1

Dinamica variabilitãţii naturale a climei şi schimbãrile climatice

Dr. Roxana Bojariu1

1 bojariu@meteoromania.ro, http://roxana.ciberplai.net/clima/

2

Cuprins Pag.1. Vreme şi climǎ

3

2. Scǎri spaţiale şi temporale ale factorilor genetici ai climei

10

3. Date climatice şi metode de analizã a datelor climatice

18

4. Procesele de feedback in sistemul climatic

23

5. Interacţiunea ocean-atmosferǎ

24

6. Fenomenele meteorologice extreme

30

7. Predictibilitatea climaticǎ

40

8. Schimbǎrile climatice datorate activitãţii umane

44

9. Concluzii

53

Bibliografie

55

3

1. Vreme şi climã

Privind din perspectiva istoricã, studierea atmosferei şi a oceanelor s-a situat printre primele preocupãri ştiinţifice ale omului. Dovezi privind interesul faţã de procesele meteorologice sunt prezente în Vedele indiene şi în tãbliţele cuneiforme descoperite în regiunea dintre Tigru şi Eufrat. Filosofii greci au încercat la rândul lor sã explice cauzele unor procese legate de vreme sau climã. Opera lui Hippocrate Aer, ape şi locuri, apãrutã în jurul anului 400 înainte de Christos, este probabil prima climatografie, iar cartea lui Aristotel, Meteorologica, scrisã în jurul anului 350 înainte de Christos, este consideratã unul din primele tratate de meteorologie. Termenul de climatologie îşi are originea în limba greacã. Pentru primii filosofi greci noţiunea de climã (κλιµα) însemna pantã şi se referea la curbura suprafeţei Pãmântului. Ei credeau cã diferenţele regionale semnificative ale caracteristicilor vremii apar numai pe direcţia nord-sud, datoritã curburii suprafeţei terestre (ridicatã la sud şi coborâtã la nord) care determinã existenţa zonelor toride, temperate şi reci. Recunoaşterea faptului cã structurile climatice nu sunt simple benzi latitudinale, ci sunt caracterizate de configuraţii spaţiale complicate, determinate de influenţa atât a circulaţiei generale a atmosferei cât şi a proceselor continentale şi oceanice, a început odatã cu epoca marilor descoperiri geografice, iar studierea acestora rãmâne şi azi una din preocupãrile importante ale cunoaşterii umane.

Mersul vremii de la o zi la alta reprezintǎ schimbarea de aspect meteorologic într-un loc precizat, care se exprimǎ prin scǎderea sau creşterea diurnǎ a temperaturii, a cantitǎtilor de precipitaţii, prin intensificari ale vântului, apariţia ceţii a viscolelor sau a altor fenomene meteorologice. Noţiunea de climǎ se situeaza pe un nivel superior de abstractizare comparativ cu noţiunea de vreme (Ion-Bordei şi Bojariu, 2005). Clima unui loc, a unei ţǎri, a globului terestru, în întregul lui, poate fi definitǎ ca o sintezǎ pe termen lung a mersului mǎsurabil al vremii de la o zi la alta. Organizaţia Mondialǎ a Meteorologiei oferea, în 1984, urmǎtoarea definiţie: "clima reprezintǎ sinteza condiţiilor de vreme dintr-o anumitǎ zonǎ, pe baza şirurilor lungi de observaţie (minimum 30 de ani de referinţǎ) ale variabilelor atmosferice (Ghidul practicilor climatologice, OMM, 1984).

O altǎ abordare a înţelegerii climei porneşte de la definirea unui sistem global format din atmosferǎ, ocean, criosferǎ (stratul de zãpadã, gheţarii continentali, permafrostul şi gheţa marinã), litosfera şi biosferǎ (Trenberth, 1992). Clima este starea fizicǎ medie a acestui geosistem. 1. 1 Sistemul climatic planetar

Clima înteleasã ca starea fizicã medie a sistemului climatic poate fi definitã de un set de mãrimi mediate la care se adaugã parametrii statistici corespunzãtori variabilitatãtii si fluctuatiilor (varianţa, covarianţa, corelaţiile, etc.), care caracterizeazã structura si evolutia sistemului climatic pe o perioadã de timp datã.

Sistemul climatic pus în functiune de aportul energetic al radiatiei solare presupune interactiuni între toate componentele. Variaţii ale concentratiei constituentilor gazosi si ale aerosolilor din atmosferã împreunã cu modificãrile

4

pozitiei relative a Pãmântului fatã de Soare determinã schimbãri în intensitatea si distributia radiatiei solare primite. Albedoul planetar defineste cat din energie solarã primitã este reflectatã în spatiu. Cea mai mare parte din albedoul planetar este datoratã norilor la care se adaugã albedoul suprafetei terestre si fenomenele de reflexie determinate de particulele solide si lichide în suspensie în atmosferã. a. Componentele sistemului climatic

Componentele sistemului climatic şi scǎrile de timp asociate rǎspunsului lor la perturbaţii externe

Componentele geosistemului care interactioneazã şi care definesc starea climaticã observatã sunt:

• atmosfera; • oceanul planetar; • criosfera (zǎpada, gheaţa marina şi gheţarii continentali, permafrostul –

solul permanent îngheţat); • continentele (litosfera); • biosfera.

Rãspunsurile acestor componente la perturbaţii au scãri de timp foarte diferite. 1. Atmosfera poate ajunge la un nou echilibru, dupã ce asupra sa au acţionat

perturbaţii externe, într-un interval de ordinul sãptãmânilor pânã la o lunã. 2. Stratul oceanic de suprafaţã se ajusteazǎ într-un interval de ordinul

sãptãmânilor sau lunilor. 3. Stratul oceanic de adâncime medie are timpul de rãspuns de ordinul anilor. 4. Stratul oceanic de adâncime mare se ajusteazã la noile conditii într-un

interval de ordinul sutelor şi miilor de ani. 5. Stratul continental de zãpadã şi gheaţa marinã sunt caracterizate de scãrile

de timp sezonierã si interanualã. 6. Gheţarii joacã un rol major în schimbãrile ce au loc pe intervale de sute si mii

de ani. 7. Invelişurile de gheaţǎ ale Groenlandei si Antarcticii au un timp de rǎspuns

de ordinul sutelor de mii de ani. 8. Permafrostul are un timp carcteristic de rǎspuns de ordinul miilor si sutelor de

mii de ani. 9. Modificǎrile litosferei şi ciclul carbonului au timpi caracteristici de ordinul

sutelor de milioane de ani.

Întregul sistem climatic evolueazã continuu, condiţionat de numeroase procese care amplificã sau diminueazã perturbaţiile exterioare sau generate de interacţiunile subsistemelor componente (figura 1).

5

Energia radiantã nereflectatã determinã circulatia atmosfericã. Vântul si cãldura transferatã oceanului planetar determinã circulatia oceanicã iar temperatura oceanelor influenteazã puternic umiditatea si cãldura schimbatã în procesele de interactiune cu atmosfera. Atmosfera si oceanele sunt influentate la rândul lor de grosimea si suprafata stratului de gheatã si de forma si caracteristicile suprafetelor continentale. Întregul sistem climatic evolueazã continuu, conditionat de numeroase procese care amplificã sau diminueazã perturbatiile exterioare sau generate de interactiunile subsistemelor componente. Componentele cele mai active sunt atmosfera si oceanul planetar, ele asigurând transportul energiei în sistemul climatic. b. Circulatia generala a atmosferei

Procesele radiative, chimice si dinamice care au loc în atmosferã contribuie împreunã la configurarea caracteristicilor climatice terestre. Încãlzirea datoratã fluxului de energie radiantã este neuniformã pe suprafata terestrã. Fluxul net de energie absorbit este pozitiv la latitudinile joase si negativ la latitudinile înalte. Pentru pãstrarea echilibrului termic, trebuie sã existe un transfer de energie de la tropice la poli. Aproximativ 60 % din acest transfer energetic este asigurat de mecanismele circulatiei generale ale atmosferei (Peixoto si Ooort, 1992). Circulatia generalã a atmosferei este mentinutã, în prezenta proceselor disipative, de conversia energiei potentiale, asociatã distributiei de masã, în energie cineticã asociatã miscãrilor aerului. Încãlzirea datoratã fluxului de energie radiantã determinã o structurã termicã medie caracterizatã de izoterme si izobare aproximativ paralele cu cercurile latitudinale. La latitudinile medii si înalte circulatia medie este aproape circumpolarã, cu o componentã meridianalã redusã.

6

Figura 1. Sectiune meridianala reprezentand circulatia generala a atmosferei in Emisfera Nordica. Cu PFJS s-a notat pozitia latitudinala medie a curentului jet polar iar cu STJS a celui subtropical.

Perturbatiile asimetrice zonal (unde barocline) care se dezvoltã din

instabilitãtile curgerii zonale sub forma sistemelor sinoptice tranziente sunt cele care asigurã transferul eficient al energiei de la latitudinile joase la cele înalte. Numai o parte din energia potentialã este transformabilã în energie cineticã. Energia potentialã disponibilã este determinatã de stratificarea atmosferei. La latitudinile joase energia cineticã este asociatã circulatiilor termice directe (celula Hadley) (figura 1). Eliberarea de cãldurã latentã în zonele de interconvergentã tropicalã (ITCZ) determinã o miscare ascendentã a aerului la ecuator si o miscare descendentã a aerului, care inhibã formarea norilor determinând mentinerea deserturilor, în regiunile subtropicale (figura 1). În plus, distributia neuniformã a oceanelor si a regiunilor continentale introduce anomalii zonale în procesul de încãlzire care determinã circulatii pe directia vest-est (celule de tip Walker) (figura 6). Existã si alte mecanisme care introduc asimetrii în circulatia generalã a atmosferei. Astfel, caracteristicile orografice pot determina, la rândul lor, perturbatii ale curgerii zonale, în troposferã. Masivele muntoase ca Himalaia, Alpii si Muntii Stâncosi îsi fac simtite prezenta în configuratiile undelor planetare cvasistationare prin trãsãturi caracteristice, vizibile chiar în câmpurile mediate.

7

c. Circulatia generala a oceanului planetar

Oceanul planetar care acoperã 71 % din suprafata Pãmântului reprezintã principalul rezervor termic si de umiditate pentru sistemul climatic. În jur de 40 % din transportul energiei în sistemul climatic este datorat circulatiei oceanice. Procesele atmosferice sunt puternic influentate de variatiile temperaturii la suprafata oceanului (SST).

Figura 2. Reprezentare schematica a structurii termice, de salinitate si de densitate a ocenului planetar.

Variatii ale temperaturii oceanului apar ca urmare a anomaliilor fluxului net de

cãldurã la suprafatã sau datoritã modificãrilor în circulatia oceanicã. Dovezi observationale si studii teoretice aratã cã, în cea mai mare parte a oceanului planetar, circulatia medie determinatã de vânt are loc în stratul de amestec de la suprafata oceanicã si în regiunea din vecinãtatea termoclinei (figura 2, figura 4). În general circulatia oceanicã de suprafatã urmeazã sensul circulatiei atmosferei inferioare, cu douã exceptii notabile. Astfel, curentii oceanici de suprafatã se intensificã puternic în partea vesticã a fiecãrui bazin, în ambele emisfere si contracurenti de suprafatã se deplaseazã împotriva vântului, în emisfera nordicã, în vecinãtatea zonelor de interconvergentã tropicalã (ITCZ) (figura 4). Schimbãrile climatice care produc schimbãri semnificative ale câmpului tensiunii vântului deasupra oceanelor modificã si transportul oceanic de cãldurã.

8

Figura 3. Schema circulatiei globale termohaline (dupã Broecker, 1987). Descrierea circulatiei oceanice de adâncime este o sarcinã dificilã datoritã lipsei datelor observationale care sã caracterizeze complet oceanul planetar. Totusi, observatiile existente aratã cã în regiunile subpolare apele de suprafatã, mai calde sunt separate de apele de adâncime, mai reci, prin intermediul unei termocline situatã între 100 m si 1000 m adâncime. Aceastã distributie verticalã de temperaturã în coloana de apã nu poate fi mentinutã fãrã un transport continuu de ape reci în straturile oceanice abisale si de ape calde în straturile de suprafatã. Legea de conservare a energiei în bazinele oceanice, a cãror frontierã abisalã este consideratã izolatã termic, impune ca energia primitã din atmosferã în zonele tropicale si subtropicale sã fie transferatã înapoi atmosferei în zonele subpolare si polare.

La latitudinile înalte, apele rãcite, cu o concentratie mare de sare, ajung în straturile oceanice adânci prin procesul de convectie termicã. Aceste ape reci si saline se deplaseazã spre sud, de-a lungul coastei continentului american si în jurul continentului antarctic de unde împreunã cu masele de apã reci si saline formate prin convectie în aceste regiuni se deplaseazã apoi spre est, în oceanul Indian si Pacific iar din nordul oceanului Indian si Pacific se reîntorc la suprafatã ca ape calde, interactionând cu atmosfera, în nordul Atlanticului (figura 3).

Circulatia termosalinã descrisã mai sus are scara de timp de ordinul a o mie de ani dar existã studii teoretice care pun în luminã posibilitatea existentei fluctuatiilor interdeceniale ale caracteristicilor acestei circulatii. Analize efectuate cu modele climatice sugereazã faptul cã circulatia termosalinã poate influenta semnificativ evolutia sistemului climatic.

9

Figura 4. Reprezentare schematica a circulatiei oceanice din straturile de suprafata. d. Marile zone bioclimatice ale Terrei

Figura 5. Dispunerea principalelor tipuri de vegetatie: zone desertice (galben), tundra arctica si alpina (cenusiu deschis), savana-stepa-arbusti-tundra (verde deschis), paduri (verde inchis).

Biodiversitatea naturala exprima clar existenta zonelor planetare climatice, dispuse dinspre Ecuator spre Poli, in functie de energia solara oferita suprafetei

10

terestre si procesabila de biosfera (figura 5).

2. Scãri spaţiale şi temporale ale factorilor genetici ai climei

Energia care alimenteazǎ "motorul" sistemului climatic (figura 6) terestru

vine de la Soare. Aceastã energie este apoi transportatã în geosistem de circulaţiile atmosferice şi cele oceanice. Circulaţia generalǎ a atmosferei are rolul principal în sistemul global, transportând 60% din energia provnitǎ de la Soare. Circulaţia oceanicǎ îi urmeazǎ ca importanţǎ, transferând restul de 40% (Peixoto şi Oort, 1992). Circulatia atmosfericã este determinatã de încãlzirea solarã neuniformã a suprafeţei terestre (radiaţia solarã absorbitã e mai mare la Ecuator şi mai micã la Poli) şi de rotaţia Pamântului (forţa Coriolis).

Figura 6. Reprezentare schematicã a componentelor naturale ale geosistemului climatic si a interacţiunilor dintre ele. Adaptare dupa National Center for Atmospheric Research (NCAR, USA).

11

Circulaţia atmosfericã influenţeazã circulaţia în oceanul planetar. Transportul de energie este influenţat de condiţiile regionale specifice. Factori care pot determina perturbaţii în sistemul climatic şi scǎrile de timp asociate lor:

2.1 Ciclul de viaţǎ al Soarelui şi variabilitatea activitǎţii solare; 2.2 Schimbãri geologice (e.g. deplasarea continentelor); 2.3 Caracteristicile mişcãrilor Pãmântului în jurul axei sale şi în jurul Soarelui 2.4 Compoziţia atmosferei; 2.5 Variabilitatea internã datoratã complexitãţii geosistemului.

2.1 Ciclul de viaţǎ şi variabilitatea solarã

Teoriile astrofizice relevǎ cǎ Soarele are un ciclu de viaţǎ de aproximativ 10 miliarde de ani, pânǎ în prezent parcurgând aproximativ jumǎtatea din acest interval de timp. Soarele este o stea piticǎ galbenǎ a cǎrei evoluţie se va sfârşi In stadiul de gigantǎ roşie, peste aproximativ 5 miliarde de ani. In cursul ciclului sǎu de viaţǎ, Soarele devine din ce în ce mai luminos (intensitatea radiaţiei solare crescând cu 10% la 1 miliard de ani), temperatura la suprafaţa sa crescând gradual. Peste 1 miliard de ani, temperatura la suprafaţa sa va fi atât de mare încât va face imposibilǎ existenţa apei în forma lichidǎ pe Terra, ceea ce va însemna distrugerea totalǎ a biosferei.

Pentru prezent, observaţii recente, obţinute din masurãtori satelitare, au arãtat cã radiaţia solarã pe unitate de suprafaţã, situatã perpendicular pe direcţia radiaţiei incidente, la limita superioarã a atmosferei, variazã cu 0.08% pe parcursul unui ciclu de aproximativ 11 ani (Foukal şi colaboratorii, 2004). Variaţia este destul de micã, astfel încât la scãrile de timp interanualã şi decenialã, radiaţia solarã poate fi consideratã aproximativ constantã. Situaţia este diferitã la scãri de timp centeniale şi mai mari.

Existã observaţii astronomice care sugereazã cã stelele de tipul Soarelui pot prezenta variaţii ale emisiei lor radiative şi pe intervale de ordinul sutelor de ani. De exemplu, s’a estimat cã valoarea radiaţiei solare incidente pe unitate de suprafaţã la limita superioarã a atmosferei, a fost în secolul 17 sensibil mai scazutã decât valoarile actuale (Foukal şi colaboratorii, 2004). Secolul 17 puncteazã o perioadã climaticã interesantã: aşa numita “mica epocã glaciarã”. 2.2 Schimbǎri geologice

La scãri de timp de ordinul sutelor de milioane de ani, procesele geologice de modificare a distribuţiei oceane-continente produc schimbãri climatice importante, datoritã, în principal, modului diferit în care cele douã componente ale sistemului climatic se încãlzesc şi transferã energia provenitã de la Soare. In 1915, cercetãtorul german Alfred Wegener a propus teoria deplasãrii continentelor care postuleazã cã pãrţi ale scoarţei terestre se deplaseazã deasupra unui miez lichid.

12

Figura 7. Clasificarea în zone bioclimatice folosind date paleontologice (primele 2 figuri) si rezultate ale unui model climatic (ultimele 2 figuri) pentru 2 perioade ale Permianului. Dupǎ Rees şi colaboratorii (2002). Cu negru au fost figurate zonele muntoase (înǎlţimi mai mari de 1000m).

Pentru exemplificare, în figura 7 sunt ilustrate distribuţia ocean-continente şi zonarea bioclimaticǎ pentru 2 perioade ale Permianului, Sakamarian şi Wordian (în care gheţurile, practic, au dispǎrut). In figura 7 sunt prezentate douǎ astfel de experimente, realizate de Rees şi colaboratorii (2002). Ei au folosit modelul GENESIS format dintr-un model atmosferic de cirulaţie generalǎ cuplat cu un model de suprafaţǎ continentalǎ şi cu un model simplu de ocean cu strat de amestec. GENESIS face predicţii ale configuraţiilor climatice la suprafaţǎ şi pentru 18 nivele verticale în atmosferǎ. Pasul de timp este de o jumatate de orǎ, iar modelul include atât ciclul diurn cât şi cel sezonier (Rees şi colaboratorii, 2002).

13

Rezoluţia spaţialǎ a modelului este de 3.75º în longitudine şi în latitudine. Rezultatele experimentelor numerice, în care indicele activitǎţii solare a fost scǎzut cu 2,4% ( şi 2,1% (pentru Wordian) faţǎ de valoarea actualǎ de 1365 W/m2, iar concentraţia dioxidului de carbon atmosferic a fost fixatǎ la valorea actualǎ, de 4 ori valorea actualǎ şi de 8 ori valoarea actualǎ, au stat la baza reconstruirii zonelor bioclimatice. Acestea din urmǎ au fost comparate cu cele reconstruite folosind date paleontologice. Autorii au constatat cǎ asemǎnarea cea mai mare apare între datele observate şi cele modelate când concentratia dioxidului de carbon este fixatǎ la de 8 ori valoarea prezentǎ (figura 7).

Deşi geografic foarte diferitǎ, clima perioadei târzii a Paleozoicului Carbonifer poate fi consideratǎ un analog al stǎrii climatice prezente: au existat calote glaciare şi pǎduri ecuatoriale (chiar dacǎ populate de tipuri diferite de plante). Apoi, o tranziţie a avut loc în perioada permianǎ (296–251 Ma) - cea mai recentǎ tranziţie de la o glaciaţiune puternicǎ la o stare climaticǎ în care, în general, gheţarii au dispǎrut, la fel si pǎdurile euatoriale. Aceastǎ schimbare a marcat sfârşitul perioadei permo-carbonifere care a început acum 330 Ma. Se pare cǎ aceastǎ schimbare climaticǎ s-a produs relativ rapid, în perioada Sakmariana a Permianului timpuriu. Invelişul de gheaţǎ a fost înlocuit cu pǎduri, în mare parte a sudul regiunii continentale Gondwana (Gibbs şi colaboratorii, 2002). In regiunile polare, temperaturi mai ridicate decât cele de azi au persistat aproximativ 200 de milioane de ani, pânǎ la sfârşitul Mezozoicului. Schimbarea climaticǎ a determinat o aridizarea accentuatǎ a Pangeei şi modificǎri asociate ale biosferei, reprezentate de extincţia unei mari pǎrţi din flora şi fauna continentalǎ şi marinǎ. 2.3 Parametrii orbitali ai mişcãrilor Pãmântului

Influenţa ciclurilor astronomice asupra climei globale este modulatã prin variaţiile asociate ale radiaţiei solare incidente pe suprafaţa Pãmântului. In prezent, unghiul pe care îl face axa Pãmântului cu planul orbital este de aproximativ 23,5º. El variazã între 22,1º şi 24,5º, într-un ciclu cu perioada de aproximativ 41 000 de ani. Schimbarea înclinãrii axei Pãmântului determinã modificãri ale severitãtii şi contrastului dintre anotimpuri: cu cât unghiul este mai mare, cu atât verile sunt mai calduroase şi iernile mai reci. Când unghiul se micşoreazã, contrastul dintre varã şi iarnã se reduce şi zãpada acumulatã în anotimpul rece nu dispare total în anotimpul cald, favorizând extinderea stratului de zãpada permanentã şi a gheţarilor continentali. In aceste condiţii, se declanşeazã procese de amplificare a anomaliilor deja existente în geosistem, care accelereazã acumularea gheţii şi zãpezii şi duc la iniţierea unei glaciaţiuni. Momentul din an în care Pãmântul se gãseşte în poziţia cea mai apropiatã de Soare, în mişcarea sa de revoluţie (la periheliu), variazã dupa un ciclu de aproximativ 23 000 de ani. In prezent, periheliu este în ianuarie, ceea ce face iarna emisferei nordice uşor mai caldã. In urmã cu aproximativ 11 000 de ani, periheliu era în iulie, accentuând contrastul dintre anotimpurile solstiţiale. Excentricitatea orbitei Pãmântului în jurul Soarelui (diferenţa formei orbitei reale faţã de orbita perfect circularã) variazã şi ea în cicluri de 100 000 si 400 000 de ani. Combinaţia tuturor acestor cicluri determinã distribuţia latitudinalã şi

14

sezonierã a radiaţiei solare incidente, într-o anumitã epocã, controlând creşterea şi retragerea calotelor glaciare (Milankovitch, 1998). Calculele aratã cã, din punct de vedere al valorilor parametrilor orbitali actuali, nu ne putem aştepta prea curând la o tranziţie spre urmãtoarea era glaciarã. Pentru ca o nouã glaciaţiune sã se producã, ar trebui sã mai treacã cateva zeci de mii de ani.

Milankovitch a explicat existenţa ciclurilor glaciare prin modificãrile predictibile, la scara de timp de timp de zeci de mii de ani, ale parametrilor care caracterizeazã orbita Pãmântului şi înclinarea axei sale. Teoriile de azi explicã marile ritmuri glaciar-interglaciar şi schimbãrile climatice naturale asociate, atât prin modificãrile parametrilor orbitali şi axei de înclinare a Pãmântului, cât şi prin intervenţia, pe acest fundal, a proceselor de feedback declanşate, procese ce împreunǎ cu factorii externi determinǎ variaţii atât ale dioxidului de carbon cât şi ale temperaturii medii globale (figura 8) . 2.4 Compoziţia atmosferei

Bilanţul radiativ, care determinã câtã energie de la Soare devine disponibilã în geosistem, este influenţat de compoziţia atmosferei; mai precis, de concentraţia gazelor radiativ-active şi de cantitatea de aerosoli. Gazele radiativ-active (gazele cu efect de serã) lasã sã treacã radiaţia solarã incidentã, dar absorb radiaţia emisǎ de suprafaţa încǎlzitǎ de Soare a Pǎmântului şi o reemit atât spre exterior, în spaţiul cosmic, cât şi înapoi, în sistemul terestru, determinând astfel o reducere a pierderilor de energie din sistem. 2.4.1 Efectul de serã

In clima actualã, principalul gaz cu efect de serã este reprezentat de vaporii de apã. In atmosfera joasã, cantitatea de vapori de apã este determinatã de echilibrul natural dintre evaporaţie şi precipitaţii, nefiind direct afectatã de activitãţile umane (deşi existã o influenţã indirectã, datoratã feedback-urilor declanşate de încãlzirea globalã). Alte gaze radiativ-active importante sunt dioxidul de carbon, metanul, oxidul de azot şi compuşii carbonului cu clorul şi fluorul. Pe termen lung, rolul dioxidului de carbon devine predominant. Ideea rolului important al dioxidului de carbon în schimbarea climaticã globalã este a chimistului suedez Svante Arrhenius. La sfarşitul secolului al XIX-lea, Arrhenius a propus ca explicaţie a ciclurilor glaciare, modificarea intensitãţii efectului de serã prin modificãrea concentraţiei dioxidului de carbon din atmosferã.

Spre deosebire de alte gaze radiativ-active, dioxidul de carbon nu e distrus de reacţii chimice sau fotochimice, iar timpul sau de rezidenţã în atmosferã este de ordinul mai multor sute de ani. Existǎ un efect de serǎ natural (figura 9), care sporeste cu aproape 33° C temperatura medie globala la suprafaţa terestrǎ, faţǎ de cazul în care n-ar exista atmosfera cu gaze radiativ-active (adicã de la -18 ° C la 15 ° C) (Peixoto şi Oort,1992). Efectul de serã natural a fǎcut posibilǎ dezvoltarea vieţii pe planeta noastrã.

15

Figura 8. Variabilitatea temperaturii globale (°C) şi a concentratiei dioxidului de carbon (ppmv) în ultimii 175 000 de ani. Adaptare dupa Raportul IPCC (2001).

Efectul de serã acţioneazã şi pe alte planete ale Sistemului Solar, dar

rezultatele sunt diferite, în funcţie de particularitãţile atmosferei planetare existente. In cazul planetei Venus, cu o atmosferã a cãrei masã este de 90 de ori masa atmosferei terestre şi care e compusã în proporţie de 90% din dioxid de carbon, temperatura la suprafaţã este de 477ºC. Acolo, efectul de serã are o contribuţie de 523ºC. Pe Marte, cu o masã atmosfericã mai mica decât 1% din masa atmosferei terestre, şi cu o compoziţie atmosfericã formatã în proporţie de 80% din dioxid de carbon, temperatura la suprafaţã este de -47ºC - mai mare cu 10° decât în cazul în care n-ar fi existat efectul de serã marţian. 2.4.2 Activitatea vulcanicã

Activitatea vulcanicã (dar şi unele activitati ale omului) modificã compoziţia atmosferei prin emisia de gaze cu efect de serã şi prin emisia de aerosoli, modificând astfel bilanţul radiativ. Existã studii care sugereazã cǎ erupţiile vulcanice afecteazã sistemul climatic prin intermediul modurilor interne de variabilitate climaticã (Kodera, 1994; paragraful 2.5). Efectul unei erupţii individuale poate sã-şi puna amprenta în sistem pe o perioadã de pânã la 2 ani. In cazul unei activitãti geologice intense, caracterizate de o frecvenţã ridicatã a erupţiilor vulcanice, efectul lor poate influenţa sistemul climatic pe perioade mult mai mari de timp.

Impreunã cu efectele aerosolilor, cele ale caracteristicilor suprafeţei terestre şi efectele gazelor radiativ-active acţioneazã asupra felului în care radiaţia

16

solarã incidentã este absorbitã, reflectatã şi împrãştiatã. Un fapt cert este cã activitãţile umane, generând cantitãţi din ce în ce mai mari de gaze cu efect de serã, intervin neliniar asupra unuia din factorii genetici ai climei: energia de orginie solarã, disponibilã în sistemul terestru. Iatã cum intervenţia umanã în geosistem poate altera ritmuri naturale aparţinând unor scãri de timp aparent inaccesibile fiinţei umane.

Figura 9. Reprezentarea schematicã a efectului de serã. Adaptare dupa Raportul IPCC (2001). 2.5 Variabilitatea internã a geosistemului climatic

Variabilitatea internã apare în sistemul climatic datoritã intercţiunilor complexe dintre componente: ocean, atmosferã, continente. Astfel, El Nino-Oscilatia Sudica (ENSO) este manifestarea cuplajului ocean-atmosfera în zona ecuatorialã a oceanului Pacific. Perioada observatǎ a ENSO este între 2 şi 7 ani. Efectele sale sunt globale (figura 10) (Trenberth and Hoar, 1997).

Oscilaţia nord-atlantică (NAO) genereazã fluctuaţii climatice în emisfera nordică, de la coasta estică a Statelor Unite până în Siberia şi din Arctica până în zona subtropicală a Atlanticului (figura 11) (Bojariu, 1997; Bojariu si Paliu, 2000; Bojariu şi Gimeno, 2003). Scara de timp a fenomenului NAO cuprinde intervale de câteva sǎptǎmâni, un sezon, perioade interanuale şi chiar interdeceniale.

17

Figura 10. Efectele globale ale episoadelor calde si reci ale ENSO. In tonuri de rosu sunt reprezentate regiunile cu anomalii termice pozitive, iar cu tonuri de albastru, cele cu anomalii termice negative. In tonuri de galben-portocaliu-maron sunt reprezentate regiunile cu deficit de precipitatii, iar in tonuri de verde, cele cu exces de precipitatii. Hartile au fost preluate de la National Oceanic and Atmospheric Administration - NOAA (SUA).

Figura 11. Reprezentarea schematica a fazei pozitive si negative a oscilatiei nord-atlantice. Cu acronimul „sst” au fost desemnata anomaliile temperaturii apei oceanului la suprafata.

18

Predictibilitatea chiar limitată a fazei oscilaţiei nord-atlantice din iarnă poate fi importantă din punct de vedere socio-economic, datorită impactului pe care fenomenul îl are în agricultură şi în gestionarea resurselor de apã şi energetice, în România (Bojariu şi Paliu, 2001) ca în aproape întreaga Europă. 3. Date climatice şi metode de analizã a datelor climatice 3.1 Datele instrumentale

Caracteristicile climatice actuale se studiazã pe baza înregistrarii valorilor

parametrilor climatici obţinute cu echipamente standard. Instrumentele de mãsurã trebuie instalate în locaţii potrivite, întreţinute, iar observaţiile realizate cu rigurozitate. Echipamentele pentru mãsurãtori trebuie plasate astfel încât sã asigure reprezentativitatea şi omogenitatea şirurilor de observaţii. Principalele mãrimi climatice mãsurate sunt: temperatura, cantitatea de precipitaţii, umiditatea aerului, presiunea atmosfericã, viteza şi direcţia vântului, etc.

Mãsurãtorile temperaturii aerului la suprafaţã se fac folosind termometre. In ultimele decenii, s-au fãcut eforturi pentru a se înregistra variaţia temperaturii pe mai multe nivele ale atmosferei, pe de-o parte, prin reteaua de staţii de radiosondaj, iar pe de altã parte, folosind dispozitive de mãsurare plasate pe sateliţi. Siruri de date cu acoperire globalã, provenind din radiosondaje, sunt disponibile începând cu anul 1958, iar cele satelitare, din 1979.

Cantitatea de precipitaţii se mãsoara notând periodic cantitatea de apã dintr-un recipient expus fenomenelor atmosferice. Trebuie luate în calcul fenomene ca evaporarea si efectul vântului. Variabilitatea spaţialã şi temporalã a precipitaţiilor este mult mai mare decât a temperaturii, de unde şi dificultatea crescutã în procesul de analizã a acestui parametru climatic.

Cantitatea de apã din aer poate fi exprimatã ca: • presiune a vaporilor de apã • umiditate relativã • umiditatea absolutã • rata de amestec • punctul de rouã

Instrumentul standard de masurare a umiditatii e psihrometru. Vântul, de obicei, este mãsurat folosind amemometrul, a cãrui cupã se

roteşte pe un ax vertical, perpendicular pe direcţia vântului. Locaţia anemomentrului trebuie aleasã cu grijã, având în vedere cã orice obstacol din apropiere poate afecta calitatea mãsurãtorilor.

Observaţii instrumentale sistematice se fac, pe scara mare, începand cu a doua jumatatea a secolului al XIX-lea. Exista mãsuratori ale temperaturii, cantitãţilor de precipitaţii şi presiunii atmosferice începând chiar din prima parte a secolului al XVIII-lea, dar ele sunt limitate la Europa.

19

3.2 Date paleoclimatice

Fluctuaţiile climatice au scãri de timp foarte diferite, de la sezon, an, la sute de milioane de ani, fiecare componentã a variabilitãţii având asociatã un mecanism specific. Limitarea asociatã intervalului relativ scurt pentru care existã date instrumentale poate fi redusã folosind datele paleoclimatice. Paleoclimtologia este domeniul ce studiazã variabilitatea şi schimbãrile climatice pe intervale de timp ce preced perioada instrumentalã.

Câteva exemple de date paleoclimatice: • temperatura şi concentraţia dioxidului de carbon - estimate din caracteristici

ale învelişul de gheaţa al Antarcticii si al Groenlandei, la diferite adâncimi; • temperatura - estimatã folosind probe de coral; • temperatura şi precipitaţiile - estimate folosind inelele din trunchiuri de

copaci; • condiţiile de ariditate/umiditate - folosind caracteristicile sedimentelor

lacustre si marine. • caracteristici climatice - folosind polenul. Multe din tehnicile folosite pentru reconstrucţiile paleoclimatice pot oferi

informaţii dar pe anumite scãri de timp. Cele mai multe probe de gheaţã se limiteazã a oferi informaţii doar pentru ultimul milion de ani, iar analiza inelelor din trunchiurile de copaci furnizeazã informaţii pentru cel mult ultimii 10 000 de ani. Sedimentele oceanice oferã o fereastrã de timp extinsã pânã la 100 de milioane de ani în urmã. 3.3. Metodologii de analizã

Cercetãrile climatice au o relaţie particularã cu obiectul lor de studiu datoritã imposibilitãţii utilizãrii paradigmei clasice conform cãreia experimentele fizice sunt special proiectate sã selecteze teoriile valide dintre cele propuse pentru a explica caracteristicile sistemului analizat. Cercetãtorii proceselor geofizice sunt puşi în faţa unui unic experiment, la a cãrei elaborare nu au contribuit, şi care se deruleazã de câteva miliarde de ani, pe Terra. In acest domeniu, ca în multe altele, dezvoltarea explozivã a tehnologiei informatice a impus soluţia utilizãrii experimentelor numerice.

3.3.1 Modele climatice deterministe

Modele matematice deterministe ale sistemului climatic, înglobând

caracteristicile fizice deduse din datele observaţionale, sunt folosite pentru a proiecta experimente numerice care încearcã sã clarifice problemele legate de fluctuaţiile climatice naturale si de influenţele activitãţilor umane. Componentele geosistemului sunt reprezentate de module matematice cuplate, în condiţii date, specifice fiecarui experiment (valori precizate pentru concentraţiile gazelor cu efect de serã, configuraţii particulare ale oceanelor şi continentelor, etc).

Realizarea unui model al circulaţiei generale a atmosferei (AGCM) necesitã technici numerice pentru obþinerea soluţiilor setului de ecuaţii primitive (figura 12),

20

algoritmi de calcul pentru diferitele tipuri de parametrizãri ale proceselor fizice care au loc la scãri nerezolvabile de rezoluţia spaţialã consideratã, seturi de date la frontiera atmosferei, în acord cu rezoluţia orizontalã şi verticalã a modelului construit şi condiţiile iniţiale pentru variabilele prognostice. Intervalul de integrare sau numãrul de iteraţii folosit, precum şi rezoluţia spaţialã necesare rulãrii modelului depind de natura problemei analizate. Problemele legate de variabilitatea climaticã necesitã, în general, integrãri începând cu intervale multianuale şi mergând pânã la cele de ordinul miilor de ani.

Figura 12. Reprezentarea schematică a discretizării în grila pentru un model climatic global. (După Trenberth, 2008).

In cazul ideal, singurele condiţii la frontierã fixate pentru atmosferã ar trebui

sã fie distribuţia şi caracteristicile orografice ale suprafeţelor continentale. Toţi ceilalţi factori, cum ar fi temperatura oceanului la suprafaţã (SST), distribuţia gheţii marine, albedo-ul, concentraţia diferiţilor constituenţi ai atmosferei ar trebui predicţionaţi de alte componente şi transmişi apoi componentei atmosferice. In prezent, numai câteva din aceste componente-model care simuleaza componentele geosistemului au fost cuplate cu modele atmosferice. In rest se folosesc seturile de date climatologice disponibile pentru a prescrie comportarea lor.

Efectul norilor reprezintă un factor de incertitudine pentru modelele climatice. Norii au efecte majore asupra climatului. Unul dintre rolurile pe care norii îl joacă în climă este acela de a răci suprafaţa prin reflectarea luminii solare înapoi în spaţiu; altul este încălzirea prin creşterea cantităţii de radiaţii infraroşii emise din atmosferă către suprafaţă.

Chiar dacǎ s’au realizat progrese privind simularea proceselor chimice şi fizice în modele, rămân încǎ estule incertitudini şi lucruri de clarificat. Un exemplu este şi cel ce priveşte evoluţia socio-economicǎ viitoare a populaţiei, industriei şi

21

tehnologiei, care eterminǎ concentraţiile de gaze cu efect de seră emise în atmosferǎ. Acestea sunt folosite în experimentele numerice pentru proiecţiile viitoare ale climei. 3.3.1.1 Scenarii climatice

Proiecţiile modificărilor climatice depind foarte mult de evoluţia activităţilor umane viitoare. De aceea, modelele climatice sunt rulate în condiţiile unor scenarii de dezvoltare socio-economicǎ . Există 40 de scenarii diferite, fiecare plecând de la un set de supoziţii în ceea ce priveşte emisia viitoare de gaze cu efect de seră şi utilizarea în viitor a terenului. Majoritatea scenariilor includ o creştere a consumului de combustibil fosil şi a produsului intern brut global (PIB). Aceste scenarii privind emisiile se organizează în familii care conţin trăsături evolutive similare în anumite privinţe. Rapoarte de evaluare ale proiecţiilor viitoare sunt elaborate periodic de Grupul Interguvernamental pentru Schimbări Climatice (IPCC), pe baza acestor scenarii.Scenariile folosite atât în al treilea raport de evaluare al IPCC (TAR IPCC, 2001) cât şi în al patrulea raport (AR4 IPCC, 2007) sunt A1FI, A1B, A1T, A2, B1, si B2. Câteva exemple reprezentând familii de scenarii climatice sunt trecute în revistǎ în urmǎtoarele pragrafe. Scenariile A1 presupun mai multe caracteristici. Familia A1 de scenarii se caracterizează prin:

• creştere economică rapidă; • populaţie globală care ajunge la 9 miliarde în 2050 iar apoi descreşte

gradual; • răspândirea rapidă a tehnologiilor noi şi eficiente; • o lume convergentă – venitul şi modul de viaţă converg între regiuni; • interacţiuni sociale şi culturale extinse în toată lumea.

Scenariile A2 ilustrează o lume mai divizată. Familia A2 de scenarii se caracterizează prin:

• operare independentă, naţiuni încrezătoare în propriile forţe; • creşterea continuă a populaţiei; • dezvolatrea economică regional orientată; • modificări tehnologice mai lente şi mai fragmentate şi îmbunătăţiri la venitul

pe cap de locuitor. Scenariile B1 reprezintă o lume mai integrată şi mult mai prietenoasă din punct de vedere ecologic. Scenariile B1 se caracterizează prin:

• creştere economică rapidă la fel ca la A1, dar cu schimbări rapide faţă de o economie a serviciilor şi a informaţiilor;

• creşterea populaţiei la 9 miliarde în 2050 şi apoi descreştere ca la A1; • reducerea intensităţii materiale şi introducerea resurselor tehnologice

curate şi eficiente; • accentuare a soluţiilor globale în ceea ce priveşte stabilitatea economică,

socială şi a mediului. Scenariile B2 ilustrează o lume mai divizată, însă mult mai prietenoasă din punct de vedere ecologic. Scenariile B2 se caracterizează prin:

22

• creşterea continuă a populaţiei, dar la un nivel mai lent faţă de A2; • accentuarea soluţiilor locale de stabilitatea economică, socială şi a

mediului, în dauna celor globale; • nivele medii ale dezvoltării economice; • modificări tehnologice mai puţin rapide şi mai fragmentate faţă de A1 şi B1.

Figura 13. Scenariile SRES IPCC pentru emisiile de dioxid de carbon (în părţi per milion). (După Raportul IPCC, 2007) 3.3.2 Tehnici statistice

O altã dificultate a studiului proceselor climatice este complexitatea sistemului aflat în analizã. Metode statistice din ce în ce mai sofisticate sunt necesare pentru a identifica multitudinea de relaţii existente la diferite scãri spaþiale şi temporale între variabilele ce caracterizeaza starea climaticã. Aplicate cu discernãmânt, tehnicile statistice pot deveni unelete puternice de analizã ale datelor observaþionale şi ale rezultatelor experimentelor numerice. Scopul oricãrei analize statistice este identificarea configuraţiilor repetabile în setul de date şi confruntarea acestora cu teoriile ce vizeazã explicarea proceselor climatice supuse analizei. In general, analizele statistice identificã în şirurile de date semnale asociate unor procese climatice care depãşesc “zgomotul” de fond.

Analizele descriptive pun în luminã aspectele particulare ale variabiliţãţii din setul de date (semnalul). Pentru aceasta se calculeazã indici de tipul mediei, şi abaterii standard. Se definesc indici şi pentru a caracteriza evenimentele considerate extreme. Testele de semnificaţie statisticã sunt foarte importante în a

23

stabili dacã variaţiile analizate sunt diferite sau nu de ceea ce ar trebui sa ne aşteptãm de la o serie de timp aleatoare. Existã şi analize statistice care trec de nivelul descriptiv şi încearcã sã rãspundã unor întrebãri legate de ipoteze privind mecanismele fizice ce ar putea genera comportamentul spaţio-temporal observat în datele de observaţie.

4. Procesele de feedback in sistemul climatic

Temperatura Pãmântului calculatã pe baza legii Stefan-Boltzmann, din radianta observatã în spatiul cosmic, este de 255° K. Temperatura observatã la suprafata terestrã este însã în jur de 288° K. Diferenta de 33° K este datoratã existentei atmosferei terestre, semitransparentã pentru radiatia solarã din spectrul vizibil dar aproape opacã pentru radiatia infrarosie, din cauza prezentei gazelor atmosferice optic active, a norilor si a particulelor în suspensie. Acesti constituenti absorb radiatia infrarosie emisã de suprafata Pãmântului si o re-emit atât spre spatiu cosmic cât si înapoi spre suprafatã contribuind la o reducere a pierderilor de energie în exterior (efectul de serã). Cresterea concentratiei constituentilor atmosferici optic activi determinã o crestere a temperaturii suprafetei terestre. Ca urmare a activitãtilor umane, s-a calculat cã începând cu anul 1900 cresterea concentratiilor dioxidului de carbon, a metanului, oxidului de azot si a compusilor de tip cloro-fluor-carbon a determinat o crestere a densitãtii fluxului de energie radiantã la suprafata Pãmântului cu aproximativ 3 W/m2. Ce însemnã 3 W/m2 în plus pentru temperatura la suprafatã este însã dificil de estimat datoritã numeroaselor mecanisme de feedback ce actioneazã în sistemul climatic.

Feedback-ul pozitiv este acela in care perturbarea initiala este amplificata de alte modificari din sistem. Feedback-ul negativ apare cand perturbatia initiala este redusa de alte schimbari din sistem. Exemple de feedback-uri care actioneaza in sistemul climatic:

• radiativ (este cel ce aduce sistemul intr’o noua stare de echilibru climatic, cand radiatia de unda lunga este modificata – feedback negativ)

• al vaporilor de apa (cresterea cantitatii de vapori de apa in atmosfera este determinata de incalzirea suplimentara si determina , la randul ei, o amplificare a incalzirii – feedback pozitiv)

• al ghetii si zapezii (datorita modificarii albedoului, suprafetele care pierd stratul de geata sau zapada contribuie la o incalzire suplimentara in sistem, ceea ce conduce la o marire a suprafetelor de pe care stratul de zapada dispare – feedback pozitiv)

• al norilor (in cazul norilor actioneaza atat un feedback pozitiv, cat si unul negativ, rezultatul net al lor considerandu-se a fi totusi de feedback negativ)

• legat de folosinta solului (depinde de albedoul suprafetei, actionand diferit in cazul suprafetelor acoperite cu vegetatie si al celor aride, se considera ca in raport cu celelate interactiuni, efectul e relativ redus)

• legat de procesele biotice (e.g. algele care produc DNS, care la randul lor favorizeaza formarea norilor – feedback negativ )

• datorat circulatiei oceanice (e.g. circulatia termosalina – feedback negativ)

24

5. Interacţiunea ocean-atmosferǎ Interactiunea dintre oceane si atmosferã este fundamentalã ca importantã

pentru procesele dinamice care guverneazã clima si variabilitatea sa. Pe lângã rãspunsul la fenomenele atmosferice, oceanele evidentiazã propria scarã de timp configuratã de procesele lente comparativ cu cele atmosferice, datoritã capacitãtii sale calorice mari. Procesele oceanice, caracterizate de durate mari de timp, influenteazã la rândul lor circulatia atmosfericã.

a) El Niño-oscilatia sudica (ENSO)

La tropice, interactiunea ocean-atmosferã determinã fluctuatii interanuale la

scarã mare, cunoscute ca El Niño-Oscilatia Sudicã (ENSO). ENSO este un fenomen quasi-periodic care se dezvoltã la intervale între 2 si 7 ani si care dureazã aproximativ 1 an.

Figura 14. Reprezentarea schematica a conditiilor normale si a celor ce caracterizeaza faza El Nino in bazinul tropical al Pacificului, in atmosfera, la suprafata oceanului si la nivelul termoclinei din ocean (adaptare dupa NOAA).

25

Dintre cele 2 tipuri complementare de anomalii ale fenomenului ENSO, tipul

caracterizat de anomalii pozitive ale temperaturii oceanului la suprafaţã în estul si centrul Pacificului ecuatorial are impactul cel mai puternic asupra activitãtilor umane. In acest caz existã o reajustare a transportului atmosferic de masã între estul si vestul Pacificului tropical, însotitã de deplasarea maximului precipitatiilor spre estul Indoneziei şi diminuarea vânturilor de est (figura 14). Precipitaţiile devin abundente pe coasta Ecuadorului si Perului iar cantitatea de nutrienti din stratul oceanic de suprafatã se reduce determinând o scãdere dramaticã a recoltei de peste din aceste regiuni.

Variaţiile presiunii la nivelul mãrii (SLP) se coreleazã semnificativ cu anomaliile de SST din estul Pacificului. Indicele ENSO este un predictor important pentru multe zone tropicale din Pacific (Trenberth si Hoar, 1997). De exemplu, precipitatiile abundente si secetele din Australia sunt asociate fenomenului ENSO (figura 10). In încercarea de a explica declansarea si dezvoltarea episoadelor ENSO, Bjerknes (1969) a remarcat cã temperatura oceanului la suprafatã în estul ecuatorial al Pacificului este deosebit de rece pentru asemenea latitudini joase.

Pentru cã în vestul Pacificului apele la suprafatã sunt mai calde, existã un gradient termic în regiunea ecuatorialã care dã nastere circulatiei atmosferice de tip Walker (figura 14). Aerul uscat si relativ rece din est se deplaseazã spre vest, iar acolo, dupã ce a fost încãlzit si îmbogãtit cu umezealã se ridicã si o parte se reîntoarce spre est unde deasupra apelor reci se produce miscarea descendentã. Bjerknes a arãtat cã vânturile ecuatoriale de suprafatã alimenteazã gradientul existent datoritã advectiei orizontale a apelor mai reci de lângã coasta Americii de Sud prin procesul de upwelling ecuatorial.

Wyrtki (1979) a observat cã în timpul episoadelor El Niño, rãspunsul oceanului e mai degrabã dinamic decât termodinamic. El a arãtat cã primele semnale apar în câmpul de vânt din centrul si vestul Pacificului. Modele numerice au sugerat cã aceste semnale se propagã spre estul ecuatorial, sub forma undelor Kelvin care se reflectã apoi sub formã de unde Rossby. Undele Rossby care se reflectã la frontiera de vest, se propagã spre est ca unde Kelvin. In regiunile ecuatoriale undele de joasã frecventã pot sã traverseze oceanul într-un interval de timp care coincide cu variatiile sezoniere ale vântului. Semnalul "cald" original este întodeauna însotit de un semnal "rece", întârziat. Acest mecanism de oscilator întârziat a fost propus pentru explicarea autoîntretinerii ciclului ENSO. Zebiak si Cane (1987) au relizat un model cuplat ocean-atmosferã care sã ilustreze ipotezele lui Bjerknes (1969) si cele ale lui Wyrtki (1979). Prevederile deterministe ale câmpului de SST din Pacificul tropical, efectuate cu pânã la un an în avans, folosind pentru initializare datele de vânt din aceeasi regiune, au arãtat cã sunt îndeajuns de precise pentru a fi folosite pentru prevederea caracteristicilor legate de ciclul ENSO.

Atlanticul tropical poate genera tipul sãu propriu de variabilitate de tip ENSO (Zebiak, 1993). Oscilatiile de tip ENSO din Atlantic au o perioadã de aproximativ patru ani. Totusi, semnalul ENSO din Atlantic explicã un procent mai redus din variabilitatea câmpurilor de date, comparativ cu semnalul ENSO din Pacific. Configuratiile atlantice de SST asociate semnalului de tip ENSO, nu evidentiazã

26

existenta gradientului est-vest si sunt mult mai focalizate în regiunea ecuatorului decât configuratiile similare din Pacific. În schimb, circulatia ciclonicã sud-tropicalã este prezentã în ambele bazine oceanice. Episoadele atlantice de tip ENSO par a fi caracterizate în mare mãsurã de configuratii cvasistationare, localizate de obicei în centrul bazinului. O trãsãturã comunã Pacificului si Atlanticului este existenta legãturii dintre anomaliile câmpului de SST si fluctuatiile de vânt din regiunea ecuatorialã. Anomalii pozitive (negative) în câmpul ecuatorial de SST sunt asociate cu anomalii vestice (estice) în câmpul de vânt. Tipul de relatie SST-vânt, comun celor douã bazine oceanice, sugereazã existenta aceluiasi tip de mecanism în zona ecuatorialã (Zebiak, 1993). b) Cuplajul ocean-atmosfera in Atlantic

Variabilitatea de tip ENSO nu este singurul tip de variabilitate din Atlanticul tropical. Analiza legãturii dintre anomaliile de precipitatii din nord-estul Braziliei si temperatura la suprafata mãrii (SST) sugereazã existenta unei configuratii caracterizatã de anomalii de SST cu semn opus la nordul si sudul zonei de interconvergentã tropicalã (ITCZ) (Moura si Shukla, 1981). Analizând anomaliile SST din Atlanticul tropical, Servain (1991) a evidentiat în cazul structurii de tip dipol ce caracterizeazã regiunile nordice si sudice ale Atlanticului tropical existenta variabilitãtii de frecventã joasã. Houghton si Tourre (1992) au arãtat cã fluctuatiile de SST din nordul si sudul Atlanticului tropical nu sunt corelate temporal desi gradientul ce traverseazã zona de interconvergentã tropicalã prezintã o evolutie caracterizatã de componente de joasã frecventã. Rezultatele obtinute de Servain si Legler (1986), bazate pe date de SST si vânt din Atlanticul tropical, evidentiazã faptul cã existã cazuri când variabilitatea emisferei nordice si variabilitatea emisferei sudice sunt opuse si alte situatii când acestea sunt în fazã. Servain a sugerat cã variabilitatea tropicalã din Atlantic poate fi legatã de ciclul El Niño/Oscilatia Sudicã (ENSO) din Pacific. Totusi, existã dovezi ale legãturii dintre anomaliile de SST din Atlanticul tropical si fluctuatiile climatice ce caracterizeazã Atlanticul de Nord (Namias, 1970; Déqué si Servain, 1989). Unele caracteristici ale interactiunii ocean-atmosferã sunt diferite în Atlantic comparativ cu cele din Pacific. Déqué si Servain (1989) au arãtat cã existã tipuri ale variabilitãtii atmosferice extratropicale care preced fluctuatiile climatice tropicale (situatie opusã celei din Pacific). Mecanismele fizice rãspunzãtoare pentru aceste caracteristici nu au fost însã identificate. Folosirea câmpului de SST la evaluarea predictivã a anomaliilor climatice de la latitudinile medii si înalte este si ea doar un deziderat. La latitudinile medii, cãldura transportatã spre poli de circulatia oceanicã este transferatã atmosferei prin schimburi turbulente. Fluctuatii ale schimbului de cãldurã ocean-atmosferã genereazã la scarã mare anomalii persistente de SST. Efectul interactiunilor de la latitudinile medii este important în configurarea asimetriilor curgerii atmosferice zonale care la rândul lor afecteazã tensiunea vântului la suprafata oceanului si deci caracteristicile circulatiei oceanice. Cea mai mare parte din transportul oceanic de cãldurã spre latitudile înalte ale Emisferei Nordice are loc în bazinul atlantic. In Atlanticul de Nord atmosfera poate comunica

27

cu apele oceanice abisale care iau nastere prin convectie de-a lungul extremitãtii nordice a bazinului si în zona subtropicalã. In aceste regiuni, cãldura extrasã din ocean de atmosferã si cantitatea de apã provenitã din precipitatii, din fluvii si din topirea ghetii marine pot altera stabilitatea coloanei de apã determinând mai departe modificarea ratei de formare a maselor de apã abisale si a intensitãtii circulatiei meridianale. Numeroase studii sugereazã cã interactiunea ocean-atmosferã din Atlanticul de Nord are un efect important asupra caracteristicilor variabilitãtii climatice la scarã mare. Bjerknes (1964) a încercat sã defineascã natura interactiunii ocean-atmosferã din aceastã regiune studiind relatia dintre tipurile de variabilitate ale anomaliilor de SLP si de SST. El a identificat puternice anomalii interanuale si interdeceniale de SST însotite de configuratii caracterizate de un gradient meridional al presiunii la nivelul mãrii, la scara bazinului Atlanticului de Nord. Analiza prezentatã de Bjerknes indicã existenta anomaliilor pozitive de SST de la 30° N la 50° N, în primele decenii ale secolului. Configuratia câmpului de SLP, în aceeasi perioadã, este definitã de anomalii pozitive în regiunea anticiclonului azoric si anomalii negative în regiunea Islandei. Încãlzirea decenialã identificatã în câmpul de SST este însotitã de intensificarea vânturilor de vest din aceeasi regiune spre deosebire de tipurile de variabilitate interanualã pentru care definitorie este existenta unei corelatii negative între anomaliile vitezei vântului si cele de SST. Aceste observatii l-au determinat pe Bjerknes sã concluzioneze cã variabilitatea decenialã este legatã de procese la scara întregului bazin conditionate de interactiunea dintre Curentul Golfului si circulatia atmosfericã datoratã anticiclonului azoric. c) Oscilatia nord-atlantica (NAO)

Incã de la sfârşitul secolului 18 observaţiile au arãtat cã atunci când iarna este severã în Danemarca, este blandã în Groenlanda şi invers. Aceste caracteristici sunt detalii ale unui important tip de manifestare climaticã la scarã emisfericã - oscilatia nord-atlantica (NAO). Hurrell si van Loon (1997) au estimat cã începând cu mijlocul deceniului 8 al ultimului secol, o mare parte din tendinta de incalzire, înregistrata iarna, în Europa şi Nordul Asiei, este rezultatul modificarilor aparute în manifestarile oscilatiei nord-atlantice. Este vorba de o tendinta de crestere a frecvenţei fazei positive a oscilaţiei. Acest fenomen este asociat cu un transport al masei atmosferice între regiunile din vecinatatea insulelor Azore si cele din preajma Islandei. Faza pozitivã a oscilatiei nord-atlantice este caracterizata de o intensificare a vânturilor de vest, la latitudinile medii (figura 11). Aceasta intensificare determina un aport de aer cald, oceanic peste cea mai mare parte a Europei. Simultan, o invazie de aer rece, de provenienta arctica se produce peste vestul Groenlandei.

Conform ipotezei lui Bjerknes (1964), variabilitatea climaticǎ interanualã este guvernatã de rãspunsul stratului de amestec oceanic la schimbul local de cãldurã cu atmosfera. Studiile lui Wallace si colaboratorii (1990), Cayan (1992) si Zorita si colaboratorii (1992) sunt consistente cu acest cadru teoretic. Ei au evidentiat existenta în câmpul de temperatura la suprafata mǎrii (SST) de iarnã a anomaliilor negative (pozitive) de la 40° N la 60° N însotite de anomalii pozitive

28

(negative) între 20° N si 40° N. Compararea acestor configuratii cu anomaliile de SLP sugereazã cã fluctuatiile interanuale de SST sunt fortate de schimbãrile în circulatia atmosfericã de iarnã (Wallace si colaboratorii, 1990; Cayan, 1992). Caracteristicile mentionate mai sus sunt atribute ale Oscilatiei Nord Atlantice (NAO).

Fenomenul NAO este caracterizat de corelatii negative în câmpul anomaliilor de presiune la nivelul mãrii (SLP) între depresiunea islandezã si maximul azoric. Simultan cu anomaliile de SLP apar anomalii ale temperaturii aerului la suprafatã, opuse în vestul Groenlandei fatã de cea mai mare parte din Europa (van Loon si Rogers, 1978). Cele doua tipuri de configuratii NAO sunt caracterizate de temperaturi peste normã în sudul Groenlandei si temperaturi sub normã în Europa (GA) sau de temperaturi sub normã în vestul Groenlandei si anomalii termice pozitive în Europa (GB) (van Loon si Rogers, 1978) (figura 11).

Tipurile GA sunt asociate, în câmpul de SLP, unei depresiuni islandeze mai putin marcate si unui maxim azoric diminuat, în timp ce tipurile GB sunt caracterizate de o depresiune islandeza pronuntatã si de un maxim azoric ridicat. Configuratiile complementare ale vântului din Atlantic, ale temperaturii suprafetei mãrii (SST), ale precipitatiilor în Europa si ale banchizei în mãrile Groenlandei, Islandei si Balticã sunt asociate celor 2 tipuri de configuratii distincte ale NAO (Bojariu si Gimeno, 2003). Van Loon si Rogers (1978) au evidentiat existenta persistentei de la scara interanualã la cea decenialã al unui anumit tip de configuratie NAO (figura 10). Identificarea mecanismului fizic rãspunzãtor pentru aceastã persistentã poate contribui la fundamentarea estimãrilor prognostice pe termen lung, mai ales în cazul conditiilor de iarnã în Europa. Scara de timp caracteristicã persistentei tipurilor NAO (interanualã sau decenialã), diferitã de cea a proceselor atmosferice, sugereazã importanta cuplajului ocean-atmosferã în acest proces. Rezolvarea problemei mecanismului fizic asociat dezvoltãrii tipurilor NAO este echivalentã cu rezolvarea problemei mecanismelor interactiunilor ocean-atmosferã la scarã interanualã si decenialã relevate de Bjerknes (1964). Corelatia întârziatã dintre evolutia temporalã a tipurilor tropicale si variabilitatea interanualã a Oscilatiei Nord-Atlantice este relevatã de analiza tipurilor cuplate ocean-atmosferã la scara întregului bazin central atlantic. Structura de tip "dipol" a anomaliilor de SST din Atlanticul tropical este asociatã cu anomalii ale componentei meridianale a vântului din nord-vestul regiunii ecuatoriale si cu anomalii ale componentei zonale din regiunile nord-tropicale (Bojariu, 1997). Corelatia întârziatã dintre evolutia temporalã a acestui tip cuplat de variabilitate si indicele Oscilatiei Nord-Atlantice sugereazã faptul cã în generarea fenomenului NAO sunt implicati si factori extratropicali. Dupã un anumit interval de timp oceanul tropical reactioneazã la semnalul extratropical adaptându-se noilor conditii (Bojariu, 1997). Persistenta interanualã a unui tip NAO (GA sau GB) este asociatã persistentei interanuale a tipului tropical cuplat. Scara de timp asociatã persistentei anomaliilor tropicale si extratropicale sugereazã un rol activ al oceanului în modularea temporalã a semnalului NAO. Moura si Shukla ( 1981 ) au folosit un model dinamic pentru a calcula circulatia termicã directã datoratã anomaliilor SST pozitive situate în nordul ecuatorului si anomaliile SST negative localizate in sudul ecuatorului. In acest caz, modelul

29

genereazã la nivelele joase o circulatie de tip ciclonic si la nivelele superioare o circulatie de tip anticiclonic, la nord de ecuator. La sud de ecuator apare o structurã circulatorie opusã. Diminuarea (intensificarea) alizeelor, legatã de diminuarea (intensificarea) circulatiei Hadley poate determina mai departe intensificarea anomaliilor pozitive de SST, în regiunile nord-tropicale (Bojariu, 1997). Feedback-ul pozitiv descris mai sus poate explica persistenta anomaliilor de SST si vânt prin efectul schimbului de cãldurã la suprafata aer-ocean (Bojariu, 1997). Persistenta anomaliilor de SST din regiunile subtropicale ale Atlanticului de Nord influenteazã mai departe caracteristicile maximului azoric si deci pe cele ale "dipolului" NAO. Mai multe studii au sugerat faptul cã fenomenul NAO este generat de caracteristicile dinamicii interne ale atmosferei extratropicale. Desi existã dovezi ale existentei unei legãturi între variabilitatea atmosfericã si configuratiile anomaliilor de SST, rolul oceanului în generarea si mentinerea tipurilor de configuratii NAO este încã neclar (Bojariu si Gimeno, 2003). In Romania, faza pozitivã a oscilatiei nord-atlantice aduce, în general, temperaturi de iarna mai ridicate decat cele obisnuite, în timp ce precipitatiile sunt deficitare, mai ales în sudul tarii (figura 15 şi 16). Arcul carpatic actioneazã ca o barierã complexa în calea transporturilor atmosferice, astfel încât semalul oscilatiei nord-atlantice este mai puternic în regiunile exterioare lantului muntos.

Figura 15. Evoluţiile temporale (1961-2007) ale temperaturii aerului la suprafaţǎ, mediatǎ pe teritoriul României (roşu, în °C) şi indicele oscilaţiei nord-atlantice (albastru, abateri standrdizate) în cazul sezonului rece (decembrie-martie). Staţiile de munte sunt excluse. Coeficientul de corelaţie cu indicele oscilaţiei nord-atlantice este de R=0,54. DupǎBojariu (2009)

-6

-4

-2

0

2

4

6

19611963

19651967

19691971

19731975

19771979

19811983

19851987

19891991

19931995

19971999

20012003

20052007

An

30

Intelegerea mecanismelor oscilatiei nord-atlantice depaseste interesul pur teoretic, putand contribui la predictia conditiilor de iarna in Romania, ca in cea mai mare parte a Europei. Prin controlul sau asupra anomaliilor regionale termice şi de precipitatii, oscilatia nord-atlantica are un impact direct asupra managementului resurselor de energie si apa, asupra dinamicii ecosistemelor si asupra agriculturii.

Figura 16. Evoluţiile temporale (1961-2007) ale anomaliilor mediei ratei zilnice de precipitaţii, mediatǎ pe teritoriul României (verde, în mm/zi) în cazul sezonului rece (decembrie-martie). Staţiile de munte sunt excluse. Coeficientul de corelaţie cu indicele oscilaţiei nord-atlantice este de R=-0,48. Dupǎ Bojariu (2009) 6. Fenomenele meteorologice extreme

Variabilitatea climaticã naturalã determinã, deseori, producerea unor fenomene meteorologice extreme. Un fenomen meteorologic este considerat extrem cand determinã trecerea sistemului analizat pe o stare mult diferitã de norma climaticã. In Raportul al III-lea al Comisiei Interguvernamentale pentru Schimbãri Climatice (IPCC, 2001) fenomenele extreme de vreme sunt definite ca evenimente rare, faţã de distribuţiile lor statistice de referinţã, într-un un loc precizat. In mod obişnuit, atributul “rar” asociat fenomenelor de vreme este cuantificat folosind percentilele distribuţiilor statistice de 10%, 5%, 1%, sau cele de 90%, 95% si 99%. Prin definiţie, caracteristicile fenomenelor extreme de vreme pot varia foarte mult de la o regiune la alta şi ele se modificã odatã cu distribuţiile statistice ce definesc climatul analizat (figura 17). Un eveniment climatic extrem este o sintezã a mai multor evenimente extreme de vreme, pentru un anumit interval temporal (de exemplu, cantitatea sezoniera a precipitatiilor zilnice ce depãşesc percentila de 95%).

-0.8

-0.6

-0.4

-0.2

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1961

1963

1965

1967

1969

1971

1973

1975

1977

1979

1981

1983

1985

1987

1989

1991

1993

1995

1997

1999

2001

2003

2005

2007

31

In afarã de criteriul raritãţii, comunitatea internaţionalã mai foloseşte, pentru definirea evenimentelor extreme, criterile de maxim/minim, intensitate şi pe cel care cuantificã impactul socio-economic, transpus în pierderi umane (numãr de morţişi/sau persoane afectate) şi materiale (costuri economice, costuri în sistemul de asigurãri).

Una din problemele cele mai dificile în analiza fenomenelor extreme este lipsa sirurilor de date de observaţie omogene şi suficient de lungi, mai ales când rezoluţia temporalã cerutã este cea zilnicã. Pentru multe regiuni ale Terrei, date relativ omogene de temperaturã, precipitaţii, umiditate, presiune a aerului şi vânt sunt disponibile doar pentru intervalul începând de la sfârşitul celui de-al II-lea rãzboi mondial, iar schimbãrile în extreme sunt deseori mult mai afectate de neomogenitãţile din date decât schimbãrile în medii. O altã problemã este cea a stabilirii unor criterii standard pentru definirea fenomenelor meteorologice extreme. 6.1. Monitorizarea si analiza fenomenelor extreme Inundaţii şi secetele

In general, inundaţiile sunt rezultatul unor fenomene de tipul uraganelor, sistemelor de vreme ce tranziteazã o regiune şi/sau a topirii zãpezii.

Figura 17. Modificãri ale parametrilor statistici şi impactul lor asupra caracteristicilor fenomenelor extreme.

Existã inundaţii cvasiperiodice, ca cele ale fluviului Nil, dar cele mai

32

primejdioase sunt aşa-numitele “flash floods”, produse de precipitaţii intense, cãzute pe o suprafaţã micã.

Ele sunt si cel mai greu de prognozat. Datele aratã cã un procent de 10% din cantitatea de precipitaţii observatã în SUA, azi, este rezultatul ploilor torenţiale, în care se înregistreazã cantitãţi mai mari de 50 mm/zi. La începutul secolului XX, procentul era de doar 8%. Zonele costiere pot fi şi ele, ocazional inundate, prin creşterea nivelului mãrii, datoritã vânturilor puternice ce însoţesc furtunile, sau a valurilor de tip tsunami, care iau naştere dupã un cutremur submarin puternic. Inundaţii puternice s-au produs în Europa, în vara anilor 2002 şi 2005.

Figura 18. Configuraţia spaţialã şi seria de timp asociatã primului mod EOF al indicelui Palmer de severitate a secetei pentru intervalul 1900-2002 (dupã Dai şi colaboratorii,2004). Valorile negative indicã deficitul de umiditate iar cele pozitive, excededntul de umiditate. Inundaţiile au fost determinate de precipitaţii extreme, foarte intense, al cãror efect a fost amplificat de faptul cã solul a devenit relativ repede îmbibat cu apã.

Secetele, deşi nu sunt fenomene care se produc brusc, precum inundaţiile sau furtunile, datoritã persistenţei lor, care determinã efecte socio-economice

33

devastatoare, intrã în categoria fenomenelor extreme. Exemple binecunoscute, pe plan internaţional, sunt secetele din Great Plains, SUA, înregistrate în anii 1930, 1950 şi 1980, precum şi cele din Sahel, în sudul Saharei, din anii 1970 şi 1980.

Odatã cu tendinţa de creştere a temperaturii medii globale, în ultimul secol, s-a înregistrat şi o tendinţã de intensificare a evaporãrii apei din sol, accentuând efectele secetei în zonele vulnerabile. Unul din indicii foarte folositi în monitorizarea secetei este indicele de severitate Palmer care foloseşte temperatura şi precipitaţiile dintr-o locaţie specificatã, pentru a estima umiditatea solului folosind un model simplificat de bilanţ hidric (figura 18) (Palmer, 1965). Valurile de cãldurã şi valurile de frig

In contextul temperaturilor extreme, Raportul al III-lea al IPCC (2007) relevã, pentru secolul XX, o extinderea intervalului de vegetaţie, în cele mai multe regiuni de la latitudinile medii şi înalte, o reducere a frecvenţei temperaturilor foarte scãzute lunare şi sezoniere şi o creştere (mai puţin pronunţatã) în frecvenţa temperaturilor foarte ridicate, la nivel lunar şi sezonier.

Un exemplu interesant este cazul valului de cãldurã care a afectat cea mai mare parte din Europa în 2003. S-au înregistrat atunci recorduri ale temperaturilor maxime. Luterbacher et al. (2004) a estimat cã vara 2003 e posibil sa fi fost cea mai cãlduroasã din 1500 şi pânã în prezent. Valul de cãldurã din 2003 s-a datorat unui sistem de presiune ridicatã care a blocat circulaţia deasupra continentului european şi care pare sã fi fost legat de o extindere spre nord a celulei Hadley (Black et al., 2004). Un factor care a amplificat creşterile termice a fost, se pare, lipsa de precipitaţii din cea mai mare parte a Europei. Acest fapt a contribuit la reduerea pronunţatã a umiditãţii solului şi a evaporaţiei la suprafaţã, decalnşând un puternic feedback pozitiv. Tornadele

Tornadele sunt asociate furtunilor puternice. Apariţia lor nu e limitatã

geografic, ele se pot produce oriunde şi existã consemnãri ale lor pe toate continentele, cu excepţia Antarcticii. Dar chiar şi acolo, dezvoltarea unei tornade nu e teoretic exclusã. Existã însã unele regiuni de pe glob unde probabilitatea de producere a tornadelor este mai mare (figura 19).

In general, zona latitudinilor medii (între 30° şi 50°) furnizeazã condiţiile cele mai favorabile pentru dezvoltarea lor. Aici, se produce preponderent atât amestecul între aerul rece, de origine polarã şi cel mai cald, provenind din regiunile subtropicale. Dupã o statisticã realizatã de National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), pe primul loc în clasamentul numarului de tornade înregistrate se situeazã Statele Unite ale Americii (SUA) cu o medie anualã de 1000 de evenimente. Canada urmeazã, cu 100 de tornade înregistrate pe an. Alte regiuni în care dezvoltarea tornadelor este favorizatã de condiţiile locale includ nordul Europei, vestul Asiei, Bangladesh, Japonia, Australia şi Noua Zeelandã. In clasamentul numãrului de tornade raportat la suprafaţã, Marea Britanie conduce

34

detaşat, dar cele mai multe din ele nu ating intensitãti foarte mari. Ciclonii tropicali

Ciclonii tropicali se dezvoltã deasupra suprafeţelor oceanice subtropicale şi tropicale, unde temperatura apei la suprafaţã depãşeste 26°C. Ei sunt clasificaţi în funcţie de viteza maximã atinsã a vântului (tabelul 1). In Atlantic, pentru ciclonii tropicali puternici se foloseste denumirea de uragan, iar în Pacific, cea de taifun. Studii recente au relevat faptul cã în afarã de temperatura apei la suprafaţa oceanului, un rol important îl joacã şi profilul termic vertical, instabilitãţile în coloana de aer şi variaţiile intensitãţii şi direcţiei vântului în funcţie de înãlţime. Un alt factor important pentru varaibilitatea ciclonilor tropicali este El Niño-oscilaţia sudicã (ENSO). ENSO este manifestarea cuplajului ocean-atmosfera in zona ecuatorialã a oceanului Pacific. Efectele sale sunt însã globale (Trenberth and Hoar, 1997). Efectul ENSO asupra dezvoltãrii ciclonilor tropicali variazã de la un bazin oceanic la altul. Fazele pozitive ale ENSO inhibã activitatea ciclonicã în Atlanticul tropical, dar o amplificã în cea mai mare parte a Pacificului. Faza negativã a ENSO (La Niña) determinã condiţii opuse In cele douã bazine.

Ciclonii tropicali sunt influenţaţi şi de Oscilaţia multidecenialã a Atlanticului (AMO). Indicele AMO este calculat, de obicei, ca medie spaţialã a temperaturii apei oceanului la suprafaţã, pentru regiunea Atlanticului de Nord. Variabilitatea indicelui AMO relevã o perioadã de aproximativ 70 de ani. Numãrul ciclonilor din Atlanticul tropical urmeazã, în paralel, aceesi evoluţie, cu maxime în perioadele cand indicele AMO este pozitiv si minime, când acesta are valori negative. In anul 2005, numarul ciclonilor tropicali intenşi din Atlantic a înregistrat un record absolut (figura 20), iar sezonul lor de activitate s-a prelungit neobişnuit de mult. Trenberth si Shea (2006) au apreciat ca acest fapt s-a datorat efectelor cumulate ale încãlzirii globale, episodului La Niña prezent in Pacific şi fazei pozitive a oscilaţia multideceniale a Atlanticului. Tabelul 1. Clasificarea ciclonilor tropicali în funcţie de viteza vântului.

Categorie (km h-1) Furtuna tropicalã 63-118

Cat 1 119-153 Cat 2 154-177 Cat 3 178-209 Cat 4 210-249 Cat 5 249

35

Ciclonii extratropicali

Furtunile extratropicale se dezvoltã datoritã mai ales contrastului termic între masele de aer de la latitudinile medii, spre deosebire de ciclonii tropicali a cãror sursã energeticã principalã este legatã de evaporarea ce are loc la suprafaţa caldã a oceanului şi precipitarea în troposfera tropicalã a vaporilor de apã. Ciclonii extratropicali au tendinţa de a se dezvolta şi deplasa în anumite regiuni – “storm track”.

O dificultate în analiza ciclonilor extratropicali o constituie lipsa de date de calitate, pe perioade lungi de timp. O analizã a datelor de presiune atmosfericã, la mai multe staţii din nordul Europei, nu a reuşit sã identifice tendinţe semnificative în variabilitatea ciclonilor extratropicali, în ultima sutã de ani.

Figura 19. Regiunile unde probabilitatea de producere a tornadelor este mai mare (dupã evaluãri ale National Oceanic and Atmospheric Administration - NOAA, SUA).

Caracteristicile ciclonilor extratropicali din regiunea atlantico-europeanã sunt intim legate de varibilitatea oscilaţiei nord-atlantice (NAO) prin fluctuaţiile diferenţei dintre anomaliile presiunii atmosferice în regiunea depresiunii islandeze şi a maximului azoric (Bojariu şi Gimeno,2003) (figura 11; paragraful 5.c).

36

Figura 20. Numarul de uragane si uragane majore înregistrate în Atlantic (evaluare realizatã de NOAA, SUA).

37

6.2 Fenomenele extreme in Romania Schimbari observate in extremele unor parametri climatici în România în secolul XX

Figura 21. Tendinte liniare ale temperaturii medii de iarna (b) si regiunile unde semnalul incalzirii este semnificativ statistic (b). Conform figurii 17a, creşterile în medie sunt consistente cu cresterea temperaturiilor maxime (vezi şi figura22) şi descreşterea frecvenţei valurilor de frig. Cu linii de contur e reprezentatǎtopografia (>1000m).

Clima temperat-continentalã a României, cu patru anotimpuri, este determinatã atât de poziţia sa pe glob, la jumatatea distanţei dintre pol si ecuator, cât şi de poziţia sa geograficã pe continentul european, la aproximativ 2000 km de Oceanul Atlantic, 1000 km de Marea Baltica, 400 km de Marea Adriaticã. Relieful ţãrii are un rol esenţial în delimitarea finã a zonelor si etajelor climatice. Muntii Carpaţi cu dubla lor arcuire formeazã o barierã complexã în calea circulaţiilor atmosferice determinate de interferenţa principalilor centri de acţiune care genereazã sistemele de vreme în regiunea atlantico-europeanã.

38

Datele de observţie indicã, pentru secolul XX, o crestere a temperaturii medii anuale de 0.3˚C, la nivelul întregii ţǎri. Creşterea temperaturii este mai pronunţatǎ în jumatatea esticǎ, unde, tendinţele seculare înregistrate ating şi 0.8˚C, în timp ce, în regiunea intracarpaticã, încalzirea este în general nesemnificativã. Analiza cantitatilor de precipitatii înregistrate în secolul XX indicã o tendinţǎ de scadere a valorilor anuale, mai pronunţatǎ în centrul ţǎrii. Variaţiile temperaturii aerului şi ale cantitǎţilor de precipitaţii nu s-au produs uniform, pe parcursul secolului XX. In a doua jumatate a secolului trecut, analizele realizate cu un numar marit de staţii, relevǎ tendinţe mai accentuate de încǎlzire, diferenţiate regional (figura 23).

Figura 22. Variaţiile interanuale ale temperaturii maxime de iarnã (decembrie-februarie) la Drobeta-Turnu Severin si tendinţa asociatã pe intervalul 1961-2004.

In ceea ce priveşte statistica fenomenelor extreme, analiza datelor de observaţie din a doua jumãtate a secolului XX indicã o creştere semnificativǎ, pentru toate regiunile ţãrii, a mediei temperaturii minime, vara, precum şi a mediei temperaturii maxime din timpul iernii (figurile 21, 22 şi 23) şi verii. Creşterea din ultimele patru decenii depãşeşte 2 ˚C. Simultan, s-a înregistrat o creştere a frecvenţei zilelor caniculare (definite de temperaturi maxime mai mari de 35 ˚C) şi descreşterea frecvenţei zilelor de iarna (MEWG, 2005) (vedeţi şi figura 24).

1960 197 0 19 80 1990 2000 201 0-2

0

2

4

6

8

1 0

Tem

pera

tura

max

ima

Iarna centrata pe ianuarie

39

Figura 23. Histogramele temperaturii medii de iarna la Drobeta Turnu Severin pentru sub-perioadele 1961-1980 si 1981-2000.

Impactul socio-economic al ploilor intense şi persistente din primǎvara şi

vara anului 2005 a atras atenţia opiniei publice româneşti care e interesatǎ sǎ ştie în ce mǎsurǎ astfel de fenomene extreme pot fi legate de semnalul global al unei schimbǎri climatice. Pentru a rǎspunde la aceastǎ întrebare trebuie sǎ analizǎm dacǎ evenimentele meteorologice din vara şi primǎvara anului 2005 se înscriu în variabilitatea climaticǎ naturalǎ, caracterizatǎ de fluctuaţii în jurul unei stǎri de referinţǎ, şi/sau prezintǎ caracteristici distincte de aceasta, anunţând o posibilǎ evoluţia spre o altǎ stare de referinţǎ. Cantitativ, ploile din primavara 2005 s-au transformat în recorduri absolute, fiind, la unele din staţiile retelei meteorologice nationale, cele mai mari înregistrate pe toatǎ perioada de funcţionare. Pe de altǎ parte, ele par sǎ urmeaze totuşi o regulǎ, identificabilǎ în valorile medii de primǎvarǎ ale ultimelor decenii: raportate la acelaşi numar de zile, cad cantitǎţi din ce în ce mai mari de precipitatii, accentuandu-se caracterul de torenţialitate al ploilor de primǎvarǎ. Luat individual, anul 2005 este unul atipic; privit însǎ din perspectiva statisticǎ a ultimelor decenii, el pare a se înscrie într-o tendinţǎ regionalǎ de accentuare al aspectului de torenţialitate a ploilor. Sunt însǎ necesare analize mai detailate, folosind atât date de observaţie cât şi rezultatele unor experimente numerice cu modele climatice globale şi regionale, pentru a putea evalua cu un grad de precizie mulţumitor cât din magnitudinea fenomenelor extreme discutate aici poate fi atribuitǎ variabilitǎtii climatice naturale şi cât rǎspunsului local la schimbarea globalǎ a climei.

-6 -4 - 2 0 2 40

1

2

3

4

5

6

7

D r o b e ta T u r n u S e v e r in

Frec

vent

a

T e m p e r a tu r a m e d ie d e ia r n a

1 9 6 1 - 1 9 8 0 1 9 8 1 - 2 0 0 0

40

Figura 24. Numarul de zile în care temperatura maxima a depasit percentila de 95% pentru Drobeta Turnu Severin, anotimpul de iarnã (decembrie-februarie). 7. Predictibilitatea climaticǎ Existã douã clase distincte de probleme de predicţie:

• probleme tip “conditii iniţiale”, care urmaresc sa determine evolutia sistemului analizat ca o succesiune de stãri pornind de la condiţiile iniţiale;

• probleme tip “conditii la frontiera”, care urmaresc sa determine modificarile in starea de echilibru a sistemului analizat datorata fortajului extern.

Lorenz (1975) a numit aceste doua tipuri de probleme, probleme predictive de speta I respectiv, speţa a II-a. Prognoza fluctuaţiilor meteorologice, inclusiv a celor extreme, pe termen scurt (cu anticipaţie pânã la maximum 10-14 zile) este una de speţa I, dupã clasificarea lui Lorenz. Performanţa predicţiei de speţa I este afectata de erori in cunoasterea condiţiilor initiale, imperfecţiuni ale modelului predictiv folosit şi de natura haotica/neliniarã a proceselor din sistemul de analizat. Neliniaritatea intrinsecã a proceselor atmosferice face ca în cazul cunoaşterii detaliate a condiţiilor iniţiale (ceea ce nu e cazul), erorile (chiar infinitezimale) sã se amplifice în timp si sa reduca semnificativ performanta prognozei, peste un anumit interval de anticipaţie.

Estimǎrile prognostice cu intervale de anticipaţie mai mari de aproximativ 2 sǎptǎmâni valorificǎ un potenţial existent în sistemul climatic, potenţial configurat de procesele cu variaţie lentǎ ce se deruleazǎla frontierele troposferei (comparativ

1960 197 0 1 980 1990 2000 2010

0

5

10

15

20

25

30

0

5

10

15

20

25

30

D robeta Turn u Sev erinN

umar

de

zile

cu

tem

pera

tura

max

ima

depa

sind

perc

entil

a de

95%

Iar na c entrata pe ianuari e

41

cu cele pur troposferice, cu timpi caracteristici mult mai mici). Studiile de pânǎ acum (e.g. Lorenz, 1975) au sugerat cǎ existǎ un maxim relativ al predictabiliţǎţii potenţiale la scǎrile de timp sezoniere si anuale (figura 25).

Figura 25. Reprezentarea schematicǎ a scǎrilor de timp asociate predictabilitǎtii vremii şi climei.

Astfel, predicţia fluctuaţiilor meteorologice în general şi a celor extreme, în special, nu e teoretic posibilã, pe termen lung, sub forma anticiparii succesiunii stricte a tuturor starilor cvasistationare prin care trece sistemul analizat, pornind de la condiţii iniţiale date, ci mai degrabã sub forma anticipãrii rãspunsului de echilibru la modificarile parametrilor externi. Cunoscând aceste modificãri, care sunt mult mai lente decât scara de timp a fluctuaţiilor atmosferice, am putea anticipa tipul de stare de echilibru spre care tinde sistemul fortat extern şi caracteristicile statistice ale fluctuaţiilor meteorologice (inclusiv ale celor extreme) consistente cu aceea stare de echilibru.

Condiţiile la suprafaţa oceanului (de exemplu anomaliile temperaturii apei) sunt considerate sursa principalã de predictabilitate pentru intervalele extinse de prognozã. Alte surse de predictibilitate pentru intervalele sezonier şi anual, în regiunea atlantico-europeana, discutate in literatura stiintifica actuala, sunt: extinderea banchizei arctice, umiditatea solului, extinderea si grosimea stratului de zapadã pe continente, starea vortexului stratosferic (în sezonul rece). Abordarile predictive folosesc tehnici:

• statistice o liniare

modele univariate „la staţie” (modele auto-regresive – AR);

42

modele liniare multivariate pentru 2 câmpuri de date (folosind regresia multipla); cand se bazeazã pe un semnal fizic determinat de un fenomen la scara mare ca El Nino – Oscilaţia Sudicã (ENSO) sau oscilaţia nord-atlanticã (NAO), pot fi considerate modele fenomenologice ;

o neliniare analogia multicâmp (baza metodologicã a sistemului operativ

de estimari prognostice pe termen lung din ANM, România); • deterministe/ statistico-deterministe

o modele climatice globale (modele cuplate atmosferã-ocean-criosferã-biosferã);

o modele climatice regionale; o ansambluri de rulãri cu modele climatice; o proiecţie statisticã regionalã a rezultatelor prognostice ale modelelor

climatice globale. 7.1 Analogia multicâmp folosind vectorul de stare climaticǎ Analogia multicâmp lui (Barnett şi Preisendorfer, 1978). se bazeazǎ pe evoluţia vectorilor de stare climaticǎ în hiperspatiul fazelor definit de functiile ortogonal empirice semnificative ale matricii de covarianţǎ a datelor. Un exemplu concret: pentru componetele locale ale vectorului de stare climaticǎ sunt folosiţi indici spaţiali ai anomaliilor de temperaturǎ, precipitaţii şi numar de zile cu precipitatii, pentru staţii care acoperǎ relativ uniform teritoriul României.

Figura 26. Reprezentarea schematicǎ a evoluţiei vectorului de stare climaticǎ într’un spaţiu bidimensional al fazelor, pentru stari analoge. Pentru 2 stǎri considerate apropiate în spaţiul fazelor (la momentele t si t*) se considerǎ ca evoluţiile lor vor fi similare pânǎ în momentele t+dt si t*+dt, unde dt este pasul de anticipaţie (e.g. unul sau mai multe sezone). Pentru componentele de scarǎ mare ai vectorului de stare climaticǎ pot fi aleşi

43

indici spaţiali ai anomaliilor temperaturii apei la suprafata marii (SST), anomalilor de geopotential la nivelul de 500 hPa, temperatura la 850 hPa şi vântul zonal la 300 hPa. Selecţia analogilor se face folosind distanţele calculate în hiperspaţiul fazelor între starea actualǎ şi cele din trecut (figura 26). Se aleg ca stǎri analoge acelea pentru care aceste distanţe sunt cele mai mici. Distanţele folosite sunt cele de tip euclidian.

Pentru un vector cu 54 de componente, fiecare componentǎ geofizicǎ avaând 56 observaţii în timp, putem defini evoluţiile şi distanţele euclidiene (d1 şi d2) cu urmǎtoarele relaţii:

Zonele cheie pentru determinarea indicilor ce vor intra în coponenţa

vectorului de stare climaticǎ se construiesc folosind modurile EOF (functiile ortogonale empirice) (e.g. figura 27).

Figura 27. Selectarea zonelor cheie ale temperaturii apei oceanului pentru iarnǎ. Zonele cheie sunt alese regiunile unde coeficientii spatialii au magnitudini mai mari de +- 0,5. Datele au fost standardizate, astfel cǎ acesti coeficienti sunt de tipul abaterilor standard.

2'5

1

'22

2'5

1

'21

54

1

54

1

)]()([),(

)]()([),(

56,154,1

)()(),(

)()(),(

tCtCttd

tAtAttd

tz

zDtCtzQ

zBtAtzY

ll

l

ll

l

ll

l

ll

l

−=

−=

==

=

=

∑

∑

∑

∑

=

=

=

=

44

Indicii se obţin mediind marimea geofizica pe regiunea de variabilitate maximǎ. 8. Schimbarile climatice datorate activitãţii umane

Schimbarile climatice se traduc în modificari semnificative ale caracteristicilor statistice pentru mãrimile fizice care o caracterizeazã. Manifestarile vremii pot fi acum definite ca fluctuaţii de la starea de medie, înregistrate la un moment. Schimarile climatice se traduc in modificari ale mediei si ale tuturor acestor parametri statistici (figura 30) (vedeţi si introducerea în secţiunea 6).

Cantitatea de dioxid de carbon din atmosfera a crescut cu peste 35% faţã de epoca preindustrilã (figura 8), iar cantitatea de metan s-a dublat ca urmare a activitãţilor umane (Raportul IPCC, 2007), contribuind astfel la intensificarea efectului de serã. Cantitatea sporitǎ de energie care apare ca urmare a intensificarii efectului de sera (prin cresterea concentraţiei atmosferice a gazelor radiativ-active) este transportatã în sistem de circulaţiile atmosferice şi oceanice şi poate determina geosistemul sǎ evolueze spre o noua stare de referinţǎ, adicǎ spre o nouǎ climǎ. Din primii 12 ani considerati cei mai caldurosi, la nivel global, în secolul XX, 11 s-au înregistrat în ultimii sãi zece ani (1996-2005). Anii 1998 si 2005 au fost cei mai calduroşi în ultima suta de ani (1904-2005), cu menţiunea cã în cazul anului 1998, amprenta fazei pozitive a ENSO a fost importantã în stabilirea recordului. Anul 2005 nu a beneficiat însã de contribuţia unei faze pozitive a ENSO.

Figura 30. Reprezentarea schematica a schimbarilor climatice determinate de cresterea temperaturii medii.

45

Conform estimǎrilor realizate pe baza rezultatelor mai multor experimente

numerice, prezentate în Raportul al IV-lea al Comisiei Interguvernamentale pentru Schimbǎri Climatice (IPCC, 2007), temperatura medie globalǎ va creşte pânǎ la sfârşitul secolului XXI, faţǎ de perioada actualǎ, cel mai probabil, cu valori cupriunse în intervalul 1,8°C - 4°C, în funcţie de scenariul de emisie folosit pentru precizarea concentraţiilor atmosferice ale gazelor cu efect de serǎCantitatea de precipitaţii si configuratiile sale, la nivel global, se aşteaptǎ sǎ se modifice pânǎ la sfârşitul acestui secol, cu mari diferenţieri regionale (caracterizate de scǎderi/creşteri cuprinse între 5-20%, faţǎ de perioada actualǎ). Proiectiile privind nivelul oceanului planetar sugereaza cresteri cel mai probabil cuprinse intre 0.2 m si 0.6 m, expertii neexcluzand insa valori care sa ajunga pana la 1m (datorate incertitudinilor legate de mecanismele ce afecteaza invelisurile de gheata ale Groenlandei si Antarcticii). Rezultatele modelelor numerice, prezentate în acelaşi Raport al IPCC, sugereazǎ şi o altǎ consecinţǎ a schimǎrii globale: intensificarea ciclului hidrologic. Aceastǎ intensificare poate determina creşterea intensitǎţii şi/sau a frecvenţei unor evenimente extreme (secete, inundaţii, cicloni de la latitudinile medii, furtuni tropicale) în multe din regiunile globului. 8.1 Schimbari ale unor parametri climatici din România în secolul XX 8.1.1 Tendinte observate de schimbare pentru perioada 1901-2000

Analiza temperaturii aerului si a cantitǎţii de precipitaţii la 14 staţii ce

acoperǎ teritoriul României a evidenţiat, pentru perioada 1901-2000 (Busuioc şi olaboratorii, 2005; MEWG, 2005), urmatoarele carcateristici anuale: Pentru temperaturǎ

• o crestere a temperaturii medii anuale de 0.3 C° la nivelul întregii ţǎri, mai pronuntatǎ în jumatatea esticǎ a ţarii (de exemplu, în secolul XX, la statiile Bucuresti-Filaret, Constanta si Roman, încalzirea înregistratã e de 0.8 C°);

• la staţiile din regiunea intracarpatica încalzirea e nesemnificativa, cu excepţia staţiei Baia Mare (0.7 C°) unde se presupune cǎ efectul poluǎrii intervine în mai mare masurǎ în modificarea carcateristicilor climatice.

Pentru cantitǎţile de precipitaţii

• tendinţǎ de scadere a cantitatilor anuale, mai pronunţatǎ în centrul ţǎrii; Caracteristici sezoniere ale variaţiei temperaturii aerului în secolul XX

• creşteri semnificative ale temperaturii aerului s-au înregistrat mai ales iarna si vara (de exemplu, pentru staţia Bucuresti-Filaret, creşterea temperaturii a fost de 1.9 C°, în anotimpul rece);

• racire semnificativǎ s-a înregistrat toamna, în vestul ţǎrii.

Caracteristici sezoniere ale variaţiei cantitǎtilor de precipitaţii în secolul XX

46

• iarna s’a înregistrat o tendinţa de scadere a cantitǎţilor de precipitaţii in majoritatea regiunilor, mai pronuntata in Sud si Vest;

• primavara si vara tendinţele variaţiei cantitǎţilor de precipitaţii au caracter regional;

• toamna s-au înregistrat tendinţe de creşteri ale cantitǎţilor de precipitaţii în Nord si Sud-Est si de scadere în restul ţǎrii.

8.1.2 Schimbari observate ale unor parametri climatici în România, în intervalul 1961-2000 Variaţiile temperaturii aerului şi ale cantiţǎţii de precipitaţii nu s-au produs uniform, pe parcursul secolului XX. In a doua jumatate a secolului trecut, analizele realizate cu un numar marit de staţii relevǎ tendinţe mai accentuate de încǎlzire, diferenţiate însǎ regional (Busuioc şi olaboratorii, 2005; MEWG, 2005). Aceastǎ dinamicǎ a schimbǎrii, cu accentuarea tendintelor de variaţie a diferiţilor parametri climatici în ultimile decenii, este o caracteristicǎ globalǎ si ea sugereazǎ cǎ efectul acţiunilor omului a început sa se simtǎ în sistemul climatic. Schimbǎri în producerea evenimentelor extreme în secolul XX

• creştere a frecvenţei zilelor tropicale; • descreştere a frecvenţei zilelor de iarnǎ; • creştere semnificativǎ în toata tara a mediei temperaturii minime din timpul

verii; • creşterea mediei temperaturii maxime în timpul iernii si verii (pana la 2 °C în

sudul şi sud-estul ţǎrii). Schimbǎri în producerea unor fenomene cu imapct socio-economic în sezonul rece

• scaderea semnificativa a grosimii stratului de zapada (m) in nord-estul, centrul si vestul tarii;

• creşteri semnificative, pe arii extinse, în frecvenţa anualǎ a brumei, poleiului si chiciurei, în toata ţara.

8.2 Modelarea numericã a schimbãrilor climatice pentru România

Modele numerice care simuleazǎ comportamentul sistemului climatic sunt,

în general, folosite, împreunǎ cu datele de observaţie, pentru a evalua carcateristicile schimbǎrilor climatice pe termen mediu si lung. Astfel de evaluari au fost realizate şi pentru România; ele sunt proiecţii ale schimbǎriilor climatice în viitor, valabile în contextul unor scenarii specifice de schimbare ale concentratiile gazelor cu efect de sera. Scenariile de emisie a gazelor cu efect de sera sunt construite pe baza unor posibile scenarii ale evolutiei socio-economice globale (Raportul IPCC, 2007).

Un exemplu de analiza a proiecţiilor temperaturii şi precipitaţiilor din România (Bojariu, 2009), realizatǎ folosind rezultatele experimentelor numerice pentru secolele XX si XXI ale modelelor climatice globale, arhivate la Lawrence

47

Livermore National Laboratory, SUA, este exemplificat în continuare. Este vorba de setul de setul CMIP3 din cadrul programului PCMDI (The Program for Climate Model Diagnosis and Intercomparison), set folosit si in Raportul al IV-lea al IPCC (2007). Din setul CMIP3 au fost extrase datele disponibile de la 16 modele climatice în condiţiile scenariului A1B. Scenariul A1B (conform raportului IPCC, 2007) descrie o lume viitoare caracterizată de o creştere economică foarte rapidă, de un maxim al creşterii populaţiei globului la mijlocul secolului XXI, de introducerea rapidă de tehnologii noi şi eficiente. Modelele folosite sunt prezentate mai jos:

1. CCCMA_3 (Canadian Centre for Climate Modelling and Analysis, Canada) 2. CNRM_CM3 (Météo-France, Franta) 3. CSIRO_MK3 (Commonwealth Scientific and Industrial Research

Organisation, Australia) 4. GFDL_CM2_0 (Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, SUA) 5. GFDL_CM2_1 (Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, SUA) 6. GISS_AOM (The NASA Goddard Institute for Space Studies, SUA) 7. GISS_E_H (The NASA Goddard Institute for Space Studies, SUA) 8. IAP_FGOALS (Institute of Atmospheric Physics, China) 9. IPSL_CM4 (Institut Pierre Simon Laplace, Franta) 10. MIROC3_2_H (Center for Climate Systems Research, Japonia) 11. MIROC3_2_M (Center for Climate Systems Research, Japonia) 12. MIUB_ECHO_G (Meteorological Institute of the University of Bonn,

Germania) 13. MPI_ECHAM5 (Max Planck Institute for Meteorology, Germania) 14. MRI_CGCM2 (Meteorological Research Institute, Japonia) 15. NCAR_CCSM (National Center for Atmospheric Research, SUA) 16. UKMO_HADGEM (Hadley Center for Climate and Prediction and

Research, Marea Britanie) 8.2.1 Proiecţii ale mediei lunare a temperaturii aerului din România pentru sec. XXI în condiţiile scenariului A1B

S-au calculat, folosind aceste date, mediile pe ţarǎ ale anomaliilor temperaturii, folosind punctele de grilǎ disponibile, atât pentru secolul XX cât şi pentru secolul XXI. Schimarea în temperaturǎ şi precipitaţii a fost evaluatǎ folosind mediile multianuale ale temperaturii corespunzǎtoare intervalului de referinţǎ 1961-1990 şi a perioadelor 2001-2030, 2031-2060 si 2061-2090. Media ansamblului de 16 modele simuleazǎ relativ bine comportamentul sezonier obeservat, chiar dacǎ existǎ diferenţe cantitative: supraestimare a valorilor în lunile de varǎ şi în cele de iarnǎ şi subestimare în anotimpurile de tranziţie (figura 31). Acest lucru ne îngăduie sǎ analizǎm proiecţiile viitoare.

Schimbarea temperaturii lunare, pentru intervalul 2001-2030, pentru teritoriul României, este aceeaşi ca semn – creştere – dar diferitǎ ca magnitudine pe parcursul ciclului sezonier. Astfel, se înregistreazǎ o creştere maximǎ în luna iulie, de pânǎ la 1,3 º C, în timp ce în lunile sezoanelor de tranziţie creşterea este mai micǎ.

48

Figura 31. Ciclul sezonier observat în cazul valorilor lunare de temperaturǎ, mediate pentru teritoriul României (în º C) (albastru) şi cel simulat (roşu) de ansamblul de 16 modele, în scenariul A1B, pentru perioada 1961-1990.

Figura 32. Ciclul sezonier al temperaturilor corespunz ǎ toare intervalelor 1961-1990 (albastru), 2001-2030 (roşu), 2031-2060 (portocaliu) şi 2061-2090 (verde) în cazul mediei pentru teritoriul României (în º C). Scenariul utilizat este A1B.

-5

0

5

10

15

20

25

30

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Luna anului

Tem

pera

tura

med

ie -a

nsam

blu

(in g

rd. C

)

-5

0

5

10

15

20

25

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Luna anului

Med

ii ob

serv

ate

si s

imul

ate

49

În orizontul de timp 2031-2060, caracteristica sezonierǎ a semnalului se pǎstreazǎ în mare parte, dar creşterea temperaturii se intensificǎ, atingând un maxim de 2,9 º C în luna august.

Pentru perioada 2061-2090, creşterea temperaturii se accentueazǎ, în continuare, atingând un maxim de 4,3 º C în luna august. Este interesant de remarcat cǎ rǎspunsul sezonier în creşterea temperaturii medii pentru România devine mai coerent odatǎ cu înainterea în secolul XXI, deci şi cu creşterea emisiilor globale de gaze cu efect de serǎ (figura 32). 8.2.2 Proiectii ale sumei lunare a cantitatii de precipitatii din Romania pentru sec. XXI in conditiile scenariului A1B

Analiza proiecţiilor realizate cu 16 modele climatice globale, în condiţiile scenariului A1B, ne-a permis sǎ identificǎm unele caracteristici ale schimbǎrii în regimul precipiaţiilor pentru teritoriului României. S-au calculat, folosind ansamblul de 16 modele, mediile pe ţarǎ ale anomaliilor sumelor lunare ale cantitǎţii de precipitaţii, utilizând datele din punctele de grilǎ disponibile, atât pentru secolul XX cât şi pentru secolul XXI. Schimarea în sumele cantitǎţilor de precipitaţii a fost evaluatǎ folosind mediile multianuale ale cantitǎţii de precipitaţii corespunzǎtoare intervalului de referinţǎ 1961-1990, 2001-2030, 2031-2060 si 2061-2090.

In figura 33 este reprezentat ciclul sezonier al ratei de precipitaţii pentru teritoriul României, realizat cu mediile ansamblului de 16 modele, pentru intervalul 1961-1990, reprezentând climatul actual şi pentru celelate 3 intervale din climatul proiectat în viitor (2001-2030, 2031-2060 şi 2061-2090). Tot pe aceeaşi figura s-a reprezentat şi ciclul sezonier calculat din datele de observaţie de la staţiile meteorologice, pe perioada 1961-1990. Se observǎ din compararea datelor observate cu cele simulate pentru intervalul 1961-1990 cǎ modele climatice globale folosite tind sǎ supraestimeze precipitaţiile în sezonul rece şi sǎ le subestimeze în sezonul cald. Totuşi, modelele climatice globale utilizate reuşesc sǎ simuleze calitativ comportamentul sezonier al ratei de precipitaţii pentru teritoriul României, astfel încât putem avea un grad rezonabil de încredere în privinţa proiecţiilor viitoare realizate cu aceste modele.

Figura 33 sintetizeazǎ şi efectul diferit pe care il are schimbarea climaticǎ globalǎ asupra regimului de precipitaţii regional, în funcţie de anotimp. (figura 33). Schimbarea în cantitǎţile de precipitaţii lunare, în orizontul de timp 2001-2030, pentru teriotoriul României, este diferitǎ pe parcursul ciclului sezonier. Astfel, se înregistreazǎ o creştere în lunile de primǎvarǎ, cu un maxim de aproximativ 4% în martie. In lunile de varǎ şi toamnǎ, mediile ansamblului de 16 modele indicǎ o descreştere, cea mai importantǎ fiind în luna iulie (aproximativ 6%). In lunile de iarnǎ, în cazul precipitaţiilor, nu apare un semnal clar. In orizontul de timp 2031-2060, caracteristica sezonierǎ a semnalului se pǎstreazǎ în mare parte, dar intensitatea deficitului din anotimpul cald creşte, atingând un maxim de peste 12% în luna august. Pentru perioada 2061-2090, deficitul de precipitaţii se accentueazǎ, în continuare, în lunile intervalului iunie-octombrie, atingând un maxim de 20% în august.

Se constatǎ cǎ, în general, pe parcursul secolului XXI, în lunile de iarnǎ şi

50

primǎvarǎ nu existǎ o evoluţie coerentǎ temporal în ceea ce priveşte tendinţa proiectatǎ a mediilor multiansamblu a precipitaţiilor mediate pentru teritoriul României. O explicaţie ar putea fi legatǎ de depndenţa precipitaţiilor de iarnǎ şi în parte, de primǎvarǎ, de variabilitatea oscilaţiei nord-atlantice.

Oscilaţia nord-atlanticǎ este un fenomen natural şi influenţa schimbǎrii climatice asupra variabilitǎţii sale este simulatǎ contradictoriu de generaţia actualǎ de modele climatice globale.

In schimb, pentru lunile de varǎ şi toamnǎ existǎ o tendinţǎ de diminuare a precipitaţiilor care se accentueazǎ odatǎ cu inaintarea în deceniul XXI. Acest fapt permite asocierea dintre semnalul schimbǎrii climatice determinat de creşterea concentraţiilor gazelor cu efect de serǎ în atmosferǎ, la nivel global şi semnalul regional de diminuare a precipiaţiilor în zona ţǎrii noastre.

Figura 33. Ciclul sezonier al precipitaţiilor pentru corespunzǎ toare intervalelor 1961-1990 (albastru), 2001-2030 (roşu), 2031-2060 (portocaliu) şi 2061-2090 (verde) în cazul mediei lunare, mediatǎ pentru teritoriul României, a ratei zilnice a cantitatii de precipitatii (în mm). Scenariul utilizat este A1B. Cu negru s-a reprezentat ciclul sezonier al ratei zilnice de precipitatii pentru teritoriul României, calculat din datele de observaţie la staţiile meteorologice.

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Luna anului

Rata

med

ie (m

m/z

i)

51

8.2.3 Selectarea unui subansablu optim de modele

Au fost alese acele moduri de variabilitate a cǎror serie temporalǎ asociatǎ este maxim corelatǎ cu datele de observaţie CRU, In secolul XX. Pentru cazul de varǎ, coeficientul de corelaţie între media subansamblului de 5 modele şi seria CRU creşte de la 0,16, care este valoarea asociatǎ ansamblului de 17 modele, la 0,25.

Analiza EOF a indicat, în cazul precipitaţiilor de iarna, existenţa unui ansamblu optim de 6 modele:

1. CCCMA_3 (Canadian Centre for Climate Modelling and Analysis, Canada)

2. CSIRO_MK3 (Commonwealth Scientific and Industrial Research Organisation, Australia)

3. GFDL_CM2_0 (Geophysical Fluid Dynamics Laboratory, SUA) 4. GISS_AOM (The NASA Goddard Institute for Space Studies, SUA) 5. MIUB_ECHO_G (Meteorological Institute of the University of Bonn,

Germania) 6. MRI_CGCM2 (Meteorological Research Institute, Japonia)

Aceelaşi tip de analizǎ, a indicat, în cazul precipitaţiilor de varǎ, existenţa unui ansamblu optim de 5 modele:

1. CNRM_CM3 (Météo-France, Franta) 2. GISS_E_H (The NASA Goddard Institute for Space Studies, SUA) 3. IAP_FGOALS (Institute of Atmospheric Physics, China) 4. MIROC3_2_M (Center for Climate Systems Research, Japonia) 5. MRI_CGCM2 (Meteorological Research Institute, Japonia)

Figura 34. Anomaliile standardizate ale precipitaţiilor de varǎ pentru secolul XXI (faţǎ de intervalul de referinţǎ 1961-1990) filtrate pentru a releva componenta de joasǎ frecvenţǎ a variabilitǎţii. Cu linie neagrǎ îngroşatǎ este reprezentatǎ media subansamblului format de rezultatele a 5 modele. Bara verticalǎ indica vara 2030.

V a ra2 09 72 0 9320 8 92 08 52 0 8120 7 72 07 32 0 6920 6 52 06 12 0 5720 5 32 04 92 0 4520 4 12 03 72 0 3320 2 92 02 52 0 2120 172 01 32 0 0920 052 00 1

2

1

0

-1

-2

-3

52

Atât în cazul verii cât şi al iernii, media evoluţiilor filtrate ale anomaliilor de precipitaţii asociate subansamblurilor relevǎ, în orizontul de timp al anului 2030, valori apropiate de media intervalului de referinţǎ 1961-1990. Trebuie însǎ subliniat cǎ precipitaţiile de varǎ simulate în condiţiile scenarului A1B, în intervalul 2001-2030, se situeazǎ sub valorile de referinţǎ din intervalul 1961-1990, media anomaliilor standardizate filtrate pe intervalul analizat având valoarea -0.11 (figura 34). Subsanasamblul de 5 modele evidenţiazǎ cǎ media pe ţarǎ a ratei zilnice a precipitaţiilor de varǎ scade, In medie, cu aproximativ 2,5% în intervalul 2001-2030, faţǎ de intervalul 1961-1990, în condiţiile scenariului A1B. Este interesant de notat cǎ pentru anotimpul de varǎ, se constatǎ o accelerare a diminuǎrii precipitaţiilor, începând cu deceniile 4 si 5 ale acestui secol, diminuare ce se accentueazǎ la sfârşitul secolului XXI (figura 34). In cazul iernii, evoluţia secularǎ a anomaliilor de precipitaţii nu evidenţiazǎ o tendinţǎ clarǎ de diminuare, ca în cazul verii (figura 35). In schimb, în a doua parte a .secolului XXI, proiecţiile cu modele climatice relevǎ o intensificare a variabilitǎţii interdeceniale, la fel ca în cazul verii.

Trebuie menţionat faptul cǎ aceste proiecţii, chiar dacǎ pot aduce unele informaţii în legaturǎ cu tendinţa anomaliilor (mai ales când e vorba de intervale mari de timp – în general seculare), nu pot oferi estimǎri prognostice utilizabile pentru intervale mai mici, de ordinul câtorva decenii. In acest ultim caz, variabilitatea naturalǎ, nelegatǎ cauzal de semnalul schimbǎrii climatice, poate masca proiecţia regionalǎ a acestuia.

Figura 35. Anomaliile standardizate ale precipitaţiilor de iarnǎ pentru secolul XXI (faţǎ de intervalul de referinţǎ 1961-1990) filtrate pentru a releva componenta de joasǎ frecvenţǎ a variabilitǎţii. Cu linie neagrǎ îngroşatǎ este reprezentatǎ media subansamblului format de rezultatele a 6 modele. Bara verticalǎ indicǎ iarnǎ 2030.

Ia r na2 0972 09320 8920 8520 81207 7207 32 06 92 06 52 06120 5720 5320 4920 45204 1203 72 03 32 0292 02520 2120 1720 13200 9200 52 00 1

2

1

0

-1

-2

53

Trebuie subliniat cǎ toate scenariile analizate pana acum releva cresterea temperaturii medii anuale în Romania (Busuioc şi colaboratorii, 2005; MEWG, 2005; Bojariu, 2009). In cazul precipitatiilor, analiza scenariilor releva o imagine mai putin coerenta, decat in cazul temperaturii. Trebuie subliniat ca proiectarea la nivel regional (in cazul de fata, la nivelul României) a semnalului încãlzirii globale, presupune adaugarea unor noi verigi la lanţul de incertitudini deja existent, în cazul evaluarii schimbarii climatice globale. Exista incertitudini în alegerea scenariilor de dezvoltare socio-economica viitoare; ele sunt transmise în scenariile de emisie. Scenariile privind emisiile in viitor ale gazelor cu efect de serã sunt, la randul lor, introduse ca date de intrare în modelele numerice care simuleaza evolutia sistemului climatic global. Modele climatice globale genereazã, şi ele, incertitudini legate de reprezentarea corectã si completã a proceselor fizice.

Pe de-alta parte, avem de-a face cu un sistem complex, care se comportã neliniar – sistemul climatic – iar pe de alta parte, resursele de calcul sunt si ele limitate. La toate acestea se adaugã incertitudinile generate de sistemul actual de observaţii. In ultimii ani s-au inregistrat progrese în localizarea, şi în unele cazuri, minimizarea incertitunilor legate de reprezentarea proceselor fizice. Resursele de calcul s-au marit si ele. Nu suntem însã în situaţia de a fi eliminat toate incertitudinile în evaluarea semnalului încãlzirii globale şi evaluarile imapctului acestuia asupra societatii umane trebuie sa tina seama de existenta lor. 9. Concluzii

Evoluţia pe termen lung a mersului vremii de la o zi la alta şi de la o regiune la alta descrie clima. La randul lui, semnalul global al schimbarii climei se proiecteazǎ la scari regionale şi locale foarte diferit. Dezbaterile actuale care au loc in comunitatea ştiinţificã internaţionalã se concentreazǎ nu atat asupra existentei acestui semnal, cat mai ales asupra incertitudinilor referitoare la magnitudinea şi la proiectiile lui regionale.

Evenimetele extreme meteorologice nu pot fi puse în relaţie directǎ cu schimbarea climei (vremea şi clima fiind concepte distincte); adaugate însǎ şirului de observaţii din ultimele decenii, evenimentele din ultimii ani sunt în acord cu tendinţa de accentuare a caracterului extrem al fenomenelor meteorologic, tendinţǎ evidentiatǎ atât de simularile numerice, în condiţiile creşterii concentraţiei atmosferice a gazelor cu efect de serǎ în, cât şi de datele de observaţie din multe regiuni ale globului. Importante din punct de vedere socio-economic sunt tocmai aceste proiecţii climatice regionale ale schimbǎrii climei. Studii de regionalizare a semnalului global pentru teritoriul României se aflǎ în desfǎşurare; este însǎ necesarǎ o extindere şi o aprofundare a lor astfel încât sǎ furnizeze un cadru teoretic coerent privitor la schimbarile climatice cu impact direct asupra dezvoltarii regionale durabile în România.

Care este soarta speciei noastre în conditiile noii schimbãri climatice? Conform unor studii recente, schimbarile climatice care au afectat Africa acum cateva a milioane de ani e posibil sa fi influentat evolutia stramosilor speciei noastre. Ei au identificat, in sedimentele aflate in lacurile africane din estul

54

continentului, dovezi ale unor episoade foarte ploioase, ce puncteaza o tendinta generala de aridizare a zonei subtropicale africane. Aceste episoade, care au avut loc acum aproximativ 2.6, 1,8 si 1 milion de ani, coincid cu etape cheie in evolutia hominidelor: aparitia Australopitecului, cel mai vechi stramos direct al speciei umane, aparitia lui Homo Erectus si a primei sale migratii in afara Africii si, respectiv, a doua sa migratie importanta. Noua teorie sugereaza ca alternanţa perioadelor secetoase cu cele ploioase a constituit factorul esenţial în diferentierea hominidelor, stramosii speciei noastre fiind nevoiţi sã se adapteze la conditii foarte diferite, de-a lungul timpului. Rãmân încã multe întrebãri legate de evoluţia speciei umane şi legtura sa cu schimbarile climatice. Se stie, de exmplu, cã acum 71 000 de ani a avut loc o eruptie vulcanicã foarte puternicã, în regiunea Sumatrei. Cantitatea mare de cenuşã vulcanicã, injectatã în pãturile înalte ale atmosferei, e posibil sã fi determinat apariţia unei perioade foarte reci, de aproape 1000 de ani. Se presupune cã, în aceste condiţii, populaţia umanã s-ar fi putut reduce semnificativ, accelerând, pe de-o parte, diferenţierea grupurilor izolate, iar pe de alta parte, favorizând comunicarea şi cooperarea umanã. Comportamentele sociale de tipul comunicãrii şi cooperarii, capabile sã asigure supravieţuirea în conditiile grele, în care indivizii izolati nu au multe şanse, constituie avantaje evolutive. Nu de puţine ori în istoria modernã, geosistemul, a carui parte suntem, a fost privit din perspectiva mioapã a ciclurilor electorale, atunci când n-a fost amendat şi luat într-o iluzorie stãpânire, prin ucaz ideologic. Privind însã în trecutul speciei noastre, vom intui mai bine cãile succesului în viitor: comunicarea şi cooperarea sunt mecanisme adaptive care ne pot asigura evoluţia şi în condiţiile unei noi schimbãri climatice. Dincolo de aspectele ştiintifice şi tehnice, o mutaţie culturalã, pe plan mai larg, este necesarã pentru a ne reintegra în mediul din care pare cã ne-am smuls atât de spectaculos, în ultimele secole.

55

Referinte bibliografice Bjerknes, J., 1964: Atlantic air-sea interaction. Advances in Geophysiscs. Academic Press, 1-82. Bjerknes, J., 1969: Atmospheric teleconnections from the equatorial Pacific. Mon Wea. Rev., 97, 163-172. Bojariu, 2009: Schimbarea climaticǎ din România în secolele XX şi XXI – observaţii şi proiecţii, în manuscris. Bojariu, R., 1997: Climate variability modes due to ocean-atmosphere interaction in the central Atlantic. Tellus, 49A, 362-370. Bojariu, R., and D. Paliu, 2001: North Atlantic Oscillation projection on Romanian climate fluctuations in the cold season. Detecting and Modelling Regional Climate Change and Associated Impacts, M. Brunet and D. Lopez Eds., Springer-Verlag Berlin-Heidelberg, 345-356. Bojariu, R. and L. Gimeno. Predictability and numerical modelling of the North Atlantic Oscillation. Earth-Science Reviews, doi:10.1016/S0012-8252(03)00036-9, 2003. Black, E.M., et al., 2004: Factors contributing to the summer 2003 European heatwave. Weather, 59, 217-223. Busuioc A., Boroneant C., Bojariu, R., Geicu A., Baciu M., 2005 : Prezentarea la Masa rotrunda privind hazardele naturale, martie 2005, Administratia Nationala de Meteorologie. Cayan, D.R., 1992: Latent and sensible heat flux anomalies over the northern oceans: the connection to monthly atmospheric circulation. J. Climate, 5, 354-369. Church J. A., N. J. White, 2006: A 20th century acceleration in global sea-level rise, Geophys. Res. Lett., 33, L01602, doi:10.1029/2005GL024826. Crowley, Thomas J. ,2002: "Cycles, Cycles Everywhere." Science 295: 1473-74. Déqué, M. and J. Servain, 1989: Teleconnections between tropical Atlantic sea surface temperatures and midlatitude 50 Kpa heights during 1964-1986. J. Climate, 2, 929-943. Dai A., K.E. Trenberth, and T. Qian, 2004: A global data set of Palmer Drought Severity Index for 1870–2002: Relationship with soil moisture and effects of surface warming. J. Hydrometeorol., 5, 1117–1130.

56

Foukal, P., G. North, and T. Wigley, 2004: A Stellar View on Solar Variations and Climate. Science 306: 68-69 [DOI: 10.1126/science.1101694]. Intergovernmental Panel on Climate Change, Climate Change 2001 : The Scientific Basis, J. T. Houghton et al., Eds.(Cambridge Univ. Press, Cambridge, 2001. Intergovernmental Panel on Climate Change. The science of Climate Change. Contribution of WG 1 to the Third Assessment Report of the S. Solomon, D. Qin, M. Manning, (Eds). Cambridge University Press, in press, 2007. Houghton, R. W. and Y. M. Tourre, 1992: Characteristic low frequency sea surface temperature fluctuation in the tropical Atlantic. J. Climate, 5, 765-7771. Lorenz E., 1975: Climate predictability: The physical basis of climate modeling. GARP Publication Series, Vol. 16, WMO, 132–136. Moura, A.D., and Shukla, 1981: On the Dynamics of Droughts in Northeast Brazil: Observation, Theory and Numerical Experiments with a General Circulation Model. J. Atmos.Sci., 38, 2653-2675. Namias J., 1972: Influence of northern hemisphere general circulation on drought in northeast Brazil. Tellus, 336-342. Ion-Bordei, E. şi R. Bojariu, 2005: Evoluţia climei în România şi precipitaţiile din primǎvara şi vara anului 2005. Revista 22. ANUL XIV (813) (4 octombrie - 10 octombrie 2005). Kodera, K., 1994. Influence of volcanic eruptions on the troposphere through stratospheric dynamical processes in the Northern Hemisphere winter. J. Geophys. Res. 99, 1273–1282. Luterbacher, J., et al., 2004: European seasonal and annual temperature variability, trends, and extremes since 1500. Science, 303, 1499–1503. Milankovitch, M. 1941 Kanon der Erdbestrahlungen und seine Anwendung auf das Eiszeitenproblem Belgrade. (New English Translation, 1998, Canon of Insolation and the Ice Age Problem. With introduction and biographical essay by Nikola Pantic. 636 pp. $79.00 Hardbound. Alven Global. ISBN 86-17-06619-9.) Ministry of Environment and Water Management (MEWG), 2005: Romania's Third National Communication on Climate Change under the United Nations Framework Convention on Climate Change, Bucharest, 207 pp. Palmer, W.C. 1965. Meteorological drought. Research Paper No. 45, U.S. Department of Commerce Weather Bureau, Washington, D.C.

57

Peixoto, JP and AH Oort: Physics of Climate, Am. Inst. of Phys., New York, 1992, 520 pp. Pisias, Nicklas G., and Nicholas J. Shackleton (1984). "Modelling the Global Climate Response to Orbital Forcing and Atmospheric Carbon Dioxide Changes." Nature 310: 757-59. Servain, J., and D.M. Legler, 1986: Empirical Orthogonal function analyses of tropical Atlantic sea surface temperature and wind stress: 1964-1979. J. Geophys. Res., 91, 14181-14191. Trenberth K. E. and T. J. Hoar, 1997: El Niño and climate change. Geophysical Research Letters, Volume 24, Issue 23, p. 3057-3060. WMO, Ghidul practicilor meteorologice. 1984. Trenberth, K. E., and D.J. Shea, 2006: Atlantic hurricanes and natural variability in 2005, Geophys. Res. Lett., 33, L12704, doi:10.1029/2006GL026894. Trenberth, K. E., P. D. Jones, P. G. Ambenje, R. Bojariu, D. R. Easterling, A. M. G. Klein Tank, D. E.Parker, J. A. Renwick, F. Rahimzadeh, M. M. Rusticucci, B. J. Soden, P.-M. Zhai 2007: Observations: Surface and Atmospheric Climate Change. Chapter 3 of Climate Change 2007. The science of Climate Change. Contribution of WG 1 to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel onClimate Change. S. Solomon, D. Qin, M. Manning, (Eds). Cambridge University Press, submitted. Van Loon, H. and J.C. Rogers, 1978: The see-saw in winter temperatures between Greenland and Northern Europe. Part I: General Description. Mon. Wea. Rev.,106, 293-310. Wallace, J.M., C. Smith and Q. Jiang, 1990: Spatial patterns of atmosphere-ocean interaction in the Northern Hemisphere winter. J. Climate, 3, 991-998. Wyrtki, K., 1979: The response of sea surface topography to the 1976 El Nino. J Phys. Oceanogr., 9, 1223-1231. Zebiak, S. and M. A. Cane, 1987: A Model El Nino-Southern Oscillation. Mon. Wea. Rev., 115, 2262-2278. Zorita, E., V. Kharin and H. von Storch, 1992: The Atmospheric Circulation and Sea Surface Temperature in the North Atlantic Area in Winter: Their Interaction and Relevance for Iberian Preciatation. J. Climate, 5, 1097-1108. WMO, Ghidul practicilor meteorologice. 1984.