Clima României 9789731631752 [PDF]

Zitiervorschau

IULICA VĂDUVA

CLIMA ROMÂNIEI

13

© Editura FundaŃiei România de Mâine, 2008 Editură acreditată de Ministerul EducaŃiei, Cercetării şi Tineretului prin Consiliul NaŃional al Cercetării ŞtiinŃifice din ÎnvăŃământul Superior

Descrierea CIP a Bibliotecii NaŃionale a României VĂDUVA, IULICA Clima României / Iulica Văduva. Bucureşti: Editura FundaŃiei România de Mâine, 2008 ISBN 978-973-163-175-2

Reproducerea integrală sau fragmentară, prin orice formă şi prin orice mijloace tehnice, este strict interzisă şi se pedepseşte conform legii. Răspunderea pentru conŃinutul şi originalitatea textului revine exclusiv autorului/autorilor.

Redactor: Daniela JIANU Tehnoredactor: Marian BOLINTIŞ Coperta: Cornelia PRODAN Format: 16/61×86 Editura FundaŃiei România de Mâine Bulevardul Timişoara, Nr. 58, Bucureşti, Sector 6, Tel./Fax.: 021 / 444.20.91; www.spiruharet.ro e-mail: [email protected]

14

UNIVERSITATEA SPIRU HARET

Lector univ. dr. IULICA VĂDUVA

CLIMA ROMÂNIEI

Editura FundaŃiei România de Mâine Bucureşti, 2008

15

FetiŃei mele,

Maria

16

CUPRINS

PrefaŃă ………………………………………………………………

9

1. Clima României în literatura de specialitate ………………….

13

2. Factorii genetici ai climei ………………………………………. 2.1. Factorii radiativi …………………………………………….. 2.2. CirculaŃia generală a atmosferei …………………………….. 2.3. SuprafaŃa activă subiacentă …………………………………. 2.4. Impactul antropic ……………………………………………

28 28 42 49 53

3. Temperatura aerului …………………………………………... 3.1. Temperatura medie anuală ………………………………….. ● VariaŃiile neperiodice ale temperaturilor medii anuale …… 3.2. Temperaturile medii lunare …………………………………. ● Temperatura medie a aerului în luna ianuarie …………….. ● Temperatura medie a aerului în luna iulie ………………… 3.3. Amplitudinile medii anuale ale temperaturii aerului ……….. 3.4. Temperaturile extreme ……………………………………… 3.5. Amplitudinile termice absolute ……………………………... 3.6. FrecvenŃa zilelor cu diferite temperaturi caracteristice ……... ● Intensitatea procesului de răcire din sezonul rece ………… ● Intensitatea procesului de încălzire din semestrul cald ……

56 56 59 61 61 63 66 67 70 70 70 71

4. Temperatura pe suprafaŃa solului …………………………….. 4.1. Temperatura medie anuală ………………………………….. 4.2. Temperaturile medii lunare ………………………………….

73 73 75

5. Durata de strălucire a soarelui ………………………………... 5.1. Durata medie efectivă de strălucire a soarelui ……………… ● Variabilitatea neperiodică a duratei efective anuale de strălucire a soarelui …………………………………………… ● Durata efectivă de strălucire a soarelui în semestrele cald şi rece ale anului …………………………………………….. ● VariaŃia în cursul anului a duratei de strălucire a soarelui ...

79 79

6. Umezeala aerului ……………………………………………….. 6.1. Umezeala relativă …………………………………………… 6.1.1. Umezeala relativă medie anuală …………………….

85 85 85

81 82 84

17

■ RepartiŃia valorilor medii anuale ………………… ■ RepartiŃia valorilor medii ale umezelii relative în decembrie şi iulie ………………………………… ■ Amplitudinea oscilaŃiilor anuale ale umezelii relative ■ Regimul anual al umezelii relative ………………. ■ Valorile minime zilnice …………………………... ■ Regimul diurn al umezelii relative ……………….. ■ FrecvenŃa zilelor cu diferite caracteristici ale umezelii relative la una din orele de observaŃii ………. 6.2. Tensiunea vaporilor de apă …………………………………. 6.2.1. RepartiŃia valorilor medii anuale …………………… 6.2.2. RepartiŃia valorilor medii în luna ianuarie ………….. 6.2.3. RepartiŃia valorilor medii în luna iulie ……………... 6.2.4. VariaŃia tensiunii vaporilor de apă în cursul anului …

85 89 90 90 92 92 94 96 97 97 97 98

7. Nebulozitatea …………………………………………………… 7.1. Nebulozitatea medie anuală ………………………………… 7.2. Nebulozitatea medie în decembrie şi august ………………... 7.3. FrecvenŃa nebulozităŃii ……………………………………… 7.3.1. Numărul mediu anual al zilelor cu cer senin ……….. 7.3.2. Numărul mediu anual al zilelor cu cer acoperit ……..

99 99 100 102 104 104

8. PrecipitaŃiile atmosferice ………………………………………. 8.1. PrecipitaŃiile atmosferice medii anuale ……………………... 8.2. CantităŃilor semestriale de precipitaŃii ……………………... 8.2.1. CantităŃile de precipitaŃii din semestrul cald ……….. 8.2.2. CantităŃile de precipitaŃii din semestrul rece ……….. 8.3. CantităŃile medii lunare de precipitaŃii ……………………… 8.3.1. Variabilitatea neperiodică a cantităŃilor lunare de precipitaŃii …………………………………………. 8.4. CantităŃile maxime de precipitaŃii în 24 de ore ……………... 8.5. Numărul de zile cu diferite cantităŃi de precipitaŃii …………. 8.5.1. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu cantităŃi de precipitaŃii ≥ 0.1 mm ………………………………. 8.5.2. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu precipitaŃii ≥ 0.5 mm ……………………………………………

107 107 115 115 116 118

8.5.3. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu precipitaŃii ≥ 1.0 mm …………………………………………… 8.5.4. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu precipitaŃii ≥ 10.0 mm ………………………………………….. 18

121 124 128 128 130

130 131

8.5.5. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu precipitaŃii ≥ 20.0 mm …………………………………………..

132

9. Vântul …………………………………………………………… 9.1. FrecvenŃa vântului pe direcŃii ……………………………….. 9.2. Viteza medie a vântului pe direcŃii …………………………. 9.3. Calmul atmosferic …………………………………………... 9.4. Vânturile locale ……………………………………………...

133 133 134 135 137

10. Fenomene climatice de risc …………………………………... 10.1 Fenomene climatice de risc posibile în semestrul rece al anului ………………………………………………………. 10.1.1. ÎngheŃul şi bruma ………………………………….. 10.1.2. Chiciura ……………………………………………. 10.1.3. Poleiul ……………………………………………... 10.1.4. Depuneri de gheaŃă pe conductorii aerieni ………... 10.1.5. Ninsoarea ………………………………………….. 10.1.6. Stratul de zăpadă …………………………………... 10.1.7. Viscolul ……………………………………………. 10.1.8. CeaŃa ………………………………………………. 10.2. Fenomene climatice de risc posibile în semestrul cald al anului ……………………………………………………… 10.2.1. Grindina ……………………………………………. 10.2.2. Ploile torenŃiale ……………………………………. 10.2.3. Descărcările electrice (orajele) …………………….. 10.3. Fenomene climatice posibile în tot anul …………………... ● Fenomenele de uscăciune şi secetă ………………………..

139

11. Regionarea climatică şi topoclimatele ………………………..

184

12. Încălzirea climei în România …………………………………

196

Bibliografie …………………………………………………………

201

139 139 148 149 150 152 153 155 160 162 162 168 170 176 176

19

20

PREFAłĂ

A scrie un curs dedicat studenŃilor din învăŃământul superior pentru orice disciplină este un gest nobil, dar şi o obligaŃie pe care trebuie s-o înfăptuiască orice cadru didactic universitar. Lector univ. dr. Iulica Iancu-Văduva şi-a făcut cu prisosinŃă datoria. La câteva luni de la apariŃia volumului intitulat Fenomene hidrometeorologice extreme, care se impune printr-un conŃinut adecvat scopului propus şi prin condiŃii geografice excelente, autoarea apare în prim plan cu un alt volum şi anume, Clima României. Fără a se dovedi a fi un curs exhaustiv, lector univ. dr. Iulica Văduva abordează, în stil clasic şi modern, cele mai importante probleme referitoare la clima României. Abordarea clasică este utilizată în structurarea cursului ceea cei permite autoarei să prezinte toate problemele majore care interesează în predarea noŃiunilor de bază şi anume: factorii genetici ai climei, principalele elemente climatice (temperatura aerului şi a solului, durata de strălucire a Soarelui, umezeala aerului, nebulozitatea, precipitaŃiile atmosferice, vântul), fenomenele atmosferice de risc şi în final, regionarea climatică şi topoclimatele. Abordarea modernă se remarcă din modul de tratare a fiecărui component climatic în contextul celor mai recente cercetări, cu grija necesară ca din acest volum, echilibrat în informaŃii, să nu scape aspectele de noutate ştiinŃifică, cele mai importante, nici măcar din istoricul cercetărilor. Astfel, sunt înglobate şi preocupările mai noi din domeniile microclimatologiei şi topoclimatologiei, ale climatologiei urbane şi poluării atmosferei, ale modificărilor climatice, ca şi ale cartografierii climatice şi topoclimatice, ale fenomenelor climatice extreme, sau mai concret, ale riscurilor climatice etc., care au ridicat climatologia românească la sfârşitul secolului XX şi începutul secolului XXI, pe o nouă treaptă, păstrând memoria înaintaşilor ei. Trecând în revistă celelalte capitole, remarcăm şi alte elemente de noutate şi anume: tratarea factorilor radiativi conform ultimelor indicaŃii ale OMM, iar caracterizarea lor este întemeiată pe date concrete din măsurători efective efectuate în reŃeaua radiometrică 21

naŃională pe o perioadă de 30 de ani, aspect care a făcut şi obiectul unei frumoase teze de doctorat susŃinută în Institutul de Geografie al Academiei Române (Oprea, 2001); îmbogăŃirea noŃiunilor privind circulaŃia generală a atmosferei cu frontogeneza de coastă a Mării Negre şi ciclogeneza pontică, aspecte introduse în literatura de specialitate de Drăghici (1984, 1988); dezvoltarea rolului ciclonilor mediteraneeni pentru clima României, aspect care a format obiectul unei alte teze de doctorat, susŃinută în acelaşi institut (Ecaterina IonBordei, 1983) etc. Într-un stil ales climato-geografic este tratată şi suprafaŃa activă subiacentă, ca factor generator de climate şi topoclimate, aşa cum este prezentată în lumina ultimelor cercetări, în Tratatul de Geografia României (1983). Amintim, de asemenea, în context, variaŃiile neperiodice şi tendinŃele de evoluŃie, lineară şi polinomială, ale unor elemente climatice precum temperatura aerului, durata de strălucire a Soarelui, precipitaŃiile atmosferice (anuale, din luna cea mai ploioasă şi cea mai secetoasă) etc., ca şi fenomenele climatice de risc în totalitate, tratate după metodologia nouă, recent introdusă în literatura de specialitate (Bogdan, Niculescu, 1999), pe care autoarea o mânuieşte cu uşurinŃă. Acest ultim capitol este cu atât mai bine venit, cu cât clima reprezintă cel mai dinamic factor de mediu, cu repercusiuni asupra acestuia, deci un factor de risc, dar şi o resursă de energie vitală şi de energie neconvenŃională, care nu poate fi valorificată decât în condiŃii de echilibru relativ. Când în evoluŃia climei apar rupturi, marcate prin salturi şi dezechilibre, atunci se declanşează energii incomensurabile care afectează calitatea vieŃii. Este motivul pentru care, autoarea acordă atenŃia cuvenită în prezentarea acestui capitol din curs. Tratarea acestor fenomene se face pe sezoane caracteristice şi anume: fenomenele climatice de risc caracteristice perioadei reci a anului (îngheŃul şi bruma, chiciura, poleiul, depunerile de gheaŃă pe conductori, ninsoarea, stratul de zăpadă, viscolul şi ceaŃa), apoi fenomenele climatice de risc din perioada caldă a anului (grindina, ploile torenŃiale şi orajele), ca şi cele posibile în tot anul, din care autoarea a selectat doar fenomenele de uscăciune şi secetă, cele mai tipice pentru România, domeniu în care autoarea s-a edificat prin 22

propriile cercetări aplicate la Dobrogea, pe baza cărora a fost încununată cu titlul de doctor în geografie, tot în Institutul de Geografie. Concomitent cu prezentarea caracteristicilor fenomenelor climatice de risc, autoarea, pe baza literaturii de specialitate, prezintă şi ariile cele mai susceptibile, mai vulnerabile la astfel de fenomene, ceea ce pune în evidenŃă, atât latura fundamentală, cât şi cea aplicativă ale climatologiei. Tot ca o noutate apare într-un curs universitar de Climatologia României şi regionarea climatică şi topoclimatele României, într-o concepŃie modernă, conform ultimelor cercetări sintetizate în Geografia României, I, Geografia Fizică (1983). Aici, pentru prima dată se face integrarea topoclimatului în climat, sau altfel spus, unităŃile taxonomice utilizate coboară până la nivelul celui mai simplu peisaj geografic, respectiv, la topoclimatul elementar, dând astfel, o imagine globală, completă şi complexă, a întregului potenŃial climatic al României. În acest scop sunt prezentate şi grupele de topoclimate care se încadrează în fiecare etaj climatic şi anume: topoclimatele de câmpie, topoclimatele de deltă şi litoral, topoclimatele de dealuri şi podişuri, topoclimatul de munte şi în final, topoclimatele urbane care se suprapun peste toate etajele climatice. În concluzie, deşi tratarea problemelor majore ale climatologiei contemporane româneşti se face selectiv, autoarea reuşeşte ca îmbinând stilul clasic cu cel modern, să prezinte un volum suficient de cunoştinŃe la nivel ştiinŃific ridicat cu multe elemente de noutate şi inedit pentru un curs universitar. Prin aceasta, considerăm că prezentul curs îşi atinge scopul didactic propus, de a transmite studenŃilor, viitori specialişti geografi şi manageri ai mediului, cunoştinŃele necesare privind potenŃialul climatic al României, caracteristicile lui şi posibilităŃile de valorificare în practică în perspectiva apropiată. Se mai adaugă la toate acestea, buna organizare a informaŃiei ştiinŃifice, vasta literatură de specialitate utilizată, stilul clasic, limbajul ştiinŃific corect folosit şi adecvat, imaginile grafice expresive susŃinute de un material tabelar concludent care fundamentează concluziile ştiinŃifice, ca şi forma modernă de prezentare pe computer de însăşi autoarea acestui curs, care toate la un loc fac să crească valoarea ştiinŃifică şi didactică a lucrării de faŃă. 23

Este un început lăudabil în practica didactică, cu care autoarea continuă să se afirme în climatologia românească, valorificând corect tezaurul ştiinŃific moştenit, la care se adaugă propriile rezultate. Să sperăm că viitorul va confirma temeinicia celor afirmate de noi în această succintă prefaŃă, care are şi meritul de a sublinia, evoluŃia ascendentă a autoarei, lector univ. dr. Iulica Văduva.

Prof. univ. dr. Octavia Bogdan Facultatea de Geografia Turismului-Sibiu

24

1. CLIMA ROMÂNIEI ÎN LITERATURA DE SPECIALITATE

Cercetările climatice asupra Ńării noastre se pot grupa pe mai multe etape: Prima etapă (înainte de 1884). Cuprinde note informative, descrieri istorice, literare, observaŃii consemnate în cronici, ziare ale timpurilor, etc. din care se desprind câteva date cu valoare orientativă şi subiectivă. Această etapă este cea mai mare, extinzându-se de la începuturile cunoaşterii pământului românesc până la 1884, data înfiinŃării Institutului Meteorologic din România (Văduva, 2003). Etapa a II-a (1884-1960). Se caracterizează printr-o activitate intensă de organizare a staŃiilor meteorologice şi de prelucrare a datelor obŃinute pe baze ştiinŃifice conform regulilor impuse de Congresele internaŃionale de meteorologie. Aceasta poate fi împărŃită în mai multe subetape. Astfel, în Ńara noastră activitatea de Climatologie a debutat încă din primii ani de existenŃă ai Institutului Meteorologic înfiinŃat de Ştefan C. Hepites. După înfiinŃarea Institutului Meteorologic au fost elaborate primele lucrări ştiinŃifice referitoare la clima întregului teritoriu al Ńării. Cele mai valoroase dintre aceste lucrări au fost enunŃate şi prelucrate în mod critic de Şt. C. Hepites în lucrarea sa Istoricul studiilor meteorologice în România (1886) dintre care cităm: Aurelian P.S. Clima României, apărută în publicaŃia łara noastră (Bucureşti, 1880); Hepites Şt. Epocele îngheŃului Dunărei în cursul său inferior în Buletinul SocietăŃii Geografice Române (Bucureşti, 1883). Pe baza datelor obŃinute din reŃeaua meteorologică, au fost publicate şi realizate primele lucrări din domeniul climatologiei apărute sub semnătura lui Hepites, în Analele Academiei Române între anii 1895 şi 1902, şi reeditate în volumul Materiale pentru climatologia României. Acestea se referă la clima unor localităŃi ca Sulina, Roman, Bucureşti, Brăila şi Iaşi, pentru care au existat observaŃii pe o perioadă mai mare de ani, precum şi la repartiŃia unor parametri climatici pe 25

teritoriul Ńării noastre. Dintre Materiale pentru climatologia României menŃionăm monografia privind Regimul pluviometric al României însoŃită de o hartă, care constituie totodată şi prima hartă în culori a României. Alte lucrări elaborate de Şt. Hepites între anii 1898 şi 1906 se referă la diferite aspecte ale climei Ńării noastre şi ale efectelor acesteia în diversele domenii economice (efecte asupra economiei), menŃionăm: Schimbatu-s’a clima?; Album climatologique de Roumanie; Climatologia litoralului românesc al Mării Negre; CondiŃiunile climatologice ale vegetaŃiunii viŃei de vie; Secetele în România, în care sunt tratate aspecte din întreaga Ńară. În anul 1901, datele culese din reŃeaua meteorologică naŃională au fost publicate în Buletinul lunar al observaŃiilor meteorologice care a înlocuit publicaŃia Analele Institutului Meteorologic al României. Datele din reŃea apăreau sub formă de rezumate climatologice lunare şi anuale, dar în buletine erau relatate amănunŃit atât starea vremii pe teritoriu, cât şi situaŃia culturilor şi apelor, producerea unor calamităŃi naturale, fenomene cu caracter climatic de risc etc. Din 1908, odată cu retragerea lui Hepites din activitatea de meteorologie începe o perioadă de declin în activitatea ştiinŃifică de climatologie, care se prelungeşte, datorită războiului, până la sfârşitul celui de-al doilea deceniu. Buletinul lunar apare până în 1916, când s-a declarat mobilizarea generală. După 1916 aproape toate staŃiile îşi încetează activitatea ceea ce va avea repercusiuni şi asupra studierii climei Ńării, din cauza întreruperii şirurilor de observaŃii. În 1916, în ultimele Buletine lunare înainte de război, apar două articole ale lui Enric Otetelişanu privind Studiul iernilor calde în România, şi Clasificarea iernilor după criteriul lui Angot, în care, pe lângă datele statistice obişnuite, sunt expuse o serie de considerente privitoare la factorii genetici, care determină oscilaŃiile regimului termic în diferite zone de pe glob şi sunt sugerate idei referitoare la corelaŃiile existente între diversele regimuri relativ la schimbările timpului. În încheiere, Otetelişanu insistă asupra necesităŃii efectuării unor studii şi cercetări speciale ale factorilor de circulaŃie care influenŃează timpul în România. 26

Refacerea economică după război, precum şi reîntregirea teritoriului Ńării, pune în faŃa climatologiei noi şi numeroase probleme cu caracter practic. Activitatea de redactare şi publicare a Buletinului lunar a cunoscut în perioada 1921-1930 o revenire la vechile tradiŃii ale Analelor publicate de către Hepites. Pe lângă rezumatele lunare ale observaŃiilor de la staŃii şi măsurători speciale de la Observatorul Filaret, au apărut o serie de studii meteorologice, consemnări şi interpretări de fenomene, recenzii şi informaŃii asupra unor lucrări importante, precum şi informaŃii cu privire la activitatea meteorologică din Ńară şi străinătate (I.N.M.H, 1984). Lucrările din domeniul climatologiei sunt prezente aproape în toate Buletinele lunare din perioada sus-menŃionată. Studiile şi notele scrise de colaboratorii lui Otetelişanu, publicate în buletinele lunare din perioada 1921-1930, tratează probleme referitoare la: clima litoralului, repartiŃia nebulozităŃii în România, variaŃia zilnică a nebulozităŃii în România de către C. A. Dissescu; perioadele de uscăciune şi de secetă, climogramele României, frecvenŃa şi variaŃia anuală a precipitaŃiilor de către C. Donciu; periodicitatea anuală şi zilnică a nebulozităŃii, indicele de ariditate în România, gradul de continentalism în România de C. Ioan. În paralel cu studiile şi notele ştiinŃifice publicate în Buletinul lunar, o serie de lucrări cu caracter monografic au apărut în colecŃia Memorii şi Studii, editată de Institutul Meteorologic Central, precum şi în publicaŃia Memoriile secŃiunii ştiinŃifice ale Academiei Române. Astfel, Otetelişanu analizează condiŃiile termice din România, calculând valorile lunare şi anuale ale temperaturilor medii zilnice de la cele 3 termene de observaŃii (08, 14, 20h), extremele mijlocii şi absolute, numărul de zile de iarnă, de îngheŃ şi de vară etc. Lucrarea este însoŃită de un atlas, cuprinzând 20 de hărŃi. Un studiu climatic complet asupra Dobrogei şi litoralului a fost elaborat de Otetelişanu în 1928 intitulat Climat de la Dobroudja et du littoral de la Mer Noire, cuprinzând în introducere, expunerea condiŃiilor fizico-geografice şi a celor meteorologice generale, iar în capitolele de fond, analiza variaŃiei şi distribuŃiei teritoriale a principalilor parametri, climatici (tempera-tură, presiune, vânt, umiditate, nebulozitate, precipitaŃii atmosferice şi fenomene diverse.) 27

Lucrarea VariaŃia nebulozităŃii în România constituie un studiu complet asupra nebulozităŃii în care sunt analizate variaŃia diurnă şi anuală precum şi distribuŃia pe teritoriul Ńării a acestui element meteorologic. Perioada ce a urmat, 1934-1945, se remarcă printr-o slabă activitate ştiinŃifică în domeniul climatologiei, dată fiind situaŃia internaŃională încordată şi, apoi, desfăşurarea războiului. În Buletinele lunare, încă din 1931, din diverse motive, nu s-au mai publicat note şi studii de specialitate, dar şi celelalte publicaŃii neperiodice s-au redus substanŃial. Pentru studiul climei Ńării noastre, perioada războiului în special, anii 1944 şi 1945, s-au soldat cu întreruperea observaŃiilor la multe staŃii de pe teritoriu. În 1945, în Buletinul lunar au apărut rezumatele observaŃiilor numai de la aproximativ 50 staŃii meteorolo-gice şi 250 staŃii pluviometrice. Dar în perioada care a urmat, institutul, prin secŃia sa de climatologie, a trecut la reactivarea staŃiilor vechi şi la înfiinŃarea de noi staŃii, a căror necesitate a reieşit încă de la elaborarea proiectului reŃelei, întocmit de C.A. Dissescu în 1928, care aprecia la peste 300 numărul staŃiilor meteorologice şi la aproape 2000 pe cel al staŃiilor pluviometrice, la nivel de Ńară. Din preocupările ştiinŃifice din domeniul climatologiei în perioada de după război (până în 1961), remarcăm atât articole şi lucrări care analizează în mod clasic variaŃia şi repartiŃia diferitelor elemente, cât şi studii privind aplicaŃiile datelor climatice în diverse domenii de activitate. Dintre lucrările meteorologilor, menŃionăm pe cele ale lui C. Ioan, referitoare la repartiŃia umezelii aerului în România; C.A. Dissescu, despre seceta din anul 1946, regimul precipitaŃiilor în Ńara noastră, corelaŃia dintre tipurile de vegetaŃie şi climă; Şt. M. Stoenescu, privind influenŃa îngheŃului asupra transporturilor, caracteristicile evoluŃiei diurne a temperaturii aerului în Ńara noastră, regimul precipitaŃiilor, aspecte ale problemei oscilaŃiilor regimului climatic, date noi referitoare la clima tării; N. Vancea, despre harta „keraunică” a Ńării; C. Donciu, privind variaŃiile vântului în partea de sud a Ńării, indicele de umiditate şi ariditate calculat după diverşi autori, aplicarea metodelor de zonare climatică ale lui Koncek şi Thorntweite; D. łâştea şi M. Grigore, despre intervalul cu strat de zăpadă favorabil 28

drumului de sanie; D. łâştea, privind calculul temperaturilor medii decadice plurianuale după metoda grafică a lui A El. Şepelevski ; date asupra stratului de zăpadă stabil; C. Ioan, C. Dissescu, C. Donciu şi alŃii, despre regimul ploilor în partea sudică a Ńării în perioada de vegetaŃie etc. Pe lângă lucrările menŃionate, s-au mai elaborat o serie de atlase şi lucrări cu caracter monografic. O preocupare importantă a SecŃiei climatologice pe o perioadă de câŃiva ani sub conducerea lui C.A. Dissescu, a constituit-o prelucrarea datelor din întreaga reŃea şi elaborarea hărŃilor cu distribuŃia unor parametri climatici pe teritoriul tării. Astfel, în 1949 a apărut Fascicola I a Atlasului Climatologic, referitoare la regimul precipitaŃiilor, cuprinzând 17 hărŃi cu izohietele lunare, anotimpuale şi anuale pe baza cantităŃilor medii de precipitaŃii, calculate din perioadele 1896-1915 şi 1926-1940. În 1954 au apărut Fascicola a II-a, referitoare la regimul termic, cuprinzând 36 de hărŃi cu izotermele lunare, anotimpuale şi anuale, amplitudinea anuală, temperaturile extreme absolute, durata temperaturilor medii, egale şi mai mari de 0°, 5° şi 10°C, durata perioadei fără îngheŃ şi frecvenŃa zilelor caracteristice (cu temperaturi maxime şi minime peste şi sub anumite praguri) şi Fascicola a III-a privind regimul eolian, cu 17 hărŃi prezentând rozele lunare, anotimpuale şi anuale ale vânturilor, deduse din datele pe 10 ani (1931- 1940). Stoenescu Şt. în lucrarea Curs de climatologie aplică sistemul de clasificare a climatelor după criteriul lui W. Köppen şi diferenŃiază principalele 7 regiuni climatice ale Ńării: C fax, în Banat şi în partea sud-vestică a Olteniei; C fbx, în zona piemonturilor vestice; D fax, în partea centrală a Câmpiei Române; D fbx, în Transilvania, Moldova, SubcarpaŃi şi Podişul Getic; BS ax, în Bărăgan şi în partea vestică a Podişului Dobrogei; BS bk, pe litoralul Mării Negre; D fbk, D fk şi D fc corespunzând zonei montane. Etapa a III-a (1960-1980). Se caracterizează printr-o activitate ştiinŃifică susŃinută, fiind orientată tot mai mult spre practică. Lucrările respective au în vedere dezvoltarea agriculturii, a transporturilor de toate categoriile, extinderea lucrărilor hidrotehnice şi de îmbunătăŃiri funciare, etc. Tot acum capătă un accent mai mare lucrările de agrometeorologie, bioclimatologie, topoclimatologie şi microclimatologie etc. 29

Această etapă începe cu reorganizarea reŃelei meteorologice pe baze ştiinŃifice, staŃiile sinoptice şi climatologice fiind reinstalate pe platforme reprezentative. S-a îmbunătăŃit dotarea lor cu instrumente speciale, mărindu-se complexul de observaŃii. S-au construit noi staŃii; au fost puse bazele reŃelei actinometrice şi agrometeorologice şi a devenit posibilă analiza tridimensională a proceselor şi condiŃiilor atmosferice în urma dezvoltării cercetărilor aerologice. Cu această ocazie s-a aliniat şi programul de observaŃie la patru termene (1,7,13,19), conform Programelor internaŃionale (în vederea cooperării meteorologice internaŃionale). În 1961 ia fiinŃă şi Observatorul de Fizică Atmosferică în care se efectuează observaŃii asupra radiaŃiei solare. În 1965, N. Topor şi C. Stoica grupează cele 22 tipuri de circulaŃie atmosferică, la care i-a condus cercetarea materialelor sinoptice dintr-un interval de 24 de ani (1938-1961), în patru forme principale şi anume: circulaŃia vestică, circulaŃia polară, circulaŃia tropicală şi circulaŃia de blocare. Sfârşitul deceniilor al şaselea şi al şaptelea se înscrie în climatologia românească ca o perioadă de transformări, atât în ceea ce priveşte partea operaŃională, cât şi cea de studii şi cercetare. Începând cu anul 1961 vechea publicaŃie periodică de date Buletinul lunar al observaŃiilor meteorologice a fost înlocuită cu Anuarul meteorologic. Din 1972, pe lângă tabele, Anuarul cuprinde şi caracterizări lunare şi anuale ale complexului de elemente şi fenomene meteorologice însoŃite de reprezentări grafice şi cartografice. Un salt calitativ s-a produs în acest interval de ani şi în ceea ce permite valorificarea complexă a datelor acumulate, prin abordarea şi elaborarea unor studii şi cercetări strâns legate de cerinŃele tot mai diversificate ale economiei naŃionale. Pe această linie se înscrie, în primul rând, vasta acŃiune de prelucrare a şirurilor de date din perioada 1896 - 1955, care a constituit una din preocupările de bază ale Institutului Meteorologic timp de peste 10 ani. Încununarea eforturilor depuse s-a materializat prin apariŃia unor lucrări de sinteză referitoare la caracteristicile de ansamblu ale climei teritoriului tării noastre, sub coordonarea lui Şt. M. Stoenescu şi D.łâstea. Astfel, în anul 1960 s-a publicat capitolul Clima R.P.R. în Monografia geografică a R.P.R, în 1961-1962 au 30

apărut volumele I şi II (text şi date statistice) ale lucrării Clima Republicii Populare Române, iar în 1966 Atlasul climatologic al Republicii Socialiste România, cuprinzând 153 de hărŃi cu repartiŃia teritorială a diferiŃilor parametri climatici. Deşi modul de abordare este cel al climatologiei clasice, lucrările respective se remarcă printr-o tratare unitară a complexului condiŃiilor climatice, interpretarea proceselor şi fenomenelor meteorologice, precum şi a repartiŃiei teritoriale a caracteristicilor climei, având la bază concepŃia interdependenŃei şi interacŃiunii principalilor factori climatogeni: suprafaŃa activă subiacentă (factorii geografici), radiaŃia solară şi circulaŃia generală a atmosferei. Numeroase lucrări au fost consacrate cercetării în detaliu a particularităŃilor climei pentru teritoriul Ńării (Stoenescu, 1960), în ansamblu sau pentru anumite regiuni, zone, localităŃi etc., cuprinzând, fie întregul complex de componente ale climei, fie numai un anumit element sau fenomen meteorologic. Un interes tot mai mare în preocupările climatologilor din Institutul Meteorologic şi al celor din Institutul de Geografie al Academiei l-a prezentat microclimatologia şi topoclimatologia. Anumite puncte de vedere privind bazele geografice ale microclimatelor şi topoclimatelor sunt expuse în lucrările: Microclimat et topoclimat (Mihăilescu, Şeitan, Neamu, 1965), Microclima, clima locală, topoclima (Şeitan, Mihai, Neamu, 1965); Topoclimatologie şi microclimatologie (Ciulache, 1971) etc. Studiile de microclimă şi topoclimă s-au elaborat pe baza unor măsurători micrometeorologice cu aparatură adecvată şi a unor prelucrări speciale ale datelor culese. Într-o monografie de aproape 300 de pagini, N. Topor abordează problema oscilaŃiilor precipitaŃiilor atmosferice, sub titlul: Ani ploioşi şi secetoşi în Republica Populară Română. În partea I, autorul redă registrul anilor ploioşi şi secetoşi după date vechi luate din cronici şi după date certe instrumentale din perioada recentă, iar în partea a II-a analizează succesiunea lunilor după criteriul lui Hellmann, frecvenŃa categoriilor de luni de la un an la altul, apoi frecvenŃa anilor ploioşi şi secetoşi în Ńara noastră în perioada 1881-1961. Prezintă interes succesiunea anilor normali, ploioşi şi secetoşi. În partea a treia stabileşte lunile ploioase şi secetoase din punct de vedere agricol, calculează frecvenŃa lor, stabileşte anii ploioşi şi secetoşi din acelaşi 31

punct de vedere şi analizează zonele secetoase şi ploioase, iar în partea a IV-a studiază factorii de circulaŃie care au determinat luni ploioase sau secetoase. În anii '70 lucrările publicate tratează probleme strâns legate de diversele domenii ale economiei naŃionale şi, deci, climatologia şi microclimatologia capătă un caracter tot mai aplicativ. Acest fapt rezultă în mod clar din problematica studiilor selecŃionate şi grupate în trei volume: Culegere de Lucrări de climatologie aplicată, apărută în 1972, Studii de Climatologie I în 1974, sub redacŃia lui D. łâştea şi Studii de Climatologie II în 1974, sub redacŃia lui O. Neacşa. Culegerea de lucrări de climatologie aplicată, cuprinde în prima parte 8 lucrări de climatologie tehnică şi în partea a II-a 5 lucrări de bioclimatologie umană. În colecŃia Studii de climatologie I şi II au fost selectate opt lucrări care fac parte în marea lor majoritate din domeniul microclimatologiei, topoclimatologiei sau climei locale. În alte publicaŃii şi, mai ales, în cele editate de I.M.H., au apărut în anii '70 numeroase alte lucrări care abordează cele mai diverse aspecte din domeniul climatologiei. Clima Ńării, în ansamblu, sau repartiŃia unor anumiŃi parametri climatici pe teritoriu, este reflectată în lucrările care abordează şi analizează: amplitudinile termice diurne în anotimpul de iarnă (Tâştea, RaŃ); frecvenŃa temperaturilor pozitive în lunile de iarnă (E. łepeş); cantităŃile excepŃionale ale precipitaŃiilor (Pătăchie, Oprescu, Călinescu); zone cu priorităŃi în valorificarea potenŃialului eolian (Bâzâc); rolul circulaŃiei atmosferice şi al reliefului în producerea precipitaŃiilor (Cazacu), particularităŃi climatice generale ale teritoriului Ńării (Pătăchie, Ciovica). În perioada 1972-1979 apare Atlasului R. S. România (în Editura Academiei), sub coordonarea Institutului de Geografie la care pentru realizarea hărŃilor climatice privind regimul termic, pluviometric şi eolian a colaborat şi I.M.H.). O direcŃie nouă de cercetare care s-a dezvoltat mult în această perioadă a fost topoclimatologia. Aceasta s-a afirmat pentru prima dată pe plan mondial în Institutul de Geografie al Academiei Române, termenul fiind iniŃiat de V. Mihăilescu, încă din 1957, (independent de alŃi autori ca Thornthwaite, ca şi Santamarina şi Rohmeder (Bogdan, 1978 b)). 32

Mai târziu, Bogdan (1994) subliniază faptul că topoclimatologia reprezintă latura geografică a climatologiei. De-a lungul anilor, o serie de autori au contribuit, prin cercetările întreprinse, la fundamentarea teoretică a noŃiunilor de topoclimă topoclimat şi respectiv „topoclimatologie” (Mihăilescu, Şeitan, Neamu 1965, Şeitan, Mihai, Neamu 1965; Teodoreanu 1970 etc.). Prin anologie cu spaŃiul microclimatic, care se referă la procesele şi fenomenele climatice ce se produc la limita inferioară a atmosferei până la 2 m înălŃime, a fost definit spaŃiul topoclimatic care se resimte pe spaŃii mai mari în funcŃie de puterea de influenŃa a suprafeŃei active luată în considerare (Bogdan, 1972). După lansarea noŃiunii de topoclimă autorii mai sus menŃionaŃi formulează teza potrivit căreia relieful are rol predominant în geneza topoclimatelor. Concomitent cu acestea s-a urmărit şi influenŃa antropică asupra suprafeŃei active care a modificat particularităŃile topoclimatice iniŃiale, determinând altele noi cum sunt cele caracteristice topoclimatelor de culturi, de solarii, lacuri de acumulare, diguri şi canale etc. (Bogdan, 1980 b, 1986, 1989, etc.), denumite topoclimate antropice, care au determinat o nouă calitate a mediului (Bogdan 1972, 1983 etc). Cercetările întreprinse au permis diferenŃierea şi ierarhizarea topoclimatelor după gradul lor de complexitate în concordanŃă cu gradul de complexitate a suprafetei active, cu structura peisajelor geografice locale, deosebindu-se topoclimate elementare şi topoclimate complexe (Neamu şi colab. 1970). A urmat asocierea acestora pe grupe de topoclimate specifice fiecărui etaj în parte (Bogdan, Teodoreanu,1973) şi integrarea lor în regionarea climatică şi topoclimatică a României (Bogdan, 1980 b, Geografia României, I, 1983). Tot pe baza acestor cercetări s-au stabilit criteriile de bază pentru delimitarea topoclimatelor (Bogdan, 1983) ca şi modelul conceptual al topoclimei (Bogdan, 1988 b). Acest model conceptual se fundamentează pe rolul suprafeŃei active, a factorului geografic local, în geneza şi diversificarea topoclimatelor. Modelul conceptual se referă şi la metodele de cercetare utilizate în topoclimatologie, cu accent pe cele geografice care se bazează pe observaŃii de teren, vizuale şi instrumentale etc., dar nu lipsesc nici metodele geofizice, fizico-chimice etc. 33

Utilizarea acestor metode subliniază pe de o parte latura geografică a topoclimatologiei, iar pe de altă parte, aportul celorlalte ştiinŃe „de graniŃă”, cu care topoclimatologia vine în contact, pentru rezolvarea scopului propus: didactic - de pregătire a elevilor pentru observarea corectă a evoluŃiei timpului (Bogdan 1972, Bogdan şi colab., 1982); ştiinŃifico-metodologic, de caracterizare a topoclimatelor naturale şi antropice (Bogdan,1986) etc. ConcepŃia şi metodologia întocmirii hărŃii topoclimatice a evoluat continuu de la prima schiŃă de hartă topoclimatică (realizată de V. Mihăilescu în 1957) care a fost şi prima hartă topoclimatică pe plan mondial, remarcându-se o îmbunătăŃire continuă a metodelor de reprezentare cartografică a acestora (Bogdan ,1988). Harta topoclimatică a României, Sc. 1: 1 500 000, prima hartă topoclimatică în culori în două ediŃii (Neamu şi colab. 1970), introduce diferenŃierea topoclimatelor după gradul lor de complexitate (topoclimate complexe şi topoclimate elementare) pe fondul etajelor climatice care sunt caracterizate prin indici cantitativi. Concomitent cu aceste hărŃi s-au realizat hărŃi topoclimatice ale unor regiuni pentru diferite scopuri practice ca : Harta topoclimatică a Deltei Dunării, sc. 1: 400 000 (Neamu şi colab. 1970) etc. Ulterior a fost elaborată şi Metodologia întocmirii HărŃii topoclimatice a României, sc. 1: 200 000, pe foi topografice (coordonator Bogdan, 1980) care a fost aplicată pentru întreaga Ńară. Aceste hărŃi redau un conŃinut topoclimatic mult mai bogat pe fondul etajelor climatice, în raport cu factorii genetici naturali şi antropici, în care România este caracterizată prin indici climatici cantitativi şi calitativi. În paralel cu acestea, au existat preocupări de integrare a topoclimatelor în climatele Ńării, ceea ce a dus la realizarea HărŃii regionării climatice şi topoclimatice a României, sc.1: 200 000 în culori şi în două ediŃii (Bogdan, 1980) care ia în considerare zona climatică, influenŃele climatice exterioare subliniind rolul de baraj al CarpaŃilor, treptele de relief, caracteristicile vegetaŃiei naturale, complexitatea peisajelor geografice locale, în raport cu care, treptele taxonomice utilizate sunt: sectoarele de provincie climatică, Ńinuturile climatice, subŃinuturile climatice, districtele climatice, topoclimatele complexe şi topoclimatele elementare. 34

Preocupări legate de clima locală, topoclimă şi microclimă, au stat de asemenea, în atenŃia a numeroşi cercetători din Facultatea de Geografie (Ciulache,1971), din Facultatea de Silvicultură Braşov (Marcu, 1971), ca şi din alte centre universitare (Gugiuman, 1975, Belozov, 1970, Fărcaş, 1978 etc.) sau de la staŃiunea de cercetări Piatra NeamŃ (Apăvăloaie, Apostol etc.). Pentru a scoate în evidenŃă numeroasele rezultate obŃinute pe plan naŃional în anul 1987 a fost organizat un Colocviu InternaŃional de Topoclimatologie de către colectivul de topoclimatologie din Institutul de Geografie la Bucureşti-Buzău-Pătârlagele, cu o aplicaŃie de teren în MunŃii Siriu de la Curbură. Cu această ocazie, sub coordonarea dr. Octaviei Bogdan (1987) a fost publicat volumul Topoclimatologia României – bibliografie selectivă adnotată cu un text introductiv privind topoclimatologia românească (Bogdan, Mihai, Neamu, 1987), Ghidul aplicaŃiei de teren şi un volum cu rezumatele comunicărilor. Un rol important l-au avut tezele de doctorat publicate în acest interval: Depresiunea Braşov. Studiu climatic (Mihai, 1975); PotenŃialul climatic al Bărăganului (Bogdan, 1980); Culoarul Rucăr Bran. Studiu climatic şi topoclimatic (Elena Teodoreanu, 1980). În paralel cu acestea s-au pus bazele climatologiei urbane în care preocupări de seamnă le-a avut I. Gugiuman şi M. Cotrău (1975) în volumul Elemente de climatologie urbană, Elena Erhan (1979) în teza de doctorat amintită mai sus, Geografia României, I, Geografie Fizică (1983), în care la capitolul de regionare climatică sunt prezentate succint şi topoclimatele urbane, etc. Etapa a IV (după 1980). Cercetarea este orientată spre direcŃii prioritare rezultate din programele de lucru internaŃionale iniŃiate de O.M.M, U.G.I, O.N.U. pentru combaterea fenomenelor naturale cu caracter de hazard sau risc climatic, pentru diminuarea efectelor negative şi creşterea calităŃii vieŃii. Unele dintre acestea se referă la diferite aspecte ale climei cum sunt: The impact of man’s activity upon topoclimate (Bogdan,1993); Fenomene de uscăciune şi secetă din Dobrogea (Bogdan, Alexandrescu, 1989), Quelques aspects des conditions de la secheresse dans la Dobroudja du Sud (Mihăilescu, Bucşă,1993); Phenomena of dryness and drought in România (Bogdan, Niculescu,1995); Caracteristici ale 35

fenomenelor de uscăciune şi secetă pe teritoriul rezervaŃiei Biosferei „Delta Dunării”(Bogdan,1997); Clima Depresiunii Sibiu (Ciulache, 1997); Clima Olteniei deluroase (Neamu, 1998), Riscurile climatice din România (Bogdan, Niculescu, 1999); Dobrogea. CondiŃii pedoclimatice, consumul şi necesarul apei de irigaŃie pentru principalele culturi agricole (Păltineanu şi colab., 2000), Riscul meteorologic în agricultură (Povară, 2000), PrecipitaŃiile atmosferice în SubcarpaŃii Moldovei (Apostol, 2001) etc. Stadiul actual al cercetărilor cuprinde o serie de lucrări prezentate în cadrul sesiunilor de comunicări care au avut loc fie la Bucureşti (Facultatea de Geografie, Institutul de Geografie, Universitatea „Spiru Haret”) fie la Timişoara, Cluj-Napoca, Iaşi, ConstanŃa, Craiova, Târgovişte şi Timişoara şi publicate în Analele UniversităŃii din Bucureşti, Revista Geografică a Academiei Române, Analele UniversităŃii Spiru Haret, Analele UniversităŃii Babeş-Bolyai, Analele UniversităŃii din Craiova, Analele UniversităŃii din ConstanŃa etc.Unele dintre ele se referă la riscurile pluviometrice, la tendinŃele de evoluŃie ale climei sau la diferite aspecte ale climei. Dintre acestea menŃionăm: Unele aspecte privind stresul bioclimatic cutanat, în perioada de vară, în zona litoralului Sudic Românesc (Chiotoroiu, 1991), ConsideraŃii climatice asupra spaŃiului Banat în anul 1994 (Munteanu, Bălescu, 1995), Orajele pe teritoriul României (Colette-Iliescu, 1995), Unele fenomene climatice specifice depresiunilor Giurgeu, Ciuc şi Braşov (Niculescu, 1996), Variabilitatea, tendinŃa de evoluŃie şi probabilitatea de producere a îngheŃului în Câmpia Timişului (Dragotă, 1996), Nebulozitatea şi durata de strălucire a Soarelui la Iaşi în ultimii 50 de ani, (Erhan, 1997), Aspecte privind frecvenŃa zilelor cu diferite caracteristici termice în regiunea de la Curbură (Niculescu, 1997), Temperaturile minime absolute de pe teritoriul României (Ciulache, 1999), Principalele caracteristici climatice ale Câmpiei Române (Bogdan, 1999), SingularităŃi termice în regiunea de la Curbură (Niculescu, 1999), Aspecte privind fenomenele meteorologice periculoase în Câmpia Română, sectorul dintre Olt şi Argeş – Viscolul (Croitoru, 1999), ConsideraŃii asupra fenomenelor de uscăciune şi secetă în Câmpia Transilvaniei (Şerban, 1999-2000), DistribuŃia precipitaŃiilor atmosferice în Depresiunea Sibiului (Ciulache, Cismaru, 1999), Les tempetes dans le bassin Occidental de la Mer Noir 36

(Chiotoroiu, 1999), PrecipitaŃiile atmosferice. Un risc climatic în SubcarpaŃii Getici (Bogdan, 2000), ÎngheŃul. Un risc climatic în SubcarpaŃii Getici (Niculescu, 2000), Nebulozitatea şi durata de strălucire a Soarelui în Podişul Dobrogei de Sud (Iancu, 2000), Temperaturi maxime absolute pe teritoriul României (Ciulache, 2000), Extreme meteorologice în anul agricol 1998-1999 pe teritoriul României (Povară, 2001), FrecvenŃa anuală a căderilor de grindină în Câmpia Română (Dragotă, 2001), Seceta şi canicula din vara anului 2000 (Păun, 2000), Aspecte climatogeografice ale orajelor în Câmpia Crişurilor (Măhăra, Roman, 2001), Particularités de la variation de la témpérature de l’air et des précipitations atmospheriques sur le litoral roumain de la Mer Noir (Mihăilescu, 2002), Main topoclimates on the Romanian Black Sea’s side between Cape Midia and Vama Veche (Bogdan, Iancu, 2002), Regimul precipitaŃiilor atmosferice şi hazardele pluviometrice în Depresiunea Baia Mare (Dragotă, Bălteanu, 2002), Riscurile pluviale în bazinul hidrografic al Siretului (Vasenciuc, 2002), Caracteristicile ploilor torenŃiale în Oltenia (VlăduŃ, 2002), Unele caracteristici ale temperaturii solului în adâncime din regiunile pericarpatice deluroase din sudul României (Bogdan, 1999), CantităŃi de precipitaŃii maxime lunare şi anuale reprezentative pentru bazinul Siretului (Vasenciuc, 2002), TendinŃa de evoluŃie a cantităŃilor de precipitaŃii şi a temperaturii aerului la unele staŃii din Bazinul Siretului (Vasenciuc, Dragotă, 2002), Caracteri-zarea pluviometrică, conform anomaliei standardizate de precipitaŃii, în contextual ultimului deceniu al secolului XX, în Dobrogea (Vasenciuc, 2002), L’évolution des phénomènes de temps sec et sécheresse dans le plateau de Dobroudja du Sud – Roumanie (Văduva, 2003), Fenomene climatice de risc din Dobrogea (Mihăilescu şi colab., 2001), Individualitatea climatică a podişului dobrogean (Bogdan, 2001), Caracteristicile climatice ale Podişului Dobrogei de Sud cu privire specială asupra fenomenelor de uscăciune şi secetă (Văduva, 2003) etc.Tot în această perioadă au existat preocupări importante pentru evidenŃierea laturei aplicative a climatologiei, legată, mai ales, de riscurile climatice care afectează toate componentele de mediu. În legătură cu acestea au apărut mai multe volume de sinteză şi anume: Riscurile climatice din România (Bogdan, Niculescu, 1999) care este primul tratat complet şi inedit de studiere a acestora sub 37

aspect conceptual, ştiinŃific şi metodologic în România; apoi Riscuri şi catastrofe (I, 2002; II, 2003), apărute sub coordonarea lui Sorocovschi, Riscul meteorologic în agricultură (Povară, 2000). De asemenea, au apărut o serie de atlase ca: România. Mediu şi reŃeaua electrică de transport (2002), România. Calitatea solurilor şi reŃeaua electrică de transport (2004). Dezvoltarea în România a unei noi direcŃii de cercetare legată de fenomenele naturale extreme, de după 1990, aspecte care se conjugă cu cele de pe plan mondial, detaliate la ConferinŃa de la Rio (1992) sub forma hazardelor şi riscurilor climatice, a produs un mare impuls asupra studierii acestor fenomene, atât pe plan mondial (multe dintre acestea fiind prezentate la Colocviile InternaŃionale ale AsociaŃiei InternaŃionale de Climatologie şi publicate în volumele acestora), cât şi naŃional (Bogdan, 2007; Bogdan, Niculescu, 1999, Bogdan, Iancu, 2002-2003, Bogdan, Marinică, 2007; amintim în context cele 6 vol. editate de V. Sorocovschi (2002-2007) intitulate Riscuri şi catastrofe, care includ astfel de fenomene din Ńară şi străinătate între care sunt prezente şi fenomenele de uscăciune şi secetă de către autori români şi străini (Moldovan, Sorocovschi, Hobâcă, 2002; Croitoru, Adina-Eliza şi colab. 2002; Hauer Eliza şi colab. 2003; Pleniceanu, Golea, 2003; Carrega, 2003; Haidu şi colab., 2003; Holobâcă, 2004; Minea, Stângă, 2004; Sorocovschi, 2005; Silleos si colab., 2007; Mihăilescu şi colab., 2007; Tudose, Moldovan, 2007 etc.). Dar, literatura de specialitate s-a îmbogăŃit foarte mult cu o serie de volume precum: Fenomene climatice de risc (Moldovan, 2003); Fenomene meteorologice extreme în Oltenia (Marinică, 2003); VariabilităŃi şi schimbări climatice (Măhăra, 2006); PrecipitaŃiile excedentare în România (Dragotă, 2006); Riscuri şi catastrofe (Sorocovski, 2002, 2003, 2004, 2005, 2006); Hazarde meteo-climatice din zona temperată geneză şi vulnerabilitate cu aplicaŃii la România (Bogdan, Marinică, 2007) etc. Din cele relatate mai înainte rezultă că în zilele noastre climatologia românească s-a conturat ca o şcoală de cercetare, cu metodologie proprie de lucru în studierea condiŃiilor climatice ale teritoriului României şi în abordarea unor probleme referitoare la implicaŃiile directe ale climatologiei în diverse ramuri de activitate economicosocială. Astăzi, climatologia este adânc ancorată în rezolvarea problemelor specifice legate de amplasarea, proiectarea şi exploatarea 38

unor obiective economice (industriale, chimice, energetice, de transporturi şi telecomunicaŃii, hidroameliorative şi de gospodărire a apelor, urbanistice, turistice etc.), în evaluarea potenŃialului climatic ca factor de producŃie (agricolă, silvică, energetică) şi ca sursă de sănătate în estimarea probabilităŃii de producere a unor fenomene meteorologice cu efecte negative asupra economiei naŃionale, în evaluarea impactului antropic asupra modificărilor climatice şi păstrării calităŃii mediului înconjurător, atât în România, cât şi în toate Ńările lumii (I.N.M.H, 1984).

39

2. FACTORII GENETICI AI CLIMEI

2.1. FACTORII RADIATIVI RadiaŃia solară reprezintă factorul climatogenetic cel mai important. Ea este principala sursă energetică a fenomenelor fizice şi geofizice care au loc în atmosfera terestră. Pe teritoriul României determinări ale regimului radiativ se fac la 9 staŃii radiometrice, respectiv: Bucureşti - AfumaŃi, ConstanŃa, Craiova, GalaŃi, Iaşi, Cluj-Napoca, Timişoara, Deva şi Poiana Braşov. Pentru o cunoaştere detaliată a climatului radiativ este necesară existenŃa unei staŃii radiometrice în fiecare regiune climatică. Pentru elaborarea acestui capitol, am folosit datele înregistrate prin măsurători sistematice pe termen lung la staŃiile radiometrice, obŃinute dintr-o sursă bibliografică şi anume BilanŃul radiativ pe teritoriul României, autor C. Oprea, în care exprimarea energiei radiante este în Wm-2 (adoptată din 1980) şi nu în cal/cm2, cum era utilizată expresia calorică a energiei (cal/cm2). Deoarece radiaŃia solară este un fenomen energetic, pentru studierea ei se folosesc mărimi şi unităŃi de măsură folosite în fizică. Intensitatea energetică a radiaŃiei emisă de o sursă corespunde noŃiunii fizice de putere radiantă, sau energie radiantă disipată în unitatea de timp. Ea se exprimă în waŃi (Perrin de Brichambaut, 1963). Pentru studierea energiei solare, termenul de intensitate se aplică la un transport de energie prin radiaŃie. Acest transport poate fi considerat fie (Oprea, 2001):
în toate direcŃiile şi atunci este vorba de puterea sursei exprimate în waŃi;
într-un fascicul luminat de radiaŃii emis de sursă într-o direcŃie dată şi transportând un anumit flux energetic pe unitatea de timp. Se poate vorbi în acest caz de intensitatea sursei în acea direcŃie exprimată în waŃi pe unitatea de unghi solid (steradian). Din această noŃiune de intensitate energetică derivă toate mărimile şi unităŃile folosite în radiometrie. 40

Dăm în continuare definiŃiile principalelor mărimi radiometrice (O.M.M, 1981):
Energia radiantă (Qe) – energia emisă, transportată sau primită sub formă de radiaŃie. Unitatea de măsură este joule (J), 1J=1W/s
Fluxul energetic (Φe) – puterea (energia pe unitatea de timp) emisă, transportată sau primită sub formă de radiaŃie: Φe =

dQe dt

Unitatea de măsură este wattul (1watt = 1J/s). El reprezintă puterea corespunzătoare dezvoltării unei energii de 1 Joule într-un timp de o secundă.
Iluminarea energetică (Le) – reprezintă fluxul energetic dΦe care pleacă de la sursă, atingând sau traversând un element de suprafaŃă dA, propagându-se într-o direcŃie definită de un con elementar conŃinând direcŃia dată de produsul unghiului solid dΩ al conului şi aria proiecŃiei ortogonale a elementului de suprafaŃă pe un plan perpendicular al direcŃiei date: Le=dΦe/dΩ dA cos Θ În care: Θ – unghiul solid format de direcŃia dată de normala elementului de suprafaŃă. Unitatea de măsură este Watt/steradian şi m2 (Wstr-1m-2). Pe lângă watt, în practica radiometrică de la noi din Ńară, se mai foloseşte o altă unitate de măsură şi anume caloria. Ea este cantitatea de căldură necesară pentru a ridica temperatura unui gram de apă cu un grad centigrad. Între unităŃile de măsură ale radiaŃiei solare există următoarele echivalenŃe (op. citată): 1 cal cm-2min-1=69.8 mWcm-1=698Wm-2 2.1.1. RadiaŃia solară directă (S) Este acea parte a radiaŃiei solare care ajunge la suprafaŃa terestră sub forma unor raze paralele provenite direct de la Soare.

41

2.1.1.1. VariaŃia diurnă şi anuală În cursul unei zile, radiaŃia solară directă creşte, începând cu momentul răsăritului până la momentul trecerii Soarelui la meridianul locului, când devine maximă (acesta este mersul zilnic ante-meridian (a.m.)). În partea a doua a zilei, radiaŃia solară scade până la momentul apusului (este mersul post-meridian (p.m.)).Această variaŃie este aceeaşi indiferent de lunile anului, aşa cum rezultă din tabelul 2.1. şi 2.2. În luna decembrie,luna solstiŃiului de iarnă, când se ating cele mai mici înălŃimi ale Soarelui din întreg anul, radiaŃia solară directă are valori cuprinse între 426 Wm-2 (Timişoara) şi 621 Wm-2 (ConstanŃa). La ora 9 valorile radiaŃiei solare directe sunt mai mari decât cele de la ora 15 (tabel 2.1.). În luna iunie, luna solstiŃiului de vară, radiaŃia solară directă are valori cuprinse între 796 Wm-2 (ConstanŃa) şi 670 Wm-2 (Deva), la ora 12. Şi în această lună, se observă că, valorile de la ora 9 sunt mai mari decât cele de la ora 15, cauza fiind transparenŃa atmosferei în prima parte a zilei şi impurificarea acesteia în cea de-a doua. În cursul anului, cele mai mari valori ale radiaŃiei solare directe se produc în luna iunie (luna cu cele mai mari valori ale înălŃimii Soarelui, când traseul optic străbătut de razele solare prin atmosferă este cel mai scurt). În această lună, la toate staŃiile cu excepŃia staŃiei Deva, Timişoara şi Craiova, radiaŃia solară directă depăşeşte 700 Wm-2, la ora 12 (tabel 2.2.). Cele mai mici valori din an, ale radiaŃiei solare directe, se produc în luna decembrie. În această lună, intensitatea radiaŃiei solare directe este cuprinsă între 400 şi 600 Wm-2, în orele amiezii (Iaşi 509 Wm-2, Bucureşti 544 Wm-2, Craiova 572 Wm-2, Cluj-Napoca 468 Wm-2, Deva 440 Wm-2) şi depăşeşte această valoare pe litoral (ConstanŃa 621 Wm-2).

42

Tabel 2.1. VariaŃia diurnă a intensităŃii radiaŃiei solare directe pe suprafaŃă normală la staŃiile din România (Wm-2), în luna decembrie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Deva Timişoara GalaŃi Bucureşti Craiova ConstanŃa Poiana Braşov

9 335 300 300 328 349 391 391 405 402

12 509 468 440 426 496 572 572 621 572

15 321 300 258 279 363 377 377 349 398

Tabel 2.2. VariaŃia diurnă a intensităŃii radiaŃiei solare directe pe suprafaŃă normală la staŃiile din România (Wm-2), în luna iunie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Deva Timişoara GalaŃi Bucureşti Craiova ConstanŃa Poiana Braşov

6 419 363 279 482 314 475 328 335 -

9 684 656 565 614 610 705 565 733 648

12 775 726 670 684 718 768 684 796 777

15 684 691 621 600 606 684 614 712 677

18 370 384 286 328 293 377 321 265 -

În regiunile înalte (Poiana Braşov) cele mai mari valori medii anuale ale radiaŃiei solare directe sunt caracteristice lunilor ianuarie şi februarie când, la amiază, se depăşesc 800 Wm-2. În această perioadă marile înălŃimi sunt mult mai însorite, aerul de aici este foarte curat şi cu umiditate scăzută, ceea ce îl face deosebit de transparent, faŃă de regiunile joase afectate de fenomenele care însoŃesc inversiunile termice, frecvente în această perioadă (Oprea, 2001). În lunile de vară, radiaŃia solară directă este cuprinsă între 777 Wm-2 în iunie şi 754 Wm-2 în august. Cele mai mici valori, din cursul anului, sunt înregistrate în lunile decembrie şi martie. 43

2.1.1.2. Valorile extreme absolute Maximele absolute ale radiaŃiei solare directe se produc în lunile sezonului cald, la momentul amiezii adevărate, atunci când înălŃimile Soarelui ating valorile maxime (Oprea, 2001). În perioada martie-mai, din cauza invaziilor maselor de aer arctic valorile extreme absolute sunt mai mari de 1000 Wm-2 (în luna martie s-au înregistrat la Cluj-Napoca 1033 Wm-2 şi la Iaşi 1019 Wm-2, iar în luna aprilie, la ConstanŃa 1012 Wm-2). Minimele absolute ale radiaŃiei solare directe se produc, de obicei, în orele de la începutul şi sfârşitul zilei, valorile lor oscilând între 40 Wm-2 şi 200 Wm-2 pentru zonele joase şi între 100 şi 300 Wm-2 pentru zonele înalte. 2.1.2. RadiaŃia solară difuză (D) Este parte a radiaŃiei solare directe, radiaŃie care în drumul ei prin atmosferă suferă pe lângă procesul de absorbŃie şi un fenomen de difuziune (împrăştiere) prin reflexie şi refracŃie. RadiaŃia solară difuză depinde de opacitatea atmosferei şi de gradul de acoperire cu nori a bolŃii cereşti. Ea ajunge la suprafaŃa terestră din toate punctele bolŃii cereşti. 2.1.2.1. VariaŃia diurnă şi anuală Asemănător radiaŃiei solare directe şi radiaŃia solară difuză are un mers ascendent în prima parte a zilei şi unul descendent în partea a doua până la momentul apusului. Maximul se atinge, de obicei, la amiaza adevărată. Acest mers este valabil pentru orice moment din an, diferind numai intensitatea sau amplitudinea fenomenului. În luna decembrie, valorile medii orare ale radiaŃiei solare difuze variază între 35 şi 63 Wm-2 la Iaşi şi respectiv Craiova şi Poiana Braşov, la ora 9; între 105 şi 137 Wm-2 la GalaŃi şi respectiv Poiana Braşov, la orele amiezii; la ora 15, acestea variază între 42 Wm-2 la Iaşi şi 77 Wm-2 la Poiana Braşov (tabel 2.3.).

44

Tabel 2.3. VariaŃia diurnă a intensităŃii medii multianuale a radiaŃiei solare difuze pe suprafaŃă orizontală la staŃiile din România (Wm-2), în luna decembrie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Deva Timişoara GalaŃi Bucureşti Craiova ConstanŃa Poiana Braşov

9 35 49 49 49 49 56 63 48 63

12 118 126 113 112 105 118 112 105 137

15 42 49 63 49 49 56 63 45 77

În luna iunie, valorile medii orare ale radiaŃiei solare difuze variază între 258 Wm-2 şi 363 Wm-2 la Poiana Braşov (tabel 2.4.), la amiază. La ora 6 valoarea cea mai ridicată s-a înregistrat la Timişoara (100 Wm-2), la orele 9 şi 15 la Poiana Braşov (307 respectiv 286 Wm-2), iar la ora 18 la Iaşi, Cluj-Napoca, GalaŃi şi Bucureşti (98 Wm-2). În cursul anului, radiaŃia solară difuză prezintă un maxim, în lunile mai-iunie şi un minim, în luna decembrie. Valorile radiaŃiei solare difuze cresc brusc din luna minimului anual (decembrie) către cea a maximului anual (iunie), după care descresc lent. Putem concluziona că, în orele amiezii, valorile radiaŃiei solare difuze sunt mai mari în prima parte a anului decât în partea a doua a acestuia. Tabel 2.4. VariaŃia diurnă a intensităŃii radiaŃiei solare directe pe suprafaŃă normală la staŃiile din România (Wm-2), în luna iunie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Deva Timişoara GalaŃi Bucureşti Craiova ConstanŃa Poiana Braşov

6 98 98 89 100 91 98 77 98 -

9 251 251 258 216 237 230 216 223 307

12 286 300 293 286 300 279 279 258 363

15 246 244 272 230 249 244 244 216 286

18 98 98 87 91 98 98 91 84 45

Mersul diurn şi anual al radiaŃiei solare difuze se explică prin faptul că aceasta este o fracŃiune din radiaŃia solară directă dispersată în toate direcŃiile în urma proceselor de difuziune prin atmosferă (Oprea, 2001). RadiaŃia solară difuză variază în funcŃie de unghiul de înălŃime al Soarelui (cu cât acesta este mai mare, cu atât valorile radiaŃiei solare difuze cresc mai mult) şi de starea optică a atmosferei (valorile radiaŃiei solare difuze sunt mai mari ziua, la amiază şi vara când opacitatea atmosferei este mai mare; valorile mici ale radiaŃiei solare difuze din perioada toamnă-iarnă sunt explicate prin valorile mici ale opacităŃii atmosferei). 2.1.2.2. Valorile extreme absolute Valorile maxime absolute ale radiaŃiei solare difuze depăşesc 600 Wm-2, în lunile de vară (iunie-iulie), în condiŃiile în care cerul este parŃial acoperit de nori, de tip Altocumulus şi Altostratus. Valorile minime absolute se produc la extremităŃile zilei sau în cazul cerului acoperit complet de nori ce produc precipitaŃii (Oprea, 2001). 2.1.3. RadiaŃia solară globală (Q) Reprezintă suma radiaŃiei solare directe şi difuze considerate pe suprafeŃe orizontale. Aceasta, depinde de unghiul de înălŃime al Soarelui şi de variaŃia celor două componente (radiaŃia solară directă şi radiaŃia solară difuză). În zilele senine, aportul principal în valorile radiaŃiei solare globale îl are radiaŃia solară directă, iar în zilele noroase radiaŃia solară difuză. 2.1.3.1. VariaŃia diurnă şi anuală a radiaŃiei globale RadiaŃia solară globală se caracterizează printr-o creştere continuă în prima parte a zilei urmat de inversul acesteia în a doua partea a zilei. Acest mers este valabil pentru tot timpul anului, ceea ce diferă este intensitatea fenomenului. Astfel, în luna decembrie, atunci când valorile unghiului înălŃimii Soarelui deasupra orizontului sunt foarte mici, intensitatea radiaŃiei solare globale, la orele amiezii, are valori cuprinse între 154 Wm-2 46

la Iaşi şi 258Wm-2 la Poiana Braşov (tabel 2.5.). La ora 9, valorile radiaŃiei solare difuze sunt cuprinse între 49 (Iaşi şi Deva) şi 93 (Poiana Braşov), în timp ce, la ora 15 (în partea a doua a zilei) variază între 56 Wm-2 (Iaşi) şi 112 Wm-2 (Poiana Braşov). În luna iunie, cele mai mari valori ale radiaŃiei solare globale, la amiază, sunt înregistrate la ConstanŃa (803 Wm-2), iar cele mai mici la Deva (684 Wm-2), (tabel 2.6.). În cursul anului valorile radiaŃiei solare globale se dispun simetric faŃă de lunile iunie şi iulie. Cele mai mici valori anuale ale radiaŃiei solare globale, la amiază, se produc în luna decembrie (154 Wm-2 la Iaşi; 161 Wm-2 la Cluj-Napoca; 154 Wm-2 la Deva; 168 Wm-2 la Timişoara; 258 Wm-2 la Poiana Braşov; 181 Wm-2 la GalaŃi; 188 Wm-2 la Bucureşti; 180 Wm-2 la Craiova şi 195 Wm-2 la ConstanŃa) când valorile unghiului înălŃimii Soarelui deasupra orizontului sunt cele mai mici. Cele mai mari valori ale fluxului radiaŃiei solare globale, la amiază, se produc în lunile iunie-iulie (719 Wm-2 la Iaşi; 691 Wm-2 la Cluj-Napoca; 726 Wm-2 la Deva; 740 Wm-2 la Timişoara; 775 Wm-2 la Poiana Braşov; 719Wm-2 la GalaŃi; 768 Wm-2 la Bucureşti-AfumaŃi; 740 Wm-2 la Craiova şi 831Wm-2), când înălŃimea Soarelui atinge valorile maxime din an. Tabel 2.5. VariaŃia diurnă a intensităŃii medii multianuale a radiaŃiei solare globale pe suprafaŃă orizontală la staŃiile din România (Wm-2), în luna decembrie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Deva Timişoara GalaŃi Bucureşti Craiova ConstanŃa Poiana Braşov

9 49 63 49 63 56 91 70 77 93

12 154 161 154 168 181 180 188 195 258

15 56 63 63 63 63 84 70 77 112

47

Tabel 2.6. VariaŃia diurnă a intensităŃii medii multianuale a radiaŃiei solare globale pe suprafaŃă orizontală în România (Wm-2), în luna iunie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Deva Timişoara GalaŃi Bucureşti Craiova ConstanŃa Poiana Braşov

6 161 161 126 154 140 125 161 161 -

9 565 565 530 551 551 558 579 628 461

12 703 691 684 733 705 726 740 803 721

15 544 496 496 551 489 530 530 621 496

18 154 161 140 140 122 132 140 133 -

2.1.3.2. Valorile extreme absolute Valorile maxime absolute ale radiaŃiei solare globale se produc pe timp senin, cu o atmosferă foarte transparentă atunci când valorile opacităŃii atmosferei sunt foarte mici (Oprea, 2001).Valorile maxime absolute, în lunile de vară (iunie-iulie) ating peste 1000 Wm-2 (1152 Wm-2 la Iaşi, 1159 Wm-2 la Cluj-Napoca, 1035 Wm-2 la Deva, 1096 Wm-2 la Timişoara, 1180 Wm-2 la Bucureşti, 1124 Wm-2 la ConstanŃa şi 1137 Wm-2 la Poiana Braşov). 2.1.4. RadiaŃia reflectată (Rs) Este parte din radiaŃia solară directă şi difuză care este reflectată de suprafaŃa terestră spre atmosferă. Valoarea ei depinde de albedoul suprafeŃei active, de structura fluxului radiaŃiei globale şi de caracteristicile fizice ale stratelor inferiore ale atmosferei. 2.1.4.1. VariaŃia diurnă şi anuală a radiaŃiei reflectate RadiaŃia solară reflectată, prezintă un mers ascendent de la răsăritul Soarelui până la ora 12 şi unul descendent până la apusul astrului pe bolta cerească. În luna decembrie, la ora 12, cea mai ridicată valoare a radiaŃiei reflectate a fost atinsă la Poiana Braşov (167 Wm-2), iar cea mai coborâtă la ConstanŃa (49 Wm-2), (tabel 2.7.). 48

Tabel 2.7. VariaŃia diurnă a fluxului mediu multianual al radiaŃiei solare reflectate (Wm-2), în luna decembrie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Timişoara Bucureşti ConstanŃa Poiana Braşov

6 -

9 21 28 21 28 21 42

12 70 77 56 63 49 167

15 21 28 21 21 21 69

18 -

În luna iunie, valorile radiaŃiei reflectate sunt mult mai mari decât cele din decembrie ca urmare a creşterii intensităŃii radiaŃiei incidente şi a schimbării caracteristicilor suprafeŃei terestre. Cele mai mici valori, la ora 12, sunt înregistrate la ConstanŃa şi Timişoara (126 Wm-2), iar cea mai mare la Poiana Braşov (176 Wm-2), (tabel 2.8.). Raportul procentual dintre radiaŃia reflectată şi cea incidentă poartă numele de albedou (WMO, 1982). 2.1.4.2. Albedoul Albedoul depinde de natura şi caracteristicile fizice ale suprafeŃei active subiacente, tipurile de soluri şi de vegetaŃie, fazele fenologice, gradul de umezeală, existenŃa stratului de zăpadă, dar şi de unghiul de înălŃime al Soarelui deasupra orizontului şi de unghiul de incidenŃă al radiaŃiei solare. Tabel 2.8. VariaŃia diurnă a fluxului mediu multianual al radiaŃiei solare reflectate (Wm-2), în luna iunie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Timişoara Bucureşti ConstanŃa Poiana Braşov

6 35 42 56 35 42 -

9 112 112 91 112 112 119

12 147 133 126 133 126 176

15 112 108 91 105 108 133

18 35 40 48 21 35 -

49

În tabelul 2.9. sunt prezentate valori ale albedoului diverselor suprafeŃe. Se observă că cea mai mare capacitate de reflexie o are zăpada proaspătă, pe vreme geroasă. De asemenea, valori ridicate ale albedoului prezintă şi terenurile nisipoase şi suprafeŃele uscate. Solul acoperit cu vegetaŃie are o capacitate de reflexie mai mare decât solul descoperit. Albedoul covorului vegetal depinde de speciile componente şi de anotimp. Pădurile de răşinoase (brad şi molid), reflectă mai puŃin (10-15%) decât cele de foioase (15-25%). Albedoul suprafeŃelor acvatice este în jur de 6-7%, fiind mult mai mic decât al suprafeŃelor terestre. Făcând o comparaŃie cu hărŃile vegetaŃiei şi solurilor, regiunile muntoase şi dealurile înalte (acoperite majoritar cu pădure) sunt zonele cu valori ale albedoului mai mari decât regiunile joase de câmpie (predominant cu sol descoperit), (Oprea, 2001). Valorile albedoului în regiunile montane acoperite cu strat de zăpadă sunt mai ridicate decât cele ale regiunilor de câmpie unde acesta poate lipsi, în cazul iernilor blânde. Valorile cele mai mici ale albedoului, din perioada de iarnă, se ating pe litoral, unde stratul de zăpadă are grosimi mici sau poate lipsi cu desăvârşire. 2.1.4.3. RadiaŃia absorbită Reprezintă cantitatea de energie solară preluată de suprafaŃa activă şi transformată în energie calorică. Ea este condiŃionată de altitudine, din cauza creşterii nebulozităŃii şi a reducerii cantităŃii de radiaŃie totală primită. De asemenea, valorile radiaŃiei absorbite depind de natura şi caracteristicile suprafeŃei active. Valorile medii ale radiaŃiei absorbite prezintă un mers diurn şi anual asemănător cu cel al radiaŃiei solare globale (tabel 2.10.). Tabel 2.9. Albedoul diferitelor suprafeŃe active (Marcu, 1983) Felul suprafeŃei active Soluri mobilizate umede Soluri mobilizate uscate Argilă, loess, marnă umedă Argilă uscată Nisip FâneŃe, pajişti alpine 50

A(%) 5-14 12-20 14-18 22-24 25-40 17-21

Culturi de graminee Păduri de foioase, vara Păduri de răşinoase Zăpadă proaspătă, vreme geroasă Zăpadă veche, în curs de topire Iarbă uscată Iarbă verde Frunze galbene, toamna

10-25 15-25 10-15 80-85 35-50 19 26 33-48

Tabel 2.10. Valorile medii multianuale ale fluxului radiaŃiei absorbite (Wm-2), în luna decembrie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Timişoara Bucureşti ConstanŃa Poiana Braşov

6 -

9 28 35 42 42 56 51

12 84 105 105 126 146 91

15 35 35 42 49 56 43

18 -

În luna decembrie, la amiază, valorile radiaŃiei absorbite sunt de 146 Wm-2 la ConstanŃa, 126 Wm-2 la Bucureşti, 105 Wm-2la ClujNapoca şi Timişoara, 91 Wm-2 la Poiana Braşov şi 84 Wm-2 la Iaşi (tabel 2.10.). În luna iunie, valorile cresc, urmare a creşterii fluxurilor radiative incidente (radiaŃia globală). La orele 9 şi 15, fluxul radiaŃiei absorbite variază între 342 Wm-2 (Poiana Braşov) şi 524 Wm-2 (ConstanŃa), (tabel 2.11.). VariaŃia anuală a fluxului radiativ absorbit se aseamănă cu cea a radiaŃiei solare globale (Oprea, 2001). Acestea înregistrează un minim principal iarna şi un maxim principal vara. Cantitatea de radiaŃie absorbită este minimă, la momentul solstiŃiului de iarnă, atunci când şi fluxul incident este minim, iar radiaŃia reflectată atinge valorile cele mai mari din an, ca urmare a persistenŃei stratului de zăpadă (Oprea, 2001).

51

Tabel 2.11. Valorile medii multianuale ale fluxului radiaŃiei absorbite (Wm-2), în luna iunie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Timişoara Bucureşti ConstanŃa Poiana Braşov

6 126 119 98 126 119 -

9 454 454 461 468 517 342

12 586 558 607 607 677 545

15 433 398 461 426 524 363

18 119 126 112 112 98 -

2.1.5. BilanŃul radiativ (B) SuprafaŃa terestră primeşte căldură prin absorbŃia radiaŃiei solare. În acelaşi timp pierde o parte din căldura acumulată prin emisie de radiaŃie. DiferenŃa dintre radiaŃia absorbită şi cea pierdută poartă numele de bilanŃ radiativ (B). În ecuaŃia bilanŃului de radiaŃie intră următoarele fluxuri de radiaŃie: B = S sin ho + D - Rs + Ea – Rl - Ep unde: B = bilanŃul radiativ; S = radiaŃia solară directă pe suprafaŃă normală; ho = unghiul de înălŃime al Soarelui deasupra orizontului; D = radiaŃia solară difuză; Rs = radiaŃia solară reflectată de undă scurtă; Ea = radiaŃia emisă de atmosferă de undă lungă; Rl = radiaŃia reflectată de undă lungă; Ep = radiaŃia de undă lungă emisă de suprafaŃa terestră. BilanŃului radiativ prezintă o importanŃă deosebită, de valorile lui sunt legate distribuŃia temperaturilor la sol şi în stratul de aer din vecinătate, calculul evaporaŃiei şi topirii zăpezii, prevederea îngheŃurilor şi ceŃurilor de radiaŃie (Oprea, 2001).

52

2.1.5.1. VariaŃia diurnă a bilanŃului radiativ BilanŃul radiativ prezintă un mers diurn şi anual specific latitudinilor medii. El are un mers crescător antemeridian şi descrescător postmeridian, atingând valoarea maximă la orele amiezii (tabel 2.12., 2.13.). Fluxul nocturn al bilanŃului radiativ este negativ, în tot timpul anului, deoarece, noaptea, fluxul descendent de radiaŃie provenit de la Soare este nul, singura componentă fiind numai radiaŃia ascendentă emisă de suprafaŃa terestră. În luna decembrie, când unghiul înălŃimii Soarelui deasupra orizontului are valori mici, iar durata nopŃii este mai mare decât cea a zilei, bilanŃul radiativ are valori negative la orele 6 şi 18 (tabel 2.12.). În luna iunie, când unghiul înălŃimii Soarelui deasupra orizontului are valori mari, iar durata zilei este mai mare decât cea a nopŃii, valorile bilanŃului radiativ au un mers ascendent până la momentul amiezii, când ating valoarea maximă şi unul descendent în continuare (tabel 2.13.). Tabel 2.12. Fluxul mediu multianual al bilanŃului radiativ total (W m-2) la staŃiile radiometrice din România, luna decembrie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Timişoara Bucureşti ConstanŃa Craiova

0 -14 -21 -14 -28 -35 -28

6 -14 -21 -21 -21 -28 -21

9 14 7 14 21 28 35

12 56 70 56 91 112 119

15 7 7 14 21 21 35

18 -4 -21 -21 -28 -28 -28

Tabel 2.13. Fluxul mediu multianual al bilanŃului radiativ total (W m-2) la staŃiile radiometrice din România, luna iunie (Oprea, 2001) StaŃia/ora Iaşi Cluj-Napoca Timişoara Bucureşti ConstanŃa Craiova

0 -28 -42 -35 -42 -49 -42

6 63 63 168 56 49 56

9 363 349 363 377 398 391

12 524 447 503 496 537 482

15 349 307 349 335 335 363

18 56 56 56 42 28 56 53

2.2. CIRCULAłIA GENERALĂ A ATMOSFEREI

Aceasta reprezintă factorul dinamic al genezei climei unei regiuni geografice. CirculaŃia generală a atmosferei ia naştere sub influenŃa bilanŃului radiativ neomogen, de la diferite latitudini, pe uscat şi pe mare. De asemenea, mişcarea de rotaŃie a Pământului şi neomogenitatea suprafeŃei subiacente o influenŃează mult, dându-i un caracter complex şi schimbător. Tocmai în aceasta constă dinamismul pe care circulaŃia generală a atmosferei îl imprimă climei unei regiuni (Stoenescu, 1960). 2.2.1. Tipuri de circulaŃie Cercetările privind circulaŃia aerului pe teritoriul României au pus în evidenŃă patru tipuri principale (Topor, Stoica, 1965; Farcaş, 1983; Măhăra, 1979; Geografia României, 1983): circulaŃia vestică, circulaŃia polară, circulaŃia tropicală şi circulaŃia de blocare. 2.2.1.1. CirculaŃia zonală de vest Are o frecvenŃă de 45% din totalul cazurilor şi reprezintă tipul dominant de circulaŃie pentru Ńara noastră. Aceasta are o mare persistenŃă, atât în perioada caldă, cât şi în cea rece a anului şi poate dura mai multe zile în şir. Ea are loc în condiŃiile persistenŃei unui câmp de mare presiune atmosferică deasupra părŃii de sud a continentului şi a unei zone depresionare în regiunile nordice. Pentru teritoriul României, situaŃiile cu circulaŃie vestică determină ierni blânde, în cursul cărora predomină precipitaŃiile sub formă de ploaie şi veri cu o mare variabilitate în aspectul vremii şi un grad accentuat de instabilitate, mai ales în nordul Ńării. 2.2.1.2. CirculaŃia polară Reprezintă 30% din cazuri, fiind generată, de obicei, de dezvoltarea şi extinderea către Islanda, a Anticiclonului Azorelor, care capătă astfel un caracter dinamic. În aceste condiŃii deasupra Europei au loc deplasări de aer polar din nord-vest spre sud-est. Pentru România acest tip de circulaŃie provoacă răcirile de primăvară-vară şi toamnă, nebulozitate accentuată şi precipitaŃii abundente. 54

2.2.1.3. CirculaŃia tropicală Reprezintă numai 15% din cazuri şi asigură transportul excesului de căldură din regiunile tropicale spre cele polare, pe direcŃia sudvest, când transportă aer cald mediteranean, sau sud-est, când transportă aer fierbinte uscat continental. În perioada rece a anului, transportul aerului cald din nordul Africii peste România, prin intermediul ciclonilor mediteraneeni, determină apariŃia iernilor blânde, şi de multe ori contribuie la căderea unor cantităŃi ridicate de precipitaŃii. Vara transportul de aer fierbinte din sud-est determină vreme frumoasă şi deosebit de călduroasă şi secetoasă. 2.2.1.4. CirculaŃia de blocare Se produce atunci când deasupra continentului european se instalează un regim de presiune ridicată ce împiedică perturbaŃiile ciclonice să pătrundă spre părŃile centrale şi de sud-est ale acestuia. În acest timp, regiunile centrale şi de sud-est se găsesc într-un câmp de presiune atmosferică ridicată, cu vreme frumoasă, călduroasă şi secetoasă, cu cer mai mult senin. Vara vremea este închisă şi umedă, iar iarna cu precipitaŃii neînsemnate. 2.2.2. Masele de aer Tipurile de circulaŃie descrise mai sus aduc deasupra teritoriului României mase de aer cu proprietăŃi şi caracteristici deosebite (Bogdan, 1980). Masele de aer polar maritim (mp), aduse de circulaŃia vestică şi polară, au cea mai mare frecvenŃă la latitudinea Ńării noastre. Formându-se deasupra unor vaste întinderi oceanice sunt bogate în umezeală. În cursul anului au o frecvenŃă mare în semestrul cald, când produc nebulozitate şi precipitaŃii (maximul de precipitaŃii de la sfârşitul primăverii, începutul verii şi ploile de vară). Fiind bogate în umezeală, dar în acelaşi timp sărace în suspensii, aceste mase de aer sunt mai transparente pentru radiaŃia solară. Maximele radiative de vară se produc, de regulă, în astfel de mase de aer. Trebuie avut în vedere că nebulozitatea frontală, ce însoŃeşte pasajul unor astfel de mase de aer, poate reduce valorile de radiaŃie la nivel minim, chiar în plină vară. 55

Masele de aer continental polar (cp), generate de activitatea anticiclonilor siberian şi scandinav, pătrund din direcŃia nord, nord-est şi nord-vest. Sunt mase de aer reci, uscate şi stabile, caracterizate prin temperaturi foarte scăzute la limita inferioară şi produc frecvent inversiuni termice şi uneori o pătură noroasă la nivelul superior al inversiunii. Cea mai mare frecvenŃă a lor este remarcată în sezonul rece, lunile de iarnă, când produc minimele de temperatură din ianuariefebruarie. Fiind uscate şi sărace în pulberi, aceste mase de aer sunt foarte transparente pentru radiaŃia solară. ExistenŃa inversiunilor termice face ca valorile parametrilor radiativi din regiunile înalte, situate deasupra stratului de nori să atingă valori maxime, în timp ce în regiunile joase aceştia să atingă valori minime. Masele de aer tropical (T), sunt transportate de anticiclonul nord-african şi ciclonii mediteraneeni. Au temperaturi ridicate şi sunt, în general, uscate. FrecvenŃa cea mai mare o au vara în lunile iunieiulie, când determină fenomene de însorire, uscăciune şi secetă. Aceste mase de aer produc maximele absolute ale temperaturii aerului, dar şi convecŃii foarte puternice, însoŃite de averse şi grindină. Deoarece ele se formează sau cantonează pe teritoriul Arabiei şi Saharei aceste mase de aer se impurifică, uneori foarte puternic cu pulberi, pe care le transportă până aici, ducând la impurificarea atmosferei şi la creşterea opacităŃii acesteia. Pentru a avea o imagine mai detaliată privind frecvenŃa diverselor tipuri de mase de aer care determină caracteristicile meteoclimatice, pe teritoriul României, redăm următoarele tabele (tabel 2.14., 2.15.). Se confirmă faptul că masele de aer polar aduse de circulaŃiile vestice au frecvenŃa cea mai mare pe teritoriul României, ele acŃionând preponderent în sezonul cald. Tabel 2.14. FrecvenŃa maselor de aer deasupra Bărăganului (%),(Bogdan, 1980) Mas XII mp 3.9 mpv 21.3 cp 33.8 kp 16.1 P→T 11.3 T 13.6 56

I 4.5 28.1 20.9 31.0 9.0 6.5

II 4.3 33.3 21.9 23.8 7.8 8.9

III 4.2 34.5 26.5 12.9 11.3 10.6

IV 3.3 31.7 24.3 4.7 17.7 18.3

V 3.3 38.4 26.1 1.6 14.2 16.4

VI 5.0 33.7 25.0 0.0 10.7 25.6

VII 3.0 36.7 24.2 0.0 11.6 24.5

VIII 4.5 33.5 30.3 0.4 11.3 20.2

IX 5.0 26.3 41.0 1.3 9.0 17.4

X 3.9 25.2 50.6 2.6 7.4 10.0

XI 4.8 27.8 27.7 8.0 14.7 16.9

An 4.1 30.9 29.4 8.5 11.3 15.8

Tabel 2.15. FrecvenŃa maselor de aer deasupra părŃii central-vestice a României (%) Mas XII I II III IV V VI VII VIII IX X XI An mp 1.0 1.2 1.1 0.6 0.6 0.5 1.3 1.4 1.3 0.6 1.1 1.1 11.8 mpv 2.5 2.7 2.9 3.4 4.4 4.3 4.2 3.3 2.5 2.7 4.3 3.0 40.2 cp 3.6 2.4 2.3 2.8 2.7 2.3 2.3 1.9 3.5 5.0 1.9 2.9 33.5 kp 1.2 1.0 1.4 0.5 0.0 0.1 0.0 0.0 0.1 0.1 0.6 1.0 6.0 P→T 0.2 0.1 0.1 0.6 0.4 0.4 0.5 0.7 0.4 0.2 0.2 0.2 0.4 mT 0.0 0.2 0.6 0.2 0.2 0.7 0.1 0.2 0.3 0.0 0.2 0.2 2.9 mA 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 0.0 0.1 0.0 0.0 0.0 0.0 0.2 CT 0.0 0.0 0.0 0.0 0.2 0.1 0.2 0.7 0.2 0.0 0.0 0.0 1.4 Sursa: Mihai Elena, 1975: (mp-mase de aer polar; mpv - aer polar maritim vechi;cp-aer continental polar; kp-aer continental polar (arctic); P→T-aer polar transformat în tropical; T-aer tropical; mT-aer maritim tropical; CT-aer continental tropical; mA-aer maritim arctic)

Există însă şi diferenŃieri teritoriale destul de pronunŃate în zonele intra şi extra-carpatice. FrecvenŃa aerului polar este mai mare în centrul şi vestul Ńării faŃă de sud, sud-est. Apoi frecvenŃa maselor de aer tropical este mai mare în exteriorul CarpaŃilor faŃă de vestul Ńării. 2.2.3. Centri barici de acŃiune EvoluŃia vremii şi climei pe teritoriul României este condiŃionată de activitatea unor centri barici permanenŃi sau sezonieri care au primit, în meteorologia clasică, denumirea de centri de acŃiune atmosferică. La nivelul Europei au fost stabiliŃi patru centri principali (Anticiclonul Azoric, Ciclonul Islandez, Anticiclonul Est–European, Ciclonii Mediteraneeni) şi patru centri secundari (Anticiclonul Groenlandez, Anticiclonul Scadinav, Anticiclonul Nord–African şi Ciclonul Arab). Niciunul dintre aceşti centri nu îşi are aria de formare în regiunea Ńării noastre, iar pentru evoluŃia vremii sunt importante prelungirile acestor centri (talveguri, dorsale), precum şi ciclonii şi anticiclonii mobili desprinşi din nucleele principale.

57

2.2.3.1. Anticiclonul Azoric, de natură termodinamică, are ponderea cea mai mare în evoluŃia fenomenelor atmosferice de pe teritoriul Ńării noastre. Acest maxim barometric acŃionează, la noi în tot cursul anului, cu frecvenŃa cea mai mare în sezonul cald (aprilieseptembrie), mai ales în iunie şi iulie când determină timp răcoros, nebulozitate ridicată şi precipitaŃii mai ales în centrul şi vestul Ńării. Acesta antrenează la periferia sa sudică, cicloni oceanici care determină maximul pluviometric anual din Ńară. FrecvenŃa cea mai mică o are toamna, în octombrie, când începe să alterneze cu Depresiunea Islandeză (Clima PRP, I, 1962; Topor, Stoica, 1965). Neavând o frecvenŃă zilnică şi acŃionând îndeosebi în perioada caldă a anului, acesta este considerat un centru baric semipermanent. Iarna, produce dezgheŃuri bruşte, iar activitatea sa se reduce în favoarea circulaŃiei de est şi nord-est. 2.2.3.2. Ciclonul Islandez este foarte extins şi activ iarna, când poate ocupa integral nordul Oceanului Atlantic, atingând uneori adâncimea ciclonilor tropicali (960 mb), ca urmare a deplasării spre sud a Anticiclonului Azoric. Uneori dezvoltă cicloni pe marea Mediteraneană care ajung până în regiunea de studiu. Vara se retrage spre nord, iar activitatea sa este mai redusă deasupra României. 2.2.3.3. Anticiclonul Est–European, de origine termică, cu caracter semipermanent, acŃionează cu precădere asupra părŃii de est şi sud-est a României. El se manifestă iarna prin advecŃii de aer rece şi uscat, absenŃa nebulozităŃii, scăderi accentuate de temperatură. În contact cu ciclonii mediteraneeni care transportă aer umed şi cald, determină viscole violente puternice şi ninsori abundente, mai ales în sud-estul României. Vara, masele de aer din nord şi nord-est sunt, de asemenea, uscate, dar calde, prezentând un pericol mai ales pentru culturile agricole şi produc secete intense. 2.2.3.4. Ciclonii mediteraneeni şi pontici. Frontogeneza de coastă a Mării Negre. Ciclonul mediteranean este un ciclon semipermanent care se formează în bazinul occidental sau central al Mării Mediterane, pe frontul creat de pătrunderea aerului polar peste vestul şi centrul Europei, la contactul cu aerul cald tropical (Geografia României, vol. I, 1983). Cel mai frecvent ciclonul mediteranean se formează prin pătrunderea aerului polar din Europa de nord, prin estul 58

unei dorsale de altitudine, situate în estul Oceanului Atlantic sau vestul Europei; în al doilea rând, fiind format de ciclonii proveniŃi din nordul Atlanticului, se regenerează în zona mediteraneană. Regenerările ciclonilor nord-africani în această arie, sunt mai rar întâlnite (Topor, Stoica, 1965). Ciclonul mediteranean este prezent în medie, în zona de formare, în 41% din zilele anului. De regulă se conturează în septembrie, atinge un prim maxim în octombrie, se restrânge şi migrează spre sud în decembrie–ianuarie, datorită intensificării anticiclonilor azoric şi est-european. Se intensifică şi se extinde în februarie când migrează spre nord–vest, în martie scade ca intensitate şi extindere şi migrează în nordul Mării Adriatice. FrecvenŃa maximă lunară este înregistrată în aprilie (47%), iar cea minimă în iulie (31%). Nu este un ciclon intens, intensitatea medie anuală fiind de doar 1012 mb, foarte rar ajunge la 990 mb, de aceea, pe timpul semestrului cald, nici nu se distinge pe hărŃile barice medii lunare (Topor, Stoica, 1965).Ciclonii mediteraneeni sunt singurele formaŃiuni barice de talie euro-atlantică aducătoare de precipitaŃii consistente în regiunile extracarpatice, sudice şi de răsărit, ale României (Bordei, Căpşună, 2000). În afara ciclonilor mediteraneeni cu evoluŃie normală, vremea în România mai este influenŃată şi de ciclonii mediteraneeni cu evoluŃie „retrogradă” sau de către ciclonii care se formează chiar deasupra Mării Negre. Deşi posibilitatea formării lor există în tot cursul anului (5-8 cazuri anual),(StruŃu,1966) frecvenŃa maximă este în semestrul rece, de obicei la începutul şi sfârşitul acestuia. Ca urmare a activităŃii lor se produce înrăutăŃirea apreciabilă a vremii însoŃită de precipitaŃii abundente sub formă de ploi torenŃiale, vânt tare, căderi de grindină etc. Cei mai intenşi sunt cei ai căror traseu retrograd traversează Marea Neagră, unde retrogradează. DirecŃia retrogradă, spre nord şi nord-est, este produsă de existenŃa în estul şi nord-estul Mării Negre a unui câmp de presiune ridicată. Aşezarea sectoarelor de aer cald şi aer rece este în cazul acestor cicloni, inversă faŃă de amplasamentul normal (Bordei–Ion Ecaterina, 1983). Ciclogeneza pontică şi frontul de coastă al Mării Negre sunt generate de blocajul exercitat de Marea Neagră, care acŃionează ca o sursă termică caldă joasă, iarna şi ca sursă rece joasă, vara. ConfiguraŃia Golfului Odesa, adâncimea mică a apei, care înlesneşte înregistrarea unor temperaturi extreme, poziŃia MunŃilor Iaila în Crimeea şi în 59

mai mică măsură a MunŃilor Dobrogei, ca şi direcŃiile dominante ale circulaŃiei în zonă, favorizează ciclogeneza deasupra Mării Negre. InteracŃiunea dintre un câmp de presiune atmosferică ridicată deasupra regiunilor situate la est de CarpaŃi şi un câmp de presiune coborâtă în zona Peninsulei Balcanică şi a mărilor ce o delimitează, conduce deseori la situaŃii de vreme severă în estul şi sud-estul României. CurenŃii de aer din direcŃie nordică, nord-estică şi mai ales estică, sunt stopaŃi şi reorientaŃi spre sud, de către CarpaŃii Orientali. Blocajul termic exercitat la sud-est de Marea Neagră, este uneori mai puternic chiar decât cel exercitat de CarpaŃii Orientali şi Ńărmul Mării Negre, cu vârful în zona de maximă îngustare, dintre CarpaŃii de Curbură şi litoralul nord-dobrogean, plafonul fiind şi el închis, de inversiunea puternică de la 400-600m înălŃime, peste care curge, spre nord-est, aerul cald şi umed, subtropical (Drăghici, 1988). 2.2.4. Centri barici de acŃiune, secundari CeilalŃi centri barici (secundari) care acŃionează deasupra Europei au influenŃă mai mică asupra evoluŃiei vremii în România (Geografia României, I, 1983). 2.2.4.1. Anticiclonul Scandinav Este mai frecvent vara, determină răciri bruşte asupra vremii, iar toamna şi primăvara, îngheŃuri şi brume timpurii şi respectiv îngheŃuri şi brume târzii. 2.2.4.2. Anticiclonul Groenlandez Are perioada şi modul de manifestare asemănătoare cu anticiclonul scandinav. 2.2.4.3. Anticiclonul Nord-African Transportă aer cald şi uscat tropical, iar uneori se încarcă cu umezeală deasupra Mării Mediterane. Există cazuri când regimul anticiclonal cuprinde în timpul verii partea sud-vestică a C.S.I. În acest caz intervalele de secetă sunt foarte frecvente şi de lungă durată (se întâlnesc 6-7 intervale succesive de secetă) fiind însoŃite în acelaşi timp de vânturi fierbinŃi şi uscate de tipul suhoveiului care accentuează ariditatea. 60

2.2.4.4. Ciclonul Arab Are o influenŃă foarte slabă. Rolul său este deosebit de important, atenuând mult caracterul continental al climei din partea de sudest a României, prin faptul că înlesneşte pătrunderea maselor de aer oceanic dinspre regiunea Anticiclonului Azoric. PoziŃia şi intensitatea centrilor barici menŃionaŃi nu sunt constante, ei deplasându-se şi dezvoltându-se neîncetat în cursul anului şi mai ales iarna. De aceea, deasupra teritoriului României, circulaŃia generală a atmosferei suferă frecvente modificări, situaŃie caracteristică, de altfel, tuturor regiunilor din zona temperată. Caracteristicile circulaŃiei generale a atmosferei pot determina diferite riscuri climatice. Aceasta depinde de tipul de masa de aer, de direcŃia de deplasare, de contrastul termo-baric, de intensitatea proceselor meteorologice pe care le generează. CirculaŃia generală a atmosferei este cauza principală pentru toate riscurile climatice. Marea ei variabilitate neperiodică provoacă o gamă largă de fenomene climatice de risc, situaŃii extreme din cele mai diverse (ex. temperaturi extreme foarte ridicate sau foarte coborâte, îngheŃuri foarte intense, vânturi uscate şi fierbinŃi, perioade de uscăciune şi secetă, etc.),(Bogdan, Niculescu, 1999). 2.3. SUPRAFAłA ACTIVĂ SUBIACENTĂ

ProprietăŃile fizice şi structura suprafeŃei active subiacente generează anumite condiŃii de dezvoltare a proceselor atmosferice. Ea are un rol activ în geneza climei deoarece preia şi prelucrează selectiv radiaŃia solară (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). De asemenea, la nivelul suprafeŃei subiacente au loc procese de transformare a energiei solare în căldură. De la suprafaŃa subiacentă se transmite căldură spre straturile de aer învecinate. Aceasta este sursa principală de umezire a aerului. La suprafaŃa sa au loc procesele de condensare şi de sublimare a vaporilor de apă din atmosferă. Tot la nivelul suprafeŃei active ajung precipitaŃiile atmosferice, care sunt reŃinute de învelişul de sol formând rezerva de umezeală productivă pentru culturi. În funcŃie de caracteristicile reliefului, solului, a înclinării pantelor, a gradului de acoperire cu vegetaŃie 61

etc., această cantitate de apă provenită din precipitaŃii este neuniform repartizată. Pe de altă parte, o mare cantitate de apă este reŃinută de cea de a doua suprafaŃă activă (Iancu, 2000). Latitudinea locului, natura suprafeŃei subiacente cu tipurile de sol, înveliş vegetal, lacuri, mlaştini, altitudinea reliefului, formele de relief, orientarea şi expunerea acestora faŃă de principalele direcŃii de advecŃie a maselor de aer, sunt cele mai importante particularităŃi ale suprafeŃei subiacente active. Ele alcătuiesc împreună un complex de condiŃii fizico-geografice ce se găsesc într-o strânsă legătură cu o serie de procese care iau naştere în atmosferă, procese a căror intensitate, frecvenŃă, durată şi succesiune, depind de condiŃiile fizicogeografice sus amintite şi se influenŃează reciproc (Dumitrescu, 1976). Natura suprafeŃei subiacente, dacă este uscat sau apă, învelişul de sol şi vegetal prin care se caracterizează, lipsa acestuia din urmă, contribuie desigur la diferenŃierea şi specificul climatului României. Tipurile de sol, prin proprietăŃile lor fizice extrem de variate, absorb şi transformă în mod diferenŃiat radiaŃia solară în căldură, cât şi retrimiterea acesteia către atmosferă. Tipurile de sol dau naştere unor microclimate şi topoclimate specifice. Învelişul vegetal, atât cel natural cât şi culturile, creează particularităŃi importante regimului climatic. O parte din Ńara noastră este acoperită cu culturi agricole, păduri naturale, plantaŃii şi păşuni, etc. Dezvoltarea stadială, alternanŃa culturilor, funcŃiunile fiziologice ale plantelor, influenŃează asupra unor elemente meteorologice ca: umiditatea aerului (creşte datorită evaporaŃiei şi transpiraŃiei), vântul (creşte turbulenŃa), stratul de zăpadă (creşte stabilitatea în prezenŃa vegetaŃiei), radiaŃia solară (este primită de două suprafeŃe subiacente între care rolul principal revine celei de a doua situată la limita superioară a masei vegetale). Toate acestea duc la formarea unor topoclimate specifice, de pădure, de câmp cultivat, etc. Pe suprafeŃele acvatice (râuri, lacuri, Marea Neagră) influenŃele manifestate în stabilirea regimului climatic sunt mult diferite faŃă de uscat. OscilaŃiile diurne şi anuale ale temperaturii aerului sunt moderate datorită proprietăŃilor fizice ale apei - evaporare continuă, consum mare de căldură - ceea ce duce la scăderea temperaturii aerului, menŃinerea umidităŃii ridicate, contraste termice, intensificarea vântului, brize etc. 62

În urma cercetărilor efectuate, s-a ajuns la concluzia că bazinul Mării Negre nu prezintă o influenŃă deosebită asupra climatului Ńării noastre şi nici chiar asupra întregii regiuni a Dobrogei, cu care se învecinează (Tâştea şi colab. 1965). ExcepŃie face jumătatea estică a acesteia cu zona sa litorală, pentru care marea este un apreciat moderator termic. Ea contribuie aici, la formarea unei clime specific maritime, ca rezultat al influenŃei proprietăŃilor fizice ale apei asupra proceselor de absorbŃie, înmagazinare şi cedare a căldurii. Datorită căldurii specifice mari şi a mişcărilor verticale ale apei, aceste procese decurg cu mult mai lent decât în cazul uscatului învecinat, ceea ce face ca oscilaŃiile termice diurne şi anuale de la suprafaŃa apei să fie mult mai reduse şi decalate în timp faŃă de cele ale suprafeŃei solului. O caracteristică importantă a climei maritime din zona litoralului nostru este aceea că, în medie, ea este mai caldă decât clima uscatului cu care se învecinează. Iernile sunt blânde, iar verile relativ răcoroase, în timp ce în interiorul Podişului Dobrogei, iernile sunt de regulă foarte aspre, iar verile foarte calde. Deosebirile termice dintre mare şi uscat se observă şi în timpul zilei când marea este mai rece decât uscatul, iar noaptea invers. Aceasta se datorează faptului că marea, datorită proprietăŃilor fizice ale apei (căldură specifică mare, conductibilitate calorică mică) manifestă o oarecare inerŃie în modul de încălzire şi răcire; pe de altă parte datorită proceselor de evaporaŃie de pe suprafaŃa mării, care se realizează cu consum de căldură, se instalează ziua, inversiuni de temperatură de evaporaŃie (Bogdan, 1989). Acest fapt condiŃionează ziua mişcări descendente ale aerului care duc la înseninarea cerului. Litoralul are din această cauză, cel mai mare număr de zile senine din an (peste 80 zile pe an) din toată Ńara şi cu cea mai mare cantitate de radiaŃie solară. Contrastele termice apăuscat şi mişcările descendente de deasupra apei, sunt corelate cu mişcările ascendente întâlnite deasupra uscatului, o consecinŃă directă a lor fiind brizele, de zi şi de noapte. SuprafaŃa mării şi a lacurilor litorale reprezintă o sursă permanentă de umezire a aerului, datorită procesului continuu de evaporare. Ca urmare, vaporii de apă care sunt într-o cantitate mare în zona litorală au ca efect reducerea temperaturii aerului din stratul inferior şi diminuarea amplitudinilor termice. De asemenea, rugozitatea redusă a 63

suprafeŃelor acvatice înlesneşte mişcarea aerului, vântul având deci, o intensitate mai mare, care însă scade pe măsura înaintării în interiorul Podişului Dobrogei. Toamna şi iarna, deasupra bazinelor de apă în stratul de aer inferior cu umiditate mare, au loc procesele de condensare a vaporilor de apă şi de formare a ceŃurilor. Desigur, între atmosfera creată deasupra mării, lacurilor litorale şi cea creată deasupra uscatului învecinat are loc o interacŃiune permanentă, rezultatul fiind influenŃarea reciprocă a climei zonei litorale. Efectul moderator asupra climei litoralului, cât şi intensitatea şi extinderea acestui efect în interiorul uscatului, se realizează în raport direct cu întinderea şi adâncimea Mării Negre. CirculaŃia generală a atmosferei poate favoriza sau defavoriza influenŃele respective. În zona litoralului, atmosfera maritimă exercită o acŃiune modificatoare asupra tuturor caracteristicilor climei, din care cauză, distribuŃia lor teritorială depinde direct de distanŃa de la Ńărmul mării. GradienŃii orizontali ai tuturor elementelor climatice, descresc de la Ńărm spre interiorul uscatului brusc în primii aproximativ 5 km, apoi mai lent până la aproximativ 30 km, unde influenŃa mării se poate spune că dispare (Tâştea şi colab., 1965). Formele de relief au un rol extrem de important în stabilirea regimului climei, dând naştere aşa numitelor climate locale sau topoclimate. Astfel, formele concave de teren permit cantonarea aerului rece şi dens şi instalarea inversiunilor de temperatură. De aceea iarna, temperatura aerului este mai mare pe pantele munŃilor decât pe fundul văilor şi depresiunilor (Dumitrescu, 1976). Formele convexe de relief se încălzesc şi se răcesc mai puŃin intens decât cele concave, iar amplitudinile termice diurne şi anuale sunt mai mici. Orientarea şi înclinarea pantelor oferă un model de conlucrare, de interacŃiune a suprafeŃei subiacente active cu radiaŃia solară în stabilirea unor trăsături climatice, după cum mai înainte am văzut acelaşi lucru, între suprafaŃa subiacentă şi circulaŃia aerului. În funcŃie de orientarea şi înclinarea pantelor, variază unghiul de incidenŃă al razelor solare şi deci, cantitatea de căldură primită de suprafaŃa subiacentă (Stoenescu, 1960). 64

PoziŃia şi orientarea lanŃului carpatic pe teritoriul României joacă un rol foarte important în geneza proceselor şi fenomenelor atmosferice. În cazul advecŃiei maselor de aer continental din est sau oceanice din vest, lanŃul carpatic joacă un rol de obstacol în calea acestora, compartimentând situaŃiile atmosferice, de o parte şi de alta a munŃilor. În interiorul lanŃului carpatic, unde pătrund frecvent masele de aer oceanic, timpul este umed, cu nebulozitate ridicată şi precipitaŃii mai bogate decât cele înregistrate deasupra aceleiaşi forme de relief situate în estul Ńării. Pe pantele adăpostite faŃă de masele de aer umede din vest se înregistrează efecte foëhnale, ca urmare a descendenŃei aerului şi proceselor adiabatice care însoŃesc aceste mişcări (Dumitrescu, 1976). 2.4. IMPACTUL ANTROPIC

IntervenŃia umană asupra mediului, asupra suprafeŃei active în general, are un caracter istoric şi nu a fost întotdeauna dirijată. Prin activitatea sa, societatea omenească a influenŃat în mod pozitiv sau negativ condiŃiile de desfăşurare a proceselor şi fenomenelor atmosferice. Astfel, pentru a-şi procura produsele necesare existenŃei sale a acŃionat în sensul extinderii suprafeŃelor agricole, defrişării pădurilor, irigării suprafeŃelor cu deficit de umiditate, amenajării a numeroase suprafeŃe acvatice artificiale. De asemenea, construirea aşezărilor urbane şi rurale, extinderea platformelor industriale, crearea unor mijloace moderne de transport au avut ca rezultat modificarea condiŃiilor locale de geneză, dezvoltare şi repartiŃie a principalilor parametri meteorologici. Toate aceste acŃiuni au dus la modificarea suprafeŃei active, care are rol esenŃial în receptarea energiei solare şi transformarea ei în energie calorică, determinând o nouă calitate a mediului (Dumitrescu, 1976, Bogdan şi colab. 1990). Extinderea suprafeŃelor agricole a dus la modificări ale albedoului suprafeŃelor respective. În perioada în care terenurile agricole sunt arate şi descoperite de vegetaŃie, albedoul solului este mai mic decât în perioadele vegetative. Procesele de încălzire şi de umezire a aerului sunt de asemenea diferite în cursul anului, în funcŃie de stadiul de dezvoltare a culturilor, talia acestora şi cantitatea de masă verde. 65

IntervenŃia negativă asupra suprafeŃei active a dus la crearea unor topoclimate antropice cu caracteristici climatice net deosebite de cele ale topoclimatelor naturale iniŃiale. Industrializarea intensă a unor regiuni a determinat creşteri vizibile şi destul de rapide ale temperaturilor medii anuale şi sezoniere. Cea mai pregnantă şi complexă influenŃă a omului asupra climatului unor spaŃii determinate se resimte în cadrul oraşelor (Pop, 1988). Prin creşterea numerică a populaŃiei urbane, prin explozia spaŃială a intravilanului, facilitată de evoluŃia rapidă a mijloacelor de transport, prin complicarea şi diversificarea accelerată a activităŃilor urbane, oraşele au devenit sedii ale unor puternice modificări cantitative şi calitative ale principalelor elemente climatice. Astfel, în ceea ce priveşte temperatura medie anuală, valorile calculate pentru multe oraşe le depăşesc cu 1,5-2,0°C pe cele ale zonelor înconjurătoare (Roşu, Ungureanu, 1977). Morfologia urbană şi funcŃiile pe care le îndeplineşte fiecare localitate în parte generează condiŃii climatice proprii, adesea conturându-se pe teritoriul lor, o insulă de căldură urbană, sau o insulă de uscăciune, de nebulozitate mai mare etc. CantităŃile suplimentare de căldură degajate în urma arderii de combustibili industriali şi casnici contribuie la intensificarea insulei de căldură urbană, la creşterea nebulozităŃii şi impurificării aerului (Dumitrescu, 1976). Activitatea intensă industrială şi de transport modifică compoziŃia atmosferei inferioare, cu implicaŃii deosebite asupra condiŃiilor de desfăşurare a proceselor atmosferice. În zona litoralului interdependenŃa dintre condiŃiile meteorologice şi poluarea atmosferei se manifestă, atât în sens negativ (prin menŃinerea poluanŃilor din cauza umezelii aerului, ca şi prin reacŃiile chimice ce se produc între vaporii de apă şi noxele respective), cât şi pozitiv (în sensul că, în condiŃii de timp senin, cu insolaŃie mare, se accentuează contrastele termice dintre uscat şi mare, şi se dezvoltă brizele care contribuie la dispersia pe orizontală a noxelor şi reducerea gradului de poluare a aerului). De asemenea, formele antropice au căpătat în ultima jumătate a secolului XX o extindere largă ca urmare a amenajărilor portuare din zona ConstanŃa şi Agigea, construirea Canalului Dunăre-Marea Neagră, Poarta Albă-Midia Năvodari, amenajarea staŃiunilor Eforie Nord, Eforie Sud, Costineşti, Neptun, Jupiter, Venus, Saturn, Cap Aurora etc. 66

În sectorul litoralului sud-dobrogean, peisajul apare puternic umanizat, acŃiunile antropice având repercusiuni mai mult sau mai puŃin voite asupra componentelor cadrului natural. Şi aici există porŃiuni cu peisaje degradate sau cu o evidentă stare labilă apărute sub influenŃa antropică. MenŃionăm perimetrele cu eroziune excesivă din jurul fostelor cetăŃi de pe litoral (eroziunea începută din perioada romană, exemplu pe văile Mangalia, Tatlageac, Techirghiol), precum şi alte spaŃii (în jurul Lacului Taşaul), (Popovici şi colab., 1984). Din toate cele prezentate rezultă faptul că toŃi factorii genetici ai climei sunt şi factori generatori de riscuri climatice (Iancu, 2000). Din conlucrarea lor rezultă tipul climatic temperat-continental, cu influenŃe climatice multiple (maritime, danubiene, continentale, submediteraneene etc.) care caracterizează Ńara noastră, peste care se suprapune o gamă largă de topoclimate naturale şi antropice (Văduva, 2003).

67

3. TEMPERATURA AERULUI

Temperatura aerului este unul dintre cei mai importanŃi parametri ai stării aerului, caracterizându-se printr-o variabilitate deosebită în timp şi spaŃiu. Efectul factorilor genetici se manifestă pregnant în repartiŃia tuturor caracteristicilor regimului multianual al aerului. 3.1. TEMPERATURA MEDIE ANUALĂ

În România, repartiŃia valorilor medii anuale ale temperaturii aerului are particularităŃi distincte, deosebindu-se de la o regiune la alta. Din analiza valorilor medii anuale ale temperaturii aerului calculate pentru perioada 1961-2000, se desprind unele particularităŃi ale repartiŃiei lor teritoriale (fig. 3.1.). Între sudul şi nordul Ńării diferenŃa de temperatură este de aproximativ 4°C, iar între est şi vest de 1°C. RepartiŃia valorilor medii anuale ale temperaturii aerului este mai uniformă în regiunile de câmpie decât în regiunea montană, deoarece procesele advective se produc pe întreaga suprafaŃă a câmpiei cu aceiaşi intensitate. În Câmpia Română, valorile anuale ale temperaturii aerului sunt cuprinse între 10 şi 11°C. Valorile mai mari de 11°C sunt localizate în partea sudică a acestei câmpii, de-a lungul Dunării (tabel 3.1., fig. 3.1.). Tabel 3.1. Temperatura aerului. Media multianuală 1961-2000 StaŃia Alexandria Roşiorii de Vede Giurgiu

T°C 10.9 10.7 11.2

Turnu Măgurele

11.3

StaŃia Slatina Călăraşi Drobeta-Turnu Severin Bucureşti Filaret

T°C 11.1 11.3 11.7 11.2

Valori ridicate ale temperaturii medii anuale (>11°C) sunt înregistrate şi pe litoralul Mării Negre (ca urmare a rolului moderator al mării în timpul iernii) şi în sud-vestul Banatului (datorită advecŃiei 68

maselor de aer tropical), unde valorile bilanŃului radiativ şi caloric sunt ridicate (tabel 3.2.). Tabel 3.2. Temperatura aerului pe litoral. Media multianuală 1961-2000 (Văduva, 2003) StaŃia T°C Sulina 11.3 Sursa: Văduva, 2003

StaŃia ConstanŃa

T°C 11.6

StaŃia Mangalia

T°C 11.5

În celelalte regiuni de câmpie situate la periferiile estice şi vestice ale României temperatura medie anuală variază între 9°C şi 10°C. În regiunile de deal şi podiş temperatura medie oscilează între 6 şi 10°C.Valori mai mici caracterizează părŃile nordice ale sectoarelor respective, datorită frecvenŃei mai ridicate a invaziilor de aer rece. ExcepŃie fac şi regiunile unde predomină procesele foëhnale care duc la încălzirea adiabatică locală a aerului şi la ridicarea temperaturii cu 1-2°C. Datorită proceselor foehnale, efecte de încălzire locală se întâlnesc şi în nordul depresiunilor subcarpatice oltene şi în sud-estul SubcarpaŃilor de Curbură (tabel 3.3.). Tabel 3.3. Valorile medii multianuale ale temperaturii aerului în regiunile cu efecte foehnale (1961-2000), (Moise, 2003) StaŃia Târgu-Jiu Râmnicu Vâlcea

T°C 10.2 10.4

StaŃia Buzău Pătârlagele

T°C 10.9 9.9

În Podişul Transilvaniei, valorile termice oscilează între 8°C şi 9°C, ajungând până la 9.6°C la staŃia Târgu Mureş. În regiunile montane, valorile temperaturii medii anuale se suprapun legii zonalităŃii verticale. Ele oscilează între 6°C şi -2°C, scăzând conform gradientului termic vertical cu 0.5-0.6°C/100m. PoziŃia izotermei anuale de 0°C este situată la înălŃimea de 1800-1850 m în grupa nordică a CarpaŃilor Orientali şi la 2000 m în CarpaŃii Meridionali. Temperaturile mai mici de -2°C caracterizează vârfurile de peste 2000 m din masivele Rodna, Bucegi, Făgăraş şi Retezat. În depresiunile intramontane, temperatura medie anuală are, de asemenea, valori scăzute (Braşov, 7.5°C). 69

70 Fig. 3.1. Temperatura medie anuală

o VARIAłIILE NEPERIODICE ALE TEMPERATURILOR MEDII ANUALE Sub influenŃa fluctuaŃiilor circulaŃiei generale a atmosferei, de la un an la altul, valorile medii anuale ale temperaturii aerului nu se menŃin constante, ci se abat neîncetat de la valoarea medie multianuală. Uneori deosebirile faŃă de media multianuală pot fi foarte mari (fig. 3.2.). În perioada 1901-2000, temperatura medie anuală a înregistrat o mare variabilitate neperiodică pusă în evidenŃă de cea mai mare şi cea mai mică temperatură medie anuală. Cele mai mari temperaturi medii anuale, pe durata unui secol, au fost înregistrate în anul 2000 (Călăraşi, 12.7°C; Drobeta-Turnu Severin, 13.4°C; Timişoara, 12.4; Târgu-Mureş, 11.6°C; Roman, 10.4°C; Iaşi, 11.3°C; Bucureşti Filaret, 12.9°C), 1999 (Sulina, 12.7°C), 1998 (ConstanŃa, 13.1°C), 1994 (Braşov, 9°C; Baia Mare, 11.2°C), 1987 (Sibiu, 10.2°C) şi 1910 (Tg.-Jiu, 11.8°C). Cele mai mici temperaturi medii anuale au fost înregistrate în anul 1993 (ConstanŃa, 9.5°C; Bucureşti Filaret, 9.2°C; Braşov, 6.1°C), 1932 (Roman, 12.7°C), 1940 (Călăraşi, 9.5°C; Drobeta-Turnu Severin, 9.9°C; Timişoara, 8.5°C; Târgu-Mureş, 6.9°C; Târgu-Jiu, 8.5°C; Iaşi 7.1°C), (fig. 3.2.). Se constată, că limitele în care au oscilat valorile anuale au fost cuprinse între 2.9 şi 4.7°C (Braşov, 2.9°C; Sibiu, 3°C; Călăraşi, Sulina, 3.2°C; Baia Mare, Târgu-Jiu, 3.3°C; Drobeta-Turnu Severin, 3.5°C; ConstanŃa, 3.6°C; Bucureşti Filaret, 3.7°C; Timişoara, 3.9°C; Iaşi, Roman, 4.2°C; Târgu-Mureş, 4.7°C). Din analiza figurii 3.2., se observă că temperatura este în creştere. Acest fapt, este justificat atât de valorile temperaturii medii anuale care au înregistrat o creştere evidentă începând cu anul 1980, cât şi de tendinŃa polinomială de evoluŃie. În intervalul 1981-2000, temperaturile medii multianuale au fost cu 0.2-1.5°C mai ridicate decât media multianuală calculată pentru intervalul 1901-1980, pentru majoritatea staŃiilor, excepŃie făcând staŃia Braşov (unde au fost egale), Sibiu şi Târgu-Jiu (unde media 1981-2000 a fost mai mică cu 0.2°C respectiv 0.1°C, faŃă de media 1901-1980), (tabel 3.4.). 71

Toate cele relatate mai sus ne îndreptăŃesc să afirmăm existenŃa unei tendinŃe de creştere a temperaturii, pentru majoritatea staŃiilor din România, în ultimele două decenii ale secolului XX (Văduva, 2003). Corelarea unor factori locali de ordin fizico-geografic, cu alŃii de ordin socio-economic, care au drept urmare creşterea concentraŃiei gazelor cu efect de seră (CO2, cloroflorocarboni) în atmosferă, la care se adaugă şi predominarea în regiune a maselor de aer cald, stau la baza acestei tendinŃe generale de încălzire a climatului (op. citată).

Fig.3.2. VariaŃiile neperiodice ale temperaturii medii anuale faŃă de media multianuală şi tendinŃa polinomială 72

Tabel 3.4. Media intervalului 1981-2000 în raport cu media multianuală (1901-1980) Media 1901-1980 Media 1981-2000 Media (1901-1980)(t°C) (t°C) (1981-2000), (t°C) ConstanŃa 11.3 11.8 0.5 Călăraşi 11.2 11.5 0.3 Drobeta -Turnu Severin 11.5 11.9 0.4 Timişoara 10.7 10.9 0.2 Sibiu 8.8 8.6 -0.2 Târgu-Mureş 8.7 10.2 1.5 Târgu-Jiu 10.3 10.2 -0.1 Sulina 11.1 11.4 0.3 Roman 8.4 8.8 0.4 Iaşi 9.4 9.8 0.4 Bucureşti Filaret 11 11.3 0.3 Braşov 7.6 7.6 0.0 Baia Mare 9.4 9.6 0.2 StaŃia

3.2. TEMPERATURILE MEDII LUNARE

• Temperatura medie a aerului în luna ianuarie În luna ianuarie, cea mai rece lună a anului, repartiŃia valorilor medii multianuale ale temperaturii aerului evidenŃiază interacŃiunea dintre procesele circulaŃiei atmosferice cu relieful şi mai ales cu lanŃul MunŃilor CarpaŃi. Valorile temperaturii medii, în România, oscilează între 1°C la Mangalia şi -10.3°C la Vf. Omu. Se observă că, cele mai mari temperaturi în luna ianuarie, se înregistrează pe litoral, la ConstanŃa şi Mangalia, unica regiune din Ńară unde valorile medii lunare ale temperaturii aerului nu scad sub 0°C (ConstanŃa, 0.6°C; Mangalia, 1°C), datorită influenŃei moderatoare a Mării Negre. În restul litoralului şi în Podişul Dobrogei valorile medii lunare din ianuarie sunt egale cu -1°C (Văduva, 2003). Valori ridicate (-1°C) ale temperaturii lunii ianuarie sunt înregistrate şi în sud-vestul Câmpiei Olteniei şi sud-vestul Câmpiei Banatului, datorită advecŃiei maselor de aer cald, tropical transportate de ciclonii de pe Marea Mediterană care se deplasează spre nord-est, precum şi a proceselor de încălzire adiabatică a maselor de aer descendente pe pantele munŃilor (fig. 3.3.). 73

74 Fig. 3.3. Temperatura aerului. Media lunii ianuarie

La exteriorul arcului carpatic, sub influenŃa maselor de aer rece continental din est şi nord-est, temperatura aerului este cuprinsă între -2°C şi -3°C. În partea nord-estică a Podişului Moldovei, acestea scad până la -4°C, valoare care caracterizează şi regiunile de deal şi de podiş din România. O situaŃie cu totul deosebită se remarcă în cadrul aceleiaşi forme de relief, în partea vestică a Ńării, unde sunt frecvente masele de aer umed oceanic, iar temperaturile medii ale lunii ianuarie oscilează între -1°C în partea sud-vestică a Câmpiei de Vest şi -2°C în partea nordică şi estică a acesteia. În depresiunile intramontane, unde sunt frecvente inversiunile de temperatură, izotermele din cadrul acestora închid spre interiorul lor valori în jur de -8°C (Dumitrescu, 1976). Regiunile montane sunt delimitate de izoterma de -6°C. Pe măsură ce altitudinea creşte la peste 2000 m, temperaturile sunt mai mici de -10°C. • Temperatura medie a aerului în luna iulie Comparativ cu luna ianuarie, în iulie repartiŃia temperaturii medii este mult mai neuniformă, mai ales în regiunea montană unde gradienŃii termici verticali ajung în medie la peste 0.65°C/100m, ca urmare a încălzirii intense a pantelor însorite şi a dezvoltării convecŃiei termice. Izoterma de 0°C este situată, la înălŃimea de 3500 m; cea de 10°C, care corespunde limitei superioare a pădurilor, se găseşte la 1700-1800 m în CarpaŃii Meridionali şi la 1800-1900 m în grupa nordică a CarpaŃilor Orientali, iar izoterma de 18°C corespunde unei altitudini medii de 500m, ceea ce conturează baza dealurilor înalte (500-800 m), (Dumitrescu, 1976; Atlas – Mediul şi reŃeaua electrică de transport, 2002). Valorile medii cele mai mari ale temperaturii lunii iulie sunt înregistrate în sudul Câmpiei Române, unde depăşesc 23°C. În lunca Dunării, datorită proceselor de evaporaŃie, valorile termice sunt mult mai scăzute. În partea nordică a Câmpiei Române, la contactul cu dealurile, valorile medii scad până la 21°C (fig. 3.4.). Valori ridicate, dar pe suprafeŃe mai restrânse, caracterizează Podişul Dobrogei şi 75

sudul Podişului Moldovei. În celelalte regiuni de câmpie, temperatura medie a lunii iulie oscilează între 20 şi 21°C, iar în Podişul Transilvaniei se înregistrează, în medie, 18°C. Zona litorală nu se evidenŃiază prin valori termice medii deosebite în raport cu regiunile limitrofe, ci numai prin amplitudini mai scăzute, ca urmare a rolului de moderator termic al apelor Mării Negre, care menŃin în această lună, temperaturi mai reduse, iar în ianuarie, temperaturii mai ridicate (Atlas – Mediul şi reŃeaua electrică de transport, 2002).

76

Fig. 3.4. Temperatura aerului. Media lunii iulie 77

3.3. AMPLITUDINILE MEDII ANUALE ALE TEMPERATURII AERULUI

DiferenŃele dintre minimele (de iarnă) şi maximele (de vară) lunare multianuale de temperatură evidenŃiază variabilitatea neperiodică de la un loc la altul şi de la un anotimp la altul a oscilaŃiilor neperiodice ale temperaturii aerului precum şi continentalismul climei. Cele mai mari amplitudini termice (peste 25°C) sunt în centrul şi sudul Câmpiei Române, dar şi în bazinul inferior al Siretului şi Prutului, acolo unde au loc deplasări ale aerului rece arctic şi a celui cald şi uscat tropical (fig. 3.5.).

Fig. 3.5. Temperatura aerului. Amplitudinea medie anuală (după Geografia României, I, Geografia Fizică)

În regiunea montană, amplitudinile termice scad pe măsură ce creşte altitudinea, astfel încât, la înălŃimi de peste 2000 m, ajung sub 17°C. În depresiunile intramontane contrastele termice dintre vară şi iarnă sunt mari (Depresiunea Târgu Secuiesc, 24°C), deoarece iarna, aerul rece şi dens se acumulează şi stagnează pe fundul depresiunilor, 78

iar vara, se încălzeşte, determinând înregistrarea unor temperaturi ridicate. În Câmpia de Vest şi în Podişul Transilvaniei, unde sunt frecvente masele de aer oceanic, care moderează regimul termic, amplitudinea medie anuală scade sub 22°C. Pe litoralul Mării Negre, sub influenŃa moderatoare a Mării Negre, amplitudinile medii anuale, oscilează între 20.8°C la Mangalia şi 21.7°C la ConstanŃa (Văduva, 2003) în partea sudică şi 23°C pentru cea nordică. InfluenŃa moderatoare a apelor Mării Negre se resimte şi pe o porŃiune îngustă din Podişul Dobrogei, unde valorile sunt aproape cu 3°C mai reduse decât în partea centrală a Câmpiei Române (fig. 3.5.). 3.4. TEMPERATURILE EXTREME

CirculaŃia generală a atmosferei şi condiŃiile fizico-geografice locale, stau la baza producerii temperaturilor extreme pe teritoriul României. Comparativ cu valorile medii ale fiecăreia din cele două luni caracteristice, ianuarie şi iulie, sub influenŃa advecŃiilor de aer polar sau arctic şi de aer fierbinte tropical, temperatura aerului a înregistrat valori mult distanŃate între ele. În asemenea situaŃii, amplitudinile termice absolute cresc foarte mult. Temperaturile maxime absolute sunt valori accidentale fiind rezultatul fluctuaŃiilor circulaŃiei generale a atmosferei. În România, au depăşit 42-43°C în Câmpia Română (Videle, Roşiorii de Vede, 42.2°C/5.VII.2000; Alexandria, 42.9°C/5.VII.2000; Giurgiu, 43.5°C/5.VII.2000 şi Turnu Măgurele, 43.2°C/25.VII.1987), 39-40°C în Câmpia Banato-Crişană, 38-40°C în Podişul Moldovei, 37-38°C în Depresiunea Transilvaniei, 37-39°C pe litoral şi în Podişul Dobrogei de Sud (tabel 3.5.). Cele mai mari valori au fost atinse, de obicei, în luna iulie, în condiŃii de persistenŃă a timpului senin şi uscat. În depresiunile subcarpatice oltene, acestea au fost de 39-41°C (tabel 3.6.). Se constată că, maximele absolute s-au înregistrat în aceeaşi zi, consecinŃă a Anticiclonului Nord African care a transportat aer cald şi fierbinte peste teritoriul României (Rîşnoveanu, Văduva, 2004). 79

În regiunile montane, la înălŃimi mai mari de 2500 m, temperatura maximă absolută nu a depăşit valoarea de 22°C. Cea mai ridicată valoare maximă absolută a fost de 44.5°C, înregistrată în Bărăganul de Nord la Ion Sion la 10 august 1951 (alături de 44°C la Valea Argovei şi Amara). Temperaturile maxime ale aerului cu valorile cele mai mari s-au produs, în general, în condiŃii de timp anticiclonic. La 10 august 1951, când s-a produs valoarea maximă record, România se afla sub influenŃa unei invazii de aer cald tropical, care a determinat predominarea timpului senin şi secetos. Ca urmare, temperatura maximă absolută a aerului a depăşit 40°C în regiunea de câmpie din sudul Ńării (Ion Sion, 44.5°C; Amara, 44°C; Călăraşi, 41.5°C; Mărculeşti, 41.5°C, GriviŃa, 40.9°C) şi 39°C în cea subcarpatică (IstriŃa, 39.5°C; Pietroasele, 39°C), (Geografia României, I, 1983). Tabel 3.5. Temperatura maximă absolută (M) şi temperatura minimă absolută (m) la câteva staŃii din România. Amplitudinea absolută (A°C) (Dumitru 2002, Văduva, 2003) StaŃia ConstanŃa Mangalia Slatina

M 36.9 37.0 41.0

Data 24.VI.1982 27.VII.1987 4.VII.2000

m -17.4 -25.2 -31.0

Videle Roşiorii de Vede

42.2 42.2

-29.0 -34.6

Alexandria

42.9

5.VII.2000 25.VII.1989; 5.VII.2000 5.VII.2000

Giurgiu Turnu Măgurele

43.5 43.2

5.VII.2000 5.VII.2000

-30.2 -30.0

-34.8

Data 7.II.1965 25.I.1942 24.I.1942; 25.I.1942 6.II.1954 25.I.1942

A°C 54.3 62.2 72.0

24.I.1942; 25.I.1942 6.II.1954 24.I.1942

77.7

71.2 76.8

75.5 73.2

Tabel 3.6. Temperaturile maxime absolute ale aerului în Depresiunile subcarpatice din nordul Olteniei ( Moise, 2003) StaŃia Râmnicu Vâlcea Polovragi Târgu Jiu Apa Neagră

80

T°C 40.6 39.2 40.6 41.8

Data 4 iulie 2000 4 iulie 2000 8 sept. 1946; 4 iulie 2000 4 iulie 2000

Temperatura minimă absolută a aerului a coborât în cea mai mare parte a Ńării sub -30.0°C (tabel 3.7.). Se constată că majoritatea temperaturilor minime absolute s-au înregistrat în luna ianuarie, în acelaşi an 1942, fapt care explică advecŃia maselor de aer rece peste întreg teritoriul Ńării noastre. Polul frigului românesc, îl putem localiza în depresiunile intracarpatice, acolo unde sunt întrunite condiŃii favorabile acumulării şi stagnării timp îndelungat a aerului rece. Cea mai scăzută temperatură minimă absolută a fost de -38.5°C la Bod, lângă Braşov, la data de 24.I.1942. Pe litoral temperatura minimă absolută a scăzut până la -25.2°C la Mangalia (în data de 25.I.1942) şi -17.4°C la ConstanŃa (pe 7.II.1965), iar în sud-vestul Ńării au oscilat între -24°C la Berzeasca (25.I.1963) şi -23.5°C la Văliug, în data de 28.I.1954 (Geografia României, I, 1983; Văduva, 2003). Minimele absolute, caracteristice situaŃiilor de ger excesiv, sunt, de asemenea, valori aleatorii şi ele au loc în condiŃiile advecŃiei aerului rece de origine polară sau arctică ca şi a aerului continental (pe la periferia estică a ciclonilor groenlandez, scandinavi sau nord şi est europeni, sau de la periferia sudică a anticiclonilor continentali) – atrase de scăderea presiunii atmosferice deasupra Mării Negre şi a Mării Mediterane. Tabel 3.7. Temperatura minimă absolută (m) StaŃia Bod Târgu-Jiu Apa Neagră

m -38.5 -31.0 -30.0

Data 24.I.1942 24.I.1942 13.I.1985 24.I.1942; Slatina -31.0 25.I.1942 Roşiorii de Vede -34.6 6.II.1954 Alexandria -34.8 25.I.1942 Turnu Măgurele -30.0 24.I.1942 Giurgiu -30.2 6.II.1954 Bucureşti Băneasa -32.2 24.I.1942 Vf. Omu -38.0 10.II.1929 Joseni -38.0 18.I.1963 Sursa: Geografia României, I, 1983, Dumitru, 2002 81

3.5. AMPLITUDINILE TERMICE ABSOLUTE

DiferenŃele termice dintre maximele şi minimele absolute ilustrează variabilitatea neperiodică a fluctuaŃiilor temperaturii aerului. Cele mai mari amplitudini termice absolute sunt înregistrate în Câmpia Română, unde valorile sunt cuprinse între 71 şi 77°C (tabel 3.5.).Valori reduse ale amplitudinii absolute sunt obŃinute pentru litoralul Mării Negre şi Podişul Dobrogei, între 59 şi 63°C (Hârşova 59.7°C; Medgidia, 60.5°C; Adamclisi, 63°C), (Văduva, 2003). 3.6. FRECVENłA ZILELOR CU DIFERITE TEMPERATURI CARACTERISTICE

InfluenŃa particularităŃilor suprafeŃei subiacente şi a circulaŃiei atmosferice asupra regimului termic al aerului se manifestă evident şi asupra frecvenŃei zilelor cu diferite caracteristici termice. • Intensitatea procesului de răcire din sezonul rece Scăderea temperaturii aerului sub 0ºC este cauzată de instalarea regimului anticiclonic care generează advecŃii ale maselor de aer rece arctic sau polar-continental. FrecvenŃa zilelor în care temperatura minimă scade sub –10.0ºC (nopŃi geroase) sau cea maximă scade sub 0ºC (zile de iarnă) şi minimă sub 0ºC (zile cu îngheŃ) este un alt parametru termic care pune în evidenŃă intensitatea răcirilor. Numărul nopŃilor geroase (T. min. ≤ –10.0ºC) totalizează 11-31 în regiunile de câmpie din sud şi vest, depăşind 21 în Câmpia Moldovei şi Depresiunea Transilvaniei. Numărul nopŃilor geroase creşte cu altitudinea, depăşind 96 nopŃi anual la peste 2500 m altitudine. În depresiunile intracarpatice, unde particularităŃile geografice locale favorizează inversiunile termice, temperaturile caracteristice acestora se produc în peste 30 nopŃi anual (Geografia României, I, 1983). Pe litoralul Mării Negre şi în Delta Dunării se înregistrează cel mai mic număr anual de nopŃi geroase (3-4.5 nopŃi anual). Zilele de iarnă (T. max ≤ 0ºC) au cea mai scăzută frecvenŃă pe litoral, sub 15 zile anual (11.3 zile la Mangalia, 14.8 zile la ConstanŃa), (Văduva, 2003). În Câmpia Română sunt 22-28 astfel de 82

zile (Piteşti, 22.9; zile Slatina, 23.2 zile; Titu, 25.7 zile; Videle, 27.5 zile; Roşiorii de Vede, 28.8 zile; Alexandria, 28.1 zile; Giurgiu 28.7 zile şi Turnu Măgurele 28.3 zile); în Câmpia Moldovei 35 zile, iar în Câmpia Banatului 20. Pe măsură ce creşte altitudinea, numărul anual al zilelor de iarnă, depăşeşte 155 la altitudini mai mari de 2500 m. Zilele cu îngheŃ (t. min. ≤0ºC). Sunt mult mai numeroase şi afectează un interval mare din an. Anual, pe litoral, zilele cu îngheŃ variază între 58.3 la Mangalia şi 62.9 la ConstanŃa, ele cresc pe măsura depărtării de mare până la 91.2 zile la Hârşova (Văduva, 2003). În Câmpia Română, zilele cu îngheŃ variază între 89 şi 110 (Piteşti, 110.1 zile; Slatina, 98.4 zile; Titu, 104.6 zile; Videle, 102.5 zile; Roşiorii de Vede, 101.1 zile; Alexandria, 104.2 zile; Giurgiu 93.9 zile şi Turnu Măgurele 89.2 zile). Cel mai mare număr al zilelor cu îngheŃ se înregistrează în regiunea montană, variind între 175 zile la Sinaia şi 237 zile la Babele. La înălŃimi mai mari de 2500 m, frecvenŃa zilelor cu îngheŃ depăşeşte 250 (Vf. Omu, 256 zile). • Intensitatea procesului de încălzire din semestrul cald. Creşterea temperaturii maxime a aerului ≥ 25.0ºC şi ≥ 30.0ºC (zile de vară şi respectiv tropicale) şi a celei minime ≥ 20ºC (nopŃi tropicale) este cauzată de invaziile de aer fierbinte continental ca şi de încălzirile locale (Niculescu, 1997). Zile de vară (T. max. ≥ 25ºC) se produc din martie până în octombrie, în cea mai mare parte a teritoriului României. Cea mai mare frecvenŃă o au în Câmpia Română, peste 100 zile anual (Videle, 106.2 zile; Roşiorii de Vede, 109.2 zile; Alexandria, 117.3 zile; Giurgiu 110.6 zile şi Turnu Măgurele 118.7 zile), datorită advecŃiei de aer cald tropical şi continental, iar cea mai mică frecvenŃă pe litoral, unde se simte influenŃa moderatoare a Mării Negre (sub 50 de zile anual), (Văduva, 2003). FrecvenŃa acestor zile scade pe măsură ce creşte altitudinea, astfel încât, la înălŃimi mai mari de 1000 m altitudine ele devin o raritate, iar pe vârfurile muntoase cele mai înalte lipsesc. 83

Zile tropicale (T. max. ≥ 30ºC). Pe litoral, sub influenŃa brizelor din timpul zilei în sezonul cald al anului, temperatura maximă a aerului depăşeşte 30°C în numai 2.6 zile. Cel mai mare număr de zile tropicale este înregistrat în Câmpia Română, unde depăşeşte 35-40 zile anual, iar în celelalte regiuni de câmpie frecvenŃa scade la 20-30 zile anual. În depresiunile intramontane numărul acestor zile se reduce la mai puŃin de 10 anual. NopŃile tropicale (T. min. ≥ 20ºC) au cea mai mare frecvenŃă în zona de litoral şi în Delta Dunării (8.2-15.1 zile), frecvenŃa lor reducându-se în partea centrală a Podişului Dobrogei (2.7-3.5 zile), (Văduva, 2003). În restul Ńării, astfel de nopŃi au o frecvenŃă anuală de 1-3 cazuri.

84

4. TEMPERATURA PE SUPRAFAłA SOLULUI

La suprafaŃa solului se produc cele mai importante procese de transformare a energiei radiante în energie calorică, fapt ce îi conferă acestuia rol de suprafaŃă activă (Geografia României, I, Geografie Fizică, 1983). Gradul de încălzire a suprafeŃei solului depinde, în primul rând, de intensitatea radiaŃiei solare. Pe lângă aceasta intervin şi alŃi factori, legaŃi de natura şi structura solului, de umezeala lui, de acoperirea cu vegetaŃie sau zăpadă etc. (Bogdan, 1980, Ciulache, 1997, Apostol, 1997, Văduva, 2003). 4.1. TEMPERATURA MEDIE ANUALĂ

ProprietăŃile fizice ale solului condiŃionează variaŃiile diurne, anuale şi neperiodice ale temperaturii solului. Aceşti factori, alături de receptarea diferită a energiei termice, determină deosebiri mari între temperatura suprafeŃei solului şi cea a aerului, mai ales în semestrul cald, când, pe timp senin, valorile maxime sunt aproape duble faŃă de cele înregistrate în aer. Amplitudinile anuale au şi ele valori aproape duble faŃă de cele înregistrate în aer, vegetaŃia şi stratul de zăpadă constituind factori moderatori ai acestora. Umezirea produce inerŃii termice, creşterea conductivităŃii termice a solului şi determină acumularea unei mari cantităŃi de căldură. Valorile multianuale ale temperaturii suprafeŃei solului se repartizează pe teritoriul României în conformitate cu cele ale radiaŃiei solare şi cu circulaŃia generală a atmosferei. Cele mai mari valori medii multianuale, peste 13.0°C, se întâlnesc pe litoral (ConstanŃa, Mangalia), în partea central-vestică a Podişului Dobrogei de Sud (la Adamclisi), în sudul Câmpia Română şi sud-vestul Câmpiei de Vest (tabel 4.1., fig. 4.1.). Valori ridicate (>12°C) caracterizează şi nord-estul Câmpiei Române (Brăila 12.5°C, Râmnicu Sărat 12.2°C, GalaŃi 12.1°C), ca urmare a bilanŃului radiativ mai mare. 85

În regiunile deluroase şi de podiş, temperatura la suprafaŃa solului are valori mai mari de 10°C (Câmpina 10.1°C). În depresiunile intracarpatice, unde inversiunile de temperatură constituie o caracteristică a regimului termic, temperatura coboară sub 9°C, iar uneori sub 7°; în regiunea de la Curbură, ca urmare a proceselor de însorire mai intense, favorizate de expoziŃia sudică a versanŃilor şi de influenŃele foëhnale, valorile cresc la peste 13°C (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983).

Fig. 4.1. Temperatura medie anuală pe suprafaŃa solului (după Geografia României, I, Geografia Fizică) Tabel 4.1. Temperatura medie lunară şi anuală (°C) la suprafaŃa solului şi amplitudinea medie anuală (A°C) StaŃia

I

II

III IV

V

VI

VII

VIII IX

X

XI

XII

Timişoara -2.9 1.1 6.6 14.0 20.8 25.0 26.9 25.6 19.8 12.1 6.2 0.5

An (A°C) 13.0 29.8

Iaşi

-5.2 -2.0 2.4 11.6 19.4 23.8 25.0 24.4 18.1 10.6 3.8 -1.5 10.9 30.2

Hârşova

-1.7 0.2 5.1 13.2 20.5 25.4 27.3 25.9 20.1 12.6 5.7 0.5

86

12.9 29.0

Adamclisi -0.7 1.4 6.0 13.5 20.4 25.8 27.8 25.7 20.5 12.9 6.7 1.7

13.5 28.5

Caracal

-2.7 0.6 5.7 14.4 21.4 25.7 28.2 26.5 20.8 13.0 6.2 0.6

13.4 30.9

Mangalia 1.5 2.1 5.8 12.0 19.8 25.0 27.2 26.6 20.2 13.5 7.7 3.1

13.7 25.7

Joseni

-9.4 -5.1 -0.1 7.9

14.1 18.7 19.7 18.6 13.8 6.8 1.1 -5.2 6.8 29.1

GriviŃa

-3.8 -0.2 4.5 13.1 18.9 25.0 26.8 25.3 19.6 11.9 5.7 -0.1 12.4 30.6

Sursa: Geografia României, I, 1983; Văduva, 2003 4.2. TEMPERATURILE MEDII LUNARE

În cursul anului, temperatura pe suprafaŃa solului variază foarte mult de la o lună la alta, înregistrând un minim iarna, în ianuarie şi un maxim vara, în iulie. În luna ianuarie se ating cele mai scăzute temperaturi pe suprafaŃa solului (tabel 4.1.). Cele mai ridicate temperaturi la suprafaŃa solului, sunt înregistrate pe litoralul Mării Negre, ele sunt pozitive şi variază între 0.9°C la ConstanŃa şi 1.5°C la Mangalia (Văduva, 2003). În Câmpia de terase a Dunării şi în Câmpia Română, valorile termice sunt negative, fiind cuprinse între -2…-3°C, în timp ce, în Câmpia Banato-Crişană ele variază între -3…-4°C. În regiunea de deal şi podiş, temperaturile sunt mai scăzute, ajungând la valori mai mici de -4°C. În luna iulie la suprafaŃa solului temperaturile medii lunare sunt mai mari de 26°C în Câmpia Română, iar local în lunca Dunării ating 29°C. Valori cuprinse între 26 şi 28°C caracterizează regiunile de câmpie din sudul şi vestul Ńării, sud-estul Moldovei, Podişul Dobrogei şi litoralul Mării Negre. Valorile mari din această lună de pe litoral se datorează insolaŃiei mari, ca urmare a reducerii nebulozităŃii dar şi tipurilor de sol. Acum predomină timpul senin care favorizează procese intense de evaporaŃie pe suprafeŃele de apă, procese ce se produc cu consum de căldură, fapt ce determină apariŃia inversiunilor de temperatură pe acvatoriul marin. Întrucât acestea sunt caracterizate prin curenŃi de aer descendenŃi, ele destramă sistemele noroase, iar insolaŃia creşte şi implicit temperatura pe suprafaŃa solului (Bogdan, 1989). 87

Odată cu creşterea altitudinii, temperatura la suprafaŃa solului se reduce, atingând 24-25°C în regiunile deluroase şi 19-22°C în regiunea montană. Contrastele termice dintre vară şi iarnă pun în evidenŃă pe suprafaŃa solului amplitudini care variază între 31-32°C în jumătatea sudică a Câmpiei Române, 29-30°C în jumătatea nordică a Câmpiei Române şi în Moldova, 27-29°C în Câmpia Banato-Crişană şi 2529°C în Podişul Dobrogei şi pe litoralul Mării Negre (din cauza regimului termic mai moderat), (Geografia Fizică, I, Geografia României, 1983). În Podişul Transilvaniei, din cauza temperaturilor scăzute de pe suprafaŃa solului din timpul iernii, amplitudinile sunt cuprinse între 28-29°C, iar în regiunile cu efecte foehnale, amplitudinile depăşesc 29°C. FaŃă de valorile medii lunare şi anuale, cele absolute sunt mult mai mari, fiind determinate de advecŃiile aerului rece polar arctic sau a celui fierbinte tropical continental, de particularităŃile suprafeŃei active, de tipul de sol, de culoarea acestuia, prezenŃa bazinelor de apă şi prezenŃa bazinului orografic. Astfel, temperatura minimă absolută a înregistrat în perioada 1961-1975 valori de -24°C…-34°C în toate regiunile agricole din sudul şi estul Ńării şi -25°C…-27°C în cele de vest. În Podişul Transilvaniei, cu relief fragmentat şi deschisă advecŃiilor de aer rece de origine polară, temperatura minimă pe suprafaŃa solului a atins valori de -35°C…-39°C, iar în celelalte depresiuni intracarpatice, aceasta a atins valorile cele mai coborâte, recordul fiind de -40.3°C la Joseni, la 18.I. 1963 (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983), (fig.4.2). Pe litoral, sub influenŃa moderatoare a mării, valorile minime ale temperaturii solului sunt ceva mai ridicate, -19.4°C la Mangalia, la 31.I.1987 (Văduva, 2003).

88

Fig. 4.2. Temperatura medie lunară şi minimă absolută, în luna ianuarie pe suprafaŃa solului (după Geografia României, I, Geografia Fizică)

Temperatura maximă absolută pe suprafaŃa solului a variat în regiunile agricole ale Ńării între 60 şi 69°C. Cele mai mari valori s-au produs în sud-vestul Câmpiei Olteniei, la Calafat (69.3°C la 26.VIII.1965), în perimetrul dunelor de nisip care se încălzesc foarte mult ziua. În restul Câmpiei Române şi în Câmpia Banatului, acestea au avut valori de 65-67°C, fapt ce indică, pe de o parte, caracterul continental al regiunilor de câmpie, pe de altă parte influenŃa mai mare a aerului tropical sau continental. În Podişul Moldovei şi Podişul Transilvaniei, valorile au oscilat între 61 şi 67°C, iar în restul depresiunilor intracarpatice între 61 şi 62°C (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983),(fig.4.3.).

89

Fig. 4. 3. Temperatura medie lunară şi maximă absolută, în luna iulie, pe suprafaŃa solului (după Geografia României, I, Geografia Fizică)

Pe litoralul Mării Negre şi în Podişul Dobrogei acestea au variat între 62.5 şi 68°C (64.0°C la ConstanŃa la 23.VI.1971; 68°C la Mangalia, la 18.VII.1990; 68°C la Adamclisi, la 5.VII.1988; 65.5°C la Hârşova, la 9.VII.1996), fiind de 4-5 ori mai mari decât media anuală şi aproape duble faŃă de maximele absolute din aer (Văduva, 2003).

90

5. DURATA DE STRĂLUCIRE A SOARELUI

Constituie o altă caracteristică climatică, a cărei cunoaştere prezintă un interes special pentru diferite sectoare de activitate. O importanŃă practică o are cunoaşterea acestui parametru pentru agricultură; de asemenea aceasta se află la baza activităŃii de cură heliomarină, strălucirea Soarelui constituind elementul determinant al potenŃialului climatoterapeutic pentru regiunea litorală. Durata de strălucire a Soarelui depinde, pe de o parte, de nebulozitate care este dependentă de circulaŃia generală a atmosferei, iar pe de alta de condiŃiile geografice locale (Erhan, 1993-1994, Precupanu, 1998). Un alt element important este poluarea atmosferei, mai ales în împrejurimile centrelor urbane şi industriale şi praful atmosferic din aşezările rurale, care măresc opacitatea atmosferei şi diminuează fluxul de radiaŃie solară. 5.1. DURATA MEDIE EFECTIVĂ DE STRĂLUCIRE A SOARELUI

Regimul duratei de strălucire a Soarelui şi repartiŃia teritorială a valorilor sale sunt în strânsă corelaŃie cu regimul şi distribuŃia nebulozităŃii. Durata anuală de strălucire a Soarelui înregistrează cele mai mari valori, peste 2400 ore anual pe litoralul Mării Negre, iar în partea sud-estică a Deltei Dunării (Sfântu Gheorghe), acestea ajung până la 2500 ore.Valorile mari ale duratei strălucirii Soarelui din această parte a Ńării, se explică prin acŃiunea de destrămare a sistemelor noroase pe care o exercită întinderile de apă ale mării care fac să predomine timpul senin, precum şi prin gradul accentuat de continentalizare al maselor de aer din sectorul vestic, care ajung deasupra acestei regiuni prin intermediul circulaŃiei generale a atmosferei. În regiunile de câmpie, apar diferenŃieri ale duratei strălucirii Soarelui din cauza condiŃiilor specifice de circulaŃie a maselor de aer. Astfel, în Câmpia Română, durata medie anuală de strălucire a Soarelui depăşeşte 2200 de ore (Băileşti 2269.2 ore; Caracal 2251.2 ore) sub influenŃa circulaŃiei aerului continental, în timp ce, în Câmpia 91

Banato-Crişană, aflată sub influenŃa circulaŃiei aerului umed, acestea variază între 2050 şi 2250 de ore. În regiunile de deal şi de munte, unde ceaŃa şi nebulozitatea au o frecvenŃă mai ridicată, numărul mediu anual al orelor de strălucire a Soarelui se reduce treptat, odată cu scăderea altitudinii (Câmpulung 2122.6 ore; Sinaia 1606.3 ore; Vf. Omu 1434.1 ore) (fig. 5.1.). La adăpostul CarpaŃilor de Curbură, durata strălucirii Soarelui depăşeşte 2200 ore anual, din cauza proceselor de destrămare a norilor de către mişcările ascendente ale aerului (fig. 5.2.). 2500

(ore)

2000

1500

Băileşti

Caracal

Câmplung

Câmpina

Bucureşti AfumaŃi

Râmnicu Vâlcea

Pătârlagele

Piatra Neamt

Roman

Sinaia

Ceahlau Toaca

Vf. Omu

1000

Fig. 5.1. Durata de strălucire a Soarelui

Fig. 5.2. Durata medie anuală de strălucire a Soarelui (ore) 92

• Variabilitatea neperiodică a duratei efective anuale de strălucire a Soarelui Sub influenŃa variaŃiilor nebulozităŃii, durata de strălucire a Soarelui a înregistrat mari abateri de la an la an. Astfel, cea mai lungă durată anuală de insolaŃie (fig. 5.3.) s-a produs în anul 2000 ca urmare a frecvenŃei mai mari a timpului anticiclonic, în semestrul cald, fapt ce a determinat încălzirea puternică a solului şi a aerului şi în consecinŃă, producerea unei lungi perioade de secetă. Anul 2000 s-a caracterizat prin abateri pozitive ale duratei de strălucire a Soarelui de 429.2 ore de insolaŃie, la staŃia Râmnicu Vâlcea, faŃă de media multianuală şi 372.7 ore la staŃia Bucureşti AfumaŃi. În alŃi ani, datorită frecvenŃei mari a timpului ciclonic şi a fronturilor atmosferice, durata de strălucire a Soarelui s-a redus foarte mult, sub 2100 (fig. 5.3.). (ore)

Rm. Vâlcea

2500

media anuală tendinŃa polinomială

2000

(ore)

2003

2001

1999

1997

1995

1993

1991

1989

1987

1985

1983

1981

1979

1977

1975

1973

1971

1969

1967

1500

Bucureşti AfumaŃi

2200

1971 1972 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000

1700

Fig 5.3. VariaŃiile neperiodice şi tendinŃa polinomială a duratei anuale de strălucire a Soarelui 93

Aşa a fost, de exemplu, anul 1984 la Râmnicu Vâlcea şi 1991 la Bucureşti AfumaŃi. Abaterile negative depăşesc 300 de ore la Bucureşti AfumaŃi (-304.9 ore) şi 400 ore la Râmnicu Vâlcea (-411.4 ore). VariaŃiile neperiodice ale duratei de strălucire a Soarelui se reflectă asupra variaŃiilor neperiodice ale temperaturii aerului. În general există un mers relativ paralel între cei doi parametri (fig. 5.4.).

Fig. 5.4. Variabilitatea neperiodică a duratei efective de strălucire a Soarelui şi a temperaturii aerului (1974-1999)

• Durata efectivă de strălucire a Soarelui în semestrele cald şi rece ale anului Din suma medie multianuală a duratei efective de strălucire a Soarelui, 58-72% s-a înregistrat în semestrul cald (aprilie-septembrie), când se observă o creştere simŃitoare a duratei zilei şi predominarea timpului senin care determină o durată prelungită de însorire, şi restul în sezonul rece (când durata zilei scade simŃitor, ceea ce face ca durata de strălucire să se reducă), (tabel 5.1.). 94

Tabel 5.1. RepartiŃia duratei efective de strălucire a Soarelui (% în semestrul cald (IV-IX) şi în semestrul rece (X-III) StaŃia ConstanŃa

Σ(IV-IX) 1586.9

(%) 68.2

Σ (X-III) 663.5

(%) 31.8

Adamclisi

1473.7

69.1

641.3

30.9

Babele

993.8

40.6

714.8

59.4

Vf. Omu

693.4

48.4

740.7

51.6

Piteşti

1515.7

66.5

765.2

33.5

Pătârlagele

1279.7

64.3

710.3

35.7

Băileşti

1628.6

71.8

640.6

28.2

Bechet

1552.7

71.3

624.1

28.7

Calafat

1658.1

71.8

650.7

28.2

Caracal

1591.7

70.7

659.5

29.3

Craiova

1580.5

71

645.5

29

Piatra NeamŃ

1304.4

67.2

635.6

32.8

Ceahlău Toaca

1047.4

62.7

623.7

37.3

*menŃionăm, că pentru realizarea acestui tabel am dispus de date climatice cu perioade diferite

Pe litoralul Mării Negre şi în Câmpia Română, în perioada caldă a anului, valorile insolaŃiei sunt mai mari de 1550 de ore, ca urmare a predominării timpului senin. În regiunile deluroase în funcŃie de expoziŃia acestora faŃă de masele de aer umed şi de expoziŃia pantelor, valorile insolaŃiei sunt cuprinse între 1400 ore în Podişul Transilvaniei şi 1300 ore în SubcarpaŃi (Piatra NeamŃ 1304.4 ore). În regiunea montană, datorită dezvoltării convecŃiei ascendente şi a norilor cumuliformi, durata de strălucire a Soarelui se reduce până la 900 de ore (933.8 ore la Sinaia), uneori ajungând să fie mai mică de 700 de ore (Vf. Omu 693.4 ore, valoare care se datorează, probabil, intervalului mai scurt, luat în analiză). 95

• VariaŃia în cursul anului a duratei de strălucire a Soarelui În cursul anului, durata de strălucire a Soarelui înregistrează un maxim în luna iulie, când predomină timpul senin şi nu în iunie, când durata zilei este cea mai mare şi un minim în decembrie, când durata zilei este cea mai mică, dar şi când se realizează maximul de nebulozitate (tabel 5.2.). Tabel 5.2. Suma lunară şi anuală a duratei de strălucire a Soarelui

*menŃionăm, că pentru realizarea acestui tabel am dispus de date climatice cu perioade diferite

Astfel, din decembrie până în iulie, durata de strălucire a Soarelui este în creştere, iar din iulie până în decembrie inclusiv, în descreştere. În iulie, în perioada 1984-1999, pe litoral, durata de strălucire a Soarelui, are valori de peste 300 de ore. În Câmpia Română (19712000), valorile depăşesc 300 de ore, ajungând uneori până la 360.2 ore la Băileşti şi 375.1 ore la Calafat. În regiunea montană, vara valorile sunt cuprinse între 161.4 şi 203.8 ore (161.4 ore la Vf. Omu, 191.8 ore la Sinaia şi 203.8 ore la Babele).

96

6. UMEZEALA AERULUI

AdvecŃia maselor de aer umed de pe Oceanul Atlantic, Marea Neagră şi Marea Mediterană are ca rezultat transportul deasupra teritoriului Ńării noastre a unei cantităŃi mari de vapori de apă (Dumitrescu,1976). CurenŃii de aer umed din Oceanul Atlantic pătrund în partea nord-vestică a teritoriului Ńării noastre, cei de pe Marea Mediterană în partea sud-vestică, iar cei de pe Marea Neagră influenŃează o porŃiune îngustă, respectiv litoralul Mării Negre. Aportul local în procesele de umezire a aerului îl joacă şi evaporarea apei de pe lacuri, râuri, fluviul Dunărea, Canalul Dunăre-Marea Neagră, dar şi procesele de evaporaŃie (Văduva, 2003). 6.1. UMEZEALA RELATIVĂ

Umezeala relativă (r) este raportul dintre tensiunea reală (e) şi tensiunea maximă de saturaŃie (E) a vaporilor de apă (r =

e x100(%) ). E

Valorile umezelii relative au o importanŃă deosebită în reglarea proceselor evaporaŃiei, transpiraŃiei vegetaŃiei, precum şi în cele de formare a norilor şi ceŃii etc. (Stoenescu, 1960). 6.1.1. Umezeala relativă medie anuală


RepartiŃia valorilor medii anuale

Umezeala relativă în România variază între 71% la OraviŃa (ca urmare a mişcărilor ascendente de tip foëhnal, care au ca rezultat încălzirea aerului şi scăderea umezelii relative) şi 87% la Vf. Omu, Vlădeasa şi Ceahlău Toaca (ca rezultat al temperaturilor reduse), (fig 6.1.). 97

98 Fig. 6.1. Umezeala relativă a aerului. Media anuală.

Altitudinea la care se înregistrează medii anuale de peste 84% (în MunŃii CarpaŃi) este determinată, mai ales de poziŃia acestuia faŃă de circulaŃia atmosferei (Atlas-Mediu şi reŃeaua electrică de transport, 2002). În CarpaŃii Occidentali, valorile ridicate ale umezelii relative caracterizează înălŃimile de 1400-1450 m (MunŃii Banatului, Semenic, 85%) şi de circa 1800 m în MunŃii Apuseni (Vlădeasa, 87%), datorită advecŃiei aerului mai umed din partea de vest. În CarpaŃii Orientali valori de peste 84% caracterizează înălŃimile de 1850-2100 m (Ceahlău Toaca 87%), iar în CarpaŃii Meridionali înălŃimile de 21002200 m (Vf. Omu, 87%). Valori ridicate ale umezelii relative se întâlnesc şi în depresiunile intramontane Giurgeu şi Ciuc (> 80% la Miercurea Ciuc, TopliŃa, Joseni) din cauza inversiunilor de temperatură care întreŃin temperaturi destul de scăzute în perioada rece a anului. Valori ridicate se înregistrează şi pe litoralul Mării Negre şi în partea de est a Deltei Dunării (Sf. Gheorghe 85%; Sulina 84%; Mangalia 82%; ConstanŃa 81%) ca urmare a aportului permanent de vapori de apă de pe Marea Neagră şi din spaŃiul deltaic. Astfel, în urma proceselor de evaporaŃie, vaporii de apă sunt aduşi pe uscat prin intermediul brizelor marine. În interiorul Podişului Dobrogean, mediile anuale ale umezelii relative scad odată cu creşterea distanŃei de la Ńărmul mării, atingând 79% la Medgidia şi 78% la Adamclisi (Văduva, 2003), (fig. 6.2., 6.3.). 85

(%)

84 83 82 81 80 79 Sf. Gheorghe

Sulina

Mangalia

Cons tanŃa

Fig.6. 2. VariaŃia umezelii relative pe litoralul Mării Negre

99

În apropierea Dunării umezeala relativă variază între 74% (Drobeta-Turnu Severin) şi 80% (Giurgiu), (fig. 6.4.). În Câmpia de Vest, mediile anuale ale umezelii relative variază între 76% şi 80% fiind explicate prin efectul de baraj al lanŃului carpatic care se manifestă prin persistenŃa aerului oceanic deasupra acestei regiuni. 82

(%)

81 80 79 78 77 Mangalia

ConstanŃa

Medgidia

Adam clisi

Hârşova

Fig. 6.3. VariaŃia umezelii relative cu depărtarea de Ńărmul Mării Negre 80 79 78 77 76 75 74 73 72 71

(%)

Drobeta Calafat Bechet Turnu Giurgiu CălăraşiHârşova GalaŃi Tulcea Turnu Măgurele Severin

Fig. 6.4. VariaŃia umezelii relative în lungul Dunării

În Podişul Transilvaniei, umezeala relativă variază în limitele a 5% (Tg. Mureş, 76%; Dej, Sibiu, 80%). Valorile ridicate din această regiune sunt rezultatul maselor de aer oceanic care pătrund în România prin partea vestică a acesteia. 100

În SubcarpaŃi (Moldovei, Getici, Curburii) valorile medii ale umezelii relative oscilează între 74% şi 81% (77% Piatra NeamŃ; Râmnicu Vâlcea, 74%; Tg.-Jiu, 75%; Polovraci, 79%; Tg. NeamŃ, 81%; Apa Neagră, 80%). În regiunile cu efecte foehnale, umezeala relativă atinge cele mai mici valori, datorită proceselor adiabatice specifice descendenŃei aerului. Umezeala relativă înregistrează cele mai mici valori medii anuale în estul şi sudul Ńării noastre (sudul şi sud-estul Moldovei, estul şi centrul Câmpiei Române), deci la exteriorul arcului Carpatic, unde predomină advecŃia aerului continental, cu umiditate mai scăzută. În Podişul Moldovei, cele mai mici medii ale umezelii aerului se înregistrează la Vaslui (77%) iar cele mai mari la RădăuŃi (81%). În restul podişului umezeala are valori de 78% la Botoşani, 78% la Iaşi şi 80% la Suceava. În Câmpia Română, umezeala relativă medie anuală are valori sub 80% (Craiova, 78%; GriviŃa, 77%; Drăgăşani, Alexandria, Bucureşti Băneasa, 76%; Piteşti, Roşiorii de Vede, Bucureşti Filaret, 76%; Buzău, 74%; Drobeta-Turnu Severin, 75%).


RepartiŃia valorilor medii ale umezelii relative în decembrie

şi iulie Valorile cele mai mari ale umezelii relative se înregistrează, în lunile de iarnă, atingând maximul în luna decembrie, ca urmare a ciclonilor mediteraneeni, care au o frecvenŃă mare în această lună şi care transportă aer cald şi umed, iar cele mai mici valori caracterizează lunile de vară, atingând minimul în iulie sau august, când predomină timpul senin, iar insolaŃia este mare. În luna decembrie, deasupra Câmpiei Române şi în sudul Podişului Moldovei, unde sunt frecvente masele de aer rece şi dens, valorile umezelii relative sunt mai ridicate. Răcirea radiativă a aerului în cursul nopŃii şi prezenŃa inversiunilor de temperatură în Câmpia Română au ca rezultat localizarea unor valori ≥ 85% (Craiova, 90%; Giurgiu, 91%; Târgovişte, Bucureşti Filaret, Bucureşti Băneasa, 88%), acestea fiind asemănătoare cu cele obŃinute pentru partea vestică a Ńării (Timişoara, Satu Mare, 87%; Arad, 90%). Cele mai reduse valori medii ale umezelii relative din decembrie sunt situate în regiunile de 101

adăpost ale SubcarpaŃilor (Tulnici, 77%). Pe litoralul Mării Negre, valorile umezelii relative sunt cuprinse între 86 şi 90%, fiind asemănătoare cu cele din sudul şi vestul României (≥ 85%). În luna iulie, datorită diferenŃierilor termice mari de la o regiune la alta, umezeala relativă are o repartiŃie mult mai neuniformă decât în luna decembrie. Cele mai mari valori ale umezelii relative sunt înregistrate în regiunea de munte, unde pot depăşi 90% (Vf. Omu, 91%) şi pe litoralul Mării Negre, unde variază între 75-80%. Cele mai coborâte valori se întâlnesc în Câmpia Română (Craiova, 71%; Caracal, Buzău, 70%; Alexandria, Turnu Măgurele, 68%; Bucureşti Filaret, Bucureşti Băneasa, 69%), unde scad până la 65% la Roşiorii de Vede. La staŃiile situate în lungul Dunării prezenŃa surselor permanente de evaporare determină valori mai mari ale umezelii relative (Giurgiu, 72%) faŃă de Câmpia Română. La staŃiile situate în Podişul Transilvaniei cele mai mici valori anuale sunt înregistrate în aprilie (69-74%), iar în SubcarpaŃi şi Podişul Moldovei în luna mai (69-75%).


Amplitudinea oscilaŃiilor anuale ale umezelii relative

RepartiŃia teritorială a amplitudinii oscilaŃiilor anuale ale umezelii relative este în dependenŃă de valorile amplitudinii termice anuale (Dumitrescu, 1976). Cele mai ridicate valori ale amplitudinii umezelii relative sunt obŃinute la Roşiorii de Vede (25%) în Câmpia Română, iar cele mai scăzute în regiunea de munte (Vf. Omu, 7%) şi pe litoralul Mării Negre (Mangalia, 8%).


Regimul anual al umezelii relative

În cursul anului valorile lunare ale umezelii relative înregistrează un minim (când aerul devine mai uscat) şi un maxim (când aerul este foarte umed) (fig. 6.5.).

102

( %)

Oradea

90

(%)

90

T imişoara

85

85

( %)

90

T ârgu Jiu

85

80

80

75

75

70

70

80

75

70

65 I II III IV V VI VIIVII IX X XI XII

( %)

Vf. Omu

65 I II III IV V VI VII VII IX X XI XII

( %)

Cluj-Napoca

90

92 90

I II III IV V VI VII VII IX X XI XII (%)

Iaşi

90 85

85

88

80 80

86

75 84 75

70

82 80

65

70 I

( %)

II III IV V VI VII VII IX X XI XII

Bucureşti Băneasa

I II III IV V VI VII VII IX X XI XII

I II III IV V VI VII VII IX X XI XII (%)

90

86

Mangalia

(%)

85

84

88

80

82

86

75

80

84

70

78

82

65

76 I

II III IV V VI VII VII IX X XI XII

Sf. Gheorghe

90

80 I II III IV V VI VII VII IX X XI XII

I II III IV V VI VII VII IX X XI XII

Fig. 6.5. Regimul anual al umezelii relative a aerului

Maximul anual al umezelii relative este localizat în luna decembrie (Sibiu, 89%; Arad, Bechet, 89%; Râmnicu Vâlcea, 85%; Giurgiu, 91%; Bucureşti Filaret, Bucureşti Băneasa, 89%; Pătârlagele, Buzău, 86%; Fundulea, 90%; ConstanŃa, 87%; Sf. Gheorghe, Bacău, 89%; GalaŃi, Iaşi, 87%; Botoşani, 85%), pentru majoritatea regiunilor Ńării. Face excepŃie staŃia Sulina, unde maximul anual este în decembrie şi februarie (88%). Acest maxim se produce ca urmare a pătrunderii în Ńara noastră a aerului cald şi umed venit de deasupra Mării Mediterane. În regiunea de munte, maximul anual este localizat în luna februarie la Semenic (89%); în februarie-martie la Vlădeasa (89%) şi 103

Rarău (87%); în aprilie la łarcu (92%) şi în aprilie-iulie la Vf. Omu (91%), (Atlas-Mediu şi reŃeaua electrică de transport, 2002). Minimul anual, este localizat în luna aprilie pentru Podişul Transilvaniei; în iulie pentru SubcarpaŃii Getici şi Câmpia de Vest; în mai pentru SubcarpaŃii şi Podişul Moldovei; în iulie-august pentru Câmpia Română şi în iunie-august pentru Delta Dunării. În regiunea montană, minimul anual este înregistrat în august, la Semenic (81%) şi în luna octombrie la Vlădeasa (82%), Vf. Omu (80%), Iezer (74%) şi łarcu (82%).


Valorile minime zilnice

Valorile minime zilnice ale umezelii relative pun în evidenŃă marea lor variabilitate neperiodică (Geografia Fizică, I, Geografia României). În situaŃiile cu timp anticiclonic, când predomină descendenŃa aerului, umezeala relativă poate să scadă apreciabil, chiar sub 10% pe litoral (5% la ConstanŃa pe 10.IV. 1985), în regiunea de munte (4% la Vf. Omu pe 22.IX.1961 şi 10.III.1962; 5% la Vlădeasa pe 1.XII.1963) ca şi în regiunea de câmpie (4% la GriviŃa pe 14 şi 1.V.1969; 5% la Făurei pe 25.X.1968). În Podişul Dobrogei aceste valori au scăzut apreciabil ajungând la 2% la Hârşova pe 28.III.1972 (Văduva, 2003), (fig.6.6.). Asemenea zile pun în evidenŃă un grad mare de uscăciune.


Regimul diurn al umezelii relative

Regimul diurn al umezelii relative evidenŃiază un maxim în timpul nopŃii şi spre dimineaŃă şi un minim la amiază (Clima R.P.R, vol. I, Geografia Fizică, I, Geografia României). Regimul diurn al umezelii relative diferă de la o regiune la alta în funcŃie de condiŃiile fizico-geografice locale. În regiunile de câmpie, se remarcă un maxim al umezelii relative spre dimineaŃă atunci când temperatura aerului are valori scăzute şi un minim după amiaza, când temperatura aerului are valori maxime. În Câmpia Română, iarna, când sunt frecvente inversiunile de temperatură, umezeala aerului în timpul maximului nocturn atinge şi chiar depăşeşte 90% (Bucureşti Băneasa), iar vara, scade până la 78-80%. Ca urmare, amplitudinea diurnă este mică iarna şi mare vara. Vara, scăderea accentuată a umezelii aerului în orele amiezii poate avea re104

percusiuni asupra proceselor biologice ale plantelor, ducând la intensificarea fenomenelor de secetă-aridizare-deşertificare (Văduva, 2003). (%)

media min

Harşova

60 50 40 30 20 10 0

(%)

media

Adamclisi

min. obs

60 40 20 0

I

II

III

IV

(%)

V

VI

VII VIII IX

X

XI

XII

I

media

Medgidia

III

(%)

min

60

II

IV

V

VI

VII VIII IX

X

40

20

20

0

XII

media

Valu lui Traian

min

60

40

XI

0 I

II

III

IV

V

VI

VII VIII IX

X

XI

(%)

XII

I

II

III

IV

VI

VII VIII IX

X

XI

XII

media minima

ConstanŃa

60

V

50 40 30 20 10 0 I

II

III

IV

V

VI

VII VIII IX

X

XI

XII

Fig. 6.6. Minima umezelii relative din orele de observaŃie

În perioada caldă a anului, pe litoralul Mării Negre, umezeala relativă din cursul zilei are valori ridicate datorită brizelor marine care transportă aer umed deasupra uscatului. În această situaŃie, amplitudinea diurnă a umezelii relative are valori foarte mici. În regiunea de munte, oscilaŃiile diurne ale umezelii relative sunt mici. Cauzele sunt legate de oscilaŃiile diurne reduse ale temperaturii aerului şi procesele locale de deplasare a aerului. Noaptea, aerul rece şi dens alunecă descendent pe pante, iar locul lui este luat de aerul uscat din atmosfera liberă. După amiaza, aerul antrenat de convecŃia termică ascendentă transportă vapori de apă la mari înălŃimi, unde valorile umezelii relative cresc. La această creştere contribuie şi procesele de răcire adiabatică a aerului. Vara, când convecŃia termică ascendentă este intensă, creşterea umezelii aerului se continuă şi spre seară, datorită proceselor de destrămare a norilor, în urma mişcărilor ascendente (Dumitrescu, 1976). 105

În depresiunile şi văile adânci, oscilaŃiile diurne ale umezelii aerului sunt foarte mari. Vara, în zilele senine, fundul depresiunilor se încălzeşte puternic, ceea ce favorizează dezvoltarea convecŃiei termice ascendente şi antrenarea vaporilor de apă către înălŃimi. În astfel de situaŃii, valorile umezelii relative scad foarte mult. Noaptea, valorile umezelii aerului cresc din cauza aerului rece şi dens care se deplasează descendent de pe pantele montane şi se acumulează deasupra regiunilor depresionare.
FrecvenŃa zilelor cu diferite caracteristici ale umezelii relative la una din orele de observaŃii

O caracteristică importantă a umezelii aerului o constituie frecvenŃa zilelor în care aceasta este mai mare sau mai mică faŃă de anumite praguri. – Zile cu umezeală relativă mai mică sau egală cu 30% reprezintă situaŃiile de scădere excesivă a umidităŃii aerului, ca şi gradul de sărăcire a atmosferei în particule de apă. Asemenea zile indică un grad ridicat de uscăciune. În regiunile montane şi de câmpie asemenea zile au o frecvenŃă ridicată, ajungând până la 30-40 zile anual; în partea vestică a României numărul lor scade la mai puŃin de 20 ca urmare a frecvenŃei advecŃiei maselor de aer umed. Numărul mediu anual al acestor zile este cel mai redus pe litoral (3-4.4 zile/an), datorită condiŃiilor de umezire permanentă a aerului; el creşte, destul de accentuat, odată cu depărtarea de mare, atingând sau chiar depăşind 25 zile pe an în partea vestică a Podişului Dobrogei (Hârşova, 26.4 zile/an), (tabel 6.1.) Tabel 6.1. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu umezeala relativă (≤30%) (1961-2000), (Văduva, 2003) StaŃii

Lunile I

V

VI

VII

VIII

IX

X

Hârşova

0.1

0.2 2.4 4.0 3.9

3.3

3.4

4.0

3.4

1.3 0.3 0.1

Adamclisi

0.0

0.1 0.6 0.9 0.6

0.8

1.2

1.7

0.9

0.6 0.0 0.0

7.6

Medgidia

0.1

0.3 1.9 2.5 1.8

1.2

2.2

3.8

2.1

1.7 0.3 0.2

13.0

Valu lui Traian 0.2

II

III

IV

An XI

XII 26.4

0.0 1.6 2.3 1.7

1.7

2.1

1.6

1.8

1.8 1.0 0.1

7.0

ConstanŃa

1.0

1.5 1.2 1.2 1.2

1.4

1.0

0.5

1.0

1.3 0.7 0.0

3.0

Mangalia

0.1

0.1 1.1 0.7 0.6

0.3

0.1

0.4

0.5

0.5 0.4 0.0

4.4

106

În cursul anului, numărul mediu lunar al zilelor cu umezeală relativă ≤ 30% este inegal repartizat în timp şi spaŃiu. În timpul iernii, scăderea umezelii relative sub 30% este cu totul întâmplătoare în regiunile cu altitudini mici, în timp ce, în regiunea montană acestea totalizează circa 24 de zile lunar. Pe litoral, în perioada 1961-2000, umezeala relativă nu a scăzut sub 30% în luna decembrie, în timp ce, în lunile de vară frecvenŃa acestora este în medie mai mică de 1.4 zile/lună (Văduva, 2003), (tabel citat). – Zilele cu umezeală relativă ≤ 50% pun în evidenŃă prezenŃa fenomenelor de uscăciune. Anual, numărul mediu al acestor zile variază între 130 şi 150 zile anual în regiunea de câmpie din sud-est iar pe litoral sunt în medie 32-44.2 zile (tabel 6.2.) (Văduva, 2003). Tabel 6.2. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu umezeala relativă (≤50%) (1961-2000) (Văduva, 2003) StaŃii

Lunile I

II

III

IV

V

VI

An VII VIII

IX

X

XI

XII

Hârşova

1.2 2.6

8.3 15.4 18.0

18.2

19.7 19.8 20.0 14.6 4.2

0.8 143.5

Adamclisi

1.1 2.0

3.0 13.1 15.3

15.8

18.1 20.1 17.8 11.2 4.3

0.9 125.9

Medgidia

2.8 3.0

9.3 12.8 15.8

15.6

17.4 18.4 16.9 11.5 4.1

0.8 126.6

6.9

9.8

9.2

10.7

13.0 12.9 11.1 7.6

4.7

1.9 85.2

Valu lui Traian 2.1 3.1 ConstanŃa

2.1 2.9

4.3

4.3

4.2

6.6

5.1

4.8

5.0

5.3

3.4

1.4 44.2

Mangalia

1.6 2.1

3.2

2.7

2.2

3.4

3.0

2.6

3.6

3.4

2.6

1.3 32.0

În cursul anului cele mai multe zile cu umezeala relativă ≤ 50% sunt întâlnite în lunile cele mai calde, iunie, iulie, august (2.6-6.6 zile pe litoral; 10.7-20.1 în Podişul Dobrogei de Sud), (Văduva, 2003). Iarna, zilele cu umezeala relativă ≤ 50% au o frecvenŃă redusă pe litoral (1.4-2.9zile), dar cresc în regiunile de munte unde ajung la 5-10 zile lunar. – Zile cu umezeala relativă ≥ 80% la ora 13. La această oră, se produc, de obicei, cele mai mari temperaturi ale aerului. RepartiŃia valorilor anuale şi lunare ale acestui parametru este în strânsă dependenŃă de marile înălŃimi montane şi de prezenŃa bazinelor de apă (tabel 6.3.). 107

Anual, cea mai mare frecvenŃă a acestor zile se realizează în regiunea montană (Vf. Omu, 267 zile anual; Vlădeasa, 250.2 zile anual, Ceahlău Toaca 235.2 zile anual) şi pe litoral (Sulina, 183.0 zile anual; Mangalia 164.5 zile anual; ConstanŃa 131.2 zile anual), iar cea mai redusă, în câmpie unde variază între 68.0 şi 102.0 zile anual. În cursul anului, frecvenŃa maximă a zilelor cu umezeală relativă ≥ 80% se remarcă în semestrul rece al anului când depăşeşte 9-15 zile lunar. Tabel 6.3. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu umezeala relativă (≥80%) (1961-2000),( Văduva, 2003)

Cele mai puŃine zile cu umezeală relativă ≥ 80% la ora 13 sunt în intervalul aprilie-octombrie (2-7 zile în Câmpia de Vest; 1.5-5 zile în Câmpia Română şi Podişul Dobrogei; 2-7 zile în Podişul Moldovei) când este frecventă advecŃia aerului cald şi uscat de origine tropicală sau continentală în regim anticiclonic. Pe litoral, în această perioadă, se înregistrează până la 17 zile cu umezeală relativă ≥ 80% la ora 13 (17.0 zile în aprilie la Sulina). În regiunea montană, pe măsură ce temperatura aerului scade, zilele cu umezeală relativă ≥ 80% au o frecvenŃă mare tot timpul anului (łarcu, 20-25 zile lunar; Vf. Omu, Ceahlău-Toaca, 17-24.0 zile lunar). 6.2. TENSIUNEA VAPORILOR DE APĂ

Este presiunea parŃială exercitată de vaporii de apă la un moment dat, în anumite condiŃii de timp. RepartiŃia şi regimul ei anual şi diurn, depind de temperatura aerului şi de caracterul suprafeŃelor evaporante. Cantitatea de vapori de apă este direct proporŃională cu temperatura aerului. Această legătură dintre cele două elemente meteorologice se datorează faptului că temperaturile ridicate sporesc 108

viteza de evaporaŃie şi conferă aerului o capacitate mare de înmagazinare a vaporilor. 6.2.1. RepartiŃia valorilor medii anuale Ca şi în cazul repartiŃiei temperaturii aerului şi repartiŃia acestui parametru prezintă diferenŃieri apreciabile, în funcŃie de condiŃiile de relief, de poziŃia acestora faŃă de principalele componente ale circulaŃiei generale a atmosferei şi de vecinătatea faŃă de bazinele acvatice. Cele mai mici valori anuale (sub 7 mb) sunt localizate în regiunea de munte (Vf. Omu, 4.9 mb; Ceahlău-Toaca 6.0 mb; Parâng, 7.0mb), iar cele mai mari în Delta Dunării şi pe litoralul Mării Negre (Sulina, 12.0 mb; Mangalia, 12.4 mb; ConstanŃa, 12.2 mb). Valori ridicate se înregistrează şi în lungul fluviului Dunărea şi în Podişul Dobrogei de Sud, unde depăşesc 11 mb (Calafat, 11.1 mb; Giurgiu, 11.6 mb; Medgidia, 11.3 mb; Hârşova, 11.2 mb). În regiunile de câmpie, valorile medii anuale sunt cuprinse între 10 şi 11 mb (Oradea 10.4 mb; Bucureşti Filaret, 10.9 mb). Pe măsură ce creşte altitudinea, valorile tensiunii vaporilor de apă scad (Câmpina, 9.4 mb), ajungând la mai puŃin de 5 mb pe cele mai înalte culmi ale CarpaŃilor (Vf. Omu, 4.9 mb). 6.2.2. RepartiŃia valorilor medii în luna ianuarie În luna ianuarie, se remarcă diferenŃieri mai mici în repartiŃia tensiunii vaporilor de apă (între 2.0 şi 5.6 mb). Cele mai coborâte valori sunt înregistrate pe marile înălŃimi montane (Vf. Omu, 2.4 mb), iar cele mai ridicate pe litoral şi în Delta Dunării (Mangalia 5.9 mb; Sf. Gheorghe, 5.7 mb) şi în partea de vest a României (Timişoara, 5.2 mb), unde sunt frecvente advecŃiile maselor de aer umed. În partea estică a Ńării, unde, în timpul iernii, au loc invazii ale aerului continental, valorile tensiunii vaporilor de apă oscilează între 9.7 mb. la Vaslui şi 10.2 mb la Iaşi). 6.2.3. RepartiŃia valorilor medii în luna iulie În luna iulie, repartiŃia tensiunii vaporilor de apă este mai neuniform repartizată pe cuprinsul Ńării, în comparaŃie cu luna decembrie. 109

Astfel, cele mai mari valori sunt localizate în Delta Dunării şi pe litoralul Mării Negre (Sulina, 21.3 mb; 21.1 mb; Mangalia, 20.5 mb; ConstanŃa, 20 mb), unde procesele de evaporaŃie sunt intense. De asemenea, în apropierea pădurilor, terenurilor irigate, în vecinătatea bălŃilor, a fluviului Dunărea (Calafat, 18.7 mb; Turnu Măgurele, 18.3 mb; Giurgiu, 19.8 mb), valorile tensiunii vaporilor de apă sunt mai mari. În regiunea de câmpie, valorile tensiunii vaporilor de apă oscilează între 19.9 mb la Giurgiu şi 16.0 mb la Piteşti. Odată cu creşterea altitudinii, valorile medii ale tensiunii vaporilor de apă se reduc ajungând în regiunea montană la valori cuprinse între 8.0 mb şi 11.0 mb (Vf. Omu, 8.3 mb; Vlădeasa, 10.1 mb). 6.2.4. VariaŃia tensiunii vaporilor de apă în cursul anului DependenŃa directă a regimului anual al tensiunii vaporilor de apă faŃă de temperatura aerului, apare şi în cadrul analizei valorilor medii lunare, din care se observă valori mai mici iarna (în ianuarie) şi valori mai mari vara (în iulie), (fig. 6.7.) pentru toată regiunea Ńării noastre. mb. 25

Vf. Omu

Iaşi

ConstanŃa

20

15

10

5

0 I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Fig. 6.7. Regimul anual al tensiunii vaporilor de apă

Amplitudinea anuală cea mai mică se obŃine pentru culmile înalte ale CarpaŃilor, cu valori de 6-8 mb (Vf. Omu, 6 mb; Parâng, 8mb), iar cea mai mare pentru Delta Dunării şi Marea Neagră, cu valori mai mari de 14 mb. (Sf. Gheorghe, ConstanŃa, 14.3 mb; Mangalia, 14.6 mb), (Văduva, 2003). 110

7. NEBULOZITATEA

Nebulozitatea constituie elementul climatic care este influenŃat, atât de factori naturali, cât şi de cei antropici. Astfel, gradul de nebulozitate, felul norilor depind de poziŃia geografică, de altitudine, de prezenŃa bazinelor de apă, de formarea şi evoluŃia maselor de aer şi a fronturilor atmosferice, de anotimp, dar şi de factorii derivaŃi din activităŃile practice ale oamenilor, care contribuie la creşterea gradului de poluare a aerului, deci şi a nucleelor de condensare, una dintre condiŃiile esenŃiale ce contribuie la formarea norilor (Erhan, 1993-1994). 7.1. NEBULOZITATEA MEDIE ANUALĂ

Fiind legată de umiditatea aerului şi influenŃată de factorii dinamici şi geografici, nebulozităŃii îi este specifică o distribuŃie în timp şi spaŃiu similară umezelii aerului (Precupanu, 1998). Nebulozitatea variază invers proporŃional cu temperatura şi durata de strălucire a Soarelui şi direct proporŃional cu umezeala (fig. 7.1.) (Văduva, 2003). Valorile nebulozităŃii medii anuale cresc odată cu creşterea altitudinii, de la aproximativ 5 zecimi, în regiunea de câmpie, la 6.7 – 6.8 zecimi, în regiunea montană.Pentru aceeaşi formă de relief se remarcă diferenŃieri în repartiŃia nebulozităŃii în funcŃie de poziŃia faŃă de masele de aer umed sau de procesele termodinamice care apar în cadrul mişcărilor orografice ascendente sau descendente (Dumitrescu, 1976). În partea de vest a Ńării, datorită influenŃei ciclonilor oceanici şi mediteraneeni, nebulozitatea medie anuală depăşeşte 5.5 zecimi (Timişoara, 5.7 zecimi; Oradea 6.2 zecimi). Valori ridicate ale nebulozităŃii sunt înregistrate şi în Podişul Transilvaniei (BistriŃa 5.8 zecimi; Cluj Napoca 6.3 zecimi), nordul Podişului Moldovei (Suceava 6.2 zecimi). În regiunile de câmpie, unde predomină procesele de convecŃie termică nebulozitatea are valori ridicate (Piteşti 5.7 zecimi; Târgovişte 5.9 zecimi) în comparaŃie cu regiunile din vecinătatea bazinelor de apă (Turnu Măgurele, 5.4 111

zecimi). Aceleaşi valori ridicate sunt prezente şi în centrele urbane mari ca urmare a efectului topoclimatului urban (Bucureşti, 5.5 zecimi; Iaşi 6.6 zecimi). Cele mai reduse valori anuale ale nebulozităŃii, sub 5.5 zecimi, se remarcă pe litoralul Mării Negre (Mangalia 5 zecimi), în lungul Canalului Dunăre-Marea Neagră (Medgidia 5.2 zecimi), în lungul Dunării (Hârşova 5.1 zecimi; Giurgiu 5.4 zecimi) şi în Delta Dunării (Sf. Gheorghe 5.3 zecimi), (Văduva, 2003). Nebulozitatea redusă este justificată prin apropierea bazinelor de apă (Marea Neagră, Dunărea), care favorizează destrămarea norilor. Deasupra regiunilor cu relief accidentat, nebulozitatea are valori mai mari de 6 zecimi (Vf. Omu 7.0 zecimi) fiind diferenŃiată în funcŃie de expoziŃia versanŃilor faŃă de radiaŃia solară şi de direcŃia de deplasare a fronturilor şi a maselor de aer umed. Astfel, pe versanŃii nordici ai CarpaŃilor Meridionali şi pe cei vestici ai CarpaŃilor Orientali şi Occidentali, nebulozitatea este mai mare decât pe cei sudici şi estici. La trecerea maselor de aer, pe versanŃii expuşi se intensifică procesele de formare a norilor şi căderea precipitaŃiilor prin ascendenŃa dinamică (forŃată) a aerului pe pante, pe când pe cei adăpostiŃi, aerul în descendenŃă provoacă destrămarea norilor, fenomen ce se observă până la mare distanŃă de munŃi. Asemenea zone cu nebulozitate redusă cuprind regiunile de dealuri din sudul CarpaŃilor Meridionali şi din estul CarpaŃilor Orientali, scăderea fiind mai accentuată în sud, unde munŃii sunt mai masivi şi mai înalŃi (Clima RPR, I, 1962). 7.2. NEBULOZITATEA MEDIE ÎN DECEMBRIE ŞI AUGUST

Regimul anual al nebulozităŃii totale poate fi corelat cu cel al umezelii relative, temperaturii aerului, duratei de strălucire a Soarelui, cu care variază direct sau invers proporŃional (fig. 7.1.). Nebulozitatea totală variază mult de la o lună la alta în funcŃie de condiŃiile locale şi cele ale circulaŃiei atmosferice, înregistrând un minim şi un maxim anual.

112

ore

(%)(şC)(zecimi)

Hârşova

350 300 250 200 150 100 50 0

100 80 60 40 20 0

I

II

III

IV

V

VI

D

VII

VIII

IX

N

ore

X

XI

U

XII T

(%)(şC)(zecimi)

Adamclisi

350 300 250 200 150 100 50 0

100 80 60 40 20 0 I

II

III

IV

V

D

VI

VII

N

VIII

IX

X

U

XI T

(%)(şC)(zecimi) 100

ConstanŃa

Ore 350 300 250 200 150 100 50 0

XII

80 60 40 20 0 I

II

III

IV D

V

VI N

VII

VIII

IX U

X

XI T

XII

Fig. 7.1. CorelaŃia dintre nebulozitatea medie (N), durata de strălucire a Soarelui (D), umezeala relativă (U) şi temperatura aerului (T) la câteva staŃii din Podişul Dobrogei de Sud

Minimul anual, pentru majoritatea regiunilor Ńării, se realizează în perioada caldă a anului, îndeosebi în august (fig.7.2.) când predomină procesele de descendenŃă a aerului din cauza inversiunilor de temperatură şi deci, de destrămare a norilor (Bogdan, 1989).Cele mai mici valori ale nebulozităŃii sunt înregistrate pe litoralul Mării Negre (2.6 zecimi la Mangalia), în Delta Dunării (Sulina, Sf. Gheorghe 2.8 zecimi) şi în vecinătatea râurilor şi a fluviului Dunărea (Turnu Măgurele 3.0 zecimi).Pentru regiunea montană, minimul anual se realizează în 113

luna octombrie (Vf. Omu 5.7 zecimi), dar şi în august pentru regiunea muntoasă din sud-vestul Ńării (Semenic şi Parâng 4.8 zecimi). Maximul anual se realizează în luna decembrie, odată cu intensificarea deasupra Mării Mediterane a activităŃii ciclonice (care determină o frecvenŃă mult mai mare decât în celelalte luni) şi a inversiunilor termice care sunt însoŃite de procesele de formare a norilor stratiformi şi a ceŃurilor. În această lună valorile nebulozităŃii sunt destul de ridicate (6-8 zecimi) iar diferenŃierile între regiunile înalte şi cele joase sunt foarte mici (circa o zecime). Intensificarea circulaŃiei generale a atmosferei în această lună provoacă invazii ale aerului rece arctic care acoperă estul şi sudul Ńării (în cazul invaziilor aerului rece din partea de nord şi est). În astfel de situaŃii regiunile menŃionate se găsesc sub o pătură de nori, care persistă timp îndelungat, pe când zona muntoasă se găseşte deasupra acestei pături; de aceea nebulozitatea este aici mai redusă decât la câmpie (Clima RPR, I, 1962). În regiunea montană, maximul de nebulozitate se realizează în luna aprilie pentru staŃiile łarcu (7.4 zecimi), Iezer (7.1 zecimi), Ceahlău Toaca (7.5 zecimi) şi iunie pentru staŃia Vf. Omu (7.8 zecimi). În cursul anului valorile nebulozităŃii scad constant din luna decembrie până în luna august inclusiv (de la aproximativ 6.5-8 zecimi până la 3-4 zecimi), în timp ce, din septembrie până în noiembrie, valorile lunare cresc până la 6-6.5 zecimi (Dumitrescu, 1976). 7.3. FRECVENłA NEBULOZITĂłII

Între nebulozitatea totală şi numărul de zile cu cer senin sau acoperit există o legătură funcŃională care este redată în figura 7.2. Curba evidenŃiază un raport invers proporŃional între nebulozitatea totală medie anuală şi numărul mediu anual de zile senine, ceea ce arată că pe măsură ce nebulozitatea creşte, numărul de zile senine scade (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). Totodată sunt puşi în evidenŃă unii factori locali care influenŃează frecvenŃa acestor zile, ca de exemplu poluarea aerului, care reduce numărul de zile senine (Bogdan, 1980). 114

(zecimi)

zecimi

ConstanŃa

16

Mangalia

16

14

14

12

12

10

10

8

8

6

6

4

4

2

2

0 I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

nebuloz. totala zile acoperite

zecimi

IX

X

XI

0

XII

I

zile senine

III

IV

V

VI

neb.totala

zecimi

Medgidia

16

II

VII

VIII

IX

X

senine

XI

XII

acoperite

Adamclisi

16

14

14

12

12

10

10

8

8

6

6

4

4

2

2

0 I

II

III

IV

V

VI

neb.t ot ala

VII

VIII

IX

senine

X

XI

0

XII

I

acoperit e

zecimi

II

III

IV

neb.totala

V

VI

VII

senine

VIII

IX

X

XI

XII

acoperite

Hârşova

16 14 12 10 8 6 4 2 0 I

II

III

IV

neb.totala

V

VI

VII VIII IX

senine

X

XI

XII

acoperite

Fig. 7.2. Nebulozitatea totală, numărul de zile senine şi acoperite (Văduva, 2003)

Între nebulozitatea totală şi numărul de zile acoperite, curba evidenŃiază un raport direct, ceea ce arată că, pe măsură ce creşte nebulozitatea totală, creşte şi numărul de zile cu cer acoperit. 115

7.3.1. Numărul mediu anual al zilelor cu cer senin Numărul mediu anual al zilelor senine este diferenŃiat teritorial în funcŃie de condiŃiile fizico-geografice locale. Anual, cele mai numeroase zile sunt localizate pe litoralul Mării Negre (Mangalia 89,6 zile), în interiorul Podişului Dobrogean (Adamclisi 88,1 zile), în lungul Dunării (Turnu Măgurele 82.0 zile), în vestul Olteniei, ca urmare a mişcărilor descendente foehnale (Apa Neagră 72.0 zile) şi deasupra Deltei Dunării unde mişcările convective şi dezvoltarea locală a norilor sunt împiedicate de regimul termic moderat al suprafeŃelor acvatice (Sf. Gheorghe 80.0 zile). Cele mai puŃine zile senine sunt înregistrate la TopliŃa (23.0 zile) unde şi nebulozitatea este mai mare (6.7 zecimi), pe culmile montane înalte şi în depresiunile intramontane (Semenic 46.0 zile), (fig. 7.3.). În regiunea montană, aceste zile au o frecvenŃă redusă datorită faptului că nebulozitatea are valori ridicate în tot cursul anului. În Podişul Transilvaniei, unde predomină advecŃiile maselor de aer oceanic umed, numărul zilelor senine este destul de mic (Dej şi Cluj-Napoca 38.0 zile; Târgu Mureş 45.0 zile). În Podişul Moldovei, numărul de zile senine oscilează între 37.0 şi 50 zile (38 la Iaşi). Valorile mai mici de la Bacău, Iaşi şi Suceava (200 mm), din timpul iernii s-au produs în februarie 1982 (∆P=93.2 mm), 1986 (∆P=101.4 mm) şi 1991(∆P=118.1 mm), la Câmpulung Moldovenesc. CantităŃi mai mari de 150 mm s-au produs la Râmnicu Vâlcea în anul 1969 (∆P=79.2 mm) şi 1970 (∆P=66.9 mm), iar la Buzău în 1985 (∆P=96.2 mm) şi 1999 (∆P=68.7 mm). 133

O analiză a şirurilor de date provenind de la staŃiile din România, pune în evidenŃă o mare variabilitate a precipitaŃiilor precum şi abaterile pozitive şi negative ale precipitaŃiilor respective, faŃă de media multianuală, considerată normală. • Variabilitatea neperiodică a cantităŃilor de precipitaŃii din luna maximului pluviometric Ca şi în cazul precipitaŃiilor anuale şi aici se constată creşteri şi scăderi continue ale cantităŃilor de precipitaŃii, care sunt variaŃii de lungă durată cu caracter ritmic, fără ca oscilaŃiile respective să fie ciclice şi să releve o tendinŃă pe termen lung (fig. 8.8.). pp (mm) 200

media lunară media multianuală

Buzău

tendinŃa polinomială

150 100 50

pp (mm) 250

1999

1997

1995

1993

1991

1989

1987

1985

1983

1981

1979

1977

1975

1973

1971

1969

1967

1965

1963

1961

0

Râmnicu Vâlcea

200 150 100 50

pp (mm)

2001

1998

1995

1992

1989

1986

1983

1980

1977

1974

1971

1968

1965

1962

1959

1956

1953

1950

0

Câmpulung Moldovenesc

300

200

100

Fig. 8.8. VariaŃiile neperiodice ale cantităŃilor de precipitaŃii în luna cea mai ploioasă 134

1999

1997

1995

1993

1991

1989

1987

1985

1983

1981

1979

1977

1975

1973

1971

1969

1967

1965

1963

1961

0

• Cele mai mici cantităŃi lunare de precipitaŃii şi abaterea faŃă de media multianuală FaŃă de cele mai mari cantităŃi lunare de precipitaŃii, acestea au avut valori extrem de reduse, fapt ce reprezintă încă un indiciu de mare variabilitate în timp şi spaŃiu al precipitaŃiilor. Pentru a se putea urmări mai bine frecvenŃa cantităŃilor lunare de precipitaŃii deficitare s-a calculat abaterea mediilor lunare din fiecare an faŃă de media lunară multianuală. Cele mai frecvente sunt abaterile negative, respectiv cantităŃile lunare deficitare, care se pot produce în orice lună şi anotimp. Valoarea lor maximă (-∆P) poate ajunge până la 22 mm la Câmpulung Moldovenesc (1.8 mm în februarie 1976), 29.5 mm la Buzău (0.3 mm în octombrie 1969), 47.1 mm la Râmnicu Vâlcea (0.0 mm în septembrie 1961) şi 40-57mm în Podişul Dobrogei (Mangalia, 40.9 mm în noiembrie 1978; Adamclisi 57.1 mm în iunie 1996; Hârşova, 48.3 mm în iunie 1962; Valu lui Traian, 44.9 mm în iunie 1962 şi ConstanŃa, 43.7 mm în noiembrie 1986), (Văduva, 2003). De remarcat, este faptul că, Podişul Dobrogei şi pe litoral, lunile în care se produce un deficit maxim (40-57 mm) sunt chiar lunile maximului pluviometric, în special iunie cu o frecvenŃă de 50% şi noiembrie, cu o frecvenŃă de 33.3%. Cele mai mari abateri negative s-au produs în interiorul Podişului Dobrogei cu o frecvenŃă mai mare la Adamclisi şi Medgidia. Comparativ cu acestea, pe litoral, unde seceta este mult mai frecventă, deficitul maxim este în jur de 40-43 mm. Acesta arată, pe de o parte continentalizarea maselor de aer pe măsură ce se deplasează către est, iar pe de alta, influenŃa Mării Negre care împiedică dezvoltarea convecŃiei vara şi deci producerea precipitaŃiilor abundente. Ca urmare, aici seceta este mai frecventă dar cu un grad de severitate mai mic (op. citată). • Variabilitatea neperiodică a cantităŃilor de precipitaŃii din luna minimului pluviometric În această lună la toate staŃiile, se constată o tendinŃă polinomială de creştere a cantităŃilor de precipitaŃii, cu excepŃia staŃiei Râmnicu Vâlcea unde această tendinŃă este uşor staŃionară (fig. 8.9.). De asemenea, pentru staŃiile luate în studiu tendinŃa lineară pe termen lung este de scădere a cantităŃilor de precipitaŃii. 135

pp (mm) 70

Câmpulung Moldovenesc media lunară tendinŃa polinomială

60

media multianuală tendinŃa lineară

50 40 30 20 10 1999

1997

1989 1989

1995

1987 1987

1993

1985

1991

1983

1985

1981

1979

1977

1975

1973

1971

1969

1967

1965

pp (mm)

1983

80

1963

1961

0

Buzău

70 60 50 40 30 20 10

pp (mm)

1999

1997

1995

1993

1991

1981

1979

1977

1975

1973

1971

1969

1967

1965

1963

1961

0

Râmnicu Vâlcea

140 120 100 80 60 40 20 2001

1998

1995

1992

1989

1986

1983

1980

1977

1974

1971

1968

1965

1962

1959

1956

1953

1950

0

Fig. 8.9. VariaŃiile neperiodice ale cantităŃilor de precipitaŃii în luna cea mai secetoasă 8.4. CANTITĂłILE MAXIME DE PRECIPITAłII ÎN 24 DE ORE

O altă caracteristică importantă a regimului precipitaŃiilor din România o constituie cantităŃile maxime în 24 de ore. Ele pot depăşi uneori cantitatea medie multianuală sau, în regiunile de câmpie chiar cantitatea anuală. Cauzele care determină astfel de ploi se datorează fie convecŃiei locale puternice, fie trecerii unui front rece sau ascensiunii forŃate a maselor de aer umed pe versanŃii muntoşi (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). 136

Din analiza datelor cuprinse în tabelul 8.3 reiese în primul rând caracterul excepŃional al precipitaŃiilor maxime diurne, subliniat de faptul că la majoritatea staŃiilor meteorologice luate în calcul, acestea au depăşit cantităŃile medii lunare multianuale, s-au cel puŃin le-au egalat. În unele situaŃii maximele diurne rămân cantitativ mai mici decât mediile multianuale (ex. Arad, BistriŃa, Miercurea Ciuc), (Dragotă, 1999). De obicei, cantităŃile maxime în 24 de ore sunt mai mici iarna când deasupra teritoriului României este frecventă circulaŃia anticiclonilor continentali (când conŃinutul de vapori de apă al maselor reci nu este prea mare) şi mai mari vara, atunci când umezeala absolută este mare şi când convecŃia termică contribuie la dezvoltarea norilor şi la intensificarea precipitaŃiilor. Cele mai mici valori s-au măsurat în perioada decembrie-martie, cu excepŃia părŃii nord-vestice (unde au fost localizate în lunile de toamnă) şi sud-vestice a Ńării (cu maxime în 24 de ore localizate în anotimpul de iarnă), sub influenŃa climatului submediteranean. Cele mai mari cantităŃi în 24 de ore s-au produs în lunile calde de vară, iulie, august ca rezultat al interdependenŃei dintre suprafaŃa activă sub influenŃa căreia se dezvoltă convecŃia termică şi advecŃiile de aer cald tropical. Uneori, cantităŃile maxime în 24 de ore sunt însoŃite de furtuni de grindină, ele căpătând un pronunŃat caracter torenŃial iar prin cantitatea mare de apă căzută prin procesele de eroziune pe care le declanşează capătă un caracter de excepŃie, fiind considerate un fenomen climatic de risc. Caracteristica esenŃială a acestui parametru este dată de faptul că ploile excepŃionale au un caracter regional, cu intensităŃi şi durate mici, afectând arii de acŃiune restrânse (Dragotă, 1999). CantităŃile maxime de precipitaŃii prezintă în distribuŃia pe teritoriul României, diferenŃieri semnificative. Dealurile şi Câmpia de Vest, aflate tot timpul anului sub influenŃa climatului temperat oceanic, primesc în regim multianual cele mai multe precipitaŃii. Maximele diurne sunt localizate la sfârşitul primăverii şi vara (Baia Mare, 121.4 mm în iunie) sau chiar la începutul toamnei (Oradea, 64.4 mm în septembrie). În Câmpia şi Dealurile Banatului (aflate sub influenŃa maselor de aer submediteranean) cele mai abundente precipitaŃii diurne cad în timpul verii (Timişoara, 100 mm în iunie) sau începutul toamnei (Lugoj, 90.2 mm în septembrie). 137

Tabel 8.3. Cantitatea maximă absolută de precipitaŃii (mm) căzută în 24 de ore şi media multianuală a acestora (1901-1997),(Dragotă, 1999) StaŃiile meteorologice Satu Mare Oradea GurahonŃ Arad Timişoara Caransebeş Bozovici Cuntu Baia Mare BistriŃa Zalău Turda Băişoara Târgu Mureş Păltiniş Miercurea Ciuc Odorhei LăcăuŃi Făgăraş Petroşani Deva Vârfu Omu Botoşani Piatra NeamŃ Iaşi Huşi Buzău Brăila Sulina ConstanŃa Medgidia GriviŃa Urziceni Călăraşi 138

PrecipitaŃii maxime căzute în 24 de ore 123.1 15.VIII.1938 64.4 2.IX.1910 110.6 24.V.1949 59.4 2.VI.1988 100 1.VI.1915 127 1.IX.1941 128.3 30.VII.1971 204.2 19.VII.1970 121.4 13.V.1970 75.9 11.VII.1938 120.2 VII.1913 120.0 29.V.1986 65.2 22.VI.1979 75.2 29.VIII.1925 94.6 25.VIII.1977 76.0 2.VII.1975 86.5 20.VIII.1949 115.4 12.VII.1969 92.7 23.VI.1946 107.0 21.VI.1952 66.2 15.V.1942 115.0 14.VII.1929 80.4 18.VIII.1969 132.0 29.VII.1991 146.7 25.VIII.1970 123.6 12.VII.1969 90.5 22.V.1976 110.7 8.VI.1926 219.2 29.VIII.1924 112.3 12.VIII.1939 92.0 19.VIII.1949 115.9 13.II.1954 95.0 27.V.1971 149.4 2.VII.1915

Media lunară multianuală 64.1 45.6 83.2 75.9 81.1 56.7 60.4 157.8 84.2 83.1 84.2 68.2 130.8 71.5 108.1 84.1 71.9 150.9 106.3 113.4 64.7 125.5 80.2 96.2 55.9 61.7 63.6 65.8 26.7 29.5 33.5 32.4 60.7 54.0

În Podişul Transilvaniei, intervalul favorabil căderilor ploilor excedentare este iunie-august (BistriŃa, 75.9 mm în iulie; Alba Iulia, 75.6 mm în august). Pe culmile înalte cantitatea ridicată de precipitaŃii este consecinŃa intensificării activităŃii fronturilor de aer la trecerea lor peste munŃi şi convecŃiei termice intense din sezonul cald. În general, deşi abundente, cantităŃile maxime diurne măsurate în regiunea de munte nu depăşesc valoric, pe cele de la câmpie (op. citată). Pe litoral maximele diurne de precipitaŃii se produc în luna august (ConstanŃa 111.6 mm, Mangalia 140.2 mm), (Văduva, 2003). Deasupra Deltei Dunării şi a Complexului lagunar Razim, unde încălzirea este puternică în timpul verii şi toamna, convecŃia termică este foarte activă. În condiŃiile unor pătrunderi masive de aer umed aduse de ciclonii şi fronturile din sud şi sud-vest, se înregistrează cantităŃi diurne de precipitaŃii care depăşesc de trei sau chiar de patru ori media lunară multianuală. Aşa este cazul la Tulcea, unde în 24 de ore au căzut 125.4 mm în 30 august 1924 şi Unirea Jurilovca 130.2 mm în 4 iulie 1954. La Sulina, în 29 august 1924 au căzut 219 mm faŃă de 29.1 mm cât măsoară media multianuală a lunii august, iar la nord de această staŃie, la postul pluviometric C.A.Rosetti s-a înregis-trat la 30 august 1942 cantitatea de 520.6 mm care împreună cu cantitatea căzută în ziua precedentă dau 690.6 mm, reprezentând cantitatea maximă absolută căzută în 24 de ore în România, în perioada 1901-1997 (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). În Câmpia Română, cantităŃile maxime diurne măsurate au atins 80-170 mm şi s-au semnalat în majoritatea cazurilor în iulie şi august, valoric acestea dublând sau triplând media multianuală a lunilor respective, cum ar fi: Călăraşi 149.4 mm, Drobeta-Turnu Severin 171.7 mm în luna iulie, precum şi OlteniŃa 114.0 mm în luna august. Uneori şi în luna iunie s-au totalizat în 24 de ore cantităŃi maxime de precipitaŃii excepŃionale: Ciuperceni 349 mm, Calafat 194 mm (Dragotă, 1999).

139

8.5. NUMĂRUL DE ZILE CU DIFERITE CANTITĂłI DE PRECIPITAłII

VariaŃiile numărului de zile cu diferite cantităŃi de precipitaŃii, sunt dependente de particularităŃile suprafeŃei active (altitudine, expoziŃia versanŃilor faŃă de advecŃia maselor de aer umed, forma de relief etc.) şi de circulaŃia generală a atmosferei (Geografia României, Geografia Fizică, I, 1983). RepartiŃia cantităŃilor de precipitaŃii, pe zile, în fiecare lună joacă un rol important din punct de vedere practic. Pentru agricultură nu este atât de important numărul mare sau foarte mare de zile cu precipitaŃii, ci cantitatea de apă căzută în aceste zile şi dacă această apă a fost folositoare sau dăunătoare în intervalul respectiv. Podişul Dobrogei, dar mai ales litoralul Mării Negre, la nivelul Ńării, sunt cele mai sărace teritorii în precipitaŃii, ceea ce impune, în cele mai multe cazuri din intervalul cald al anului, corectarea deficitului de precipitaŃii prin irigaŃii (Văduva, 2003). Numărul mediu anual cu diferite cantităŃi de precipitaŃii creşte, în general, cu altitudinea. La altitudini mai mari de 1800 m, cantitatea de precipitaŃii nu depinde numai de altitudine, ci şi de expoziŃia versanŃilor faŃă de circulaŃia dominantă a atmosferei. Chiar şi la altitudini mai mici, influenŃa expoziŃiei joacă un rol foarte important (pe versanŃii cu expunere vestică şi nordică, numărul de zile cu precipitaŃii este mai mare cu 10-20 pe an decât pe versanŃii cu expunere estică şi sudică, caracterizaŃi prin procese de foehnizare a aerului). Un interes deosebit îl reprezintă numărul de zile în care cantitatea de precipitaŃii a fost egală sau mai mare decât anumite praguri, considerate ca fiind foarte importante pentru diferitele faze de dezvoltare a culturilor agricole şi repartiŃia acestora în spaŃiu (teritoriul României) şi în timp (pe diferite luni sau anotimpuri). 8.5.1. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu cantităŃi de precipitaŃii ≥0.1 mm Cele mai multe zile cu precipitaŃii ≥0.1 mm se produc în sezonul rece al anului începând cu luna noiembrie (odată cu instalarea sezonului rece când variază între 8.2. şi 9.4. şi în decembrie, ianuarie 140

şi februarie între 9.2 şi 10.3 pe litoral şi în Podişul Dobrogei, iar în regiunea montană între 11.1 şi 12.5 zile (tabel 8.4.). În Podişul Dobrogei numărului de zile cu astfel de cantităŃi de precipitaŃii, au valori mai variate şi în general mai ridicate, decât cele prezentate în literatura de specialitate (Clima RPR, vol I-II, 19621961; Atlasul RSR, 1972-1979; Geogr. României, Geografia Fizică, I, 1983), ceea ce conduce la concluzia că în aceste ultime decenii, precipitaŃiile au fost mai frecvente (Văduva-Iancu, 2002). Semestrul cald debutează, cu un număr mai mare de zile cu precipitaŃii, în lunile aprilie, mai şi iunie (9-10 zile pe litoral; 18-21 zile în regiunea montană), iar pe măsură ce ne apropiem de sfârşitul verii şi începutul toamnei, în lunile august şi septembrie, se înregistrează cel mai mic număr de zile cu ploaie (la ConstanŃa doar între 4 şi 5 zile cu precipitaŃii). ExplicaŃia acestui număr mic de zile cu precipitaŃii trebuie corelată cu lipsa norilor convectivi din timpul verii de pe litoral. ConvecŃia, fenomen meteorologic frecvent în sezonul cald deasupra reliefului continental, nu întruneşte condiŃii de geneză şi îndeosebi de dezvoltare pe litoral datorită prezenŃei mării. Aici, în timpul verii, în orele de maximă încălzire se produc curenŃi de aer cu caracter descendent, ceea ce provoacă destrămarea norilor convectivi chiar dacă aceştia se formează deasupra uscatului dobrogean şi ajung şi deasupra litoralului. Aceasta înseamnă că cele 4-5 zile de precipitaŃii din lunile august şi septembrie se înregistrează şi din ploi frontale care cuprind mari suprafeŃe din teritoriul Ńării (Văduva, 2003). Tabel 8.4. Numărul de zile cu precipitaŃii ≥ 0.1 mm StaŃii ConstanŃa Mangalia Medgidia Adamclisi Hârşova Vârfu Omu Vlădeasa Iezer-Pietrosu

I 10.0 9.5 8.9 9.6 9.2 14.7 17.3 15.9

II 9.2 8.9 9.9 9.9 9.6 14.4 17.8 16.3

III 9.3 8.4 8.9 9.4 8.7 14.3 18.8 17.6

IV 8.4 8.2 8.2 8.6 8.2 18.9 18.6 16.9

V 9.2 8.3 10.2 9.9 10.3 21.2 19.9 18.4

VI 8.1 7.9 9.8 9.7 10.3 20.5 19.3 18.8

VII 7.1 6.8 8.3 8.4 7.7 18.5 17.3 17.8

VIII 4.6 5.0 5.9 5.7 5.8 17.0 16.3 14.9

IX 5.1 5.2 5.3 5.3 5.7 12.0 13.7 12.6

X 6.8 6.8 6.0 6.0 6.6 11.1 12.5 11.4

XI 8.6 8.7 8.2 9.4 8.6 12.9 17.6 16.2

XII 10.1 9.6 9.4 10.0 10.0 15.1 18.2 19.0

An 96 93.6 99.6 102 100.8 190.8 207.3 196.7

Sursa: Geografia României, 1983; Văduva, 2003 141

Anual se realizează 93-96 zile cu precipitaŃii ≥0.1 mm (pe litoral), mai numeroase fiind în regiunea montană 190-207 zile. 8.5.2. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu precipitaŃii ≥ 0.5 mm Acesta scade cu aproximativ 30% păstrând, în linii mari aceeaşi distribuŃie. Ele sunt mai numeroase în semestrul cald pe uscat şi în cel rece pe litoral. Cele mai mari cantităŃi medii lunare se produc în lunile mai-iunie, iar cele mai scăzute în lunile august–septembrie (tabel 8.5). Anual se realizează 73-79 zile cu precipitaŃii ≥0.5 mm pe uscatul dobrogean şi 70-72 zile pe litoral. 8.5.3. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu precipitaŃii ≥ 1.0 mm. CantităŃile mai mari de 1.0 mm sunt cele care asigură necesarul de apă pentru plante. RepartiŃia lunară a acestor cantităŃi este relativ uniformă cu o creştere uşoară în semestrul rece, pentru litoral (> 6 zile), şi în semestrul cald în Podişul Dobrogei (6-7 zile), Câmpia Română (8 zile) şi în regiunea montană (17-18 zile), (tabel 8.6.). Tabel 8.5. Numărul de zile cu precipitaŃii ≥0.5 mm StaŃii ConstanŃa Mangalia Medgidia Adamclisi Hârşova

I 6.5 6.8 6.3 6.5 6.5

II 6.3 6.7 6.8 7.5 6.6

III 5.9 6.1 6.0 6.8 6.0

IV 6.2 6.6 6.1 6.7 6.0

V 7.0 6.3 7.8 7.8 8.1

VI 6.8 6.3 7.4 8.4 8.1

VII 5.3 5.2 6.8 6.8 6.3

VIII 3.7 4.0 4.4 4.9 4.8

IX 3.8 4.1 4.0 4.3 4.9

X 5.0 5.2 4.8 5.1 4.5

XI 6.7 6.8 6.5 7.2 6.3

XII 7.3 7.4 6.8 7.6 6.9

An 70.8 72 73.2 79.2 75.6

Numărul mediu anual de zile cu precipitaŃii ≥ 1.0 mm creşte de pe litoral, de la 59-60 zile, spre partea centrală şi vestică a Podişului Dobrogei (62-65 zile), ajungând în regiunea montană la 155-158 zile (tabel 8.6). Însumarea anuală a numărului de zile cu precipitaŃii ≥ 1.0 mm, ne dezvăluie o distribuŃie normală în directă dependenŃă de cantităŃile locale.

142

Tabel 8.6. Numărul de zile cu precipitaŃii ≥ 1.0 mm StaŃii ConstanŃa Mangalia Medgidia Adamclisi Hârşova Vârfu Omu Vlădeasa Iezer-Pietrosu Bucureşti Băneasa Craiova

I 4.9 5.5 4.7 5.0 5.0 11.7 12.1 11.4 5.6 6.5

II 5.2 5.4 5.3 5.7 5.4 12.1 12.9 13.6 5.9 6.6

III 4.7 5.1 4.7 5.2 4.8 11.9 13.9 13.5 5.8 6.9

IV V VI VII 5.0 5.8 5.9 4.7 5.5 5.1 5.4 4.5 5.2 6.6 6.9 6.0 5.6 6.6 7.4 5.8 5.0 6.7 6.6 5.3 14.2 17.8 16.6 15.4 13.1 15.8 16.6 13.9 13.8 15.9 15.2 15.2 6.6 8.5 6.8 6.8 7.6 8.5 7.3 6.8

VIII 3.1 3.5 4.0 4.1 4.4 13.5 12.6 12.3 6.0 5.4

IX 3.1 3.3 3.4 3.8 4.3 9.3 9.2 9.4 5.1 4.9

X 4.2 4.0 4.1 4.2 3.6 9.1 8.9 9.8 4.4 4.0

XI 5.6 5.7 5.5 6 5.3 10.1 13.9 13.8 6.4 7.7

XII An 6.2 58.8 6.4 60.0 5.6 62.4 5.8 64.8 5.9 62.4 13.6 155.3 14.4 157.3 14.6 158.6 6.7 74.6 7.9 80.1

Sursa: Geografia României, 1983; Văduva, 2003

8.5.4. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu precipitaŃii ≥ 10.0 mm. Ploile abundente care dau cantităŃi ≥10.0 mm sunt relativ rare. Astfel, în cei 40 de ani înregistraŃi (luaŃi în calcul), numărul mediu lunar de zile cu aceste precipitaŃii este în general subunitar, îndeosebi spre sfârşitul iernii şi începutul primăverii. Cel mai ridicat număr mediu lunar se înregistrează în lunile noiembrie – decembrie pentru litoral (> 1 zi), mai – iunie (1-2 zile) pentru partea central-vestică a Podişului Dobrogei şi 5-5.5 zile pentru regiunea montană, iar cele mai scăzute valori medii lunare, în lunile februarie-martie (tabel 8.7.). Tabel 8.7. Numărul de zile cu precipitaŃii ≥ 10.0 mm StaŃii ConstanŃa Mangalia Medgidia Adamclisi Hârşova Vârfu Omu

I 0.8 0.8 0.7 0.1 0.7 2.6

II 0.6 0.6 0.9 0.1 0.6 2.6

III 0.7 0.6 0.5 0.1 0.6 2.6

IV 0.7 0.7 0.5 0.2 0.6 3.9

V 1.2 0.8 1.6 0.6 1.5 5.3

VI 0.9 0.9 1.4 0.6 1.4 5.0

VII 0.7 0.9 1.5 0.4 1.4 5.6

VIII 1.1 1.0 1.2 0.6 1.4 3.8

IX 1.1 1.0 0.9 0.3 0 2.6

X 0.8 1.0 0.9 0.2 0.7 2.2

XI 1.3 1.1 1.0 0.2 0.9 2.8

XII An 1.1 0.9 1.1 0.9 0.8 1.0 0.3 0.3 0.8 0.9 3.1 42.1

Sursa: Geografia României, 1983; Văduva, 2003

143

8.5.5. Numărul mediu lunar şi anual de zile cu precipitaŃii ≥ 20.0 mm Cel mai mare număr de zile cu precipitaŃii ≥ 20.0 mm se înregistrează în regiunea montană. Deşi în semestrul rece numărul lor este subunitar, în semestrul cald ajunge până la 1.9-2.1 zile. Continentalismul uscatului dobrogean pe de o parte şi rolul jucat de apele mării, pe de altă parte, contribuie la diminuarea exagerată a numărului de zile cu cantităŃi ≥ 20.0 mm, în această regiune. Astfel, la nici o staŃie şi în nici o lună nu s-a înregistrat mai mult de o zi. Cele mai multe zile cu astfel de precipitaŃii se înregistrează în iunie-august şi noiembrie pe litoral şi în mai-iunie-iulie în partea centrală şi vestică a Podişului Dobrogei, iar cele mai scăzute (0.1 zile) în ianuariefebruarie, când astfel de zile pot lipsi (Văduva, 2003). Anual se realizează 2.4-3.6 zile cu precipitaŃii ≥ 20.0 mm pe uscatul dobrogean, 0.3 zile pe litoral şi 14.5 zile la Vârfu Omu.

144

9. VÂNTUL

Regimul vântului este determinat, de interdependenŃa dintre particularităŃile circulaŃiei generale a atmosferei şi de particularităŃile suprafeŃei active. Mişcarea maselor de aer este generată de acŃiunea principalilor centri barici ai continentului european: anticiclonul azoric, mai ales în semestrul cald, anticiclonul est-european, mai ales în semestrul rece, şi ciclonii mediteraneeni posibili în tot anul, cu deosebire iarna. Atât viteza, cât şi direcŃia de unde bate vântul sunt întotdeauna în funcŃie de mărimea şi sensul gradientului baric orizontal care apare între două mase de aer cu caracteristici fizice diferite care traversează sau staŃionează pe teritoriul respectiv. De aceea, de la o perioadă la alta, atât direcŃia, cât şi viteza vântului se modifică mult şi alternează cu intervale de calm (łâştea şi colab. 1967 ; Miha, Pătăchie, 1983). 9.1. FRECVENłA VÂNTULUI PE DIRECłII

În funcŃie de dispunerea şi amplasarea centrilor barici care dirijează circulaŃia atmosferei deasupra Ńării noastre, frecvenŃa vântului şi a calmului înregistrează mari variaŃii, în timp şi spaŃiu, cu atât mai mult cu cât acest element climatic se caracterizează printr-o mare discontinuitate. Pe fondul circulaŃiei dominante apar unele modificări locale ale direcŃiei vântului, impuse de particularităŃile suprafeŃei subiacente şi, în special, de lanŃul MunŃilor CarpaŃi. Astfel, pe înălŃimile carpatice la circa 2500 m, domină vânturile de vest, în proporŃie de 67%. Pe măsură ce scade altitudinea (la circa 1800 m), această dominanŃă scade la 60%, intervenind diferenŃe între expoziŃiile versanŃilor şi între orientările culmilor. Pe versanŃii cu diferite expoziŃii direcŃiile dominante sunt date de expunerea acestora faŃă de circulaŃia maselor de aer. Văile şi depresiunile canalizează vânturi uneori cu direcŃii, periodic sau concomitent, opuse (exemplu pe defileul Oltului, Culoarul Rucăr-Bran, pe valea Prahovei ş.a.), iar vânturile circulaŃiei generale, ajunse la marginile CarpaŃilor, pătrund 145

în interior pe văile largi, ca de exemplu vânturile de est pe valea Moldovei, BistriŃei sau pe Trotuş şi pasul Oituz. În Podişul Moldovei, domină vânturile de NV în jumătatea nordică şi cele din sud în cealaltă jumătate. În exteriorul CarpaŃilor de Curbură se resimte mai puŃin direcŃia dinspre nord şi se trece la o direcŃie dinspre NE. În sudul Meridionalilor vânturile dominante bat dinspre NE (în partea estică), apoi dinspre nord (în partea centrală) şi dinspre NV (în partea de vest). În Podişul Transilvaniei, masele de aer pătrund peste Poarta Someşeană, pe Culoarul Mureşului, peste pasuri şi culmi mai joase (exemplu, peste Apuseni), dar şi prin „ieşirile” spre Braşov peste Perşani. În această regiune, vânturile dominante au următoarele direcŃii: SV-NE în culoarele Orăştie-Aiud, NV-SE în Podişul Someşan; N-S şi NE-SV în Câmpia Transilvaniei şi Podişul Târnavelor. În Câmpia Română, dominante rămân vânturile de vest (în vest) şi est (în est) şi de interferenŃă în Câmpia Teleormanului, dar şi cu modificări la extremităŃi, respectiv vânturi de NV (în vest) şi de N (în est). În lungul văii Dunărea domină vânturile pe direcŃie est-vest, dar dinspre nord peste BălŃi şi NV pe distanŃa GalaŃi-Tulcea. În Podişul Dobrogei şi mai ales pe litoralul Mării Negre, cea mai mare frecvenŃă revine vânturilor de vest (16.4%), nord (13.6%) şi nord-est (12%) urmate de cele de sud (11.8%), nord-vest (10.9%) şi sud-est (10.1%) la ConstanŃa, iar la Mangalia frecvenŃa cea mai mare revine vânturilor de vest (19.6%), nord-vest (16.3%), sud-est (13.4%) şi nord-est (11.4%), (Văduva, 2003). În Câmpia de Vest predomină mai ales vânturile de nord, urmate de cele de sud şi sud-vest. 9.2. VITEZA VÂNTULUI

Reprezintă cea de a doua caracteristică esenŃială a vântului şi depinde în mod direct de valoarea gradientului baric orizontal. Anual, cele mai mari viteze ale vântului sunt semnalate în regiunile montane înalte. Pe măsură ce scade altitudinea scade şi viteza vântului. Astfel, viteza medie anuală pe înălŃimile carpatice cele mai mari variază între 8.0 şi 10.5 m/s. La altitudini de 1800-2000 m, viteza medie anuală variază în jur de 6 m/s, iar pe versanŃii cu expunere 146

favorabilă invaziilor maselor de aer din semestrul rece al anului, în jur de 5 m/s. Pe versanŃii adăpostiŃi, viteza variază între 2-3 m/s, iar în depresiunile intramontane, în jur de 1 m/s. În Podişul Transilvaniei, viteza vântului se reduce până la 2-2.5 m/s, în partea sudică şi sudvestică şi 1.6-2.2 m/s în restul podişului. La exteriorul arcului carpatic, cele mai mari medii anuale ale vitezei vântului se remarcă la gurile Dunării (7 m/s), pe litoral, sudestul Câmpiei Siretului Inferior şi Podişul Bârladului (4.1-5.0 m/s). În Podişul Moldovei, Podişul Dobrogei, Delta Dunării şi în Bărăgan, viteza vântului scade sub 4 m/s. În celelalte regiuni ale Ńării viteza se reduce la mai puŃin de 3 m/s. Viteze mai mici de 1 m/s caracterizează numai depresiunile carpatice închise (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). Vitezele medii maxime sunt în martie-aprilie, în majoritatea Ńării, când solul fiind relativ dezgolit vântul provoacă o mare evaporare; pe vârfurile montane înalte se atinge o viteză maximă în februarie, iar pe litoral în ianuarie. În august şi septembrie domină regimul anticiclonal şi viteza vântului este minimă. 9.3. CALMUL ATMOSFERIC

Scade ca durată de la câmpie spre culmile montane şi de la vest spre est. Cel mai îndelungat calm (>75%) se produce în depresiunile intracarpatice mici (Voineasa). În depresiunile mai mari, cu frecvenŃă mare a inversiunilor de temperatură (Giurgeu, Baraolt), ca şi în Depresiunea GurahonŃ, Târgu Jiu-Câmpu Mare, în Culoarul Mureşului calmul variază între 60.1 şi 69.9%. Valori mari (>40%) se întâlnesc şi în interiorul Podişului Transilvaniei, ca şi în unele culoare de vale. Calmul cel mai redus este la Ńărmul Mării Negre, la Sulina (13%) şi pe crestele munŃilor de >2 500 m (9.2%), unde vânturile sunt dominante. În regiunile de câmpie din vestul şi estul României, mai expuse vântului, calmul este de circa 20-30%, iar în cele sudice şi sud-vestice, mai adăpostite, de 25-40% (Atlas-Mediu şi reŃeaua electrică de transport, 2002), (fig. 9.1.).

147

148 Fig. 9.1. DirecŃiile dominante ale vântului şi calmul atmosferic

9.4. VÂNTURILE LOCALE

Pe lângă vânturile dominante, pe teritoriul României se produc şi vânturi locale. Acestea iau naştere datorită perturbaŃiilor termice sau mecanice care se produc în circulaŃia generală a atmosferei, datorită influenŃei suprafeŃei active (Geografia României, Geografia Fizică, I, 1983, Ciulache, 1987). După factorul generator se cunosc vânturi locale cu periodicitate zilnică (brizele), determinate de încălzirea inegală a diferitelor tipuri de suprafeŃe active, şi vânturi locale care se dezvoltă sub influenŃa circulaŃiei atmosferice (crivăŃul, vântul negru), acestea din urmă capătă caracter de risc (Posea, 2003). CrivăŃul apare în estul şi sud-estul Ńării, la periferia anticiclonului Est European, având direcŃie NE-SV; bate dominant iarna, este rece şi uscat, aduce ger, polei, viscole, troieniri de zăpadă, doboară arbori şi conductori electrici, întrerupe circulaŃia. Din cauza CarpaŃilor Orientali şi a deschiderii estice a Câmpiei Române bate şi peste Dobrogea, litoralul Mării Negre şi estul Câmpiei Române. Pătrunde pe văi în CarpaŃii Orientali, unde trece peste pasuri şi culmi mai joase în depresiunile Braşov, Ciuc şi Gheorgheni, sub numele de Nemira. BăltăreŃul se resimte mai rar, primăvara şi toamna, mai ales peste bălŃile Dunării, cu ploi mărunte, venind din direcŃie estică sau sud-estică. În mod excepŃional apare şi iarna, producând ploi. Îşi are originea în ciclonii mediteraneeni şi pe Marea Neagră. Suhoveiul este un vânt fierbinte şi uscat specific stepelor ruseşti, dar îl întâlnim şi în sudul şi estul României, în mod deosebit vara, unde provoacă furtuni, praf, secetă. În Câmpia Română este numit Sărăcilă, sau Traistă-n băŃ, iar în Dobrogea, Vântul Negru. Munteanul bate dinspre MunŃii Buzăului peste Bărăganul central-nordic, cu ploi torenŃiale şi grindină, provocat de ciclonii mediteraneeni. Austrul afectează sudul Ńării ca vânt uscat. Se formează la periferia unei arii anticiclonale situată peste Peninsula Balcanică, atunci când în Transilvania se instalează un minim barometric. Bate din vest, sud-vest şi sud, aproape tot anul, iarna aducând ger, vara secetă, iar primăvara usucă puternic solul. 149

Vânturile de tip foëhn sunt cele mai răspândite şi provin dominant din circulaŃia generală de vest şi sud-est care escaladează CarpaŃii şi apoi coboară pe versanŃii opuşi ca vânturi calde şi uscate. Se simt în mod deosebit, influenŃând caracterele mediului local, la periferia CarpaŃilor şi SubcarpaŃilor de Curbură, în sud-estul Apusenilor, în nordul MunŃilor Făgăraş (unde se numeşte Vântul Mare sau Mâncătorul de Zăpadă), în lanŃul depresiunilor Maramureş, Gheorgheni, Ciuc, peste SubcarpaŃii Moldovei şi în MunŃii Banatului, unde se numeşte Coşova şi se resimte puternic în Depresiunea OraviŃa. În această ultimă depresiune vântul are uneori viteze mari, putând provoca dislocări de arbori şi alte pagube, dar determină aici şi ierni blânde şi foarte scurte. Brizele sunt vânturi opuse de zi-noapte, rezultate din încălzirea foarte diferenŃiată a unor suprafeŃe subiacente apropiate. Cele mai tipice sunt brizele marine, care bat pe litoral, ziua dinspre mare către uscat (între orele 10-20), iar noaptea în sens invers (între orele 23-8). Afectează litoralul dobrogean pe o lăŃime de 25 km în sud şi până la 70 km în nord. Cu o intensitate mult redusă există şi brize lacustre, urbane, de pădure şi suprafeŃe despădurite, brize dunărene, sau între diferite culturi şi locuri necultivate. Importante sunt însă şi brizele de munte, numite şi vânturi de munte-vale, caracterizate prin fluxuri de aer care urcă ziua pe văi şi pe versanŃi către culmi, iar noaptea au un mers invers (Pop, 1988).

150

10. FENOMENE CLIMATICE DE RISC

ParticularităŃile circulaŃiei generale a atmosferei de la un sezon la altul determină producerea diverselor fenomene şi procese meteorologice (Geografia României, I, 1983). În sezonul rece al anului sunt caracteristice fenomenele de îngheŃ, polei, brumă, chiciură, depuneri de gheaŃă pe conductorii aerieni, ninsoarea, viscolul, stratul de zăpadă şi ceaŃa. Pentru toate fenomenele din acest sezon sunt caracteristice temperaturile negative şi advecŃiile de aer rece polar sau arctic. În sezonul cald al anului sunt prezente fenomenele de rouă, grindină, ploi torenŃiale şi orajele; în toate cazurile fiind caracteristice temperaturile negative, advecŃiile de aer fierbinte tropical şi continentalizarea maselor de aer oceanic (Bogdan, Niculescu, 1999, Geografia României, I, 1983). În afara fenomenelor prezentate anterior, care se produc fie în semestrul cald, fie în cel rece, fenomenele de uscăciune şi secetă şi cele de exces de umiditate sunt posibile în tot anul, pe tot teritoriul Ńării. 10.1. FENOMENE CLIMATICE DE RISC POSIBILE ÎN SEMESTRUL RECE AL ANULUI

10.1.1. ÎngheŃul şi bruma ÎngheŃul se produce când temperatura aerului şi a solului a scăzut sub 0°C. Această temperatură poate fi provocată de advecŃia aerului rece sau de efectele răcirii radiative din timpul nopŃii sau în cazul cumulizării efectelor proceselor advective cu cele radiative (Ciulache, Ionac, 1995; Iancu, 1999). Bruma este un fenomen meteorologic care se produce sub forma unui depozit de gheaŃă, cu aspect cristalin, deseori sub formă de solzi, ace de gheaŃă, pene, evantai (łâştea şi colab., 1965). Bruma se produce în nopŃile senine, calme şi reci de primăvară, toamnă şi iarnă, prin sublimarea vaporilor de apă din aer, pe obiectele a căror temperatură scade sub 0°C, ca urmare a răcirii radiative nocturne (Ciulache, Ionac, 151

1995). Producerea brumei presupune întotdeauna prezenŃa îngheŃului, în timp ce, îngheŃul nu presupune întotdeauna bruma (Bogdan, Niculescu, 1999). Depunerile de brumă sunt favorizate de: temperaturi sub 0°C, timp senin şi liniştit (regim anticiclonic), sau vânt slab (între 0 şi 2m/s), umezeala relativă peste 80% şi condiŃii locale avantajoase (văi umede, versanŃi expuşi advecŃiei aerului rece etc.). Ea dispare prin evaporare şi, foarte rar, prin topire. Cauzele genetice ale îngheŃurilor După cauzele care îl provoacă, îngheŃul este de trei feluri: advectiv, radiativ şi mixt (Ciulache, Ionac, 1995; Ciulache, Ionac, 2003). ÎngheŃul advectiv se formează ca urmare a invaziilor aerului rece de la latitudini mari. Este mai frecvent iarna dar produce şi pagube importante în prima jumătate a primăverii. ÎngheŃul radiativ se datorează răcirii radiative nocturne intense a suprafeŃei terestre. ÎngheŃul mixt (advectiv-radiativ) ia naştere datorită invaziei aerului rece de la latitudini superioare, care continuă să se răcească prin procesul răcirii radiative nocturne. ApariŃia, frecvenŃa şi persistenŃa acestui fenomen depind atât de înălŃimea Soarelui deasupra orizontului, de circulaŃia generală a atmosferei cât şi de înălŃimea, expoziŃia şi forma reliefului, vecinătatea bazinelor de apă, natura suprafeŃei terestre şi tipul de vegetaŃie. Caracteristicile suprafeŃei active care influenŃează apariŃia unor arii mai reduse sau extinse cu îngheŃ, sunt:
PrezenŃa Mării Negre şi a fluviului Dunărea care reduc riscul de îngheŃ. Pe teritoriile limitrofe acestora, cu soluri mai umede, se remarcă o răcire nocturnă mult mai lentă, întârziată de fluxul de căldură orientat dinspre straturile mai adânci spre suprafaŃă, prin conductibilitate calorică. Aşa se explică faptul că pe litoral pericolul de îngheŃ este mai mic decât în restul Ńării.
Relieful, prin caracteristicile sale (forme, fragmentare, expoziŃie, etc.), influenŃează foarte mult distribuŃia teritorială a fenomenului de îngheŃ. Astfel, în depresiunile şi văile bine închise îngheŃurile au cele mai mari frecvenŃe şi persistenŃe. 152

ExpoziŃia versanŃilor, joacă un rol major în accentuarea sau diminuarea fenomenului de îngheŃ. Pe pantele cu expoziŃie sudică şi sud-estică îngheŃul este mai puternic decât pe cele cu expunere vestică şi sud-vestică din cauza faptului că sunt mai reci, iar trecerea la temperaturi ridicate se face foarte repede. Pe pantele cu expoziŃie nordică, unde încălzirea este mai lentă din cauza absenŃei radiaŃiei solare, o mare parte din timp, îngheŃurile timpurii de toamnă şi cele târzii de primăvară sunt mai severe. Fragmentarea reliefului favorizează apariŃia mai timpurie şi dispariŃia mai întârziată a îngheŃului. Efectele de foehn de pe versanŃii adăpostiŃi diminuează frecvenŃa şi intensitatea îngheŃului.
PrezenŃa solurilor bălane diminuează frecvenŃa îngheŃurilor. Solurile uscate şi afânate îngheaŃă mai uşor decât cele umede şi bătătorite din cauza aerului aflat în spaŃiile lacunare care are căldură specifică mică şi conductibilitate calorică redusă. PrezenŃa apei în sol, reduce pericolul de îngheŃ prin creşterea căldurii specifice şi conductibilităŃii calorice a solurilor.
Covorul vegetal, preluând rolul de suprafaŃă activă principală atenuează încălzirea puternică a solului în timpul zilei. Comparativ cu solul lipsit de vegetaŃie şi creşterea minimelor termice în timpul nopŃii, ducând la scăderea frecvenŃei acestui fenomen. Aceste condiŃii locale introduc nuanŃe moderatoare în aria de apariŃie, în durata şi intensitatea fenomenului de îngheŃ (Clima R.P.R, 1962). N. Topor (1958), stabileşte 10 procese sinoptice care favorizează producerea îngheŃurilor şi a brumelor (fig.10.1.). MenŃionăm, în continuare, cele mai importante cinci procese sinoptice:
AdvecŃia aerului rece generat de anticiclonul est-european, situat în Câmpia Rusă sosit aici pe o componentă ultrapolară (fig. 10.2.).
AdvecŃia aerului rece din nord-vest, pe o componentă polară generată de anticiclonul Scandinav; în această situaŃie toată Ńara este afectată de îngheŃ (fig. 10.3.).
AdvecŃia aerului rece de la vest la est. În acest caz, îngheŃurile se produc în Câmpia şi Dealurile Vestice, pe versanŃii vestici ai MunŃilor Apuseni, ai CarpaŃilor Meridionali şi Orientali, în Câmpia Moldovei, iar pe versanŃii cu efecte foehnale şi în regiunile din sudul 153

şi sud-estul Ńării adăpostite de barajul orografic asemenea fenomene nu se produc (fig. 10.4.).
advecŃia determinată de anticiclonii cantonaŃi în partea vestică şi centrală a Europei – îngheŃul afectează partea nordică a Ńării (fig. 10.5).
advecŃiile generate de anticiclonii situaŃi în Peninsula Scandinavică (fig.10.6) – îngheŃul afectează cea mai mare parte a României, excepŃie făcând Podişul Transilvaniei, MunŃii Poiana Ruscă, Câmpia de Vest şi partea sudică a Câmpiei Olteniei. ÎngheŃul poate deveni un fenomen de risc cu urmări grave pentru economia Ńării, în următoarele condiŃii:
când apare toamna devreme (afectând culturile care încă se mai găsesc pe câmp - legume, porumb, floarea-soarelui etc.) şi primăvara târziu (afectând culturile aflate la începutul perioadei de vegetaŃie, pomii fructiferi şi viŃa de vie);
când are origine mixtă (advectiv-radiativă);
când apare atât pe suprafaŃa solului cât şi în aer;
când este însoŃit de fenomene meteorologice de iarnă (brumă, polei, lapoviŃă, ninsoare).
când are caracter general la nivelul României. În vederea diminuării pagubelor provocate de îngheŃurile şi brumele timpurii de toamnă şi târzii de primăvară, se impune luarea unor măsuri concrete, prin acoperirea culturilor de câmp cu folii de polietilenă, paie, frunze etc. Iar pentru pomii fructiferi şi viŃa de vie se poate utiliza metoda fumigaŃiei şi cea a irigării. Octavia Bogdan (1999), realizează harta expunerii terenurilor faŃă de riscul îngheŃului şi brumei pe baza temperaturii medii a lunii ianuarie şi a parametrilor caracteristici îngheŃului şi brumei, stabilind 5 trepte de vulnerabilitate faŃă de îngheŃ, la care sunt expuse teritoriile Ńării, astfel (fig. 10.7): 1. Teritorii cu vulnerabilitate foarte mică (t° = 0…-1°C) – sunt situate în zona litorală, unde Marea Neagră are rol de moderator termic, iar temperatura aerului chiar şi în luna ianuarie are valori pozitive (0.6°C la ConstanŃa şi 1.0°C la Mangalia), (Văduva, 2003). 2. Teritorii cu vulnerabilitate mică (t° = -1…-2°C) – se remarcă în regiunile cu influenŃe submediteraneene şi în dealurile de Vest care sunt ceva mai înalte fiind situate deasupra stratului de inversiune. 154

Fig. 10.1. Traiectoriile urmate de masele de aer care produc îngheŃuri şi brume toamna şi primăvara (după Topor, 1958, citat de Bogdan, Niculescu, 1999)

Fig. 10.2. Aria îngheŃurilor şi brumelor care se propagă dinspre nord-estul Europei (Câmpia Rusă), (după Topor, 1958, citat de Bogdan, Niculescu, 1999) 155

Fig. 10.3. Aria îngheŃurilor şi brumelor care se propagă dinspre nord-vest (după Topor, 1958, citat de Bogdan, Niculescu, 1999 )

Fig. 10.4. Aria îngheŃurilor şi brumelor care se propagă dinspre pusta maghiară (după Topor, 1958, citat de Bogdan, Niculescu, 1999) 156

Fig. 10.5. Aria îngheŃurilor şi brumelor care se propagă Europa Centrală şi de Vest (după Topor, 1958, citat de Bogdan, Niculescu, 1999)

Fig. 10.6. Aria îngheŃurilor şi brumelor care se propagă dinspre Europa de Nord (după Topor, 1958, citat de Bogdan, Niculescu, 1999) 157

Fig. 10.7. Vulnerabilitatea teritoriilor României faŃă de îngheŃ şi brumă: 1. foarte mică; 2. mică; 3. intermediară; 4. mare; 5. combinată.

3. Teritorii cu vulnerabilitate intermediară (t° = – 2…–3°C) – sunt cele din Câmpia Olteniei, Piemontul şi SubcarpaŃii Getici, regiunile adăpostite de curbura CarpaŃilor şi în Câmpia de Vest unde sunt prezente influenŃele oceanice. 4. Teritorii cu vulnerabilitate mare (t° = – 3…– 4°C) – sunt situate în partea central-estică a Câmpiei Române, în cea mai mare parte a Podişului Moldovei, cu influenŃe continentale şi în partea nordvestică a României aflată sub influenŃa advecŃiilor aerului polar şi arctic din nord, est şi nord-est. 5. Teritorii cu vulnerabilitate combinată – sunt specifice terenurilor muntoase. Principalii parametri care caracterizează îngheŃul şi bruma Datele medii de producere a îngheŃului şi brumei – sunt variabile în timp şi spaŃiu datorită desfăşurării altitudinale în trepte a teritoriului Ńării noastre. 158

Data medie a primului îngheŃ de toamnă. Este din ce în ce mai timpurie pe măsura creşterii altitudinii. Aceasta, se instalează cel mai devreme în regiunile montane şi depresiunile intramontane înainte de 1.X (25.IX-1.X); în SubcarpaŃi, Dealurile de Vest şi Depresiunea Transilvaniei, între 1 şi 11.X; în Câmpia Română şi Câmpia de Vest între 21.X şi 1.XI, în timp ce, pe litoral, îngheŃul este cel mai întârziat, după 5.XI la Mangalia (Clima R.P.R, 1962; Bogdan, Niculescu, 1999; Iancu, 2000). Data medie de producere a primei brume de toamnă. Comparativ cu datele medii de producere a îngheŃului, toamna, bruma poate apărea fie concomitent cu îngheŃul, fie ceva mai târziu dar niciodată mai înainte. Aceasta datorită faptului că pentru producerea brumei sunt necesare temperaturi negative. Bruma, apare, ca dată medie, cel mai timpurii în regiunile muntoase (înainte de 1.IX) şi cel mai târziu pe litoral, începând din prima decadă a lunii noiembrie (10.XI la Mangalia), (Geografia României, I, 1983; Iancu, 1999). Data medie de producere a ultimului îngheŃ de primăvară. Acesta are loc din ce în ce mai târziu pe măsură ce creşte altitudinea. Astfel, în regiunea de litoral şi în Lunca Dunării, ultimul îngheŃ se produce ca dată medie primăvara, înainte de 1 aprilie (30.III la Mangalia), (Iancu, 2000), în Câmpia Română de la vest de Olt şi Dobrogea, acesta se situează între 1 şi 15.IV (2.IV la Adamclisi; 15. IV la Valu lui Traian); în Câmpia Română la est de Olt, Câmpia de Vest, Podişul Moldovei şi Getic, între 11 şi 21.IV; în regiunile Subcarpatice şi în Podişul Transilvaniei între 21.IV şi 1.V, iar în regiunea montană, poate întârzia până la 1.VI, în unele locuri datorită condiŃiilor meteorologice favorabile poate persista întregul an. Data medie de producere a ultimei brume de primăvară – are loc înainte cu circa o săptămână faŃă de data medie a ultimului îngheŃ, iar cele mai târzii brume de primăvară sunt posibile şi mai târziu, respectiv în a doua decadă a lunii aprilie, pe litoral. Ele dispar înaintea datelor de producere a celor mai târzii îngheŃuri, sau concomitent cu acestea. Data medie a intervalului cu îngheŃ. Intervalul cuprins între data medie de producere a primului îngheŃ de toamnă şi data medie de dispariŃie a acestuia primăvara constituie intervalul mediu anual în care îngheŃul este posibil (Bogdan, Niculescu, 1999). Durata lui este în funcŃie de influenŃele climatice exterioare şi de altitudine. Cea mai mică durată a intervalului posibil cu îngheŃ este pe litoral, sub 150 zile 159

(146 la Mangalia), (Iancu, 1999), ea se măreşte pe măsură ce altitudinea creşte, astfel că, în Podişul Dobrogei ajunge până la 180 zile (175 zile la Adamclisi; 180 zile la Valu lui Traian); în Câmpia Română la est de Olt, Câmpia de Vest, Podişul Getic şi parŃial Podişul Moldovei este cuprinsă între 165-185 zile; în regiunile subcarpatice, Dealurile de Vest şi Podişul Transilvaniei, aceasta variază între 185 şi peste 205 zile, iar pe munŃii înalŃi între 205 şi peste 285 zile. În acest interval, îngheŃul nu este continuu, ci sporadic. Data medie a intervalului fără îngheŃ. Reprezintă perioada de timp dintre data medie a ultimului îngheŃ de primăvară şi data medie a primului îngheŃ de toamnă (Clima R.P.R, 1962). Cea mai mare durată medie a intervalului fără îngheŃ se înregistrează pe litoral (229 zile la Mangalia), ca urmare a influenŃei mării, iar cea mai mică, în regiunile muntoase şi depresionare (sub 100 zile), ca urmare a influenŃei uscatului. Data medie a intervalului fără brumă. Variază între 231 zile la Mangalia şi 246 zile la ConstanŃa pe litoralul Mării Negre. Se observă cum intervalul mediu anual fără brumă este mai mare decât cel fără îngheŃ ca urmare a condiŃiilor specifice în care se formează bruma (Iancu, 1999). 10.1.2. Chiciura Chiciura este un fenomen hidrometeorologic care apare pe timp ceŃos şi cu vânt la temperaturi negative ale aerului, prin sublimarea vaporilor sau îngheŃarea picăturilor suprarăcite la contactul cu obiectele expuse vântului, mai ales pe cele verticale sau suspendate în aer (Dumitrescu, 1976, Văduva, 2003).Depunerile de chiciură au loc în cazul advecŃiei maselor de aer arctic maritim şi în condiŃiile răcirii radiative nocturne a aerului temperat maritim. Ele se pot produce în orice regiune din România, fără să se formeze în fiecare an şi în fiecare lună de iarnă. Cel mai favorabil interval, pentru depunerile de chiciură, este situat între 1 octombrie şi 1 mai. Numărul mediu anual de zile cu chiciură variază de la 80 zile (81 zile la Vf. Omu), în regiunile cu altitudini de peste 2500 m, la 10-20 zile în regiunile deluroase şi de podiş, ajungând la 2-3 zile pe litoralul Mării Negre. Numărul mediu anual de zile cu chiciură, a fost de 5-10 zile pe litoral, 10-13 zile pe văi, în culoare şi în depresiunile intracarpatice, 160

120-180 de zile la peste 800 m altitudine (112 zile la Vlădeasa, 181 zile la łarcu şi Vf. Omu, 165 zile la LăcăuŃ) (Geografia României, I, 1983). În cursul anului cele mai numeroase zile cu chiciură se realizează în luna ianuarie, pentru regiunile joase şi februarie, pentru regiunile montane (ca urmare a propagării cu întârziere a răcirii aerului). Depunerile de chiciură pot atinge grosimi de 20-30 cm, ceea ce înseamnă o greutate de 4-6 kg pe metru linear de conductor. În România cea mai mare greutate maximă a fost determinată la Vf. Omu, în noiembrie 1961, fiind de 13.224 g/l m de conductor. Depunerile de chiciură pot constitui un pericol real, producând avarii conductorilor electrici, stâlpilor de susŃinere a acestor fire şi arborilor, atunci când acestea sunt însoŃite de vânturi intense. 10.1.3. Poleiul Este o depunere de gheaŃă, omogenă şi transparentă care rezultă în urma îngheŃării picăturilor suprarăcite de ploaie sau burniŃă, pe sol sau pe obiectele a căror temperatură este negativă. El se formează în condiŃiile trecerii fronturilor sau advecŃiei maselor de aer cald şi umed peste suprafeŃe cu temperaturi negative (Clima R.P.R, 1962). Deşi are o frecvenŃă redusă se poate forma în orice regiune a Ńării. RepartiŃia lui teritorială evidenŃiază legătura care există între acesta şi condiŃiile fizico-geografice locale, dar şi expunerea faŃă de anumite componente ale circulaŃiei generale a atmosferei. Poleiul apare mai ales la sfârşitul toamnei-începutul primăverii, după o perioadă de răcire accentuată (care favorizează menŃinerea temperaturilor negative ale solului), pe fondul unei încălziri asociate trecerii unui front cald, cu precipitaŃii lichide (advecŃii de aer polar dinspre vest sau de aer maritim tropical dinspre SV). Durata depunerii de polei nu este prea mare, ea fiind, de obicei, de ordinul câtorva ore. Din punct de vedere meteorologic, poleiul nu trebuie confundat cu gheŃa de la sol formată în urma mai multor procese: prin îngheŃarea ulterioară a precipitaŃiilor lichide; ca urmare a îngheŃării apei rezultate din topirea parŃială sau totală a stratului de zăpadă preexistent; prin bătătorirea zăpezii de pe carosabil în urma circulaŃie rutiere. În informaŃiile trensmise de mass-media nu prea se face diferenŃierea între aceste procese, orice suprafaŃă alunecoasă de pe carosabil fiind denumită ca „polei” (Moldovan, 2003). 161

Numărul mediu anual de zile cu polei pe sol este mai mare de 5 zile în regiunea montană la altitudini mari şi variază între 4-5 zile pe pantele joase montane şi dealurile înalte; valori medii de 3-5 zile anual, sunt obŃinute pentru regiunile joase de câmpie. În regiunile Subcarpatice, de-a lungul Dunării şi în partea centrală a Deltei Dunării, poleiul se produce în medie 3-4 zile anual. În sud-vestul Câmpiei Banatului şi pe litoralul Mării Negre, din cauza regimului termic moderat specific acestor regiuni, se remarcă cea mai mică frecvenŃă a zilelor cu polei (2 zile/an). Numărul maxim anual de zile cu polei în regiunea montană este dublu faŃă de cel mediu (8-10 zile) mai ales în anii în care au fost condiŃii favorabile pentru producerea acestui fenomen. În regiunile de câmpie, producerea poleiului se poate realiza de două sau trei ori mai mult (10-15 zile) decât valoarea medie, iar pe litoral de trei sau patru ori mai mult (7-9 zile) decât valoarea medie. Poleiul produce pagube importante prin dificultăŃile pe care le impune circulaŃiei rutiere, prin ruperea stâlpilor de telegraf şi a crengilor copacilor, dar şi prin prăbuşirea conductorilor aerieni şi întreruperea comunicaŃiilor. 10.1.4. Depuneri de gheaŃă pe conductorii aerieni Depunerile de gheaŃă au o importanŃă deosebită în producerea avariilor din sistemul energetic naŃional şi cel al telecomunicaŃiilor. Depunerile de gheaŃă pot fi (Atlas - Mediul şi reŃeaua electrică de transport, 2002):
simple-când rezultă dintr-un singur tip de depunere (brumă, chiciură, polei, lapoviŃă, zăpadă umedă);
complexe-când rezultă dintr-o combinaŃie de depuneri succesive şi suprapuse. Cauza principală de formare a depunerilor de gheaŃă o constituie starea atmosferei determinată de circulaŃia generală a maselor de aer şi anume: înlocuirea unui câmp depresionar cu un câmp anticiclonic în extindere sau invers, înlocuirea unui câmp anticiclonic care se află în retragere cu un câmp depresionar în extindere, fenomen ce determină îngheŃul şi sublimarea vaporilor de apă care dau naştere la diferite tipuri de depuneri (Bălescu, 1962). 162

Depunerile de gheaŃă pe conductori apar pe diverse căi, astfel (łâştea şi colab. 1965, łepeş, 1968, Bogdan, Mihai, Teodoreanu, 1974):
din cauza apei suprarăcite care se află în aer sub formă de ceaŃă, aer ceŃos, burniŃă sau ploaie care determină chiciura tare şi bruma;
prin trecerea directă sub formă de ace de gheaŃă a vaporilor de apă din aer (sublimare) care formează chiciura moale, cristalină sau pufoasă;
prin topirea pe conductori a fulgilor de zăpadă umedă (lapoviŃa) şi a îngheŃării ulterioare a acestora;
prin îngheŃarea picăturilor fine de ploaie (burniŃă) suprarăcite pe conductorii aerieni ca şi prin îngheŃarea picăturilor de ploaie ce cad peste o suprafaŃă suprarăcită care formează poleiul. Octavia Bogdan şi colab. (2002), realizează harta ariilor vulnerabile la depunerile de gheaŃă pe baza intervalului favorabil depunerilor de gheaŃă, numărului mediu şi maxim anual de zile cu depuneri de gheaŃă, diametrului şi greutăŃii maxime a acesteia, stabilind 5 trepte de vulnerabilitate la depunerile de gheaŃă, la care sunt expuse teritoriile Ńării, astfel: 1. Teritorii cu vulnerabilitate foarte mică – sunt situate în zona litorală, Delta Dunării şi BălŃile Dunării ca efect al influenŃei moderatoare a apei şi în câmpia piemontană de la curbură cu efecte de foehn. 2. Teritorii cu vulnerabilitate mică – sunt situate în Podişul Dobrogei, Podişul Moldovei, Câmpia Română şi sud-vestul Transilvaniei. 3. Teritorii cu vulnerabilitate medie – sunt cele din regiunea SubcarpaŃilor, Podişului Transilvaniei, Câmpiei şi Dealurilor de Vest. 4. Teritorii cu vulnerabilitate mare – sunt situate în zona montană cu altitudini medii. 5. Teritorii cu vulnerabilitate foarte mare – caracterizează zona alpină (la peste 1800 m altitudine). Principalii parametri care caracterizează depunerile de gheaŃă Datele medii de producere a depunerilor de gheaŃă Prima depunere de gheaŃă, ca dată medie, se plasează în lunile noiembrie-decembrie în regiunea de câmpie; ianuarie pentru litoralul Mării Negre, SubcarpaŃii Getici şi cei de la Curbură; a doua decadă a lunii octombrie pentru culmile muntoase cu înălŃimi mai mici de 1500 m; a doua decadă a lunii septembrie pentru culmile muntoase mai mari 163

de 1700-1800 m, în timp ce, la altitudini de peste 2000 m, astfel de depuneri sunt posibile tot anul. Ultima depunere de gheaŃă, ca dată medie, se formează pe cea mai mare parte a teritoriului României, în a doua jumătate a lunii martie, excepŃie făcând Dobrogea, litoralul Mării Negre, Delta Dunării, SubcarpaŃii Getici şi cei de la Curbură când apare în februarie sau chiar ianuarie. Numărul mediu anual de zile cu depuneri de gheaŃă Numărul mediu anual al zilelor cu depuneri de gheaŃă variază între 10 zile pe litoral, 10-20 de zile în regiunea de câmpie şi 20-30 de zile în dealurile subcarpatice şi în podişuri şi peste 30 de zile în regiunile de munte (Geografia României, I, 1983). Numărul maxim anual de zile cu depuneri de gheaŃă variază între 10 zile pe litoral şi în SubcarpaŃii de la Curbură, 20-30 de zile în regiunile de câmpie şi dealuri joase şi 150-200 zile pe culmile muntoase cele mai înalte. Grosimea maximă a depunerilor de gheaŃă, variază între 5 cm pe Valea Dunării, peste 5.5 cm în regiunile de câmpie, 70-80 cm în regiunile montane, ajungând până la 1m la altitudini de peste 2000 m (Geografia României, I, 1983; Bogdan, Niculescu, 1999). Greutatea maximă a depunerilor de gheaŃă. Aceasta, se măsoară în grame sau kilograme/1 m lungime de cablu şi poate varia de la 250g/m cablu în regiunile cu efect de foehn până la 5000g/m cablu în regiunea montană. La înălŃimi mai mari de 1800-2000 m, unde sunt condiŃiile cele mai favorabile de formare a depunerilor de gheaŃă, greutatea depunerii poate depăşi 10 000 g/m cablu, aşa cum s-a întâmplat în noiembrie 1961, la Vf. Omu (13 224g). 10.1.5. Ninsoarea Este un hidrometeor reprezentat printr-o precipitaŃie sub formă de zăpadă (Ciulache, Ionac, 2003). În regiunile de câmpie, cele mai timpurii ninsori apar din septembrie, iar cele mai târzii, în aprilie, în timp ce, în regiunea montană acestea au caracter episodic putând să apară chiar şi vara. 164

Data medie de producere a primei ninsori corespunde cu data când temperatura medie zilnică scade sub 2-3°C, iar cea a ultimei ninsori, cu data când aceeaşi temperatură trece peste 5°C, pentru fiecare regiune (Clima R.P.R, vol. I, 1962). Numărul mediu de zile cu ninsoare variază între 10-12 zile pe litoral, 15-20 de zile în regiunea de câmpie, 20-30 de zile în regiunea de deal şi peste 40 zile în regiunea montană, ajungând până la 100 de zile pe cele mai mari înălŃimi ale CarpaŃilor (101 zile la Vf. Omu şi Vlădeasa), (Gugiuman, Stoian, 1972). 10.1.6. Stratul de zăpadă Este pătura de zăpadă care acoperă iarna suprafaŃa solului şi a gheŃii, definindu-se prin gradul de acoperire, caracterul aşezării, grosimea, densitatea şi conŃinutul în apă (Ciulache, Ionac, 2003). Pentru formarea stratului de zăpadă este necesar ca temperatura aerului şi a solului să fie negativă, ninsoarea să fie suficientă şi să domine calmul atmosferic. În situaŃia în care stratul de zăpadă este viscolit şi grosimea lui este foarte mare el capătă aspect de risc climatic. Cauzele genetice care determină apariŃia stratului de zăpadă sunt de ordin dinamic, consecinŃă a circulaŃiei generale a atmosferei în interacŃiune cu particularităŃile suprafeŃei active care influenŃează caracterul depunerii (Bogdan, Niculescu, 1999). Formarea stratului de zăpadă este condiŃionată de prezenŃa ninsorilor. Ele sunt rezultanta interacŃiunii maselor de aer rece polar şi arctic (generate de anticiclonul scandinav, groenlandez, est-european şi siberian care are o frecvenŃă mai mică) cu aerul cald tropical (generat de ciclonii mediteraneeni cu evoluŃie normală sau retrogradă). RepartiŃia teritorială a stratului de zăpadă variază în funcŃie de particularităŃile suprafeŃei active şi de vânt. Cu cât suprafaŃa activă este mai neomogenă şi vântul mai tare cu atât stratul de zăpadă este mai discontinuu. În regiunile de câmpie lipsite de obstacole majore stratul de zăpadă este subŃire şi spulberat de vânt, în timp ce, în regiunile montane el se caracterizează prin grosimi mari, îndeosebi în formele negative de relief (depresiuni, culoare de vale). 165

La începutul semestrului rece, stratul de zăpadă nu se formează întotdeauna începând cu prima ninsoare întrucât temperatura nu este suficient de coborâtă, cantitatea de precipitaŃii este redusă şi nu este posibilă acumularea zăpezii. El se formează mai târziu decât data de producere a primelor ninsori, atunci când se întrunesc condiŃii optime şi dispare primăvara mai devreme, comparativ cu data medie a ultimei ninsori. Numărul mediu anual de zile cu strat de zăpadă este, în general, variabil. În regiunea montană, datorită acŃiunii vântului, orientării pantelor, depunerea stratului de zăpadă este foarte diferită. Anual, în regiunea de munte, numărul zilelor cu strat de zăpadă depăşeşte 100, în timp ce, pe cele mai mari înălŃimi depăşeşte 150-200 de zile (216 zile la Vf. Omu). Pe măsură ce altitudinea scade, numărul zilelor cu strat de zăpadă se reduce, ajungând în regiunea de deal şi câmpie la 65-75 zile, respectiv 50-70 zile. Cel mai mic număr de zile cu strat de zăpadă se produce pe litoral, sub 25 de zile, din cauza influenŃei moderatoare a Mării Negre şi în Bărăgan, unde este spulberat de crivăŃ. Numărul maxim anual de zile cu strat de zăpadă a fost de 2-3 ori mai mare decât numărul mediu, culminând cu iarna 1953-1954 (70100 de zile pe Valea Dunării, 80-100 de zile în Câmpia Română, 100115 zile în SubcarpaŃi, 200 de zile la munte), singurul caz al secolului trecut, în care durata stratului de zăpadă a coincis cu intervalul posibil producerii acestuia (Geografia României, I, 1983). Grosimea stratului de zăpadă creşte treptat spre sfârşitul iernii, când atinge valoarea maximă şi scade cu repeziciune în prima parte a primăverii ca urmare a creşterii bruşte a temperaturii aerului şi solului. Cea mai mare grosime medie decadică se înregistrează la:
sfârşitul lunii ianuarie (5-20 cm) în partea sudică a Câmpiei de Vest, sudul Câmpiei Române, sudul Dobrogei şi în SubcarpaŃii de la Curbură aflaŃi sub influenŃa efectelor foehnale;
începutul lunii februarie pentru nordul Dobrogei, sudul Moldovei şi Podişul Transilvaniei (10-20cm);
în decada a treia a lunii martie şi prima decadă a lunii aprilie, pentru culmile cele mai înalte ale CarpaŃilor (50-100 cm). Grosimea maximă absolută a variat de la 40-50 cm pe litoral, la 60-80 cm în regiunile deluroase, 120-170 cm în Câmpia Română şi 166

Podişul Getic şi 250-350 cm la munte (Geografia României, I, 1983), ajungând până la 2-6 m înălŃime în cazul troienelor formate în locurile adăpostite datorită viscolelor din partea sudică şi estică a României în iernile 1953-1954 şi 1955-1956. Stratul de zăpadă, ca fenomen climatic de risc, poate avea influenŃă negativă, atât prin absenŃa cât şi prin prezenŃa lui. AbsenŃa stratului de zăpadă, în timpul iernii, favorizează instalarea îngheŃurilor puternice şi degradarea culturilor agricole, însămânŃate toamna. PrezenŃa stratului de zăpadă, poate deveni fenomen de risc în următoarele condiŃii: 1. când se formează în extrasezon şi este asociat cu îngheŃul determină degerături culturilor agricole; 2. când se depune pe versanŃi despăduriŃi, unde este în echilibru instabil şi poate determina avalanşe (ex: avalanşa din ianuarie 2004 de pe Valea Morarilor din Bucegi); 3. când topirea lui este bruscă, producând zăpoare pe Dunăre care împiedică navigaŃia (iarna anului 1988); 4. când rezerva de apă din sol este excedentară, în perioada premergătoare formării stratului de zăpadă, iar infiltraŃia apei este limitată ducând la producerea inundaŃiilor; 5. când este consecinŃa unei ninsori însoŃite de viscole puternice (ex. viscolul din 23-25 decembrie 2003) care determină înzăpeziri şi implică costuri mari de consum de energie pentru deszăpezire şi restabilirea circulaŃiei şi legăturilor prin cablu. 10.1.7. Viscolul Viscolul este un fenomen meteorologicde risc deosebit de complex, care se caracterizează prin căderi abundente de zăpadă însoŃite de vânturi cu viteze mari. Aşadar, viscolul se defineşte ca un transport de zăpadă deasupra suprafeŃei pământului provocat de vânt suficient de puternic şi turbulent, însoŃit sau nu de ninsoare (łâştea şi colab. 1965; Bălescu, Beşleagă, 1962). Viscolul este caracteristic anotimpului de iarnă, dar poate să apară la începutul şi sfârşitul sezoanelor de tranziŃie, respectiv foarte târziu toamna şi foarte devreme primăvara. 167

Dintre factorii de risc asociaŃi viscolului amintim: • vizibilitatea redusă care determină accidente în lanŃ; • vântul puternic, care determină spulberarea zăpezii (din spaŃiile deschise şi acumularea ei în locuri adăpostite) şi are efecte mecanice deosebit de importante (ruperea crengilor arborilor şi a conductorilor aerieni etc.); • scăderea temperaturii aerului care determină degerături culturilor agricole în perioada de vegetaŃie; • depunerile groase de gheaŃă pe conductorii aerieni (care au ca efect întreruperea energiei electrice), pe şosele (întrerupând transportul rutier), pe vegetaŃie (distrugând Ńesuturile vegetale, corzile viŃei de vie, ramurile copacilor) etc. Viscolele au fost clasificate în funcŃie de viteza vântului astfel: moderate (< 10 m/s), puternice (11-15 m/s) şi violente (>15 m/s). Viscolul produce o serie de efecte negative asupra stării de sănătate a populaŃiei, mediului şi economiei. Din cauza temperaturilor scăzute înregistrate în timpul viscolului pot apărea îmbolnăviri ale aparatului respirator şi cardio-vascular, dar şi ale ochilor prin contactul direct cu particulele de gheaŃă sau din cauza albedoului foarte mare al zăpezii. Zăpada spulberată produce dificultăŃi serioase transporturilor rutiere, feroviare, dar şi celor aeriene. De asemenea, sunt afectate şi transporturile navale, din cauza valurilor mari produse de vânt, sau datorită îngheŃurilor, favorizate de temperaturile foarte scăzute (îngheŃul Dunării în ianuarie 1986). Viscolul provoacă spulberarea zăpezii (cu rol termoizolator şi de rezervă de apă) de pe suprafeŃele cultivate, care, ulterior sunt supuse îngheŃului şi/sau sunt private de rezerva de apă necesară parcurgerii fazelor vegetative de primăvară. Prin depunerile de zăpadă şi ploaie îngheŃată, viscolul provoacă ruperea ramurilor arborilor, ruperea cablurilor electrice, telefonice şi telegrafice. Alte consecinŃe negative survin în urma topirii stratului de zăpadă provocat de viscol care poate determina inundaŃii catastrofale. În vederea diminuării pagubelor provocate de viscole, se impune luarea unor măsuri, atât de ordin preventiv, cât şi de combatere propriu-zisă (Ciulache, Ionac, 1995, Moldovan, 2003, Văduva, 2004). Măsurile de ordin preventiv sunt, la rândul lor pe termen lung şi pe termen scurt. Măsurile preventive pe termen lung se referă la: plantaŃii de perdele forestiere; instalarea de parazăpezi în lungul principalelor căi rutiere şi ferate; constituirea rezervei de hrană pentru 168

oameni şi animale; pregătirea materialelor antiderapante (nisip, sare) şi a parcului de autoutilitare care intervin în astfel de situaŃii. Măsurile preventive pe termen scurt se referă la: elaborarea unor prognoze cât mai exacte; adăpostirea animalelor; împrăştierea de material antiderapant; şoferirii care trebuie să plece la drum trebuie să aibă maşinile echipate cu lanŃuri, să posede telefon mobil, saci de dormit, lopeŃi, apă şi hrană. Măsurile de combatere a viscolului constau în: dezăpezirea arterelor de circulaŃie, asigurarea alimentării cu energie electrică şi termică şi acordarea de asistenŃă medicală persoanelor care au nevoie. În România, viscolul se poate produce în orice regiune, dar zonele cele mai afectate sunt cele din sudul şi estul Ńării expuse advecŃiilor maselor de aer polar sau arctic (purtate la nivelul solului de crivăŃul din est şi nord-est), care se interferează cu aerul tropical cald şi umed (transportat de curenŃii de altitudine din sud şi sud-vest situate în faŃa barajului orografic al CarpaŃilor (Podişul Moldovei, Podişul Dobrogei şi centrul şi estul Câmpiei Române). În celelalte regiuni viscolul devine un fenomen rar şi ocazional. SituaŃiile sinoptice, care generează fenomenul de viscol, sunt asociate, la nivelul suprafeŃei terestre, cu o advecŃie de aer foarte rece, în condiŃiile existenŃei unui maxim barometric în regiunile situate la N şi E de teritoriul României (Anticiclonul Est-Europoan, Anticiclonul Scandinav, brâu anticiclonic extins zonal). Tot la nivelul solului are loc şi o advecŃie de aer maritim tropical, cald şi umed, facilitată de un ciclon mediteranean (retrograd), centrat în zona Mării Negre. În altitudine trebuie să existe o dorsală sau un nucleu de aer foarte rece, cu deplasare dinspre NNE. În aceste condiŃii, la nivelul solului se va constata prezenŃa unui vânt foarte puternic, dinspre NNE sau NE (CrivăŃul), vitezele înregistrate putând fi cuprinse între 50-60 şi 180 km/h (Moldovan, 2003). Numărul mediu anual de zile cu viscol, comparativ cu durata intervalului posibil cu fenomene de viscol este foarte mic. Cele mai puŃine zile cu viscol (1-2 zile) se produc în Depresiunea Transilvaniei şi Câmpia Banato-Crişană, iar cele mai multe în regiunile extracarpatice, cu maximul în Bărăgan (5-7 zile anual), urmat de Podişul Bârladului (cu 5 zile/an), cea mai mare parte a Câmpiei Române şi Dobrogea (3-4 zile cu viscol). 169

Viscolul apare cel mai frecvent în perioada noiembrie - martie, el putând să se producă mai rar şi în octombrie sau aprilie. Arterele de circulaŃie cele mai afectate de viscol, sunt cele situate pe direcŃia crivăŃului, dintre care menŃionăm (Bogdan, Niculescu, 1999; Văduva, 2004; Văduva, VlăduŃ. 2008): • Autostrada Soarelui • Bucureşti-Lehliu-ConstanŃa • Bucureşti-Ploieşti • Bucureşti-Alexandria • Bucureşti-Buzău-Suceava • Bucuresti-Giurgiu • Buzău-Făurei-Feteşti • Făurei-Tecuci • Făurei-GalaŃi • Buzău-Brăila • Urziceni-Slobozia • Urziceni-Buzău-Brăila • Iaşi-Paşcani • GalaŃi-Tecuci-Bârlad-Vaslui-Iaşi. Aceste artere de circulaŃie sunt afectate de aproape toate viscolele puternice care au loc în sud-estul României. În timpul viscolelor din 1-4 februarie 1954 şi 4-7 ianuarie 1966 aceste artere au fost impracticabile 7-10 zile consecutive din cauza înzăpezirilor, întreruperii legăturilor telefonice şi telegrafice (Bogdan, Niculescu, 1999). Sunt şi situaŃii recente, ca în decembrie 2003, când viscolul a menŃinut întreruptă circulaŃia timp de 2-3 zile consecutiv, din cauza neintervenŃiei la timp pentru deszăpezire şi ianuarie (22-23 ianuarie la ConstanŃa) 2004, când viteza vântului în timpul viscolului a depăşit 100-120 km/h, rupând acoperişurile blocurilor, iar resturile acestora au rupt crengile arborilor şi au afectat autoturismele staŃionate în apropiere (Văduva, 2005). De asemenea, în perioada 23-27 februarie 2007 drumurile au fost închise în Moldova din cauza viscolului, în unele locuri zăpada depăşind un metru iar temperaturile au scăzut sub -20°C (-26°C la RădăuŃi în noaptea de 23-24 februarie 2007). Viscolul poate fi considerat ca unul din cele mai agresive riscuri climatice din 170

România atât prin intensitatea condiŃiilor genetice, cât şi prin efectele negative produse de acesta. Octavia Bogdan (1999), realizează harta expunerii teritoriilor la riscul viscolului, pe baza numărul anual de zile cu viscol (N) şi al grosimii maxime absolute a stratului de zăpadă (G cm), stabilind patru trepte de vulnerabilitate la care sunt supuse terenurile României, astfel (fig. 10.8.): 1. Terenuri cu vulnerabilitate mică (N = 1-2 zile; G = 60-120 cm) caracterizează partea vestică şi centrală a României. 2. Terenuri cu vulnerabilitate intermediară (N = 2 -3 zile; G = 100-125 cm) – cuprind terenurile situate în zonele de tranziŃie, dintre cele cu vulnerabilitate mică şi mare. 3. Terenuri cu vulnerabilitate mare (N = 4-9 zile; G = 120 -175 cm) sunt teritoriile aflate în estul şi sud-estul Ńării. 4. Terenuri cu vulnerabilitate combinată (mică în depresiuni datorită adăpostului şi mare pe culmile muntoase).

Fig. 10.8. Vulnerabilitatea teritoriilor României la viscol: 1. mică; 2. intermediară; 3. mare; 4. combinată (Bogdan, Niculescu, 1999). 171

10.1.8. CeaŃa Este un ansamblu de picături mici de apă sau de cristale fine de gheaŃă (sau ambele), aflate în suspensie în stratul de aer din imediată apropiere a suprafeŃei terestre. Când densitatea ceŃii este mare, vizibilitatea orizontală se reduce la mai puŃin de 1km. CeaŃa are, în general, aspectul unui văl albicios care acoperă peisajul. În atmosfera regiunilor industriale, cu emanaŃii puternice de fum şi praf, ceaŃa capătă o nuanŃă galben murdară, devenind mult mai stabilă. Ea începe să se formeze chiar la o umiditate a aerului mai mică de 100%, datorită nucleelor de condensare aflate în suspensie în atmosferă. Atât structura cât şi caracteristicile microfizice ale ceŃii sunt identice cu cele ale norilor de care se deosebeşte numai prin faptul că se află în contact cu suprafaŃa terestră, în timp ce, norii au baza la o anumită înălŃime deasupra acesteia. CeaŃa este alcătuită numai din picături de apă, atunci când temperatura punctului de rouă este pozitivă; din picături de apă suprarăcite şi cristale de gheaŃă, la temperaturi cuprinse între 0 şi -40°C şi numai din cristale de gheaŃă, când temperaturile scad sub -40°C. Picăturile de apă, care alcătuiesc ceaŃa au dimensiuni variabile cu raza cuprinsă între 1 şi 60 µ, când temperaturile sunt pozitive şi sub 5µ, când temperaturile sunt negative. În cazul aerului ceŃos picăturile au raza sub 1µ. În funcŃie de condiŃiile sinoptice în care apare, ceŃurile pot fi grupate în trei categorii: ceŃuri din interiorul aceleiaşi mase de aer, ceŃuri frontale şi ceŃuri urbane. Fiecare prezintă mai multe subtipuri cu mai multe variante, astfel (Măhăra, 2001): • CEAłA DIN INTERIORUL ACELEIAŞI MASE DE AER CEAłA DE RĂCIRE, se diferenŃiază prin modul de răcire a aerului sub punctul de rouă, care este, de fapt, ceaŃa radiativă. CEAłA DE ADVECłIE, se formează prin deplasarea aerului rece peste regiuni mai calde, acvatice sau invers.

172

În funcŃie de modul cum se produce advecŃia, deosebim: CeaŃa de răcire a aerului tropical, se formează iarna, când aerul tropical maritim pătrunde prin advecŃie peste suprafeŃele mai reci de la latitudini superioare. CeaŃa de litoral, se formează vara, când aerul continental cald se deplasează peste regiunile litorale mai reci, sau iarna, când aerul maritim mai cald se deplasează peste regiunile litorale mai reci. CeaŃa maritimă, se formează în regiunile de contact a doi curenŃi maritimi, unul cald şi altul rece. CeaŃa advectiv-radiativă, se formează atunci când aerul se răceşte atât pe cale advectivă cât şi pe cale radiativă. CeaŃa de versant, se formează în urma mişcărilor ascendente, lente pe versanŃii munŃilor şi a răcirilor adiabatice, a maselor de aer umed. CEAłA DE EVAPORAłIE, apare atunci când temperatura aerului este mai rece decât cea a suprafeŃei de evaporare a apei. • CEAłA FRONTALĂ, se formează din cauza umezirii aerului de către precipitaŃiile frontale şi a evaporării lor de pe solul umezit. În acest caz, temperatura aerului de la suprafaŃa solului trebuie să fie mai coborâtă decât cea a aerului situat mai sus şi decât a ploii ce cade. • CEAłA URBANĂ este un amestec de picături de apă, fum, praf şi diverse gaze care alcătuiesc smog-ul. Formarea ei este favorizată de concentraŃia crescută în perimetrul oraşelor a nucleelor de condensare, cu accentuate proprietăŃi higroscopice, provenite mai ales în urma arderii incomplete a combustibililor (industriali, casnici, auto), precum şi a emisiilor de la diferite unităŃi economice. Totodată, aceste nuclee de condensare au o capacitate radiativă mai ridicată, ceea ce favorizează răcirea lor mai intensă în cursul nopŃii, prin emisie de radiaŃie infraroşie. Astfel, condensarea este accelerată, chiar dacă temperatura aerului este situată deasupra temperaturii punctului de rouă, iar umezeala relativă a aerului este sensibil mai mică de 100% (Moldovan, 2003). RepartiŃia numărului anual de zile cu ceaŃă este diferenŃiată în funcŃie de condiŃiile locale de formare. Cea mai mare frecvenŃă a 173

acestor zile se localizează pe vârfurile cele mai înalte ale CarpaŃilor, unde sunt 250-300 zile pe an (Vf. Omu -288.6 zile). În Podişul Transilvaniei şi al Moldovei frecvenŃa acestor zile se reduce la 45-70 zile, iar în partea centrală a Câmpiei Române la 40-70 de zile. Cea mai mică frecvenŃă, 30-40 zile, se remarcă pe litoral şi deasupra Deltei Dunării (Mangalia 28.7 zile; Sulina 35.9 zile). Regimul anual al ceŃii se caracterizează pentru regiunile de câmpie şi dealuri printr-un maxim în lunile de iarnă şi un minim vara. În regiunile montane numărul zilelor cu ceaŃă este mare în toate lunile anului, ajungând la 20 zile lunar pe cele mai mari înălŃimi. FrecvenŃa maximă a acestor zile este în lunile mai şi iulie (25 zile), când pe culmile înalte ale CarpaŃilor se dezvoltă intens convecŃia termică ascendentă. Numărul maxim anual de zile cu ceaŃă a depăşit 45-75 de zile pe întreg teritoriul Ńării, culminând pe cele mai mari înălŃimi ale CarpaŃilor (Vf. Omu – 322 de zile, Vf. łarcu -304 zile). 10.2. FENOMENE CLIMATICE DE RISC POSIBILE ÎN SEMESTRUL CALD AL ANULUI

În semestrul cald al anului datorită advecŃiilor maselor de aer fierbinte tropical, continentalizării maselor de aer oceanic şi temperaturilor ridicate au loc o serie de fenomene de risc ca: grindina, ploile torenŃiale, orajele. 10.2.1. Grindina Grindina este un fenomen de risc de scurtă durată şi reprezintă o formă de precipitaŃii solide alcătuite din granule transparente sau opace de gheaŃă (numite popular pietre), cu aspect sferoidal, conic sau neregulat, cu diametru cuprins între 5 şi 50 mm şi greutatea de la câteva grame până la 300g, care cade din norii Cb în timpul averselor de ploaie. ApariŃia grindinei este legată de prezenŃa norului Cumulonimbus, nor de front rece care determină un contrast termic foarte mare între aerul cald de la sol înălŃat în altitudine şi aerul rece din altitudine. 174

Nucleul bobului de grindină (este de fapt bobul de măzăriche) se formează în partea superioară a norului cumulonimbus, în urma sublimării vaporilor de apă. Purtat de curenŃii descendenŃi până în zona mediană a norului, unde predomină picăturile de apă în stare suprarăcită, în jurul bobului de măzăriche moale se depune un strat de gheaŃă transparentă, ca urmare a îngheŃării acestor picături. Transportat de curenŃii ascendenŃi din nou spre partea superioară din nor, bobul de grindină se acoperă cu un strat de gheaŃă opacă, formată prin condensarea solidă a vaporilor de apă pe suprafaŃa sa. CurenŃii descendenŃi aduc din nou bobul de grindină în zona mediană, unde se depune un alt strat de gheaŃă transparentă. În urma repetării acestor mişcări ascendente şi descendente, bobul de măzăriche ajunge la greutăŃi care înving forŃa curenŃilor ascendenŃi şi cade la suprafaŃa terestră. Alte condiŃii necesare formării grindinei sunt: o cantitate mai mare de apă lichidă între baza norului şi nivelul de îngheŃ al picăturilor mari; umezeală specifică mare la sol (7-10g/kg); deficit de umezeală mic până la înălŃimi mari; două treimi din masa norului să se situeze mai sus de izoterma de -5°C; temperatura la partea superioară a norului Cb să fie cuprinsă între -30 şi -60°C; temperatura maximă la sol să fie mai mare sau cel mult egală cu temperatura de cumulizare, iar nivelul de cumulizare să nu se situeze prea sus (Bălescu, Militaru 1966, citaŃi de Moldovan, 2003). Specific grindinei este faptul că ea cade pe fâşii înguste de teren (lungi de câteva sute de km şi late de 10-15 km), iar suprafaŃa activă afectată este îngustă şi cu delimitări nete. La latitudini temperate, frecvenŃa maximă a grindinei se realizează în perioada caldă a anului. Grindina, nu se formează niciodată atunci când temperatura la suprafaŃa solului este negativă. Prin efectul mecanic (de lovire), bobul de grindină produce pagube mari pomilor fructiferi, viŃei de vie, legumelor, zarzavaturilor şi culturilor agricole, aflate în diferite faze de vegetaŃie, ajungând uneori până la compromiterea totală a acestora. De asemenea, are şi alte consecinŃe negative: victime umane, spargerea geamurilor, a Ńiglelor (fig. 10.9.).

175

Fig. 10.9. ConsecinŃele grindinei asupra acoperişurilor locuinŃelor (Foto. Valeriu Rata, www.tarnova.info)

Efectele negative asociate grindinei sunt condiŃionate de mai mulŃi factori, cele mai mari pagube apărând în următoarele situaŃii (Bogdan, Niculescu, 1999): când se produc în plin sezon de vegetaŃie, surprinzând pomii fructiferi în faza de înflorire, viŃa de vie în faza de formare a bobului, culturile înspicate; când este însoŃită de vânturi tari; când dimensiunea bobului de grindină depăşeşte 10 mm diametru (fig. 10.10.); când durata fenomenului este mare; când densitatea boabelor de grindină pe 1m2 este foarte mare; când formează strat de gheaŃă gros care se menŃine până la câteva zile; când se produce după perioade lungi de secetă cu sol uscat, fapt care favorizează procese intense de eroziune; când diametrul este sub 10 mm, iar durata cuprinsă între 10 şi 15 min.

176

Fig. 10.10. Dimensiunea bobului de grindină Sursa: www.stormgasm.com

Octavia Bogdan, Elena Niculescu (1999), realizează harta vulnerabilităŃii teritoriilor României faŃă de grindină, pe baza numărului mediu (n) şi maxim anual (N) de zile cu grindină, stabilind patru trepte de vulnerabilitate faŃă de grindină la care sunt expuse teritoriile Ńării, astfel (fig 10.11): 1. Teritorii cu vulnerabilitate mică (n4 zile). Sunt teritoriile cu influenŃe continentale sau cele cu influenŃe pontice din estul şi sud-estul României (Podişul Dobrogei, litoralul, Delta şi BălŃile Dunării, Bărăganul, Câmpia Buzău-Siret, culoarele Prutului şi Siretului, Câmpia Moldovei) dar şi regiunile joase de câmpie din nord-vestul Ńării. 2. Teritorii cu vulnerabilitate intermediară (n = 1-2 zile; N = 4-5 zile). Sunt majoritatea teritoriilor din Câmpia şi Dealurile de Vest, sud-vestul Olteniei, vestul Bărăganului, Câmpia dunăreană de terase, Podişul Transilvaniei, Podişul Bârladului, Podişul Sucevei şi SubcarpaŃii Moldovei.

177

Fig. 10.11. Vulnerabilitatea teritoriilor României faŃă de grindină: 1. mică; 2. intermediară; 3. mare; 4. combinată 3. Teritorii cu vulnerabilitate mare (n = 2 - 6 zile; N = 5 - 10 zile). Se remarcă în arealul de interferenŃă a circulaŃiei de vest şi de est, în sectorul central-sudic al României. Insular apar în împrejurimile oraşelor ConstanŃa şi Brăila, în Culoarul Timişului, Dealurile Lipovei, Podişul Transilvaniei şi Bărăganul Central. 4. Teritorii cu vulnerabilitate combinată (în funcŃie de expoziŃia versanŃilor faŃă de advecŃia aerului umed, sau faŃă de gradul de insolaŃie). Se remarcă în regiunile montane, unde oricât de mare ar fi gradul de vulnerabilitate la grindină, pagubele nu sunt atât de mari ca în cazul terenurilor agricole. În vederea diminuării pagubelor provocate de grindină, se impune luarea unor măsuri imediate de combatere a fenomenului (însămânŃarea norilor Cb cu iodură de argint, transportată în masa norului cu ajutorul rachetelor antigrindină) şi cunoaşterea cât mai amănunŃită a fenomenului din punct de vedere climatologic (numărul mediu şi maxim lunar şi anual de zile cu grindină, dimensiunile bobului de grindină, durata medie şi maximă a grindinei etc.). 178

Numărul mediu anual al zilelor cu grindină marchează o tendinŃă de scădere a frecvenŃei fenomenului, de la vest spre est, dinspre sectorul cu influenŃe oceanice (cu aer umed şi rece), spre cel cu influenŃe ale aerului continental (mai cald şi uscat). Zilele cu grindină se reduc pe măsura creşterii gradului de continentalism şi cresc odată cu creşterea altitudinii datorită antrenării dinamice a aerului supraîncălzit în mişcări ascensionale pe verticală sub influenŃa convecŃiei termo-dinamice. Astfel, cele mai multe zile cu grindină se remarcă în MunŃii CarpaŃi (3-6 zile în CarpaŃii Orientali, 3-11 zile în CarpaŃii Meridionali şi 3-5 zile în MunŃii Apuseni). FrecvenŃa scade odată cu reducerea altitudinii (1-2 în regiunile deluroase, Câmpia Banatului, Oltenia şi o zi în Bărăgan, Câmpia Siretului Inferior şi Podişul Dobrogei) şi deasupra suprafeŃelor umede (unde predomină curenŃii descendenŃă), (sub o zi în Delta Dunării, litoralul Mării Negre, marile culoare de vale). În cursul anului, grindina este posibilă din aprilie până în octombrie, pentru toate regiunile Ńării, cu mici diferenŃieri regionale. Astfel, la munte grindina este posibilă în intervalul aprilie-noiembrie; la deal, podiş şi regiunile subcarpatice, în intervalul februarie-noiembrie, în regiunile de câmpie din februarie până în august, iar pe litoral din martie până în octombrie. În cursul zilei, producerea grindinei este legată de perioada cea mai caldă din zi, de obicei, după amiaza, între orele 14-16, când se realizează încălzirea excesivă a suprafeŃei active, dar poate cădea şi noptea şi dimineaŃa fiind legată de prezenŃa unor perturbaŃii frontale, puternice, însoŃite de oraje şi furtuni violente. Durata grindinei este foarte redusă, de la câteva minute (5 minute) în regiunile de câmpie şi pe litoral, până la 15 minute în regiunile de deal şi de munte. Au fost însă şi situaŃii, în care grindina s-a produs cu o durată excepŃională (Bogdan, Niculescu, 1999):
105 min. la Vf. Omu (9.07.1963);
28 min. la Bucureşti-Băneasa (9.05.1961);
12 min la ConstanŃa (mai 1974). În timpul unui an, grindina poate însuma o durată medie de peste 3 ore la munte, 0.3 ore în regiunile de deal-podiş, 0.2 ore în cele de câmpie şi 0.1 ore pe litoral (Iliescu, Popa, 1983). 179

Deşi este un fenomen rar întâlnit, grindina poate produce calamităŃi naturale de mari proporŃii în foarte scurt timp. Ea poate provoca pagube mari în următoarele condiŃii:
când este însoŃită de vânturi tari;
când are dimensiuni mari şi durata fenomenului este mare;
când are dimensiuni mici şi durata fenomenului este mare;
când surprinde culturile agricole şi pomii fructiferi în diferite stadii de dezvoltare afectând buna desfăşurare a ciclului biologic. 10.2.2. Ploile torenŃiale Sunt rezultatul încălzirii inegale a suprafeŃei terestre şi a dinamicii foarte active a aerului umed tropical peste teritoriul Ńării noastre în perioada caldă a anului. Ele se caracterizează prin cantităŃi mari de apă căzute într-un timp foarte scurt, având intensitate mare şi consecinŃe asupra modelării versanŃilor şi asupra eroziunii şi spălării solului de substanŃele nutritive. Cele mai importante averse din acest punct de vedere sunt cele selecŃionate după criteriul Hellmann, care Ńin seama de durata totală, intensitatea medie, cantitatea de apă căzută (Donciu, 1929), după cum se remarcă în tabelul 10.2. Parametrii caracteristici ploilor torenŃiale (averse) care cad pe teritoriul României (intensitate, durată, cantitate) variază teritorial dependent de altitudine, forma de relief, rolul de baraj orografic al CarpaŃilor faŃă de advecŃiile de aer umed şi faŃă de radiaŃia solară, ca şi de alte condiŃii locale şi de timp (Bogdan, Niculescu, 1999). Tabel 10.2. Parametrii ploilor torenŃiale după criteriul Hellmann Ploi torenŃiale Ploi excesiv de torenŃiale Intensitatea medie (mm/min.) 1…5 1.00 >2.00 6…15 0.80 1.60 16…30 0.60 1.20 31…45 0.50 1.00 46…60 0.40 0.80 61…120 0.30 0.60 121…180 0.20 0.45 >180 0.12 0.30 Sursa: Bogdan, Niculescu, 1999

Durata (minute)

180

Cele mai puternice averse se produc în regiunile cele mai aride din Ńară, recordul deŃinându-l Bărăganul, cu ploaia produsă la Viziru, la 27.05.1939, care a avut intensitatea medie de 6.63 mm/min. şi o durată de trei minute, timp în care s-au înregistrat 19.9 mm apă. Un alt sector cu averse puternice este cel al dunelor de nisip de la Ciuperceni Calafat, unde nisipul se încinge foarte tare, iar frecvenŃa aerului umed tropical, instabil este relativ mare în regiune (ex. ploaia din 28.06.1945 de la Ciupercenii Vechi, cu intensitatea medie de 6.15 mm/min, durata de 2 min, iar cantitatea totală realizată, de 12.3 l/m2 (op. citată). În regiunile de câmpie din vestul României, cu influenŃe oceanice, ploile torenŃiale au intensitate medie mai mică, variind între 0.75 mm/min la Satu Mare şi 4.34 mm/min la Arad. Odată cu creşterea altitudinii, intensitatea averselor se reduce, deoarece creşte umezeala aerului. În regiunea subcarpatică şi de podiş s-au realizat averse cu intensităŃi medii de 4 mm/min, iar în regiunea montană, intensitatea medie nu a depăşit 3 mm/min. Durata ploilor torenŃiale este în raport invers proporŃional cu intensitatea acestora. Astfel, cu cât durata este mai mare, intensitatea este mai mică şi invers. Cantitatea de apă realizată este direct proporŃională cu durata şi intensitatea ploii. Cea mai mare cantitate de apă se realizează în cazul averselor de origine frontală, când contrastul termo-baric este foarte mare (op. citată). CantităŃile mai mari de 120 mm apă, au avut o durată de până la 60 minute şi au fost posibile în regiunile joase, cu altitudini sub 300 m. Dintre ploile torenŃiale cu caracter de risc climatic, care s-au produs în ultimul deceniu al secolului XX şi care prin consecinŃele lor au fost cu adevărat devastatoare se remarcă şi ploile din vara anului 1991, din luna iulie, lună care este de fel secetoasă. Ea s-a caracterizat prin mai multe intervale ploioase: 1-7; 15-19; 22-23; 26-30 iulie, cu caracter catastrofal pentru partea de est a României. Este şi cazul ploii din 3 iulie 1991, care s-a produs în jurul orei 15, când un ciclon cu caracter retrograd cu direcŃia sud-est nord-vest, s-a abătut peste SubcarpaŃii Curburii şi mai ales, peste cei ai Moldovei, determinând o aversă deosebit de puternică, însoŃită de furtună, descărcări electrice şi 181

grindină (ceva mai mică decât oul de porumbel) care a afectat o bună parte din judeŃul Bacău. În numai 5 minute, ploaia a determinat un strat de apă de 4 m înălŃime, pe văile TărâŃa şi Bârneşti, care venea la vale cu tot ce întâlnea în cale: stâlpi de telegraf, copaci, animale, garduri, coteŃe de animale şi câteva victime omeneşti au fost duse la vale de apele dezlănŃuite. De pe dealurile albite de grindină, se scurgea un perete înalt de 7 m şi lat de 15-20 m, care a ras totul în cale, inclusiv locuinŃe umane (Bogdan, Niculescu, 1999). Octavia Bogdan şi Elena Niculescu (1999) realizează harta vulnerabilităŃii teritoriilor României faŃă de intensitatea ploilor de vară (inclusiv a celor torenŃiale), luând în considerare intensitatea medie a ploilor (i) şi intensitatea maximă medie (l), stabilind patru trepte de vulnerabilitate, astfel:
Teritorii cu vulnerabilitate mică (i < 0.03 mm/min; l = < 0.20 mm/min) – sunt cele din vestul şi partea centrală a Ńării cu influenŃe oceanice).
Teritorii cu vulnerabilitate intermediară (i = 0.03-0.04 mm/min; l = 0.2-0.3 mm/min) – caracterizează cea mai mare parte a teritoriului României (Podişul Moldovei, Podişul Dobrogei, Delta Dunării, litoralul Mării Negre, Câmpia Română, SubcarpaŃii Moldovei, jumătatea vestică a Podişului Transilvaniei şi Culoarul Orăştiei).
Teritorii cu vulnerabilitate mare (i = 0.04-0.05 mm/min; l = > 0.30-0.40 mm/min) – sunt situate în partea central-sudică a României, sudul Câmpiei Moldovei, SubcarpaŃii Getici şi ai Curburii, împejurimile oraşelor Bucureşti şi Iaşi.
Teritorii cu vulnerabilitate combinată (în funcŃie de expoziŃia versanŃilor) – caracterizează regiunile montane. 10.2.3. Descărcările electrice (orajele) Sunt fenomene de risc de scurtă durată şi reprezintă manifestări luminoase (fulgerul) sau sonore (tunetul) ale unor descărcări electrice discontinui din atmosferă. Manifestarea luminoasă a descărcărilor electrice care are loc în interiorul unui nor sau între doi nori poartă numele de fulger. Manifestarea luminoasă a descărcărilor electrice care are loc între nor şi suprafaŃa terestră poartă numele de trăznet. Zgomotul sau bubuitura surdă (efectul sonor) care însoŃeşte fulgerul 182

poartă numele de tunet. Fulgerul şi tunetul sunt cunoscute împreună sub denumirea de oraje. Tunetul se aude mult mai târziu decât se vede fulgerul din cauză că viteza de propagare a sunetului (340 m/s) este mult mai mică decât cea a luminii (300 000 km/s). Producerea lor este legată în special de prezenŃa norilor Cumulonimbus (deoarece sarcinile electice din interiorul acestor nori au valori suficient de mari -200 000 – 300 000 v/m - care pot da naştere unor descărcări electrice, între puncte situate la distanŃa destul de mari unele faŃă de altele). Orajele sunt însoŃite, de obicei, de precipitaŃii cu caracter de aversă (sub formă de ploaie, grindină, măzăriche etc.) şi intensificări ale vântului. După localizarea în spaŃiu şi modul de manifestare, fulgerele au fost clasificate astfel (ÎnstrucŃiuni pentru observarea, identificarea şi codificarea norilor şi a fenomenelor meteorologice, 1986; Ciulache, Ionac, 2003): • Descărcări la sol sau trăznete – au forma unei scântei imense care se formează între nor şi suprafaŃa terestră. Ele au o traiectorie sinuoasă şi, de obicei, prezintă ramificaŃii orientate în jos, care pleacă dintr-un canal principal net conturat (fulger în linie sau bandă). • Descărcări interne sau fulgere în pânză – se produce în interiorul norului orajos şi se manifestă printr-o iluminare difuză, în care nu se poate identifica un canal net delimitat. În această categorie mai intră şi fulgerele de căldură care constau din iluminări sau licăriri difuze observate la orizont şi provin de la focare orajoase îndepărtate. • Descărcări atmosferice sau fulger linear – se observă sub forma unei descărcări sinuoase, adesea ramificate, care pleacă dintr-un canal bine conturat ce porneşte dintr-un nor orajos, fără ca să atingă suprafaŃa terestră. • Fulger globular (fig. 10.12.) – sferă incandescentă cu un diametru mediu de 10 - 20 cm (rareori 1 m) care se formează în timpul descărcărilor electrice de mare intensitate, deplasându-se lent prin aer sau deasupra suprafeŃei terestre şi deformându-se la trecerea prin spaŃii înguste, înainte de a dispărea brusc printr-o explozie violentă produsă ca urmare a expansiunii bruşte a gazelor comprimate în globul de foc. 183

• Fulger în mătănii/ mărgele – fulger rar având aspectul unui şirag de mărgele luminoase care constituie forma de tranziŃie între fulgerul linear şi cel globular din cauza faptului că de-a lungul canalului de descărcare cu aspect de linie frântă apar numeroase puncte de descărcare electrică de mare intensitate. • Fulger în trepte – descărcare electrică care se propagă prin salturi succesive în interiorul unui canal principal de ionizare. • Fulger - trasor – stadiul iniŃial al unei descărcări electrice, ce se manifestă prin pulsaŃii succesive de linii luminoase, care apar în urma stabilirii unui canal principal de ionizare prin care se propagă, de obicei, descărcarea luminoasă, de la baza norului, spre suprafaŃa terestră. Descărcările electrice sunt periculoase pentru fiinŃele vii (provocând decesul acestora) şi produc mari pagube materiale (distrugerea reŃelei de transport a energiei electrice) şi de mediu (incendii de diferite tipuri etc.). Pentru prevenirea şi combaterea efectelor negative ale descărcărilor electrice se impune amplasarea de paratrăznete şi îndepărtarea obiectelor metalice pe care le avem asupra noastră. Persoanele care sunt surprinse, în locuri deschise, de o furtună cu descărcări electrice, este bine să reŃină următoarele recomandări (Stăncescu, Baliff, 1976, citaŃi de Moldovan, 2003): • să nu se caute adăpost sub copacii înalŃi, în imediata vecinătate a unui perete stâncos vertical sau în gura peşterilor; • să coboare cât mai rapid posibil de pe linia crestei; • poziŃia cea mai bună în adăpost este cea ghemuită, cu genunchii la piept; • o încălŃăminte de cauciuc, haine uscate şi o pelerină de material plastic oferă o protecŃie mai bună; • într-un automobil, cel mai sigur adăpost este oferit de maşina însăşi, având geamurile închise.

184

Fig. 10.12. Fulger globular (sursa: http://www.crytalinks.com/)

Prin poziŃia sa pe glob, România se află într-o zonă climatică cu activitate orajoasă moderată. În repartiŃia teritorială a orajelor se 185

remarcă tendinŃa de scădere a frecvenŃei acestora dinspre vest şi nordvest spre est şi sud-est (în sensul circulaŃiei predominante a atmosferei şi continentalizării progresive a maselor de aer), dar şi tendinŃa de creştere a frecvenŃei acestora odată cu altitudinea (corespunzător antrenării dinamice a aerului în mişcări ascendente), (Geografia României, I, 1983). Pe teritoriul României, numărul mediu anual de zile orajoase are valorile cele mai mari (35-40 de zile) în regiunile de munte, mai ales pe pantele vestice şi nordice, ca rezultat al proceselor advective şi frontale. De asemenea, pe pantele cu expoziŃie sudică, apar fenomene orajoase, în urma dezvoltării convecŃiei termice. În regiunile depresionare şi pe văile adânci intramontane, fenomenele orajoase sunt mai puŃin frecvente decât pe culmile înalte, prezenŃa acestora este legată de mişcările descendente ale aerului. Pe pantele sudice ale SubcarpaŃilor Getici şi ai Curburii, din cauza intensificării proceselor termice şi a instabilităŃii accentuate a maselor de aer, numărul zilelor cu oraje este ridicat. În Câmpia Banato-Crişană şi în partea centrală şi vestică a Câmpiei Române, numărul mediu anual al zilelor cu oraje variază între 25 şi 35 de zile, iar în Bărăgan, Câmpia Siretului inferior, Câmpia Moldovei şi Podişul Dobrogei între 25 şi 30 de zile. Pe litoral Mării Negre şi în Delta Dunării se înregistrează cel mai mic număr anual de zile orajoase (sub 20), ca urmare a mişcărilor descendente ale aerului care se produc în zilele de vară deasupra suprafeŃelor acvatice. Numărul maxim anual al zilelor cu oraje este mai mare cu 10-20 zile decât media anuală, el depăşind 45-65 de zile pentru întreg teritoriul României. ExcepŃie face numai litoralul Mării Negre şi Delta Dunării, unde orajele apar în 30-36 de zile anual. În cursul anului, numărul de zile cu oraje atinge un maxim în perioada caldă a anului (mai-august) şi un minim în cea rece (noiembrie-martie). Durata anuală medie a orajelor atinge cea mai mare valoare (> 80 ore), în regiunea de munte şi valoarea cea mai mică (< 20 ore) pe litoral şi în Delta Dunării. În cursul anului, cea mai mare durată a orajelor se înregistrează în semestrul cald, în luna iunie (18.1 ore). În semestrul rece, când este frecventă stratificarea stabilă a troposferei, fenomenele orajoase nu se produc decât rar (El. Dumitrescu, 1976). 186

10.2.4. Roua Un alt fenomen climatic deosebit este roua, dar care nu constituie un risc climatic. Roua este o depunere pe sol sau în apropierea lui, de picături de apă rezultate din condensarea vaporilor de apă. Ea apare numai atunci când suprafaŃa pe care se formează, s-a răcit până la temperatura inferioară punctului de rouă (temperatura la care aerul umed trebuie să se răcească ca să devină saturat (Buiuc, 1990). Numărul mediu anual de zile cu rouă variază în funcŃie de frecvenŃa şi direcŃia de deplasare a maselor de aer, precum şi de gradul de dezvoltare a proceselor locale care duc la formarea de rouă. În depresiunile intracarpatice şi intradeluroase, în culoarele văilor, în lunca, bălŃile şi Delta Dunării, unde ziua au loc intense procese de evaporaŃie, iar noaptea răciri radiative şi inversiuni de temperatură, care determină condensarea vaporilor de apă, numărul mediu anual de zile cu rouă este cel mai lung din întreaga Ńară variind între 100 şi 150 de zile (119.1 zile la Hârşova). În regiunile de câmpie, pe măsură ce dispar sursele de evaporaŃie numărul zilelor cu rouă variază între 60 şi 130 de zile anual iar în regiunile cu foehn (datorită uscăciunii) şi pe litoral (datorită faptului că în timpul nopŃii apa micşorează efectul pierderii căldurii aerului din vecinătatea ei şi împiedică condensarea), acestea totalizează 25-60 de zile (50.3 zile la Mangalia), (Văduva, 2003). În regiunile montane (>1500 m), unde vântul este foarte intens se produc cele mai puŃine zile cu rouă (1-40 de zile), iar la peste 2500 m numărul acestora este mai mic de o zi (0.7 zile la Vf. Omu), (tabel 10.1.). Numărul mediu lunar de zile cu rouă. Creşte din luna martie până în septembrie-octombrie, după care scade. În regiunile joase, depunerile de rouă au cea mai mare frecvenŃă în lunile mai, septembrie şi octombrie (8-20zile). Aceasta se datorează frecvenŃei mari a timpului anticiclonic, ce caracterizează sfârşitul verii şi începutul toamnei şi stimulează procesele de răcire radiativă şi de condensare a vaporilor de apă.

187

Tabel 10.1. Numărul lunar şi anual de zile cu rouă StaŃia Hârşova Adamclisi Mangalia Vf. Omu Vlădeasa Iaşi

I 1.4 0.8 0.2

II 1.8 0.3 0.8

III 5.3 2.6 3.1

IV 11.8 7.1 7.6

V 16.4 11.3 8.6

VI 18.2 13.2 6.2

VII 15.8 10.7 2.8 0.1 0.1 0.5 1.1 3.7 4.7 0.5 0.7 1.7 1.5 1.4 0.8 1.3

VIII 19.0 10.9 3.8 0.3 3.2 1.9

IX 19.8 15.0 5.4 0.2 3.4 3.3

X 19.0 15.1 6.7 0.1 2.0 5.1

XI 9.2 6.9 3.6

XII An 3.3 119.1 2.2 96.1 1.5 50.3 0.7 0.9 19.6 3.7 1.9 23.8

Sursa: Geografia României, I, 1983; Văduva, 2003

În lunile septembrie-octombrie, când se instalează seceta de toamnă, frecvenŃa mai mare a picăturilor de rouă poate suplini într-o oarecare măsură, necesarul de apă al plantelor. 10.3. FENOMENE CLIMATICE DE RISC POSIBILE ÎN TOT ANUL

Dintre fenomenele climatice de risc posibile în tot anul, amintim:
fenomenele de uscăciune şi secetă;
fenomenele cu exces de umezeală. Dintre acestea vor fi tratate numai fenomenele de uscăciune şi secetă.
Fenomenele de uscăciune şi secetă Definirea fenomenului de secetă O sumară trecere în revistă a câtorva definiŃii ale secetei poate ilustra faptul că, privite fie şi numai prin prisma deficitului de precipitaŃii, concepŃiile asupra acestui fenomen diferă foarte mult. Astfel, după diverşi autori, prin secetă se înŃelege (Geicu, 2001): • Zece zile cu precipitaŃii mai mici de 5 mm (Brounov, începutul secolului); • 21 de zile sau mai mult în care precipitaŃiile reprezintă cel mult 30% din media regiunii. Secetă extremă când precipitaŃiile nu ating 10% din normala pe 21 de zile sau mai mult (Henry, 1906); • Cel puŃin 14 zile consecutive în intervalul rece (octombriemartie) şi cel puŃin 10 zile consecutive în intervalul cald (aprilieseptembrie), (după Hellmann, citat de Donciu, 1928). Este metoda folosită cel mai frecvent în literatura românească; • perioadă de 15 zile fără precipitaŃii (Cole, 1933); 188

• Perioada în care precipitaŃiile anuale reprezintă 75% din medie sau când precipitaŃiile lunare reprezintă 60% din cantitatea medie (Bates, 1935); • Orice perioadă în care precipitaŃiile reprezintă mai puŃin de 85% din cantitatea normală (Hoyt, 1936); • Trei sau mai multe luni consecutive cu deficit mai mare de 50% din cantitatea medie de precipitaŃii (Baldiwin-Wiseman, 1941); • perioadă cu precipitaŃii sub o anumită limită, foarte coborâtă (de exemplu 2.5 mm în 48 de ore), (Blumenstock, 1942); • perioadă de 20 de zile consecutive (sau mai multe) din sezonul martie-septembrie inclusiv, în care precipitaŃiile zilnice nu au atins niciodată 6.4 mm (Conrad, 1944); • perioadă cu vânt puternic, precipitaŃii scăzute, temperatură ridicată şi cu umezeală relativă foarte coborâtă (Condra, 1944); • zi în care umezeala disponibilă din sol a scăzut sub un anumit procent din capacitatea solului (Van Baven-Verlinden, 1956) ; • Rezultatul incapacităŃii resurselor de apă de a acoperi consumurile (Gibbs, 1984). Cauzele secetelor sunt deosebit de complexe. La apariŃia secetelor pot contribui oricare dintre componenŃii interni (schimbarea compoziŃiei atmosferei, variabilitatea sistemului cuplat atmosferă-oceancriosferă) sau externi (modificări ale orbitei Pământului, schimbări în cadrul fluxului solar, modificări în repartiŃia, forma, suprafaŃa şi configuraŃia oceanelor şi continentelor, vulcanismul) care definesc şi influenŃează sistemul climatic al Pământului (Moldovan, 2003). Cea mai importantă cauză meteorologică a apariŃiei deficitului de precipitaŃii este predominarea timpului anticiclonic. Secetele pot fi clasificate în mai multe tipuri în funcŃie de: faza de evoluŃie, durată şi perioada din an în care apar. Lambert şi colab. 1990 (citat de Moldovan, 2003) clasifică seceta astfel: atmosfrică, pedologică, freatică, hidrologică (potamologică) şi hidraulică. Ciulache, Ionac (1995) şi Bogdan, Niculescu (1999) clasifică secetele în trei categorii: atmosferică, pedosferică şi mixtă. 189

Das şi colab. 2003 (citat de Bălteanu, Şerban, 2005) separă: seceta meteorologică, hidrologică, agricolă şi socio-economică. Povară (2004) stabileşte următoarele tipuri de secetă: atmosferică, a solului (edafică, pedologică sau pedosferică), hidrologică, hidrogeologică, mixtă şi agricolă. Seceta atmosferică se caracterizează prin lipsa precipitaŃiilor, scăderea umezelii relative a aerului sub 40% în condiŃiile unor temperaturi ridicate şi viteze mari ale vântului (ambele măresc evapotranspiraŃia şi reduc rezerva de apă din sol). Seceta pedosferică se datorează scăderii rezervei de apă accesibilă plantelor până la nivelul coeficientului de ofilire. Seceta freatică apare atunci când rezerva de apă subterană este epuizată, afectând pânza freatică şi secarea izvoarelor. Seceta hidrologică se datorează absenŃei precipitaŃiilor şi temperaturilor ridicate ducând la secarea pâraielor şi a râurilor. Seceta hidraulică se referă la scăderea drastică a rezervei de apă utilă din lacurile de acumulare. Seceta mixtă este o asociere a tuturor tipurilor de secetă menŃionate. Dintre toate tipurile de secetă cea agricolă este cea mai complexă deoarece la declanşarea ei contribuie mai multe medii naturale: atmosfera, hidrosfera, pedosfera şi biosfera. În funcŃie de durata lor, secetele pot fi clasificate în: episodice, quasipermanente şi permanente. Ele apar în regiuni cu climate specifice (temperat – continental, arid şi semiarid). În funcŃie de perioada din an în care apar pot fi diferenŃiate secete de iarnă, primăvară, vară şi toamnă (Bogdan, Niculescu, 1999). Seceta de iarnă provoacă diminuarea rezervei de apă din sol necesară declanşării procesului de vegetaŃie la începutul primăverii. Seceta de primăvară se dezvoltă pe seama rezervelor reduse din timpul iernii şi întârzie procesul de vegetaŃie. Ea este asociată şi cu alte fenomene de risc cum ar fi vânturile puternice şi furtunile de praf. Seceta de vară are efecte negative asupra culturilor în funcŃie de tipul şi fenofaza acestora. Seceta de toamnă afectează semănăturile de toamnă în primele faze de vegetaŃie făcându-le să intre în iarnă, insuficient dezvoltate, cu o rezistenŃă mică la temperaturile scăzute din timpul iernii care urmează, ceea ce poate conduce la necesitatea reînsămânŃării cu alte culturi în perioada de primăvară.

190

Seceta, ariditatea şi deşertificarea Secetele sunt fenomene complexe, cu manifestare lentă, care angrenează, în funcŃie de durată şi intensitatea lor, un număr variat de componente ale mediului geografic. Secetele se manifestă prin efecte asupra mediului atmosferic, cât şi asupra învelişului de sol, învelişului vegetal, asupra lumii animale, ca şi asupra resurselor de apă; de aceea, nu întâmplător se vorbeşte de secetă atmosferică, hidrologică şi agricolă. Seceta este asociată în mod obişnuit, cu lipsa precipitaŃiilor atmosferice pe o perioadă suficient de lungă pentru a provoca efecte negative vizibile asupra diferitelor componente ale mediului geografic şi în primul rând asupra vegetaŃiei, solului şi hidrografiei. Două componente atmosferice (care intră în ecuaŃia bilanŃului hidric), prezintă o importanŃă majoră pentru definirea secetei: precipitaŃiile atmosferice, reprezentând componenta activă şi evapotranspiraŃia, reprezentând componenta pasivă a bilanŃului. Pentru a deosebi seceta de ariditate, care definesc un deficit hidric, trebuie făcute următoarele precizări. Seceta reprezintă un fenomen şi de aceea este determinată în timp; ariditatea reprezintă o caracteristică a unui anumit loc, ca urmare a persistenŃei secetei reducerii nivelului freatic ceea ce corespunde unei determinări în spaŃiu (deci are un caracter local sau regional), la acestea contribuind şi impactul antropic (Vasenciuc, 2001, Geicu, 2002). CirculaŃia generală a atmosferei este foarte importantă în ambele situaŃii; dacă în cazul secetei accentul cade pe perturbaŃiile care apar în circulaŃia maselor de aer, în cazul aridităŃii consecvenŃa cu care se manifestă un anumit tip de circulaŃie şi într-o oarecare măsură impactul antropic, joacă rolul definitoriu (Strategia naŃională şi programul de acŃiune privind combaterea deşertificării, degradării terenurilor şi secetei (2000)). Instabilitatea raporturilor dintre principalii centri barici (Anticiclonii Azoric, Est-european, nord-Scandinav şi din sud-vestul Asiei) determină variaŃii importante în durata menŃinerii unui anumit context meteorologic; astfel, se pot înregistra, atât durate însemnate cu circulaŃie ciclonică, aducătoare de precipitaŃii abundente şi perioade importante cu regim anticiclonic, specific manifestării fenomenului de secetă, cât şi trecerii rapide de la regimul anticiclonic la circulaŃia ciclonică şi invers, cu modificările specifice în starea timpului. 191

Seceta şi ariditatea se diferenŃiază şi prin acŃiunea lor asupra componentelor mediului natural şi în primul rând asupra învelişului vegetal, astfel manifestarea secetei poate impune cel mult adaptări ale speciilor existente, în timp ce ariditatea are efect restrictiv în această privinŃă (de exemplu, vegetaŃia forestieră nu se poate dezvolta normal în spaŃii cu precipitaŃii sub pragul de 400 mm/an), (Geicu, 2001). Anomaliile climatice, cu modificări semnificative în distribuŃia spaŃio-temporală, pot fi cauza prelungirii episoadelor aride, creşterii temperaturii şi intensităŃii vântului. În mod similar, presiunea antropică duce la suprautilizarea resurselor naturale terestre şi la extinderea suprafeŃelor cultivate, dincolo de limitele între care echilibrul ommediu poate fi menŃinut (Vasenciuc, 2001). Lipsa cantităŃilor de precipitaŃii în anumite regiuni şi intervale de timp, generează fenomene de uscăciune, iar dacă acestea persistă, se instalează seceta (seceta atmosferică). Complexul de fenomene care participă la declanşarea secetelor includ şi rezerva de apă din sol accesibilă plantelor, umezeală şi temperatura aerului, evapotranspiraŃia, viteza vântului etc., aceştia reprezentând principalii parametri climatici care definesc starea timpului uscat sau secetos. Dacă seceta atmosferică persistă, atunci se instalează seceta pedosferică. Seceta se caracterizează şi prin alŃi parametri cum sunt: parametri care definesc caracteristicile suprafeŃei active, factori care definesc particularităŃile fiziologice ale plantei (soiul şi faza de vegetaŃie, gradul de rezistenŃă la uscăciune), ca şi factorii care evidenŃiază influenŃa antropică asupra mediului (starea terenului şi agrotehnica folosită, care pot facilita epuizarea apei din sol) (Donciu, 1928, Agrometeorologie, 1970, Bogdan, 1978 şi 1980, Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983 etc.). Perioada lipsită de precipitaŃii facilitează absorŃia energiei solare de către sol, în proporŃie de circa 44%, care prin transformarea ei în căldură, duce în mod inevitabil la supraîncălzirea acestuia şi a aerului. În acest mod creşte evapotranspiraŃia, rezultanta directă fiind reducerea treptată a rezervei de apă accesibilă plantei (Donciu, Gogorici, 1973). Reducerea umezelii din sol şi aer este determinată şi de vânturile calde şi uscate, cu viteze mari (Fetov şi colab., 1963). 192

Uscăciunea şi seceta este diferenŃiată şi de tipul de sol afectat, de relieful variat, de tipul de culturi şi plante din regiunea în care se manifestă aceste fenomene. Deoarece, absenŃa precipitaŃiilor se poate face resimŃită în orice anotimp, se poate vorbi despre seceta de iarnă, primăvară, vară sau toamnă cu consecinŃe diferenŃiate, în raport de stadiul culturilor, secete care influenŃează calitatea vieŃii (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983, Bogdan, Niculescu, 1999). Cercetările efectuate de ultimele două autoare (1995, 1999) au relevat următoarele: În Podişul Central Moldovenesc, fenomenele de uscăciune şi secetă afectează arii care ajung până la 500 m altitudine datorită influenŃelor continentale de ariditate mai puternice, din estul continentului. Regiunile mai înalte din dealuri, podişuri, subcarpaŃi şi CarpaŃi nu sunt afectate de aceste fenomene din cauza altitudinii şi uneori a influenŃelor moderatoare din vest. În aceste regiuni sunt prezente numai perioadele umede, excedentare pluviometric, excepŃie făcând numai sud-vestul Podişului Transilvaniei cu efecte foehnale unde se produc numai fenomene de uscăciune în 1-2 luni/an. În regiunile de câmpie şi dealuri din vestul Ńării, se produc numai fenomene de uscăciune (2-3 luni în Câmpia Banatului şi Câmpia Mureşului, 1-2 luni în Câmpia Crişurilor şi în Dealurile Banatului, sub o lună în Câmpia Someşului, Dealurile Crişene şi Someşene), datorită influenŃelor oceanice, vestice. În regiunile situate în sudul şi sud-estul Ńării, fenomenele de uscăciune şi secetă sunt mult mai nuanŃate regional, din cauza influenŃelor continentale de ariditate, submediteraneene şi pontice şi a efectelor de foehn de la Curbură. Fenomenele de uscăciune au o durată de 3-4 luni/an, în Câmpia Olteniei, din care 1-2 luni sunt fenomene de secetă. În Câmpia piemontană Piteşti şi Târgovişte unde altitudinea este mai mare (300m), durata fenomenelor de uscăciune se reduce la o lună şi chiar mai puŃin. Durata fenomenelor de uscăciune şi secetă creşte spre sud-estul României, astfel că, în Bărăgan ajunge la 3-4 luni (din care 1-2 cu fenomene de secetă), în Podişul Dobrogei la 4-5 luni (din care 2-3 luni cu fenomene de secetă) pe latura dunăreană şi 6 luni (din care peste 3 luni cu fenomene de secetă) pe cea maritimă datorită influenŃelor continentale excesive şi a celor 193

pontice. În prezent, în Podişul Dobrogei de Sud, seceta şi aridizarea sunt riscuri climatice, nu numai posibile, ci chiar reale; ele au o succesiune neperiodică în timp, dar cu frecvenŃa cea mai mare din România. Deşertificarea este un risc climatic care indică o tendinŃă posibilă de evoluŃie a peisajului dobrogean, dacă nu se iau măsurile corespunzătoare la momentul oportun, de combatere a fenomenelor de uscăciune, secetă, aridizare (Văduva, 2003). Cea mai mare durată a fenomenelor de uscăciune şi secetă se remarcă în Delta Dunării şi pe litoralul Mării Negre, unde depăşeşte 6 luni consecutive. Ele sunt rezultatul influenŃelor suprafeŃelor de apă, care determină curenŃi de aer descendenŃi în timpul zilei (ce destramă sistemele noroase) şi ascendenŃi noaptea, precipitaŃii insuficiente şi deci, apariŃia şi persistenŃa fenomenelor de uscăciune şi secetă în tot semestrul cald al anului (Bogdan, 2001). Autoarea arată că şi în condiŃiile precipitaŃiilor scăzute din aceste regiuni, culturile nu suferă de uscăciune din cauza umezelii mari a aerului (rezultată din procesele de evaporaŃie de pe suprafeŃele de apă) şi umezelii de la nivelul suprafeŃei active, precum şi datorită depunerilor bogate de rouă (Buiuc, 1990). Cu toate că, apar nuanŃări regionale şi locale ale duratei acestor fenomene, se remarcă tendinŃa de scădere a acestora de la sud spre nord, odată cu creşterea în latitudine şi altitudinea reliefului şi de creştere de la vest la est, odată cu diminuarea influenŃelor oceanice şi accentuarea celor continentale (Bogdan, Niculescu, 1999). Octavia Bogdan (1999) realizează harta vulnerabilităŃii teritoriilor României faŃă de fenomenele de uscăciune şi secetă, pe baza numărului anual al lunilor cu fenomene de uscăciune şi secetă (Nu) şi de secetă (Ns), stabilind trei grupe de vulnerabilitate pentru teritoriul României, astfel (fig. 10.13.): 1. Teritorii cu vulnerabilitate mică (Nu = 3.5 luni/an), caracterizează sud-vestul Câmpiei Române (cu influenŃe submediteraneene), Bărăganul, Câmpia Buzău-Siret şi Podişul Dobrogei (cu influenŃe continentale de ariditate), unde se remarcă atât fenomene de uscăciune cât şi de secetă. 3. Teritorii cu vulnerabilitatea cea mai mare (Nu = 4.5-6.5 luni/an; Ns = > 3.5 luni/an), cuprind litoralul Mării Negre şi Delta Dunării, unde influenŃele continentale şi pontice diminuează cantitatea de precipitaŃii; fenomenele de uscăciune şi secetă au perioada cea mai lungă din an (6 luni respectiv 3 luni). La latitudini mai mari de 700 m apar teritorii cu umiditate excedentară, fără fenomene de uscăciune şi secetă.

Fig. 10.13. Vulnerabilitatea teritoriilor României faŃă de fenomenele de uscăciune şi secetă: 1. mică; 2. intermediară; 3. mare; 4. teritorii cu umiditate excedentară

195

11. REGIONAREA CLIMATICĂ ŞI TOPOCLIMATELE Pentru a putea face o astfel de caracterizare se impune cunoaşterea noŃiunilor de: regionare climatică şi topoclimate. Regionarea climatică este, de fapt, o sinteză a tuturor parametrilor climatici (temperatura aerului, precipitaŃiile atmosferice, umezeala aerului, nebulozitatea atmosferică, durata de strălucire a Soarelui, regimul vântului etc.), în care, trebuie să se aibă în vedere treptele de relief, suprafaŃa activă subiacentă şi factorii dinamici care în mod frecvent afectează România. Topoclimatele reprezintă unităŃi teritoriale caracteristice diferitelor peisaje geografice cu grad diferit de complexitate, care păstrează particularităŃi relativ omogene pentru fiecare tip de topoclimat. În raport cu acest grad de complexitate s-au deosebit topoclimate complexe corespunzătoare unor peisaje geografice complexe (ex. topoclimatul Bărăganului de Est, a SubcarpaŃilor de Curbură, a grupei MunŃilor Bucegi etc.), şi topoclimate elementare care se includ în topoclimatele, corespunzând celor mai simple peisaje geografice (Bogdan şi colab. 1977, Bogdan, 1983). În caracterizarea climatică şi topoclimatică a teritoriului României s-au folosit următoarele trepte taxonomice (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983): 1. zona climatică – este determinată de modul de distribuire a radiaŃiei solare pe Glob (România este încadrată în zona temperat continentală); 2. sectoarele de provincie climatică – au fost individualizate pe baza influenŃei circulaŃiei generale a atmosferei, care se suprapun peste influenŃele radiaŃiei solare. Pe fondul climatului temperat-continental se remarcă mai multe sectoare de provincie climatică. Acestea sunt: • sectoare de provincie climatică cu influenŃe: − oceanice (în partea nord-vestică şi centrală a Ńării); − submediteraneene (sud-vestul Ńării şi sud-vestul Podişului Oltinei); − de tranziŃie de la influenŃele oceanice şi submediteraneene la cele de ariditate (în partea central-sudică, între Jiu şi Argeş); − de ariditate (în sud-estul Ńării); 196

− baltice (în nord-est); − pontice (sud-estul extrem al României, respectiv litoralul Mării Negre). Toate aceste sectoare se diferenŃiază unele de altele prin anumite particularităŃi de circulaŃie, care generează procese atmosferice diferite şi cu consecinŃe din cele mai variate. 3. Ńinuturile climatice (corespunzătoare etajelor climatice) – au fost individualizate în conformitate cu zonalitatea altitudinală, scoŃând în evidenŃă treptele majore de relief (litoral, câmpie, deal, munte); 4. subŃinuturile climatice – au fost individualizate în funcŃie de caracteristicile climatice generale din fiecare treaptă de relief, proprii unităŃilor mari de relief (ex. Câmpia Română, Câmpia Banato-Crişană, CarpaŃii Meridionali etc.); 5. districtele climatice – au fost diferenŃiate pe baza condiŃiilor climatice relativ omogene care generează dezvoltarea unui anumit tip de vegetaŃie spontană, în fiecare subŃinut (districtul climatic cu vegetaŃie higrofilă; de stepă; de silvostepă; de pădure; de pădure şi pajişti montane şi alpine, ca efect al dezvoltării latitudinale şi altitudinale a vegetaŃiei în funcŃie de climă); 6. topoclimatele complexe – au fost delimitate în cadrul districtelor climatice pe baza condiŃiilor climatice relativ asemănătoare (ex. topoclimatul complex al Câmpiei de terase a Dunării, al MunŃilor Bucegi etc); caracterizarea lor prin indici cantitativi poate fi urmărită în Harta topoclimatică a R.S.R, scara 1: 1 500 000 (Atlas R.S.R, 1977); 7. topoclimatele elementare – au fost delimitate în cadrul topoclimatelor complexe pe baza condiŃiilor climatice asemănătoare, caracteristice peisajelor geografice elementare, cu suprafaŃă activă relativ omogenă (ex. topoclimatele elementare de crov, luncă, terase, cuestă, lac etc). Multitudinea acestor topoclimate a impus tipizarea şi cartarea lor, fie prin areale, fie prin semne (op. citată). Pentru a da valoare practică mai mare hărŃii, s-au mai consemnat unele fenomene şi elemente cu importanŃă locală (inversiuni de temperatură, secete, viscole, vânturi locale, cantităŃi maxime de precipitaŃii în 24 de ore), de asemenea, mult generalizate la scara de faŃă. În scop didactic prezentăm o hartă a regionării climatice şi topoclimatelor simplificată publicată în România. Mediu şi reŃeaua electrică de transport. Atlas Geografic (fig. 11.1.) 197

198 Fig. 11.1. Caracterizarea climatică

11.1. CARACTERIZAREA TOPOCLIMATELOR

O caracterizare generală a topoclimatelor României s-a efectuat prima dată în Geografia României, I, Geografia Fizică (1983). Conform acesteia, fiecărui etaj climatic îi corespunde un anumit tip de topoclimate (fig. 11.1.). Astfel, etajului climatic de câmpiei îi corespund topoclimatele de câmpie (şi litoral), celui de deal, topoclimatele de deal şi podiş, celui de munte, topoclimatele de munte. La acestea se mai adaugă topoclimatele urbane care se detaşează cu particularităŃi specifice, pe fondul etajelor climatice, cu deosebirea că aici variaŃiile calitative ale fenomenelor climatice sunt date, pe de o parte, de etajul climatic în care se găsesc amplasate oraşele, iar pe de alta, de particularităŃile structurii suprafeŃei urbane, fapt ce face ca şi deosebirile cantitative dintre topoclimatele urbane să fie evidente (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). 11.1.1. Topoclimatele de câmpie În această grupă au fost incluse topoclimatele complexe şi topoclimatele elementare din etajul climatic de câmpie, cuprins între 7 şi 200 m altitudine. Trăsătura definitorie a acestora este dată de marea uniformitate a valorilor unora din parametri meteorologici. Din cauza valorilor ridicate ale bilanŃului radiativ şi a celui caloric încălzirile în regiunea de câmpie sunt mai intense decât în celelalte trepte de relief iar durata intervalului cald din cursul anului este mai mare. Datorită advecŃiei maselor de aer cald, tropical (care determină predominarea timpului senin şi secetos) transportate de ciclonii de pe Marea Mediterană care se deplasează spre nord-est, temperaturile maxime înregistrează valori destul de ridicate. Într-o astfel de situaŃie sinoptică, s-au aflat şi staŃiile din sudul României, la 10 august 1951, când s-a atins şi temperatura maximă record de 44.5°C, la staŃia Ion Sion din Bărăganul de Nord. De asemenea, aici se produc şi cele mai coborâte temperaturi minime în aer (Alexandria, –34.8°C) şi pe suprafaŃa solului (sub – 30.0°C). 199

Tot aici amplitudini termice absolute ale temperaturii aerului (peste 70-77°C), (din cauza deplasări maselor de aer arctic şi uscat tropical) şi solului (90-100°C), au valorile cele mai mari din Ńară. PrecipitaŃiile medii anuale, însumează 600-650 mm în Câmpia de Vest şi scad la valori mai mici de 500 mm, în estul Câmpiei Române, ca urmare a creşterii gradului de continentalism. În partea sud-estică a României, fenomenele de uscăciune şi secetă au cea mai mare frecvenŃă, durată şi intensitate, fiind frecvente în tot timpul anului, dar în mod deosebit la începutul sezonului de vegetaŃie şi chiar vara, în unele cazuri şi iarna. Mediile anuale ale radiaŃiei solare directe (Bucureşti, 768Wm-2), duratei strălucirii Soarelui (Calafat 2308.8 ore) şi temperaturii aerului (Bucureşti, 11°C) sunt mai ridicate în Câmpia Română şi mai coborâte în Câmpia de Vest, iar cele ale umezelii relative (Drobeta-Turnu Severin, 74%) şi precipitaŃiilor atmosferice (Alexandria, 537 mm) sunt mai reduse în Câmpia Română faŃă de Câmpia de Vest. Neomogenitatea suprafeŃei active, caracteristicile reŃelei hidrografice şi ale bazinelor de apă, particularităŃile sezoniere şi anuale ale vegetaŃiei naturale şi ale culturilor agricole determină la rândul lor numeroase topoclimate elementare de câmpie ca de exemplu: topoclimatul de vale, luncă, crov, terasă, câmp, dune, iaz etc. (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). Principalele particularităŃi ale acestor topoclimate elementare sunt: • umezeala mai mare din lunci, în jurul lacurilor, a limanelor fluviale, a iazurilor (ca urmare a proceselor de evaporaŃie); • uscăciune mai mare pe terase şi îndeosebi pe câmp; • calmul mai mare în luncile orientate perpendicular pe direcŃia vântului dominant şi vânturi din toate direcŃiile pe câmp; • strat de zăpadă mai gros şi uniform în lunci, în crovuri şi în pădure şi foarte discontinuu pe câmp; • regim termic moderat în lunci, în împrejurimile bazinelor de apă şi în culturile irigate şi cu mari contraste pe terenurile uscate (dune de nisip, mirişte, câmp).

200

11.1.2. Topoclimatele de deltă şi litoral În această grupă au fost incluse topoclimatele complexe (Delta propriu-zisă, complexul lacustru Razim Sinoie şi litoralul Mării Negre) şi elementare de deltă şi litoral din etajul climatic de câmpie, cuprins între 0 şi 5 (7) m altitudine. Acesta este un topoclimat care se caracterizează prin aspecte tranzitorii de la cele specifice suprafeŃelor de apă la cele specifice suprafeŃelor de uscat. ParticularităŃile acestuia derivă din faptul că litoralul împrumută ceva, atât din clima mării, cât şi din cea a uscatului dobrogean, iar vântul în advecŃie transportă şi alte mase de aer venite de la distanŃă cu diferite caracteristici (Bogdan, Iancu, 2002). Cea mai mare influentă o are suprafaŃa întinsă de apă din partea de est, respectiv Marea Neagră. Principala caracteristică constă în rolul de „rezervor termic” al acvatoriului marin de pe platforma continentală aflată la mică adâncime care permite înmagazinarea, stocarea şi cedarea treptată a căldurii în spaŃiul de aer adiacent, proces ce se face lent, în timp, fiind întârziat faŃă de încălzirea uscatului. Astfel, în timpul semestrului rece al anului, căldura cedată întreŃine aici temperaturi mai ridicate, media lunii ianuarie fiind cuprinsă între 1°C la Mangalia (unica regiune din Ńară unde valorile temperaturii medii nu scad sub 0°C), –1°C în delta fluvio-maritimă şi –1.5°C în cea fluvială. În semestrul cald al anului, apa se încălzeşte mai greu, pe suprafaŃa ei au loc procese de evaporaŃie, care cresc umezeala relativă a aerului la peste 80%, astfel că se menŃin temperaturi moderate; temperatura lunii iulie este de 22°C (Bogdan, Iancu, 2002). Comparativ cu regiunile de câmpie din sud-estul României, pe litoral, temperatura medie a aerului din luna cea mai rece este cu 1-1.5°C mai ridicată, iar din luna cea mai caldă cu tot atâta mai redusă. În aceste condiŃii, amplitudinea medie anuală este cuprinsă între 21.7°C la Mangalia şi 22.1°C la Năvodari (Văduva, 2003). În timpul proceselor de evaporaŃie se consumă o bună cantitate de căldură ceea ce determină inversiuni termice de evaporaŃie (Bogdan, 1989) care au drept consecinŃă destrămarea sistemelor noroase şi 201

creşterea duratei de strălucire a Soarelui până la peste 2250 ore de însorire anual. O altă caracteristică importantă a topoclimatului de deltă şi litoral este aceea că influenŃa Mării Negre se resimte asupra tuturor parametrilor climatici, dar proporŃional cu distanŃa de la Ńărm, diminuându-se treptat spre interiorul uscatului. Tâştea şi colab. (1967) au demonstrat că această influenŃă, marcată de paralelismul liniilor principalilor parametri climatici cu linia de Ńărm, se resimte peste uscatul dobrogean până la 25-30 km depărtare de linia de Ńărm, dar cel mai mult pe primii 5 km. Procesele şi fenomenele topoclimatice sunt într-o continuă interdependenŃă. Datorită diferenŃelor de încălzire dintre suprafeŃele de apă şi cele de uscat, se creează gradienŃi barici orizontali care se materializează în circulaŃia locală a aerului sub formă de briză, cu o periodicitate diurnă: ziua dinspre mare spre uscat şi noaptea invers, favorizând astfel, transportul vaporilor de apă peste regiunile de uscat şi omogenizarea temperaturilor. Neacşa şi colab. (1974) au demonstrat că, în cursul a 24 ore, brizele se rotesc conform acelor unui mecanism de ceasornic trecând prin toate direcŃiile. Astfel, între orele 10 şi 20, acesta bate dinspre mare (briza de zi sau briza de mare), aducând aerul mai rece, mai dens şi mai greu care se dirijează dinspre apă spre uscat pe la sol, în timp ce, în altitudine, aerul mai cald, mai uscat şi mai puŃin dens se dirijează în sens invers, formând antebriza (Pop, 1988). Între orele 23 şi 8, briza bate dinspre uscat spre mare (briza de noapte sau briza de uscat), deoarece procesele de răcire radiativă sunt mai puternice pe suprafaŃa continentală limitrofă, în timp ce apele mării rămân mai calde; acum, în altitudine, antebriza se dirijează în sens invers, dinspre mare, spre uscat. Intervalele de timp cuprinse între orele 20 şi 23 seara, ca şi între 8 şi 10 dimineaŃa sunt intervale când se realizează un echilibru termic între uscat şi mare; sunt momente de izotermie, când valorile termice se omogenizează deasupra celor două suprafeŃe topoclimatice.

202

Tabel 11.1.Principalii parametri climatici caracteristici litoralului Mării Negre (Văduva, 2003) Parametri climatici Litoral Temperatura medie anuală (ºC) 11.5-11.6 Temperatura medie a lunii ianuarie 0.6-1.0 Temperatura medie a lunii iulie 21.8-22.3 Amplitudinea medie anuală 20.8-21.7 Temperatura maximă absolută 36.9-37.0 Temperatura minimă absolută -22.2 ...-17.4 Amplitudinea absolută 54.3-59.2 Temperatura medie anuală a solului 13.7 Temperatura medie a lunii ianuarie 0.9-1.5 Temperatura medie a lunii iulie 27.2 - 27.8 Amplitudinea medie anuală 13.7 Temperatura maximă absolută 64.0-68.0 Temperatura minimă absolută -56.0...-19.4 Amplitudinea absolută 25.7-26.9 Numărul anual de zile de vară 50.1-58.7 Nebulozitatea medie anuală (zecimi) 5.0-5.4 Umezeala relativă medie anuală (%) >80 PrecipitaŃiile medii anuale 406 - 408 PrecipitaŃiile în intervalul X-III (mm) 192-198 PrecipitaŃiile în intervalul IV-IX(mm) 208-214 PrecipitaŃiile în iunie / noiembrie 42-44 Vânturile dominante V FrecvenŃa medie a calmului (%) 12.1-14.5 Viteza medie a vântului (m/s) indiferent de direcŃie 3.9-4.4 Numărul anual de zile cu rouă 4.2 Primul îngheŃ după 5.XI Ultimul îngheŃ înainte de 30.III Durata intervalului fără îngheŃ (zile) 229 Numărul anual de zile cu brumă 20.8-31.0 Numărul anual de zile cu viscol 1.1-3.5 Luni aride după climogramele Peguy V,VI,VII,VIII,IX,X Luni cu tendinŃă de ariditate după climogramele Peguy III,IV,XI Perioadele de secetă după climogramele Walter - Lieth în VII-X lunile Perioadele de uscăciune după climogramele Walter - Lieth în III-XI lunile: Indicele de ariditate „Emm. de Martonne” 18.8-19 Indicele de ariditate “R” 0.45

203

Barajul termic al Mării Negre (Bâzâc, 1983) generat de inversiunile de temperatură determină predominarea curenŃilor de aer descendenŃi, care duc la destrămarea sistemelor noroase şi deci, la reducerea nebulozităŃii sub 5 zecimi şi a cantităŃilor de precipitaŃii sub 400 mm. Aici s-a consemnat cea mai mare cantitate de precipitaŃii căzută în 24 de ore de 530.6mm la 29 august 1924, la C. A.Rosetti, pe Grindul Letea, în delta fluvio-maritimă, alături de cea de 219.2 mm înregistrată la Sulina, la aceeaşi dată (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). În ciuda umezelii mari a aerului din zona litorală, indicele de ariditate „Emm de Martonne” este 76%) au loc depuneri bogate de rouă care contribuie cu 1/5 până la 1/4 la refacerea umezelii productive a solului, astfel că plantele nu suferă prea mult de secetă (Buiuc, 1990). 11.1.3. Topoclimatele de dealuri şi podişuri În această grupă au fost incluse topoclimatele de deal şi podiş din etajul respectiv, cuprins între altitudinile de 300 şi 800 m. Acestea prezintă caracteristici climatice intermediare între regiunea montană şi cea de câmpie. Principalele caracteristici ale topoclimatelor de deal şi podiş pun în evidenŃă zonalitatea verticală a elementelor climatice: temperatura medie anuală cuprinsă între 8 şi 10°C, precipitaŃiile medii anuale de 600-850 mm, umezeala relativă mai mare de 75%, vânturi influenŃate de barajul orografic (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). Izoterma anuală de 10°C şi cea a lunii ianuarie de –3°C marchează limita Câmpiei Române în nord-estul Ńării, cea de –2°C în sudvestul Câmpiei Olteniei şi Câmpia Banatului. La altitudini mai mici de 400 m, verile sunt mai calde (20-21°C în iulie), iernile mai blânde (-2°C în ianuarie), intervalul cu îngheŃ mai scurt (170-180 zile), comparativ cu dealurile mai înalte de 400 m, precipitaŃiile, relativ bogate (500-750 mm în sud şi est, 650-850 mm în vest). 204

PrecipitaŃiile atmosferice cad în cea mai mare parte a anului sub formă lichidă; iarna nu sunt mai mult de 20 zile cu ninsoare, iar stratul de zăpadă se menŃine, în medie, între 15-17 zile în Dealurile de Vest şi 25-30 zile în Podişul şi SubcarpaŃii Moldovei. Temperatura minimă absolută are valori mai ridicate în Dealurile de Vest decât în celelalte regiuni de dealuri şi podişuri aflate sub influenŃa advecŃiilor maselor de aer rece, continental. Regiunile în care sunt prezente procesele foehnale, se caracterizează prin valori termice mai ridicate, predominarea timpului senin, cantităŃi de precipitaŃii mai reduse şi topirea timpurie a stratului de zăpadă. Caracteristicile suprafeŃei active permit evidenŃierea a numeroase topoclimate elementare (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983): • de culmi deluroase caracterizate prin vânt; • de versanŃi cu diferite expoziŃii, cu o repartiŃie neuniformă a radiaŃiei solare; • de depresiuni subcarpatice şi colinare (cu predominare mare a calmului, cu însorire mai bună în cele din sud, cu ceŃuri frecvente în cele din vest, cu inversiuni termice mai frecvente şi intense în cele din est; • de suprafeŃe calcaroase în SubcarpaŃii Getici şi Dealul IstriŃa (cu albedou mai mare) • de culoare depresionare cu ventilaŃie mare a aerului; • de lunci şi lacuri (cu umezeală mai mare); • de terase (mai uscate şi mai vântoase); • de pădure şi pajişte; • de localităŃi rurale şi urbane; • de staŃiuni balneare (cu condiŃii optime pentru cura de ape minerale şi climatoterapie). Dintre fenomenele climatice cu importanŃă locală amintim: • scurgerile de aer pe versanŃi; • inversiunile de temperatură; • însorirea mai bună pe versanŃii sudici; • efectele de foehn (SubcarpaŃii Getici, SubcarpaŃii Curburii, sud-vestul Podişului Transilvaniei); • vânturile locale de munte-vale. 205

11.1.4. Topoclimatele de munte În această grupă au fost incluse toate topoclimatele complexe şi elementare care se dezvoltă îndeosebi pe verticală în cadrul etajului climatic de munte, cuprins între altitudinile de 800-2 500 m. Elementele climatice se diferenŃiază în funcŃie de altitudine, de expoziŃia şi înclinarea versanŃilor şi de formele de relief. La altitudini cuprinse între 800 şi 1900 m în CarpaŃii Meridionali şi 600 şi 1750 m în grupa nordică a CarpaŃilor Orientali, temperaturile medii anuale ale aerului sunt pozitive (Predeal 4.8°C), durata strălucirii Soarelui are valori sub 1800 ore (Sinaia 1606.3 ore), precipitaŃiile atmosferice sunt abundente îndeosebi pe versanŃii cu expunere vestică (Parâng 950 mm). Pe pantele adăpostite de vânt, unde sunt frecvente procesele foehnale, temperatura aerului şi durata de strălucire a Soarelui sunt în creştere, iar precipitaŃiile atmosferice, umezeala aerului şi nebulozitatea au valori foarte scăzute. La altitudini mai mari de 1900 m în CarpaŃii Meridionali şi 1800 m în grupa nordică a CarpaŃilor Orientali, clima este aspră şi umedă. Temperaturile medii anuale sunt negative (35°C, în majoritatea judeŃelor din sudul şi estul României), prin secete generalizate, care au produs numeroase incendii, pierderi de vieŃi umane şi numeroase pagube materiale (Văduva, VlăduŃ, 2008). Studiile efectuate de către cercetătorii români asupra tendinŃei de variaŃie a climei, nu scot în evidenŃă variaŃii semnificative ale principalelor elemente climatice care să conducă la ideea schimbării climei actuale cu un alt tip de climă. Modificările climatice pe care le suportă România, în contextul schimbărilor climatice globale, sunt reprezentate de fenomenelor hidrometeorologice extreme (tornade, valuri de căldură, valuri de frig, secete excepŃionale, inundaŃii catastrofale) care au luat amploare în ultimele decenii ale secolului XX şi începutul secolului XXI.

209

Fig. 12.1. TendinŃa temperaturii medii anuale în România (°C/1901-2000) (Busuioc, 2003)

Fig. 12.2. TendinŃa lineară a cantităŃii anuale de precipitaŃii în România (mm)(1901-2000) (Busuioc, 2003)

210

EvoluŃia climei în viitor O serie de organisme internaŃionale (OMM etc.), sunt de părere că, în viitor, clima va suferi un proces de încălzire generat de activitatea antropică. Au fost imaginate mai multe scenarii cu consecinŃe diferite. Astfel, în România, au fost utilizate o serie de scenarii (Busuioc, 2003; Cuculeanu şi colab., 2003) care se bazează pe creşterea concentraŃiei de CO2. Cele mai noi versiuni de modele iau în considerare şi alŃi factori cum ar fi creşterea concentraŃiei de aerosoli şi diferite scenarii de evoluŃie economico-socială (Busuioc, 2003). Pe baza acestor scenarii au fost calculate posibilele schimbări de temperatură şi precipitaŃii pentru anotimpurile de vară şi iarnă, pe perioada 1991-2099, faŃă de intervalul de referinŃă 1961-1990. Astfel, s-a constatat o creştere semnificativă a precipitaŃiilor pentru perioada de vară, faŃă de cea de iarnă, iar pentru temperatura aerului, o creştere de 2°C iarna, iar pentru vară, aceasta a fost mai pronunŃată (+ 3.5°C în nordul României; +4.3°C în sud şi +3.2°C pe litoral). Al treilea Raport de Evaluare al Comisiei Interguvernamentale pentru Schimbări climatice (iunie, 1992), arată că temperatura medie globală, în perioada 1990 - 2100, ar putea creşte cu 1.4 până la 5.8°C, ceea ce ar însemna cea mai mare rată de creştere din ultimii 10.000 de ani. Pe plan mondial se apreciază că şi în cazul punerii sub control a gazelor cu efect de seră, tot se va produce o creştere a temperaturii medii a planetei cu 50-90% datorită inerŃiei specifice a sistemului terestru care are nevoie de timp pentru a se echilibra cu sistemul atmosferic. În funcŃie de nivelul de stabilizare, temperatura ar putea creşte cu 3 – 8°C după ce starea de echilibru a fost atinsă (Farcaş, Croitoru, 2003). De asemenea, o serie de specialişti din cadrul ANM, afirmă că, în cazul apei Oceanului Planetar, nivelul acestuia va continua să crească câteva secole după stabilizarea concentraŃiei de CO2, creşterea putând atinge 2m spre mijlocul mileniului III (Ivanovici, Busuioc, Diaconu, 2003).

211

212

BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ

Apăvăloae, M., Pârvulescu, I., Apostol, L. (1997), Caracteristici ale cantităŃilor de precipitaŃii atmosferice în 24 de ore în SubcarpaŃii Moldovei şi Culoarul Siretului, Lucrările seminarului geografic „Dimitrie Cantemir”/1993-1994, Univ. „Alex. I. Cuza” Iaşi, nr. 13-14, p. 53-68 Apostol, L. (1987), ConsideraŃii asupra raportului între cantităŃile semestriale de precipitaŃii în România, Lucrările Seminarului Geografic „Dimitrie Cantemir”, nr. 7/1986, Univ. Al. I. Cuza, Iaşi, p. 53-63 Apostol, L. (2000), PrecipitaŃiile atmosferice în SubcarpaŃii Moldovei, Ed. UniversităŃii Suceava, 235p. Apostol, L., Apăvăloae, M. (1997), Temperatura suprafeŃei solului în SubcarpaŃii Moldovei, Analele UniversităŃii „Ştefan cel Mare”, SecŃiunea geogr.-geol., an VI, Suceava, p. 61-68 Bâzâc, Gh. (1972), Unele caracteristici ale mecanismului circulaŃiei de briză şi efectele acesteia în zona de influenŃă a bazinului Mării Negre, Hidrotehnica, nr. 17, p. 605-613 Bâzâc, Gh. (1983), InfluenŃa reliefului asupra principalelor caracteristici ale climei României, Editura Academiei, Bucureşti, 179p. Bălteanu, D. (1992), Natural Hazards in Romania, RRGeogr., 36, p. 46-55 Bălescu, O.,I., Beşleagă, N.(1962), Viscolele în RPR, CSA, IM, Bucureşti, 120p Berbecel, O., Stancu, M., Ciovica, N.,Jianu, V., Apetroaei, St., Socor, Elena, Rogodjan, Iulia, Eftimescu, Maria (1970), Agrometeorologie, Editura Ceres, Bucureşti Bogdan, Octavia (1978), Fenomene climatice de iarnă şi de vară Editura ŞtiinŃifică şi Enciclopedică, Bucureşti. 213

Bogdan, Octavia, Dragota, Carmen (1997), Calmul atmosferic în România, Analele Univ. din Oradea, Seria geografie, t.VII, p. 96-104 Bogdan, Octavia, Niculescu Elena (1999), Riscurile climatice din România, Academia Română, Institutul de Geografie, Tipar Compania Sega InternaŃional, Bucureşti, 280 p. Bogdan, Octavia, Văduva-Iancu, Iulica (2004), Some aspects of dryness and drought phenomena in the South Dobrogea Plateau highlighted by means of Walter-Lieth climmogrames, Lucrările Seminarul Geografic „Dimitrie Cantemir”, Volum dedicate împlinirii a 100 de ani de învăŃământ geographic al Univ. Al. I. Cuza, nr. 23-24/2002-2003, p. 199-208, Iaşi Bogdan, Octavia, Văduva, Iulica, Moise, Maria (2004), Unele caracteristici termice şi pluviometrice ale Depresiunii intracolinare Târgu Jiu-Câmpu Mare, Analele Univ. „Spiru Haret”, nr. 7, pp. 25-32 Bordei -Ion, N.(1979), CarpaŃii de Curbură şi norii de undă, S.C. Meteo, partea I, p. 173-184 Bordei -Ion, N.(1979), Foëhnul carpatic de curbură şi distribuŃia precipitaŃiilor în Bărăgan,, S.C. Meteo, partea I, p. 185-198 Buiuc, M. (1990), Estimări ale depunerilor de rouă în România, Studii şi Cercetări, Meteorologie, 4, IMH,Bucureşti, pp. 119-125 Busuioc, AristiŃa (2003), Schimbări climatice – Perspective globale şi regionale,ANM, Bucureşti Cazacu, G. (1979), Rolul circulatiei atmosferice şi al reliefului în producerea precipitaŃiilor pe teritoriul RSR, SC. Meteorologie, partea I, IMH, Bucureşti Ciulache, S. (1971), Topoclimatologie şi microclimatologie, Centru de multiplicare al Univ din Bucureşti, 360 p Ciulache, S. (2000), Temperaturi maxime absolute pe teritoriul României, Com. de Geogr., IV, Bucureşti, pp. 127-132 Drăghici, I. (1986), Frontogeneza de coastă a Mării Negre, St. şi Cercetări, Meteorologie, IMH, pp. 167-186 Drăghici, I., Cordoneanu, E., Banciu, D. (1990), Asupra dinamicii crivăŃului, S.C. Meteo. 4, IMH, Bucureşti, p. 55-74 Dumitrescu, Elena (1976), Curs de climatologie, litografiat, Bucureşti

214

Dumitru, Claudia (2002), Studiu fizici-geografic cu privire specială asupra caracteristicilor climatice ale Câmpiei dintre Olt şi Argeş (Câmpia Argeşeană),mss Erhan, Elena (1997), Nebulozitatea şi durata de strălucire a Soarelui la Iaşi în ultimii 50 de ani, Lucrările seminarului geografic „Dimitrie Cantemir”/1993-1994, Univ. „Alex. I. Cuza” Iaşi, nr. 13-14, p. 43-52 Fetov, V., Mihai, Elena, Cristescu, St. (1963), Caracterizarea climatologică a Suhoveiului în Câmpia Română, Culegere de lucrări ale I.M./1961, Bucureşti, p.166-174 Geicu, A. (2001), Secetele în România, Teză de doctorat, Bucureşti Gugiuman, (1975), Elemente de climatologie urbană, Editura Academiei, Bucureşti, 158 p. Ielenicz, M.(1999), Podişurile României, Editura FundaŃiei România de Mâine, 243p. Iancu, Iulica (2002),Umezeala relativă a aerului în Podişul Dobrogei de Sud, Comunicări de Geografie, vol. V, Universitatea din Bucureşti Iancu, Iulica (2002), CantităŃi deficitare de precipitaŃii în Podişul Dobrogei de Sud, Comunicări de Geografie, vol. VI, Universitatea din Bucureşti Iancu, Iulica, Rîşnoveanu, Geta (2002), Variabilitatea neperiodică a temperaturii medii a aerului în Podişul Dobrogei de Sud, Analele UniversităŃii „Spiru Haret”, nr. 6 Iliescu, Maria, Stăncescu, I.(1973),Fenomenele orajoase din perioada rece a anului în RSR, Hidrotehnica, nr. 18, Bucureşti Iliescu, Maria, Olteanu, V., Mirea, C., Caraiman, M. (1978b), FrecvenŃa datelor de producere a fenomenelor orajoase pe teritoriul României,S.C. Meteorologie, partea I, Bucureşti, p. 579-586 Ioan, C.(1929), Indicele de ariditate în România, Buletinul lunar al observ. Meteor., seria II, vol IX, I.M, Bucureşti. Ionescu, Mariana, Povară, Rodica, Tuinea, PetruŃa, Mihoc, Cornelia, Burcea, Gabriela (1992), Criterii pentru stabilirea perioadelor secetoase în agricultură, S.C. Meteo.(6), IM, Bucureşti, p. 211-220 Ionescu-Siseşti, G. (1946), Seceta anului 1946, Buletinul Facultatii Agronomice Bucureşti, an II, 3-4 215

Măhăra, Gh. (1979), CirculaŃia generală a atmosferei, Editura ŞtiinŃifică şi Enciclopedică, Bucureşti Măhăra, Gh. (2001), Meteorologie,Editura Univ. din Oradea Mihai, Elena, Cristescu, Ştefania, Fetov, V.(1962), Caracterizarea climatologică a vântului uscat şi fierbinte – suhovei – în Moldova şi Dobrogea, IMH, 245 – 265, Bucureşti. Mihăilescu, I., F. (1986), Particularites de la repartition des precipitations atmosferiques dans la Doubroudja du Sud (Roumanie), Freiburger Geo. Hefte, Hft 26, Internat. Simpos. on Urban and Local Climatology, Freiburg (Br.), Deutschland, pp. 342-351 Moise, Maria (2003), Factorii genetici ai climei în depresiunile subcarpatice oltene, referat în cadrul stagiului de doctorantură. Moldovan, F., BreŃan, M.(1989), ConsideraŃii asupra regimului precipitaŃiilor atmosferice la două staŃii meteorologice din masivul Vlădeasa, S.C. Meteo.(3), Bucureşti, p. 201-211 Munteanu, I. (1988), Despre problema apariŃiei procesului de aridizare în Ńara noastră-cazul studiu al Dobrogei Nordice, Lucrările Şt. ale SCCI, Dobrogea, Valu lui Traian, IX, Bucureşti, pp. 41-48 Neacşa, O., Popovici, C., Popa,G., Tuinea, P.(1974), Unele particularităŃi climatice ale litoralului românesc al Mării Negre, St. Clim.,1, IMH, pp. 277-286, Bucureşti Neacşa, O., Frimescu, M.(1981), Climatologie şi aerologie, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti Neamu, Gh., Teodoreanu, Elena, Mihai, Elena, Bogdan, Octavia (1970), Harta topoclimatică a Deltei Dunării, Progresele Ştiintei, vol. 6, nr. 4, p. 154-160 Niculescu, Elena (1993), Răciri şi încălziri masive în ultimul secol, S.C. Geogr., XL, Bucureşti, p. 73-81 Niculescu, Elena(1996), Extreme pluviometrice pe teritoriul României in ultimul secol, S.C. Geogr., t. XLIII, p. 63-68 Oprea, C. (2001), Climatul radiativ pe teritoriul României,Teza de doctorat (mss) Pătăchie, Iulia, Călinescu, Ghe. (1971), Umezeala relativă a aerului în Dobrogea, Culegere de lucrări de meteorologie, 185 – 195, Bucureşti, 1974. 216

Popovici, I., Grigore, M., Marin, I., Velcea, I. (1984), Podişul Dobrogei şi Delta Dunării, Editura Şt. şi Encicl., Bucureşti, 1984 Povară, Rodica (2000), Riscul meteorologic în agricultură, Ed. Economică, 248 p. Povară, Rodica (2001), Extreme meteorologice în anul agricol 19981999 pe teritoriul României, Com. de Geogr., V, Bucureşti, pp. 285-290 Precupanu, Daniela, Larion (1998),Caracteristici ale duratei de strălucire a Soarelui şi nebulozităŃii la Vaslui, Lucrările seminarului geografic „Dimitrie Cantemir”/1997-1998, Univ. „Alex. I. Cuza” Iaşi, nr.17-18, p. 49-55 Stoenescu, Şt. (1958), Câteva caracteristici ale regimului precipitaŃiilor din RPR, MHGA, nr. 2-3 Stoica, C. (1962), PrecipitaŃiile atmosferice in regim anticiclonic, Culegere de lucrari ale IM/1960, CSA, p. 43-66 Stoian, Rodica, Doneaud, A., Beşleagă, N., Bocaniciu, Iulia (1966), InfluenŃa particularităŃilor orografice ale teritoriului RSR şi ale direcŃiei de circulaŃie în prevederea precipitaŃiilor, Simp. Internat. PrecipitaŃiile atmosferice. Element al bilantului apei. Metode de determinare. I.M, CSA, p. 45-55 Teodoreanu, Elena (1989), The importance air dynamics for health and spa cure in costal resorts, RRGGG, Geographie, t. 33, Bucureşti, p. 59-66 Topor, N. (1958), Bruma şi îngheŃul, Editura Agrosilvica de stat, Bucureşti, 140 p. Topor, N. (1964), Ani ploioşi şi secetoşi în R.P.R., C. S. A., I.M., Bucureşti. Topor, N., Stoica, C. (1965), Tipuri de circulaŃie şi centri de acŃiune atmosferică deasupra Europei, C. S. A., I.M., Bucureşti. Tâştea, D. (1959), Câteva date asupra stratului de zăpadă stabil, Meteor. hidr. gosp. apelor , an. IV, nr. 4 Tâştea, D., Sârbu, Valeria, RaŃ, Tereza (1967), Scurtă caracterizare a climei Dobrogei cu referire specială la zona de litoral, Culegere de lucrări ale I.M., 249 – 291, Bucureşti. Văduva-Iancu, Iulica (2002), Caracteristici ale vitezei vântului în Podişul Dobrogei de Sud, Revista Forum Geografic, Editura Universitaria, Craiova, nr.1, pp.48-53 217

Văduva-Iancu, Iulica, Boengiu, S. (2002), Caracteristici pluviometrice negative în Podişul Dobrogei de Sud (1961-2000), Analele Univ. din Craiova, vol.5, pp. 51-58 Văduva-Iancu, Iulica (2002), Wind speed characteristics in the South Dobroudja Plateau/Caracteristici ale vitezei vântului în Podişul Dobrogei de Sud, Studii şi cercetări de geografie şi protecŃia mediului, Revista Forum Geografic, Editura Universitaria, nr. 1, pp. 48-53 Văduva-Iancu, Iulica (2002), CantităŃi deficitare de precipitaŃii în Podişul Dobrogei de Sud, Comunicări de Geografie, VI, Univ. din Bucureşti, pp. 189-194. Văduva-Iancu, Iulica (2002), ConsideraŃii asupra fenomenelor de uscăciune şi secetă din Podişul Dobrogei de Sud, Analele Univ. din Târgovişte, p. 101-107 Văduva-Iancu, Iulica (2002), TendinŃa de evoluŃie a precipitaŃiilor atmosferice în Podişul Dobrogei de Sud, Comunicări de Geografie, vol.VII, Ed. Univ. din Bucuresti, p. 165-170 Văduva, Iulica (2003 a), L’évolution des phénomènes de temps sec et sécheresse dans le plateau de Dobroudja du Sud – Roumanie, AIC, Polonia, p. 113-117 Văduva, Iulica (2003 b), Temperatura aerului în luna ianuarie în Podişul Dobrogei de Sud/Air temperature in January within the South Dobroudja Plateau (1961-2000), Revista Forum Geografic, Ed. Universitaria, Craiova, pp. 34-40 Văduva, Iulica (2003 c), Caracterizarea climatică şi topoclimatică a Podişului Dobrogei de Sud, Analele Univ. din Craiova, pp. 99-112. Văduva, Iulica (2003 d), Fenomene de uscăciune şi secetă din Podişul Dobrogei de Sud evidenŃiate cu ajutorul Indicelui Standardizat de precipitaŃii, Comunicări de Geografie, VIII, p.125-130 Văduva, Iulica (2004), Trăsături specifice ale circulaŃiei generale a atmosferei în Podişul Dobrogei de Sud, Revista Orizonturi geografice, Craiova, pp. 184-188 Văduva, Iulica (2004), Aspecte ale duratei de strălucire a Soarelui la câteva staŃii din Podişul Dobrogei de sud, Revista geografica, Institutul de Geografie, T.X -2003- seria nouă, pp. 27-32 218

Văduva, Iulica (2004), The pluviometric characterisation, according to the standardized anomaly of precipitation during the last 25 years of the 20th century in the northern part of Oltenia , Analele Univ. Târgovişte Văduva, Iulica (2004), Caracteristici ale temperaturii suprafeŃei solului în Podişul Dobrogei de Sud, Lucrările Seminarul Geografic „Dimitrie Cantemir”, Volum dedicate împlinirii a 100 de ani de învăŃământ geographic al Univ. Al. I. Cuza, nr. 2324/2002-2003, p. 163-172, Iaşi Văduva, Iulica (2004), Clima României – Note de curs. Editura Universitară, Bucureşti, 170 p. Văduva, Iulica (2004), Les quantites moyennes mensuelles des precipitations dans le Plateau du Dobroudja du Sud , al XVII-lea Colocviu International de climatologie, FranŃa, Caen, pp. 381-384 Văduva, Iulica (2005), Caracteristici climatice generale ale Podişului Dobrogei de Sud, Editura Universitară, Bucureşti, 225p. Văduva, Iulica, Geta, Rîşnoveanu (2005), Variabilitatea neperiodică a temperaturii aerului în Podişul Dobrogei de Sud, Analele Univ. „Spiru Haret”, nr. 6/2003., p. 35-40 Văduva, Iulica (2005), Caracteristicile bioclimatice ale litoralului Mării Negre, în vederea dezvoltarii turismului, Revista Geografică, T. XI-2004-Seria nouă, Bucureşti, pp. 95-100 Văduva, Iulica (2005), Les particularités de l’humidité relative de l’air dans le sud et sud-est de la Roumanie, Climat urbain, ville et architecture, Italia, Gênes, pp. 353-356 Văduva, Iulica (2006), Anomalies recentes dans le regime des precipitations atmospheriques en Roumanie, portant sur le littoral de la Mer Noire, Les risques lies au temps et au climat, FranŃa, Epernay, pp. 537-540 Văduva, Iulica (2008), Fenomene de uscăciune şi secetă în Podişul Dobrogei de Sud, Editura Universitară, Bucureşti, 225 p. Văduva, Iulica, VlăduŃ, Alina (2008), Fenomene hidrometeorologice extreme, Edit. FundaŃiei România de Mâine, Bucureşti, 166p. *** (1949), Atlas climatologic, I, Regimul precipitaŃiilor, I.M., Bucureşti. *** (1949), Atlas climatologic, II, Regimul temperaturii, I.M., Bucureşti. 219

*** (1949), Atlas climatologic, III, Regimul vântului, I.M., Bucureşti. *** (1962, 1966), Clima RPR/RSR, I (283p) *** (1972-1979), Atlasul geografic al R.S.R, Editura Academiei Române, Bucureşti. *** (1982), Enciclopedia geografică a R.S.R., Editura ŞtiinŃifică şi Enciclopedică, Bucureşti. *** (1983), Geografia României, I, Geografia Fizică, Ed. Academiei Române, Cap. Clima, pp. 195-292, sc. 1: 200 000, Bucureşti. *** (1984), Un secol de la înfiinŃarea serviciului meteorologic al României, INMH *** (2002), România. Mediu şi reŃeaua electrică de transport

220