperate
Vara toate aceste brauri urca spre poli iar iarna coboara catre ecuator
Principalii centri de actiune a
atmosferei in Europa Anticiclonul Arctic actioneaza permanent mai ales iarna in Bazinul Arctic. Primavara si toamna
dorsalele si centrii secundari coboara peste
Groenlanda, Insulele Britanice sau Scandinavia si
favorizeaza in tara noastra racirile tarzii de
primavara si timpurii de toamna.
Anticiclonul Azoric cu centrul in regiunea Insulelor Azore este un centru permanent de
presiune ridicata. Aerul oceanic adus de el pe
continent este incarcat cu umezeala si determina o
vreme calda iarna si rece vara.
Principalii centri de actiune a
atmosferei in Europa Anticiclonul Siberian actioneaza iarna in Rusia si nordul Asiei. Este foarte intens (1070mb). Este asociat cu perioade geroase si uscate. Vara dispare.
Depresiunea Islandeza cu centrul in regiunea Islandei apartine braului subtropical de joasa presiune atmosferica si odata cu acesta urca spre nord vara si coboara spre sud iarna. Iarna este foarte adanca si afecteaza vremea pe continent aducand mase de aer umed.
Depresiunea Mediteraneana cu centre in zona Golfului Genua, in zona Siciliei sau in vestul Mediteranei apare iarna pe frontul polar coborat spre sud pana in Mediterana. Este foarte adanca (950mb la centru) si este asociata cu cantitati mari de precipitatii in tara noastra.
Harta campului baric
Harta campului
baric la
nivelul
marii.
Curetii jet
Curentul jet este un curent de aer tubular, cvasiorizontal cu lungimea de mii de km si latimea de sute de km.
Viteza vantului in centrul curentului depaseste 100 kt
Se gasesc la nivelul tropopauzei intre 10 si 14 km
Este caracterizat de gradienti verticali si orizontali puternici ai vitezei vantului
Jetul polar este situat intre aerul polar care coboara catre sud si aerul subtropical care urca catre nord la nivel global.
Contrastul termic este mare astfel ca si diferenta de presiune este mare deci si viteza vantului
Curetii jet
Exista doi curenti jet principali, ambii situati in zonele in care tropopauza este rupta.
Jetul polar si jetul subtropical
http://www.sigmet.de/plan.php
Turbulenta
Turbulenta
Turbulenta este definita ca o stare de perturbare a miscarii caracterizata prin
ascendente si descendente ale aerului
datorita schimbarii bruste a directiei si a
vitezei curentului de aer. Se manifesta prin
socuri dese si marunte atunci cand
miscarea ascendenta se repeta la intervale
scurte sau prin socuri rare sau puternice
pe verticala.
Turbulenta
Poate fi clasificata:
Turbulenta termica
Turbulenta asociata cu norii CB
Turbulenta mecanica (in stratul de frecarea)
Turbulenta in undele de munte (orografica)
Turbulenta in aer clar (CAT)
Turbulenta asociata suprafetelor frontale si inversiunilor
TERMALE
Aer rece Aer rece Aer rece Aer rece Aer cald
Aer cald
Aer cald
Aer cald
Suprafata incalzita
la 2.00 P.M.
Suprafata incalzita
la 2.15 P.M.
Suprafata incalzita
la 2.30 P.M.
Turbulenta termica
Este rezultatul curentilor
verticali care
apar datorita
incalzirii
diferentiate a
suprafetei
solului prin
insolatie termalele
Turbulenta mecanica
Apare in urma interactiunii dintre suprafata terestra si vantul in stratul 0-2000m. Cand vantul intalneste
un obstacol apar vartejuri (eddies) dupa obstacol
Intensitatea turbulentei aeronavei depinde de:
Viteza vantului
Rugozitatea terenului
Forma si marimea obstacolului
Inaltimea deasupra solului
Stabilitatea aerului
Turbulenta orografica
Undele de munte se formeaza in anumite conditii in partea de sub vant a barierei muntoase
Au asociate curenti verticali ascendenti si descendenti puternici si turbulenta puternica
Avionul poate suferi variatii substantiale de inaltime in undele de munte pana la pierderea stabilitatii
Apare turbulenta mecanica in varful muntelui
Cu undele gravitationale sub fiecare creasta a undei
Turbulenta orografica
Vantul la nivelul crestei trebuie sa aiba peste 20kt si sa creasca cu inaltimea
Sa fie perpendicular pe munte
Profilul temperaturii in strat sa arate o inversiune sau o izotermie pana la nivelul crestei
Turbulenta orografica
Apar rotorii in apropierea muntelui si sub fiecare creasta a undei
Rotorii sunt asociati cu miscari verticale ale aerului deci cu turbulente si forfecari
Pe coama undelor se formeaza norii lenticulari
Pe varful muntelui se formeaza norii sub forma de caciula
Asociat cu rotorii se formeaza norii rotori Sc si Cu
In unele conditii apar si Ci orografici la o anumita
distanta de munte
Turbulenta orografica
Daca vantul are viteze mari doar la
nivelul crestei (jet)
apare un rotor
intens si vant
katabatic in partea
de sub vant
Turbulenta in aer clar (CAT)
Turbulenta asociata cu curentii jet este datorata forfecarii vantului gradienti orizontali si verticali mari ai vitezei vantului
Cu jeturile cu viteze mari
In zona de curbura a jetului
In partea rece a curentului jet langa si sub axa jetului
Schimbarea brusca a directiei vantului intr-un talveg ascutit
Turbulenta asociata cu inversiunile
Datorita modificarii portantei cu schimbarea densitatii aerului
O inversiune puternica de temperatura este asociata si cu o discontinuitate a
campului vantului
Cu inversiunile frontale
Forfecarea vantului
Forfecarea vantului
In meteorologie forfecarea vantului este definita ca variatia vitezei sau directiei vantului in spatiu
In reglementarile folosite in aviatie forfecarea vantului este definita ca o schimbare a vantului fata/spate de 30 km/h deci 15kt sau mai mult si care ar putea afecta in mod negativ aeronavele aflate pe panta de apropiere in vederea aterizarii sau decolarii, precum si aeronavele aflate pe pista.
Avertizarile de forfecare se emit numai daca fenomenul este observat sau prognozat intre nivelul pistei si 500m (1600 ft)
Forfecarea vantului
Conditiile de forfecare a vantului sunt asociate cu:
furtuni, microrafale, tornade si fronturi de rafala
suprafete frontale
vanturi puternice la suprafata asociate cu topografia locala
fronturi de briza marina
unde orografice
inversiuni de temperatura
curentul jet inferior (LLJ)
Forfecarea fata catre spate
vantul din fata slabeste
vantul de spate se intensifica
Vantul de fata trece in vant de spate
traiectoria reala este sub cea initiala -risc de aterizare scurta
Forfecarea spate catre fata
vantul din fata se intensifica
vantul de spate slabeste
Vantul de spate trece in vant de fata
traiectoria reala este deasupra celei initiale rateaza aterizarea
Curetii jet de nivel jos (LLJ)
Apar in partea superioara a inversiunii de temperatura din timpul noptii
Apare o intensificare a vantului care are forma si structura asemanatoare curentilor jet superiori
se gasesc aproximativ la 1500m
Au valori de 1,5 ori mai mare decat vantul din stratul superior
Intensificari ale vantului cu aspect de LLJ se pot produce si datorita topografiei
Efectul asupra aeronavelor
Intensificari locale ale vantului in
Romania Daca vantul in straturile joase sufla in Moldova dispre nord aducand o masa de aer rece.
Datorita existentei Carpatilor de Curbura vantul este canalizat catre sud pe langa lantul muntos
In zona Carpatilor de Curbura vantul se intensifica datorita ingustarii ariei de curgere.
Vantul in zona Buzau-Ramnicul Sarat va avea cele mai mari valori si va fi pe directia NE
Daca gradientul termic dintre aceasta masa rece si aerul din fata este important aceasta discontinuitate termica este detectabila pe radar
Daca aceasta linie de discontinuitate ajunge la Bucuresti, statia meteo va detecta o intensificare a vantului pe directia NE care va fi asociata cu turbulente
Linie de discontinuitate detectata de
radar in 30.08.2008
Linie de discontinuitate observata in imaginea
satelitara in vizibil in 30.08.2008
Vantul la statia
meteo Baneasa (25kt)
asociat cu pasajul
liniei de discontinuitate
Viscolul
In Romania, viscolul apare, indeosebi in conditiile in care, la sol, exista o interactiune intre un anticiclon situat In nord-estul Europei si un ciclon in zona Peninsulei Balcanice cu origini Maditeraneene.
In altitudine, exista un talveg bine definit, cu extindere meridianala considerabila, din Peninsula Scandinava pana in zona Marii Mediterane.
Campul baric la sol in situatie de viscol
Viscolul Pentru zona dintre Carpati si Marea Neagra se deosebesc trei straturi succesive in jumatatea inferioara a troposferei:
la nivelul solului, aer rece si relativ uscat de tip continental- polar sau arctic, antrenat de o circulatie intensa dinspre N-NE pe partea externa a Carpatilor pana in zona Dunarii inferioare si litoralul vestic al Marii Negre,
in apropiere de 850mb, o advectie dinspre E-SE de aer cald si umed de deasupra Marii Negre.
la nivelul de 500mb, circulatia este intensa, dinspre S
In aceste conditii, in apropierea nivelului de 950mb, apare un jet de nivel jos cu intensitati ce pot depasi 15m/s.
Inaltimea la care se manifesta acest jet variaza
Viscolul din 25 ianuarie 2012
Presiunea la nivelul marii si vantul la sol din
modelul ALADIN din 25 ianuarie 2012, 00UTC
Geopotentialul, temperatura si vantul la 850
mb din 25 ianuarie 2012, 00 UTC
Geopotentialul, temperatura si vantul la 500
mb din 25 ianuarie 2012, 00 UTC
Intensitatea turbulentei in functie de
efectele asupra aeronavei
Bibliografie Atkinson, B.W., 1981. Meso-scale Atmospheric Circulations. Academic Press, London.
Ahrens, C. D., 2000. Essentials of Meteorology. An Invitation to the Atmosphere (3rd. ed.).
Bader M.J., G.S. Forbes, J. R. Grant, R.B.E. Lilleu and A.J. Waters, 1995. Images in weather forecasting. A practical guide for interpreting satellite and radar imagery. Cambridge University Press.
Battan, L.J., 1973. Radar Observation of the Atmosphere. Univ. of Chicago Press.
Besleaga, N., 1972. Elemente de Meteorologie Dinamica. I.N.M.H, Bucuresti
Besleaga, N., 1979. Aerologie si Meteorologie Sinoptica. Ed. Did. Si Ped., Bucuresti.
Bluestein, H. B., 1993. Synoptic-Dynamic Meteorology in Midlatitudes. Vol. I, II. Oxford University Press.
Bordeianu, St., 1968. Curs de Meteorologie Aeronautica. Ed. Militara, Bucuresti.
Borsan, D., 1981. Fizica Atmosferei. Univ. Din Bucuresti.
Doneaud, A., N. Besleaga, 1966. Meteorologie Sinoptica, Dinamica si Aeronautica. Ed. Did. Si Ped., Bucuresti.
Draghici, I., 1988: Dinamica Atmosferei, Ed. Tehnica, Bucuresti, 474 pp
Bibliografie Holton, James R., 1979. An Introduction to Dynamic Meteorology (2nd ed.), Academic Press, New York.
Houze, R.A., 1993: Cloud Dynamics. Academic Press, 573 pp.
Ion-Bordei, Ecaterina, 2009: Rolul lantului Alpino-Carpatic in evolutia ciclonilor mediteraneeni. Ed. PRINTECH, 137 pp.
Ion-Bordei, Nicolae, 1988: Fenomene Meteoclimatice induse de configuratia Carpatilor in Campia Romana. Ed. Academiei RSR, Bucuresti, 174 pp.
Lemon, L.R., Stan-Sion, A., Soci, C., and Cordoneanu, E.: A strong, long-track, Romanian tornado, Atmospheric Research, 67-68, 391-416, 2003.
Martin, J.E., 2006. Mid-Latitude atmospheric Dynamics. A First Course. Wiley.
Oprea I.C, 2009: A torrential precipitation event in the eastern part of Romania-a case study. Romanian Reports in Physics,61, No.1, 139-150
Oprea I.C., A. Bell, 2009: Meteorological environment of a tornado outbreak in Southern Romania. Nat. Hazards Earth Syst. Sci.,9,609-622.
Rinehart, R.E., 1997. Radar for Meteorologists (3rd ed.). Univ. of North Dakota, USA.
Stan-Sion, A., Oprea, C.I., and Antonescu, B.: Bow echo characteristics in Romania, 33rd Conference on Radar Meteorology, Cairns, Australia, 6-10 August 2007, P13A.12, 2007.
Bibliografie Stensrud, D.J., 1996: Importance of Low-Level Jets to Climate: A Review. J. Climate, 9, 16981711. Stoica, C., N. Cristea 1970. Meteorologie general, Edit. Tehnic, Bucureti. Stefan, Sabina, 2004. Fzica Atmosferei, Vremea si Clima. Ed. Univ. din Bucuresti.
Topor, N., V. Mooiu, N. Vancea,1967. Meteorologie aeronautic, Edit. Medical, Bucureti. tea, D., D. Bacinschi, R. Nor,1965. Dicionar meteorologic, C.S.A. Institutul Meteorologic, Bucureti. Vasquez, T., 2002. Weather Forecasting Handbook. Wea.Graph.Tech., Garland, USA.
Vasquez, T., 2003. Weather Map Handbook. Wea.Graph.Tech., Garland, USA.
***Instruciuni pentru observarea, identificarea i codificarea norilor i a fenomenelor meteorologice (meteorii), 1986.INMH, Bucureti. ***Oxford Aviation Training. Meteorology (1st. ed).
Bibliografie Documente interne ROMATSA:
***Reglementare de Aeronautic Civil Romn RACR-ASMET - Asistena Meteorologic a Activitilor Aeronautice Civile, Ministerul Transporturilor, Departamentul Aviaiei Civile, ed 4/2008, Bucureti.
***Manual on Low-level Wind Shear and Turbulence, Doc. 1897, AN 440, International Civil Aviation Organization,2005.
***Meteorological Service for International Air Navigation. Annex 3 to the Convention on International Civil Aviation -, 17th Ed./2010.
***Proceduri i instruciuni de aeronautic civil PIAC-CMA - Coduri meteorologice aeronautice, Autoritatea Aeronautic Civil Romn. Ed.2/2009, Bucureti.
***Curs Navigatie Aeriana, 2000, ed.1
***Forecasters Reference Book, 1996. Met.Office College