curs master 2009-2010

of 57 /57
1 Dinamica variabilitãţii naturale a climei şi schimbãrile climatice Dr. Roxana Bojariu 1 1 [email protected] , http://roxana.ciberplai.net/clima/

Embed Size (px)

Transcript of curs master 2009-2010

  • 1

    Dinamica variabilitii naturale a climei i schimbrile climatice

    Dr. Roxana Bojariu1

    1 [email protected], http://roxana.ciberplai.net/clima/

  • 2

    Cuprins Pag.1. Vreme i clim

    3

    2. Scri spaiale i temporale ale factorilor genetici ai climei

    10

    3. Date climatice i metode de analiz a datelor climatice

    18

    4. Procesele de feedback in sistemul climatic

    23

    5. Interaciunea ocean-atmosfer

    24

    6. Fenomenele meteorologice extreme

    30

    7. Predictibilitatea climatic

    40

    8. Schimbrile climatice datorate activitii umane

    44

    9. Concluzii

    53

    Bibliografie

    55

  • 3

    1. Vreme i clim

    Privind din perspectiva istoric, studierea atmosferei i a oceanelor s-a situat printre primele preocupri tiinifice ale omului. Dovezi privind interesul fa de procesele meteorologice sunt prezente n Vedele indiene i n tbliele cuneiforme descoperite n regiunea dintre Tigru i Eufrat. Filosofii greci au ncercat la rndul lor s explice cauzele unor procese legate de vreme sau clim. Opera lui Hippocrate Aer, ape i locuri, aprut n jurul anului 400 nainte de Christos, este probabil prima climatografie, iar cartea lui Aristotel, Meteorologica, scris n jurul anului 350 nainte de Christos, este considerat unul din primele tratate de meteorologie. Termenul de climatologie i are originea n limba greac. Pentru primii filosofi greci noiunea de clim () nsemna pant i se referea la curbura suprafeei Pmntului. Ei credeau c diferenele regionale semnificative ale caracteristicilor vremii apar numai pe direcia nord-sud, datorit curburii suprafeei terestre (ridicat la sud i cobort la nord) care determin existena zonelor toride, temperate i reci. Recunoaterea faptului c structurile climatice nu sunt simple benzi latitudinale, ci sunt caracterizate de configuraii spaiale complicate, determinate de influena att a circulaiei generale a atmosferei ct i a proceselor continentale i oceanice, a nceput odat cu epoca marilor descoperiri geografice, iar studierea acestora rmne i azi una din preocuprile importante ale cunoaterii umane.

    Mersul vremii de la o zi la alta reprezint schimbarea de aspect meteorologic ntr-un loc precizat, care se exprim prin scderea sau creterea diurn a temperaturii, a cantittilor de precipitaii, prin intensificari ale vntului, apariia ceii a viscolelor sau a altor fenomene meteorologice. Noiunea de clim se situeaza pe un nivel superior de abstractizare comparativ cu noiunea de vreme (Ion-Bordei i Bojariu, 2005). Clima unui loc, a unei ri, a globului terestru, n ntregul lui, poate fi definit ca o sintez pe termen lung a mersului msurabil al vremii de la o zi la alta. Organizaia Mondial a Meteorologiei oferea, n 1984, urmtoarea definiie: "clima reprezint sinteza condiiilor de vreme dintr-o anumit zon, pe baza irurilor lungi de observaie (minimum 30 de ani de referin) ale variabilelor atmosferice (Ghidul practicilor climatologice, OMM, 1984).

    O alt abordare a nelegerii climei pornete de la definirea unui sistem global format din atmosfer, ocean, criosfer (stratul de zpad, ghearii continentali, permafrostul i ghea marin), litosfera i biosfer (Trenberth, 1992). Clima este starea fizic medie a acestui geosistem. 1. 1 Sistemul climatic planetar

    Clima nteleas ca starea fizic medie a sistemului climatic poate fi definit de un set de mrimi mediate la care se adaug parametrii statistici corespunztori variabilitattii si fluctuatiilor (variana, covariana, corelaiile, etc.), care caracterizeaz structura si evolutia sistemului climatic pe o perioad de timp dat.

    Sistemul climatic pus n functiune de aportul energetic al radiatiei solare presupune interactiuni ntre toate componentele. Variaii ale concentratiei constituentilor gazosi si ale aerosolilor din atmosfer mpreun cu modificrile

  • 4

    pozitiei relative a Pmntului fat de Soare determin schimbri n intensitatea si distributia radiatiei solare primite. Albedoul planetar defineste cat din energie solar primit este reflectat n spatiu. Cea mai mare parte din albedoul planetar este datorat norilor la care se adaug albedoul suprafetei terestre si fenomenele de reflexie determinate de particulele solide si lichide n suspensie n atmosfer. a. Componentele sistemului climatic

    Componentele sistemului climatic i scrile de timp asociate rspunsului lor la perturbaii externe

    Componentele geosistemului care interactioneaz i care definesc starea climatic observat sunt:

    atmosfera; oceanul planetar; criosfera (zpada, gheaa marina i ghearii continentali, permafrostul

    solul permanent ngheat); continentele (litosfera); biosfera.

    Rspunsurile acestor componente la perturbaii au scri de timp foarte diferite. 1. Atmosfera poate ajunge la un nou echilibru, dup ce asupra sa au acionat

    perturbaii externe, ntr-un interval de ordinul sptmnilor pn la o lun. 2. Stratul oceanic de suprafa se ajusteaz ntr-un interval de ordinul

    sptmnilor sau lunilor. 3. Stratul oceanic de adncime medie are timpul de rspuns de ordinul anilor. 4. Stratul oceanic de adncime mare se ajusteaz la noile conditii ntr-un

    interval de ordinul sutelor i miilor de ani. 5. Stratul continental de zpad i gheaa marin sunt caracterizate de scrile

    de timp sezonier si interanual. 6. Ghearii joac un rol major n schimbrile ce au loc pe intervale de sute si mii

    de ani. 7. Inveliurile de ghea ale Groenlandei si Antarcticii au un timp de rspuns

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

    mii de ani. 9. Modificrile litosferei i ciclul carbonului au timpi caracteristici de ordinul

    sutelor de milioane de ani.

    ntregul sistem climatic evolueaz continuu, condiionat de numeroase procese care amplific sau diminueaz perturbaiile exterioare sau generate de interaciunile subsistemelor componente (figura 1).

  • 5

    Energia radiant nereflectat determin circulatia atmosferic. Vntul si cldura transferat oceanului planetar determin circulatia oceanic iar temperatura oceanelor influenteaz puternic umiditatea si cldura schimbat n procesele de interactiune cu atmosfera. Atmosfera si oceanele sunt influentate la rndul lor de grosimea si suprafata stratului de gheat si de forma si caracteristicile suprafetelor continentale. ntregul sistem climatic evolueaz continuu, conditionat de numeroase procese care amplific sau diminueaz perturbatiile exterioare sau generate de interactiunile subsistemelor componente. Componentele cele mai active sunt atmosfera si oceanul planetar, ele asigurnd transportul energiei n sistemul climatic. b. Circulatia generala a atmosferei

    Procesele radiative, chimice si dinamice care au loc n atmosfer contribuie mpreun la configurarea caracteristicilor climatice terestre. nclzirea datorat fluxului de energie radiant este neuniform pe suprafata terestr. Fluxul net de energie absorbit este pozitiv la latitudinile joase si negativ la latitudinile nalte. Pentru pstrarea echilibrului termic, trebuie s 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 general a atmosferei este mentinut, n prezenta proceselor disipative, de conversia energiei potentiale, asociat distributiei de mas, n energie cinetic asociat miscrilor aerului. nclzirea datorat fluxului de energie radiant determin o structur termic medie caracterizat de izoterme si izobare aproximativ paralele cu cercurile latitudinale. La latitudinile medii si nalte circulatia medie este aproape circumpolar, cu o component meridianal redus.

  • 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 dezvolt din

    instabilittile curgerii zonale sub forma sistemelor sinoptice tranziente sunt cele care asigur transferul eficient al energiei de la latitudinile joase la cele nalte. Numai o parte din energia potential este transformabil n energie cinetic. Energia potential disponibil este determinat de stratificarea atmosferei. La latitudinile joase energia cinetic este asociat circulatiilor termice directe (celula Hadley) (figura 1). Eliberarea de cldur latent n zonele de interconvergent tropical (ITCZ) determin o miscare ascendent a aerului la ecuator si o miscare descendent a aerului, care inhib formarea norilor determinnd mentinerea deserturilor, n regiunile subtropicale (figura 1). n plus, distributia neuniform a oceanelor si a regiunilor continentale introduce anomalii zonale n procesul de nclzire care determin circulatii pe directia vest-est (celule de tip Walker) (figura 6). Exist si alte mecanisme care introduc asimetrii n circulatia general a atmosferei. Astfel, caracteristicile orografice pot determina, la rndul lor, perturbatii ale curgerii zonale, n troposfer. Masivele muntoase ca Himalaia, Alpii si Muntii Stncosi si fac simtite prezenta n configuratiile undelor planetare cvasistationare prin trsturi caracteristice, vizibile chiar n cmpurile mediate.

  • 7

    c. Circulatia generala a oceanului planetar

    Oceanul planetar care acoper 71 % din suprafata Pmntului reprezint principalul rezervor termic si de umiditate pentru sistemul climatic. n jur de 40 % din transportul energiei n 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

    cldur la suprafat sau datorit modificrilor n circulatia oceanic. Dovezi observationale si studii teoretice arat c, n cea mai mare parte a oceanului planetar, circulatia medie determinat de vnt are loc n stratul de amestec de la suprafata oceanic si n regiunea din vecintatea termoclinei (figura 2, figura 4). n general circulatia oceanic de suprafat urmeaz sensul circulatiei atmosferei inferioare, cu dou exceptii notabile. Astfel, curentii oceanici de suprafat se intensific puternic n partea vestic a fiecrui bazin, n ambele emisfere si contracurenti de suprafat se deplaseaz mpotriva vntului, n emisfera nordic, n vecintatea zonelor de interconvergent tropical (ITCZ) (figura 4). Schimbrile climatice care produc schimbri semnificative ale cmpului tensiunii vntului deasupra oceanelor modific si transportul oceanic de cldur.

  • 8

    Figura 3. Schema circulatiei globale termohaline (dup Broecker, 1987). Descrierea circulatiei oceanice de adncime este o sarcin dificil datorit lipsei datelor observationale care s caracterizeze complet oceanul planetar. Totusi, observatiile existente arat c n regiunile subpolare apele de suprafat, mai calde sunt separate de apele de adncime, mai reci, prin intermediul unei termocline situat ntre 100 m si 1000 m adncime. Aceast distributie vertical de temperatur n coloana de ap nu poate fi mentinut fr un transport continuu de ape reci n straturile oceanice abisale si de ape calde n straturile de suprafat. Legea de conservare a energiei n bazinele oceanice, a cror frontier abisal este considerat izolat termic, impune ca energia primit din atmosfer n zonele tropicale si subtropicale s fie transferat napoi atmosferei n zonele subpolare si polare.

    La latitudinile nalte, apele rcite, cu o concentratie mare de sare, ajung n straturile oceanice adnci prin procesul de convectie termic. Aceste ape reci si saline se deplaseaz spre sud, de-a lungul coastei continentului american si n jurul continentului antarctic de unde mpreun cu masele de ap reci si saline formate prin convectie n aceste regiuni se deplaseaz apoi spre est, n oceanul Indian si Pacific iar din nordul oceanului Indian si Pacific se rentorc la suprafat ca ape calde, interactionnd cu atmosfera, n nordul Atlanticului (figura 3).

    Circulatia termosalin descris mai sus are scara de timp de ordinul a o mie de ani dar exist studii teoretice care pun n lumin posibilitatea existentei fluctuatiilor interdeceniale ale caracteristicilor acestei circulatii. Analize efectuate cu modele climatice sugereaz faptul c circulatia termosalin 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. Scri spaiale i temporale ale factorilor genetici ai climei

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

    vine de la Soare. Aceast energie este apoi transportat n geosistem de circulaiile atmosferice i cele oceanice. Circulaia general a atmosferei are rolul principal n sistemul global, transportnd 60% din energia provnit de la Soare. Circulaia oceanic i urmeaz ca importan, transfernd restul de 40% (Peixoto i Oort, 1992). Circulatia atmosferic este determinat de nclzirea solar neuniform a suprafeei terestre (radiaia solar absorbit e mai mare la Ecuator i mai mic la Poli) i de rotaia Pamntului (fora Coriolis).

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

  • 11

    Circulaia atmosferic influeneaz circulaia n oceanul planetar. Transportul de energie este influenat de condiiile regionale specifice. Factori care pot determina perturbaii n sistemul climatic i scrile de timp asociate lor:

    2.1 Ciclul de via al Soarelui i variabilitatea activitii solare; 2.2 Schimbri geologice (e.g. deplasarea continentelor); 2.3 Caracteristicile micrilor Pmntului n jurul axei sale i n jurul Soarelui 2.4 Compoziia atmosferei; 2.5 Variabilitatea intern datorat complexitii geosistemului.

    2.1 Ciclul de via i variabilitatea solar

    Teoriile astrofizice relev c Soarele are un ciclu de via de aproximativ 10 miliarde de ani, pn n prezent parcurgnd aproximativ jumtatea din acest interval de timp. Soarele este o stea pitic galben a crei evoluie se va sfri In stadiul de gigant roie, peste aproximativ 5 miliarde de ani. In cursul ciclului su de via, Soarele devine din ce n ce mai luminos (intensitatea radiaiei solare crescnd cu 10% la 1 miliard de ani), temperatura la suprafaa sa crescnd gradual. Peste 1 miliard de ani, temperatura la suprafaa sa va fi att de mare nct va face imposibil existena apei n forma lichid pe Terra, ceea ce va nsemna distrugerea total a biosferei.

    Pentru prezent, observaii recente, obinute din masurtori satelitare, au artat c radiaia solar pe unitate de suprafa, situat perpendicular pe direcia radiaiei incidente, la limita superioar a atmosferei, variaz cu 0.08% pe parcursul unui ciclu de aproximativ 11 ani (Foukal i colaboratorii, 2004). Variaia este destul de mic, astfel nct la scrile de timp interanual i decenial, radiaia solar poate fi considerat aproximativ constant. Situaia este diferit la scri de timp centeniale i mai mari.

    Exist observaii astronomice care sugereaz c stelele de tipul Soarelui pot prezenta variaii ale emisiei lor radiative i pe intervale de ordinul sutelor de ani. De exemplu, sa estimat c valoarea radiaiei solare incidente pe unitate de suprafa la limita superioar a atmosferei, a fost n secolul 17 sensibil mai scazut dect valoarile actuale (Foukal i colaboratorii, 2004). Secolul 17 puncteaz o perioad climatic interesant: aa numita mica epoc glaciar. 2.2 Schimbri geologice

    La scri de timp de ordinul sutelor de milioane de ani, procesele geologice de modificare a distribuiei oceane-continente produc schimbri climatice importante, datorit, n principal, modului diferit n care cele dou componente ale sistemului climatic se nclzesc i transfer energia provenit de la Soare. In 1915, cercettorul german Alfred Wegener a propus teoria deplasrii continentelor care postuleaz c pri ale scoarei terestre se deplaseaz deasupra unui miez lichid.

  • 12

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

    Pentru exemplificare, n figura 7 sunt ilustrate distribuia ocean-continente i zonarea bioclimatic pentru 2 perioade ale Permianului, Sakamarian i Wordian (n care gheurile, practic, au disprut). In figura 7 sunt prezentate dou astfel de experimente, realizate de Rees i colaboratorii (2002). Ei au folosit modelul GENESIS format dintr-un model atmosferic de cirulaie general cuplat cu un model de suprafa continental i cu un model simplu de ocean cu strat de amestec. GENESIS face predicii ale configuraiilor climatice la suprafa i pentru 18 nivele verticale n atmosfer. Pasul de timp este de o jumatate de or, iar modelul include att ciclul diurn ct i cel sezonier (Rees i colaboratorii, 2002).

  • 13

    Rezoluia spaial a modelului este de 3.75 n longitudine i n latitudine. Rezultatele experimentelor numerice, n care indicele activitii solare a fost sczut cu 2,4% ( i 2,1% (pentru Wordian) fa de valoarea actual de 1365 W/m2, iar concentraia dioxidului de carbon atmosferic a fost fixat la valorea actual, de 4 ori valorea actual i de 8 ori valoarea actual, au stat la baza reconstruirii zonelor bioclimatice. Acestea din urm au fost comparate cu cele reconstruite folosind date paleontologice. Autorii au constatat c asemnarea cea mai mare apare ntre datele observate i cele modelate cnd concentratia dioxidului de carbon este fixat la de 8 ori valoarea prezent (figura 7).

    Dei geografic foarte diferit, clima perioadei trzii a Paleozoicului Carbonifer poate fi considerat un analog al strii climatice prezente: au existat calote glaciare i pduri ecuatoriale (chiar dac populate de tipuri diferite de plante). Apoi, o tranziie a avut loc n perioada permian (296251 Ma) - cea mai recent tranziie de la o glaciaiune puternic la o stare climatic n care, n general, ghearii au disprut, la fel si pdurile euatoriale. Aceast schimbare a marcat sfritul perioadei permo-carbonifere care a nceput acum 330 Ma. Se pare c aceast schimbare climatic s-a produs relativ rapid, n perioada Sakmariana a Permianului timpuriu. Inveliul de ghea a fost nlocuit cu pduri, n mare parte a sudul regiunii continentale Gondwana (Gibbs i colaboratorii, 2002). In regiunile polare, temperaturi mai ridicate dect cele de azi au persistat aproximativ 200 de milioane de ani, pn la sfritul Mezozoicului. Schimbarea climatic a determinat o aridizarea accentuat a Pangeei i modificri asociate ale biosferei, reprezentate de extincia unei mari pri din flora i fauna continental i marin. 2.3 Parametrii orbitali ai micrilor Pmntului

    Influena ciclurilor astronomice asupra climei globale este modulat prin variaiile asociate ale radiaiei solare incidente pe suprafaa Pmntului. In prezent, unghiul pe care l face axa Pmntului cu planul orbital este de aproximativ 23,5. El variaz ntre 22,1 i 24,5, ntr-un ciclu cu perioada de aproximativ 41 000 de ani. Schimbarea nclinrii axei Pmntului determin modificri ale severittii i contrastului dintre anotimpuri: cu ct unghiul este mai mare, cu att verile sunt mai calduroase i iernile mai reci. Cnd unghiul se micoreaz, contrastul dintre var i iarn se reduce i zpada acumulat n anotimpul rece nu dispare total n anotimpul cald, favoriznd extinderea stratului de zpada permanent i a ghearilor continentali. In aceste condiii, se declaneaz procese de amplificare a anomaliilor deja existente n geosistem, care accelereaz acumularea gheii i zpezii i duc la iniierea unei glaciaiuni. Momentul din an n care Pmntul se gsete n poziia cea mai apropiat de Soare, n micarea sa de revoluie (la periheliu), variaz dupa un ciclu de aproximativ 23 000 de ani. In prezent, periheliu este n ianuarie, ceea ce face iarna emisferei nordice uor mai cald. In urm cu aproximativ 11 000 de ani, periheliu era n iulie, accentund contrastul dintre anotimpurile solstiiale. Excentricitatea orbitei Pmntului n jurul Soarelui (diferena formei orbitei reale fa de orbita perfect circular) variaz i ea n cicluri de 100 000 si 400 000 de ani. Combinaia tuturor acestor cicluri determin distribuia latitudinal i

  • 14

    sezonier a radiaiei solare incidente, ntr-o anumit epoc, controlnd creterea i retragerea calotelor glaciare (Milankovitch, 1998). Calculele arat c, din punct de vedere al valorilor parametrilor orbitali actuali, nu ne putem atepta prea curnd la o tranziie spre urmtoarea era glaciar. Pentru ca o nou glaciaiune s se produc, ar trebui s mai treac cateva zeci de mii de ani.

    Milankovitch a explicat existena ciclurilor glaciare prin modificrile predictibile, la scara de timp de timp de zeci de mii de ani, ale parametrilor care caracterizeaz orbita Pmntului i nclinarea axei sale. Teoriile de azi explic marile ritmuri glaciar-interglaciar i schimbrile climatice naturale asociate, att prin modificrile parametrilor orbitali i axei de nclinare a Pmntului, ct i prin intervenia, pe acest fundal, a proceselor de feedback declanate, procese ce mpreun cu factorii externi determin variaii att ale dioxidului de carbon ct i ale temperaturii medii globale (figura 8) . 2.4 Compoziia atmosferei

    Bilanul radiativ, care determin ct energie de la Soare devine disponibil n geosistem, este influenat de compoziia atmosferei; mai precis, de concentraia gazelor radiativ-active i de cantitatea de aerosoli. Gazele radiativ-active (gazele cu efect de ser) las s treac radiaia solar incident, dar absorb radiaia emis de suprafaa nclzit de Soare a Pmntului i o reemit att spre exterior, n spaiul cosmic, ct i napoi, n sistemul terestru, determinnd astfel o reducere a pierderilor de energie din sistem. 2.4.1 Efectul de ser

    In clima actual, principalul gaz cu efect de ser este reprezentat de vaporii de ap. In atmosfera joas, cantitatea de vapori de ap este determinat de echilibrul natural dintre evaporaie i precipitaii, nefiind direct afectat de activitile umane (dei exist o influen indirect, datorat feedback-urilor declanate de nclzirea global). Alte gaze radiativ-active importante sunt dioxidul de carbon, metanul, oxidul de azot i compuii carbonului cu clorul i fluorul. Pe termen lung, rolul dioxidului de carbon devine predominant. Ideea rolului important al dioxidului de carbon n schimbarea climatic global este a chimistului suedez Svante Arrhenius. La sfaritul secolului al XIX-lea, Arrhenius a propus ca explicaie a ciclurilor glaciare, modificarea intensitii efectului de ser prin modificrea concentraiei dioxidului de carbon din atmosfer.

    Spre deosebire de alte gaze radiativ-active, dioxidul de carbon nu e distrus de reacii chimice sau fotochimice, iar timpul sau de reziden n atmosfer este de ordinul mai multor sute de ani. Exist un efect de ser natural (figura 9), care sporeste cu aproape 33 C temperatura medie globala la suprafaa terestr, fa de cazul n care n-ar exista atmosfera cu gaze radiativ-active (adic de la -18 C la 15 C) (Peixoto i Oort,1992). Efectul de ser natural a fcut posibil dezvoltarea vieii pe planeta noastr.

  • 15

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

    Efectul de ser acioneaz i pe alte planete ale Sistemului Solar, dar

    rezultatele sunt diferite, n funcie de particularitile atmosferei planetare existente. In cazul planetei Venus, cu o atmosfer a crei mas este de 90 de ori masa atmosferei terestre i care e compus n proporie de 90% din dioxid de carbon, temperatura la suprafa este de 477C. Acolo, efectul de ser are o contribuie de 523C. Pe Marte, cu o mas atmosferic mai mica dect 1% din masa atmosferei terestre, i cu o compoziie atmosferic format n proporie de 80% din dioxid de carbon, temperatura la suprafa este de -47C - mai mare cu 10 dect n cazul n care n-ar fi existat efectul de ser marian. 2.4.2 Activitatea vulcanic

    Activitatea vulcanic (dar i unele activitati ale omului) modific compoziia atmosferei prin emisia de gaze cu efect de ser i prin emisia de aerosoli, modificnd astfel bilanul radiativ. Exist studii care sugereaz c erupiile vulcanice afecteaz sistemul climatic prin intermediul modurilor interne de variabilitate climatic (Kodera, 1994; paragraful 2.5). Efectul unei erupii individuale poate s-i puna amprenta n sistem pe o perioad de pn la 2 ani. In cazul unei activitti geologice intense, caracterizate de o frecven ridicat a erupiilor vulcanice, efectul lor poate influena sistemul climatic pe perioade mult mai mari de timp.

    Impreun cu efectele aerosolilor, cele ale caracteristicilor suprafeei terestre i efectele gazelor radiativ-active acioneaz asupra felului n care radiaia

  • 16

    solar incident este absorbit, reflectat i mprtiat. Un fapt cert este c activitile umane, genernd cantiti din ce n ce mai mari de gaze cu efect de ser, intervin neliniar asupra unuia din factorii genetici ai climei: energia de orginie solar, disponibil n sistemul terestru. Iat cum intervenia uman n geosistem poate altera ritmuri naturale aparinnd unor scri de timp aparent inaccesibile fiinei umane.

    Figura 9. Reprezentarea schematic a efectului de ser. Adaptare dupa Raportul IPCC (2001). 2.5 Variabilitatea intern a geosistemului climatic

    Variabilitatea intern apare n sistemul climatic datorit interciunilor complexe dintre componente: ocean, atmosfer, continente. Astfel, El Nino-Oscilatia Sudica (ENSO) este manifestarea cuplajului ocean-atmosfera n zona ecuatorial a oceanului Pacific. Perioada observat a ENSO este ntre 2 i 7 ani. Efectele sale sunt globale (figura 10) (Trenberth and Hoar, 1997).

    Oscilaia nord-atlantic (NAO) genereaz fluctuaii climatice n emisfera nordic, de la coasta estic a Statelor Unite pn n Siberia i din Arctica pn n zona subtropical a Atlanticului (figura 11) (Bojariu, 1997; Bojariu si Paliu, 2000; Bojariu i Gimeno, 2003). Scara de timp a fenomenului NAO cuprinde intervale de cteva sptmni, un sezon, perioade interanuale i 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 limitat a fazei oscilaiei nord-atlantice din iarn poate fi important din punct de vedere socio-economic, datorit impactului pe care fenomenul l are n agricultur i n gestionarea resurselor de ap i energetice, n Romnia (Bojariu i Paliu, 2001) ca n aproape ntreaga Europ. 3. Date climatice i metode de analiz a datelor climatice 3.1 Datele instrumentale

    Caracteristicile climatice actuale se studiaz pe baza nregistrarii valorilor

    parametrilor climatici obinute cu echipamente standard. Instrumentele de msur trebuie instalate n locaii potrivite, ntreinute, iar observaiile realizate cu rigurozitate. Echipamentele pentru msurtori trebuie plasate astfel nct s asigure reprezentativitatea i omogenitatea irurilor de observaii. Principalele mrimi climatice msurate sunt: temperatura, cantitatea de precipitaii, umiditatea aerului, presiunea atmosferic, viteza i direcia vntului, etc.

    Msurtorile temperaturii aerului la suprafa se fac folosind termometre. In ultimele decenii, s-au fcut eforturi pentru a se nregistra variaia temperaturii pe mai multe nivele ale atmosferei, pe de-o parte, prin reteaua de staii de radiosondaj, iar pe de alt parte, folosind dispozitive de msurare plasate pe satelii. Siruri de date cu acoperire global, provenind din radiosondaje, sunt disponibile ncepnd cu anul 1958, iar cele satelitare, din 1979.

    Cantitatea de precipitaii se msoara notnd periodic cantitatea de ap dintr-un recipient expus fenomenelor atmosferice. Trebuie luate n calcul fenomene ca evaporarea si efectul vntului. Variabilitatea spaial i temporal a precipitaiilor este mult mai mare dect a temperaturii, de unde i dificultatea crescut n procesul de analiz a acestui parametru climatic.

    Cantitatea de ap din aer poate fi exprimat ca: presiune a vaporilor de ap umiditate relativ umiditatea absolut rata de amestec punctul de rou

    Instrumentul standard de masurare a umiditatii e psihrometru. Vntul, de obicei, este msurat folosind amemometrul, a crui cup se

    rotete pe un ax vertical, perpendicular pe direcia vntului. Locaia anemomentrului trebuie aleas cu grij, avnd n vedere c orice obstacol din apropiere poate afecta calitatea msurtorilor.

    Observaii instrumentale sistematice se fac, pe scara mare, ncepand cu a doua jumatatea a secolului al XIX-lea. Exista msuratori ale temperaturii, cantitilor de precipitaii i presiunii atmosferice ncepnd chiar din prima parte a secolului al XVIII-lea, dar ele sunt limitate la Europa.

  • 19

    3.2 Date paleoclimatice

    Fluctuaiile climatice au scri de timp foarte diferite, de la sezon, an, la sute de milioane de ani, fiecare component a variabilitii avnd asociat un mecanism specific. Limitarea asociat intervalului relativ scurt pentru care exist date instrumentale poate fi redus folosind datele paleoclimatice. Paleoclimtologia este domeniul ce studiaz variabilitatea i schimbrile climatice pe intervale de timp ce preced perioada instrumental.

    Cteva exemple de date paleoclimatice: temperatura i concentraia dioxidului de carbon - estimate din caracteristici

    ale nveliul de gheaa al Antarcticii si al Groenlandei, la diferite adncimi; temperatura - estimat folosind probe de coral; temperatura i precipitaiile - estimate folosind inelele din trunchiuri de

    copaci; condiiile de ariditate/umiditate - folosind caracteristicile sedimentelor

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

    informaii dar pe anumite scri de timp. Cele mai multe probe de ghea se limiteaz a oferi informaii doar pentru ultimul milion de ani, iar analiza inelelor din trunchiurile de copaci furnizeaz informaii pentru cel mult ultimii 10 000 de ani. Sedimentele oceanice ofer o fereastr de timp extins pn la 100 de milioane de ani n urm. 3.3. Metodologii de analiz

    Cercetrile climatice au o relaie particular cu obiectul lor de studiu datorit imposibilitii utilizrii paradigmei clasice conform creia experimentele fizice sunt special proiectate s selecteze teoriile valide dintre cele propuse pentru a explica caracteristicile sistemului analizat. Cercettorii proceselor geofizice sunt pui n faa unui unic experiment, la a crei elaborare nu au contribuit, i care se deruleaz de cteva miliarde de ani, pe Terra. In acest domeniu, ca n multe altele, dezvoltarea exploziv a tehnologiei informatice a impus soluia utilizrii experimentelor numerice.

    3.3.1 Modele climatice deterministe

    Modele matematice deterministe ale sistemului climatic, nglobnd

    caracteristicile fizice deduse din datele observaionale, sunt folosite pentru a proiecta experimente numerice care ncearc s clarifice problemele legate de fluctuaiile climatice naturale si de influenele activitilor umane. Componentele geosistemului sunt reprezentate de module matematice cuplate, n condiii date, specifice fiecarui experiment (valori precizate pentru concentraiile gazelor cu efect de ser, configuraii particulare ale oceanelor i continentelor, etc).

    Realizarea unui model al circulaiei generale a atmosferei (AGCM) necesit technici numerice pentru obinerea soluiilor setului de ecuaii primitive (figura 12),

  • 20

    algoritmi de calcul pentru diferitele tipuri de parametrizri ale proceselor fizice care au loc la scri nerezolvabile de rezoluia spaial considerat, seturi de date la frontiera atmosferei, n acord cu rezoluia orizontal i vertical a modelului construit i condiiile iniiale pentru variabilele prognostice. Intervalul de integrare sau numrul de iteraii folosit, precum i rezoluia spaial necesare rulrii modelului depind de natura problemei analizate. Problemele legate de variabilitatea climatic necesit, n general, integrri ncepnd cu intervale multianuale i mergnd pn la cele de ordinul miilor de ani.

    Figura 12. Reprezentarea schematic a discretizrii n grila pentru un model climatic global. (Dup Trenberth, 2008).

    In cazul ideal, singurele condiii la frontier fixate pentru atmosfer ar trebui

    s fie distribuia i caracteristicile orografice ale suprafeelor continentale. Toi ceilali factori, cum ar fi temperatura oceanului la suprafa (SST), distribuia gheii marine, albedo-ul, concentraia diferiilor constitueni ai atmosferei ar trebui predicionai de alte componente i transmii apoi componentei atmosferice. In prezent, numai cteva 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 reprezint un factor de incertitudine pentru modelele climatice. Norii au efecte majore asupra climatului. Unul dintre rolurile pe care norii l joac n clim este acela de a rci suprafaa prin reflectarea luminii solare napoi n spaiu; altul este nclzirea prin creterea cantitii de radiaii infraroii emise din atmosfer ctre suprafa.

    Chiar dac sau realizat progrese privind simularea proceselor chimice i fizice n modele, rmn nc estule incertitudini i lucruri de clarificat. Un exemplu este i cel ce privete evoluia socio-economic viitoare a populaiei, industriei i

  • 21

    tehnologiei, care etermin concentraiile de gaze cu efect de ser emise n atmosfer. Acestea sunt folosite n experimentele numerice pentru proieciile viitoare ale climei. 3.3.1.1 Scenarii climatice

    Proieciile modificrilor climatice depind foarte mult de evoluia activitilor umane viitoare. De aceea, modelele climatice sunt rulate n condiiile unor scenarii de dezvoltare socio-economic . Exist 40 de scenarii diferite, fiecare plecnd de la un set de supoziii n ceea ce privete emisia viitoare de gaze cu efect de ser i utilizarea n viitor a terenului. Majoritatea scenariilor includ o cretere a consumului de combustibil fosil i a produsului intern brut global (PIB). Aceste scenarii privind emisiile se organizeaz n familii care conin trsturi evolutive similare n anumite privine. Rapoarte de evaluare ale proieciilor viitoare sunt elaborate periodic de Grupul Interguvernamental pentru Schimbri Climatice (IPCC), pe baza acestor scenarii.Scenariile folosite att n al treilea raport de evaluare al IPCC (TAR IPCC, 2001) ct i n al patrulea raport (AR4 IPCC, 2007) sunt A1FI, A1B, A1T, A2, B1, si B2. Cteva exemple reprezentnd familii de scenarii climatice sunt trecute n revist n urmtoarele pragrafe. Scenariile A1 presupun mai multe caracteristici. Familia A1 de scenarii se caracterizeaz prin:

    cretere economic rapid; populaie global care ajunge la 9 miliarde n 2050 iar apoi descrete

    gradual; rspndirea rapid a tehnologiilor noi i eficiente; o lume convergent venitul i modul de via converg ntre regiuni; interaciuni sociale i culturale extinse n toat lumea.

    Scenariile A2 ilustreaz o lume mai divizat. Familia A2 de scenarii se caracterizeaz prin:

    operare independent, naiuni ncreztoare n propriile fore; creterea continu a populaiei; dezvolatrea economic regional orientat; modificri tehnologice mai lente i mai fragmentate i mbuntiri la venitul

    pe cap de locuitor. Scenariile B1 reprezint o lume mai integrat i mult mai prietenoas din punct de vedere ecologic. Scenariile B1 se caracterizeaz prin:

    cretere economic rapid la fel ca la A1, dar cu schimbri rapide fa de o economie a serviciilor i a informaiilor;

    creterea populaiei la 9 miliarde n 2050 i apoi descretere ca la A1; reducerea intensitii materiale i introducerea resurselor tehnologice

    curate i eficiente; accentuare a soluiilor globale n ceea ce privete stabilitatea economic,

    social i a mediului. Scenariile B2 ilustreaz o lume mai divizat, ns mult mai prietenoas din punct de vedere ecologic. Scenariile B2 se caracterizeaz prin:

  • 22

    creterea continu a populaiei, dar la un nivel mai lent fa de A2; accentuarea soluiilor locale de stabilitatea economic, social i a

    mediului, n dauna celor globale; nivele medii ale dezvoltrii economice; modificri tehnologice mai puin rapide i mai fragmentate fa de A1 i B1.

    Figura 13. Scenariile SRES IPCC pentru emisiile de dioxid de carbon (n pri per milion). (Dup Raportul IPCC, 2007) 3.3.2 Tehnici statistice

    O alt dificultate a studiului proceselor climatice este complexitatea sistemului aflat n analiz. Metode statistice din ce n ce mai sofisticate sunt necesare pentru a identifica multitudinea de relaii existente la diferite scri spaiale i temporale ntre variabilele ce caracterizeaza starea climatic. Aplicate cu discernmnt, tehnicile statistice pot deveni unelete puternice de analiz ale datelor observaionale i ale rezultatelor experimentelor numerice. Scopul oricrei analize statistice este identificarea configuraiilor repetabile n setul de date i confruntarea acestora cu teoriile ce vizeaz explicarea proceselor climatice supuse analizei. In general, analizele statistice identific n irurile de date semnale asociate unor procese climatice care depesc zgomotul de fond.

    Analizele descriptive pun n lumin aspectele particulare ale variabiliii din setul de date (semnalul). Pentru aceasta se calculeaz indici de tipul mediei, i abaterii standard. Se definesc indici i pentru a caracteriza evenimentele considerate extreme. Testele de semnificaie statistic sunt foarte importante n a

  • 23

    stabili dac variaiile analizate sunt diferite sau nu de ceea ce ar trebui sa ne ateptm de la o serie de timp aleatoare. Exist i analize statistice care trec de nivelul descriptiv i ncearc s rspund unor ntrebri legate de ipoteze privind mecanismele fizice ce ar putea genera comportamentul spaio-temporal observat n datele de observaie.

    4. Procesele de feedback in sistemul climatic

    Temperatura Pmntului calculat pe baza legii Stefan-Boltzmann, din radianta observat n spatiul cosmic, este de 255 K. Temperatura observat la suprafata terestr este ns n jur de 288 K. Diferenta de 33 K este datorat existentei atmosferei terestre, semitransparent pentru radiatia solar din spectrul vizibil dar aproape opac pentru radiatia infrarosie, din cauza prezentei gazelor atmosferice optic active, a norilor si a particulelor n suspensie. Acesti constituenti absorb radiatia infrarosie emis de suprafata Pmntului si o re-emit att spre spatiu cosmic ct si napoi spre suprafat contribuind la o reducere a pierderilor de energie n exterior (efectul de ser). Cresterea concentratiei constituentilor atmosferici optic activi determin o crestere a temperaturii suprafetei terestre. Ca urmare a activittilor umane, s-a calculat c ncepnd 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 densittii fluxului de energie radiant la suprafata Pmntului cu aproximativ 3 W/m2. Ce nsemn 3 W/m2 n plus pentru temperatura la suprafat este ns dificil de estimat datorit numeroaselor mecanisme de feedback ce actioneaz n 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 intro 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. Interaciunea ocean-atmosfer Interactiunea dintre oceane si atmosfer este fundamental ca important

    pentru procesele dinamice care guverneaz clima si variabilitatea sa. Pe lng rspunsul la fenomenele atmosferice, oceanele evidentiaz propria scar de timp configurat de procesele lente comparativ cu cele atmosferice, datorit capacittii sale calorice mari. Procesele oceanice, caracterizate de durate mari de timp, influenteaz la rndul lor circulatia atmosferic.

    a) El Nio-oscilatia sudica (ENSO)

    La tropice, interactiunea ocean-atmosfer determin fluctuatii interanuale la

    scar mare, cunoscute ca El Nio-Oscilatia Sudic (ENSO). ENSO este un fenomen quasi-periodic care se dezvolt la intervale ntre 2 si 7 ani si care dureaz 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 suprafa n estul si centrul Pacificului ecuatorial are impactul cel mai puternic asupra activittilor umane. In acest caz exist o reajustare a transportului atmosferic de mas ntre estul si vestul Pacificului tropical, nsotit de deplasarea maximului precipitatiilor spre estul Indoneziei i diminuarea vnturilor de est (figura 14). Precipitaiile devin abundente pe coasta Ecuadorului si Perului iar cantitatea de nutrienti din stratul oceanic de suprafat se reduce determinnd o scdere dramatic a recoltei de peste din aceste regiuni.

    Variaiile presiunii la nivelul mrii (SLP) se coreleaz 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 ncercarea de a explica declansarea si dezvoltarea episoadelor ENSO, Bjerknes (1969) a remarcat c temperatura oceanului la suprafat n estul ecuatorial al Pacificului este deosebit de rece pentru asemenea latitudini joase.

    Pentru c n vestul Pacificului apele la suprafat sunt mai calde, exist un gradient termic n regiunea ecuatorial care d nastere circulatiei atmosferice de tip Walker (figura 14). Aerul uscat si relativ rece din est se deplaseaz spre vest, iar acolo, dup ce a fost nclzit si mbogtit cu umezeal se ridic si o parte se rentoarce spre est unde deasupra apelor reci se produce miscarea descendent. Bjerknes a artat c vnturile ecuatoriale de suprafat alimenteaz gradientul existent datorit advectiei orizontale a apelor mai reci de lng coasta Americii de Sud prin procesul de upwelling ecuatorial.

    Wyrtki (1979) a observat c n timpul episoadelor El Nio, rspunsul oceanului e mai degrab dinamic dect termodinamic. El a artat c primele semnale apar n cmpul de vnt din centrul si vestul Pacificului. Modele numerice au sugerat c aceste semnale se propag spre estul ecuatorial, sub forma undelor Kelvin care se reflect apoi sub form de unde Rossby. Undele Rossby care se reflect la frontiera de vest, se propag spre est ca unde Kelvin. In regiunile ecuatoriale undele de joas frecvent pot s traverseze oceanul ntr-un interval de timp care coincide cu variatiile sezoniere ale vntului. Semnalul "cald" original este ntodeauna nsotit de un semnal "rece", ntrziat. Acest mecanism de oscilator ntrziat a fost propus pentru explicarea autontretinerii ciclului ENSO. Zebiak si Cane (1987) au relizat un model cuplat ocean-atmosfer care s ilustreze ipotezele lui Bjerknes (1969) si cele ale lui Wyrtki (1979). Prevederile deterministe ale cmpului de SST din Pacificul tropical, efectuate cu pn la un an n avans, folosind pentru initializare datele de vnt din aceeasi regiune, au artat c sunt ndeajuns de precise pentru a fi folosite pentru prevederea caracteristicilor legate de ciclul ENSO.

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

  • 26

    existenta gradientului est-vest si sunt mult mai focalizate n regiunea ecuatorului dect configuratiile similare din Pacific. n schimb, circulatia ciclonic sud-tropical este prezent n ambele bazine oceanice. Episoadele atlantice de tip ENSO par a fi caracterizate n mare msur de configuratii cvasistationare, localizate de obicei n centrul bazinului. O trstur comun Pacificului si Atlanticului este existenta legturii dintre anomaliile cmpului de SST si fluctuatiile de vnt din regiunea ecuatorial. Anomalii pozitive (negative) n cmpul ecuatorial de SST sunt asociate cu anomalii vestice (estice) n cmpul de vnt. Tipul de relatie SST-vnt, comun celor dou bazine oceanice, sugereaz existenta aceluiasi tip de mecanism n zona ecuatorial (Zebiak, 1993). b) Cuplajul ocean-atmosfera in Atlantic

    Variabilitatea de tip ENSO nu este singurul tip de variabilitate din Atlanticul tropical. Analiza legturii dintre anomaliile de precipitatii din nord-estul Braziliei si temperatura la suprafata mrii (SST) sugereaz existenta unei configuratii caracterizat de anomalii de SST cu semn opus la nordul si sudul zonei de interconvergent tropical (ITCZ) (Moura si Shukla, 1981). Analiznd anomaliile SST din Atlanticul tropical, Servain (1991) a evidentiat n cazul structurii de tip dipol ce caracterizeaz regiunile nordice si sudice ale Atlanticului tropical existenta variabilittii de frecvent joas. Houghton si Tourre (1992) au artat c fluctuatiile de SST din nordul si sudul Atlanticului tropical nu sunt corelate temporal desi gradientul ce traverseaz zona de interconvergent tropical prezint o evolutie caracterizat de componente de joas frecvent. Rezultatele obtinute de Servain si Legler (1986), bazate pe date de SST si vnt din Atlanticul tropical, evidentiaz faptul c exist cazuri cnd variabilitatea emisferei nordice si variabilitatea emisferei sudice sunt opuse si alte situatii cnd acestea sunt n faz. Servain a sugerat c variabilitatea tropical din Atlantic poate fi legat de ciclul El Nio/Oscilatia Sudic (ENSO) din Pacific. Totusi, exist dovezi ale legturii dintre anomaliile de SST din Atlanticul tropical si fluctuatiile climatice ce caracterizeaz Atlanticul de Nord (Namias, 1970; Dqu si Servain, 1989). Unele caracteristici ale interactiunii ocean-atmosfer sunt diferite n Atlantic comparativ cu cele din Pacific. Dqu si Servain (1989) au artat c exist tipuri ale variabilittii atmosferice extratropicale care preced fluctuatiile climatice tropicale (situatie opus celei din Pacific). Mecanismele fizice rspunztoare pentru aceste caracteristici nu au fost ns identificate. Folosirea cmpului de SST la evaluarea predictiv a anomaliilor climatice de la latitudinile medii si nalte este si ea doar un deziderat. La latitudinile medii, cldura transportat spre poli de circulatia oceanic este transferat atmosferei prin schimburi turbulente. Fluctuatii ale schimbului de cldur ocean-atmosfer genereaz la scar mare anomalii persistente de SST. Efectul interactiunilor de la latitudinile medii este important n configurarea asimetriilor curgerii atmosferice zonale care la rndul lor afecteaz tensiunea vntului la suprafata oceanului si deci caracteristicile circulatiei oceanice. Cea mai mare parte din transportul oceanic de cldur spre latitudile nalte ale Emisferei Nordice are loc n bazinul atlantic. In Atlanticul de Nord atmosfera poate comunica

  • 27

    cu apele oceanice abisale care iau nastere prin convectie de-a lungul extremittii nordice a bazinului si n zona subtropical. In aceste regiuni, cldura extras din ocean de atmosfer si cantitatea de ap provenit din precipitatii, din fluvii si din topirea ghetii marine pot altera stabilitatea coloanei de ap determinnd mai departe modificarea ratei de formare a maselor de ap abisale si a intensittii circulatiei meridianale. Numeroase studii sugereaz c interactiunea ocean-atmosfer din Atlanticul de Nord are un efect important asupra caracteristicilor variabilittii climatice la scar mare. Bjerknes (1964) a ncercat s defineasc natura interactiunii ocean-atmosfer din aceast regiune studiind relatia dintre tipurile de variabilitate ale anomaliilor de SLP si de SST. El a identificat puternice anomalii interanuale si interdeceniale de SST nsotite de configuratii caracterizate de un gradient meridional al presiunii la nivelul mrii, la scara bazinului Atlanticului de Nord. Analiza prezentat de Bjerknes indic existenta anomaliilor pozitive de SST de la 30 N la 50 N, n primele decenii ale secolului. Configuratia cmpului de SLP, n aceeasi perioad, este definit de anomalii pozitive n regiunea anticiclonului azoric si anomalii negative n regiunea Islandei. nclzirea decenial identificat n cmpul de SST este nsotit de intensificarea vnturilor de vest din aceeasi regiune spre deosebire de tipurile de variabilitate interanual pentru care definitorie este existenta unei corelatii negative ntre anomaliile vitezei vntului si cele de SST. Aceste observatii l-au determinat pe Bjerknes s concluzioneze c variabilitatea decenial este legat de procese la scara ntregului bazin conditionate de interactiunea dintre Curentul Golfului si circulatia atmosferic datorat anticiclonului azoric. c) Oscilatia nord-atlantica (NAO)

    Inc de la sfritul secolului 18 observaiile au artat c atunci cnd iarna este sever n Danemarca, este bland n Groenlanda i invers. Aceste caracteristici sunt detalii ale unui important tip de manifestare climatic la scar emisferic - oscilatia nord-atlantica (NAO). Hurrell si van Loon (1997) au estimat c ncepnd cu mijlocul deceniului 8 al ultimului secol, o mare parte din tendinta de incalzire, nregistrata iarna, n Europa i Nordul Asiei, este rezultatul modificarilor aparute n manifestarile oscilatiei nord-atlantice. Este vorba de o tendinta de crestere a frecvenei fazei positive a oscilaiei. Acest fenomen este asociat cu un transport al masei atmosferice ntre regiunile din vecinatatea insulelor Azore si cele din preajma Islandei. Faza pozitiv a oscilatiei nord-atlantice este caracterizata de o intensificare a vnturilor 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 climatic interanual este guvernat de rspunsul stratului de amestec oceanic la schimbul local de cldur 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 n cmpul de temperatura la suprafata mrii (SST) de iarn a anomaliilor negative (pozitive) de la 40 N la 60 N nsotite de anomalii pozitive

  • 28

    (negative) ntre 20 N si 40 N. Compararea acestor configuratii cu anomaliile de SLP sugereaz c fluctuatiile interanuale de SST sunt fortate de schimbrile n circulatia atmosferic de iarn (Wallace si colaboratorii, 1990; Cayan, 1992). Caracteristicile mentionate mai sus sunt atribute ale Oscilatiei Nord Atlantice (NAO).

    Fenomenul NAO este caracterizat de corelatii negative n cmpul anomaliilor de presiune la nivelul mrii (SLP) ntre depresiunea islandez si maximul azoric. Simultan cu anomaliile de SLP apar anomalii ale temperaturii aerului la suprafat, opuse n vestul Groenlandei fat de cea mai mare parte din Europa (van Loon si Rogers, 1978). Cele doua tipuri de configuratii NAO sunt caracterizate de temperaturi peste norm n sudul Groenlandei si temperaturi sub norm n Europa (GA) sau de temperaturi sub norm n vestul Groenlandei si anomalii termice pozitive n Europa (GB) (van Loon si Rogers, 1978) (figura 11).

    Tipurile GA sunt asociate, n cmpul de SLP, unei depresiuni islandeze mai putin marcate si unui maxim azoric diminuat, n timp ce tipurile GB sunt caracterizate de o depresiune islandeza pronuntat si de un maxim azoric ridicat. Configuratiile complementare ale vntului din Atlantic, ale temperaturii suprafetei mrii (SST), ale precipitatiilor n Europa si ale banchizei n mrile Groenlandei, Islandei si Baltic 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 interanual la cea decenial al unui anumit tip de configuratie NAO (figura 10). Identificarea mecanismului fizic rspunztor pentru aceast persistent poate contribui la fundamentarea estimrilor prognostice pe termen lung, mai ales n cazul conditiilor de iarn n Europa. Scara de timp caracteristic persistentei tipurilor NAO (interanual sau decenial), diferit de cea a proceselor atmosferice, sugereaz importanta cuplajului ocean-atmosfer n acest proces. Rezolvarea problemei mecanismului fizic asociat dezvoltrii tipurilor NAO este echivalent cu rezolvarea problemei mecanismelor interactiunilor ocean-atmosfer la scar interanual si decenial relevate de Bjerknes (1964). Corelatia ntrziat dintre evolutia temporal a tipurilor tropicale si variabilitatea interanual a Oscilatiei Nord-Atlantice este relevat de analiza tipurilor cuplate ocean-atmosfer la scara ntregului bazin central atlantic. Structura de tip "dipol" a anomaliilor de SST din Atlanticul tropical este asociat cu anomalii ale componentei meridianale a vntului din nord-vestul regiunii ecuatoriale si cu anomalii ale componentei zonale din regiunile nord-tropicale (Bojariu, 1997). Corelatia ntrziat dintre evolutia temporal a acestui tip cuplat de variabilitate si indicele Oscilatiei Nord-Atlantice sugereaz faptul c n generarea fenomenului NAO sunt implicati si factori extratropicali. Dup un anumit interval de timp oceanul tropical reactioneaz la semnalul extratropical adaptndu-se noilor conditii (Bojariu, 1997). Persistenta interanual a unui tip NAO (GA sau GB) este asociat persistentei interanuale a tipului tropical cuplat. Scara de timp asociat persistentei anomaliilor tropicale si extratropicale sugereaz un rol activ al oceanului n modularea temporal a semnalului NAO. Moura si Shukla ( 1981 ) au folosit un model dinamic pentru a calcula circulatia termic direct datorat anomaliilor SST pozitive situate n nordul ecuatorului si anomaliile SST negative localizate in sudul ecuatorului. In acest caz, modelul

  • 29

    genereaz 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 structur circulatorie opus. Diminuarea (intensificarea) alizeelor, legat de diminuarea (intensificarea) circulatiei Hadley poate determina mai departe intensificarea anomaliilor pozitive de SST, n regiunile nord-tropicale (Bojariu, 1997). Feedback-ul pozitiv descris mai sus poate explica persistenta anomaliilor de SST si vnt prin efectul schimbului de cldur la suprafata aer-ocean (Bojariu, 1997). Persistenta anomaliilor de SST din regiunile subtropicale ale Atlanticului de Nord influenteaz mai departe caracteristicile maximului azoric si deci pe cele ale "dipolului" NAO. Mai multe studii au sugerat faptul c fenomenul NAO este generat de caracteristicile dinamicii interne ale atmosferei extratropicale. Desi exist dovezi ale existentei unei legturi ntre variabilitatea atmosferic si configuratiile anomaliilor de SST, rolul oceanului n generarea si mentinerea tipurilor de configuratii NAO este nc neclar (Bojariu si Gimeno, 2003). In Romania, faza pozitiv a oscilatiei nord-atlantice aduce, n general, temperaturi de iarna mai ridicate decat cele obisnuite, n timp ce precipitatiile sunt deficitare, mai ales n sudul tarii (figura 15 i 16). Arcul carpatic actioneaz ca o barier complexa n calea transporturilor atmosferice, astfel nct semalul oscilatiei nord-atlantice este mai puternic n regiunile exterioare lantului muntos.

    Figura 15. Evoluiile temporale (1961-2007) ale temperaturii aerului la suprafa, mediat pe teritoriul Romniei (rou, n C) i indicele oscilaiei nord-atlantice (albastru, abateri standrdizate) n cazul sezonului rece (decembrie-martie). Staiile de munte sunt excluse. Coeficientul de corelaie cu indicele oscilaiei nord-atlantice este de R=0,54. DupBojariu (2009)

    -6

    -4

    -2

    0

    2

    4

    6

    1961

    1963

    1965

    1967

    1969

    1971

    1973

    1975

    1977

    1979

    1981

    1983

    1985

    1987

    1989

    1991

    1993

    1995

    1997

    1999

    2001

    2003

    2005

    2007

    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 i de precipitatii, oscilatia nord-atlantica are un impact direct asupra managementului resurselor de energie si apa, asupra dinamicii ecosistemelor si asupra agriculturii.

    Figura 16. Evoluiile temporale (1961-2007) ale anomaliilor mediei ratei zilnice de precipitaii, mediat pe teritoriul Romniei (verde, n mm/zi) n cazul sezonului rece (decembrie-martie). Staiile de munte sunt excluse. Coeficientul de corelaie cu indicele oscilaiei nord-atlantice este de R=-0,48. Dup Bojariu (2009) 6. Fenomenele meteorologice extreme

    Variabilitatea climatic natural determin, deseori, producerea unor fenomene meteorologice extreme. Un fenomen meteorologic este considerat extrem cand determin trecerea sistemului analizat pe o stare mult diferit de norma climatic. In Raportul al III-lea al Comisiei Interguvernamentale pentru Schimbri Climatice (IPCC, 2001) fenomenele extreme de vreme sunt definite ca evenimente rare, fa de distribuiile lor statistice de referin, ntr-un un loc precizat. In mod obinuit, atributul rar asociat fenomenelor de vreme este cuantificat folosind percentilele distribuiilor statistice de 10%, 5%, 1%, sau cele de 90%, 95% si 99%. Prin definiie, caracteristicile fenomenelor extreme de vreme pot varia foarte mult de la o regiune la alta i ele se modific odat cu distribuiile statistice ce definesc climatul analizat (figura 17). Un eveniment climatic extrem este o sintez a mai multor evenimente extreme de vreme, pentru un anumit interval temporal (de exemplu, cantitatea sezoniera a precipitatiilor zilnice ce depesc 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 afar de criteriul raritii, comunitatea internaional mai folosete, pentru definirea evenimentelor extreme, criterile de maxim/minim, intensitate i pe cel care cuantific impactul socio-economic, transpus n pierderi umane (numr de morii/sau persoane afectate) i materiale (costuri economice, costuri n sistemul de asigurri).

    Una din problemele cele mai dificile n analiza fenomenelor extreme este lipsa sirurilor de date de observaie omogene i suficient de lungi, mai ales cnd rezoluia temporal cerut este cea zilnic. Pentru multe regiuni ale Terrei, date relativ omogene de temperatur, precipitaii, umiditate, presiune a aerului i vnt sunt disponibile doar pentru intervalul ncepnd de la sfritul celui de-al II-lea rzboi mondial, iar schimbrile n extreme sunt deseori mult mai afectate de neomogenitile din date dect schimbrile n medii. O alt problem este cea a stabilirii unor criterii standard pentru definirea fenomenelor meteorologice extreme. 6.1. Monitorizarea si analiza fenomenelor extreme Inundaii i secetele

    In general, inundaiile sunt rezultatul unor fenomene de tipul uraganelor, sistemelor de vreme ce tranziteaz o regiune i/sau a topirii zpezii.

    Figura 17. Modificri ale parametrilor statistici i impactul lor asupra caracteristicilor fenomenelor extreme.

    Exist inundaii cvasiperiodice, ca cele ale fluviului Nil, dar cele mai

  • 32

    primejdioase sunt aa-numitele flash floods, produse de precipitaii intense, czute pe o suprafa mic.

    Ele sunt si cel mai greu de prognozat. Datele arat c un procent de 10% din cantitatea de precipitaii observat n SUA, azi, este rezultatul ploilor toreniale, n care se nregistreaz cantiti mai mari de 50 mm/zi. La nceputul secolului XX, procentul era de doar 8%. Zonele costiere pot fi i ele, ocazional inundate, prin creterea nivelului mrii, datorit vnturilor puternice ce nsoesc furtunile, sau a valurilor de tip tsunami, care iau natere dup un cutremur submarin puternic. Inundaii puternice s-au produs n Europa, n vara anilor 2002 i 2005.

    Figura 18. Configuraia spaial i seria de timp asociat primului mod EOF al indicelui Palmer de severitate a secetei pentru intervalul 1900-2002 (dup Dai i colaboratorii,2004). Valorile negative indic deficitul de umiditate iar cele pozitive, excededntul de umiditate. Inundaiile au fost determinate de precipitaii extreme, foarte intense, al cror efect a fost amplificat de faptul c solul a devenit relativ repede mbibat cu ap.

    Secetele, dei nu sunt fenomene care se produc brusc, precum inundaiile sau furtunile, datorit persistenei lor, care determin efecte socio-economice

  • 33

    devastatoare, intr n categoria fenomenelor extreme. Exemple binecunoscute, pe plan internaional, sunt secetele din Great Plains, SUA, nregistrate n anii 1930, 1950 i 1980, precum i cele din Sahel, n sudul Saharei, din anii 1970 i 1980.

    Odat cu tendina de cretere a temperaturii medii globale, n ultimul secol, s-a nregistrat i o tendin de intensificare a evaporrii apei din sol, accentund efectele secetei n zonele vulnerabile. Unul din indicii foarte folositi n monitorizarea secetei este indicele de severitate Palmer care folosete temperatura i precipitaiile dintr-o locaie specificat, pentru a estima umiditatea solului folosind un model simplificat de bilan hidric (figura 18) (Palmer, 1965). Valurile de cldur i valurile de frig

    In contextul temperaturilor extreme, Raportul al III-lea al IPCC (2007) relev, pentru secolul XX, o extinderea intervalului de vegetaie, n cele mai multe regiuni de la latitudinile medii i nalte, o reducere a frecvenei temperaturilor foarte sczute lunare i sezoniere i o cretere (mai puin pronunat) n frecvena temperaturilor foarte ridicate, la nivel lunar i sezonier.

    Un exemplu interesant este cazul valului de cldur care a afectat cea mai mare parte din Europa n 2003. S-au nregistrat atunci recorduri ale temperaturilor maxime. Luterbacher et al. (2004) a estimat c vara 2003 e posibil sa fi fost cea mai clduroas din 1500 i pn n prezent. Valul de cldur din 2003 s-a datorat unui sistem de presiune ridicat care a blocat circulaia deasupra continentului european i care pare s fi fost legat de o extindere spre nord a celulei Hadley (Black et al., 2004). Un factor care a amplificat creterile termice a fost, se pare, lipsa de precipitaii din cea mai mare parte a Europei. Acest fapt a contribuit la reduerea pronunat a umiditii solului i a evaporaiei la suprafa, decalnnd un puternic feedback pozitiv. Tornadele

    Tornadele sunt asociate furtunilor puternice. Apariia lor nu e limitat

    geografic, ele se pot produce oriunde i exist consemnri ale lor pe toate continentele, cu excepia Antarcticii. Dar chiar i acolo, dezvoltarea unei tornade nu e teoretic exclus. Exist ns unele regiuni de pe glob unde probabilitatea de producere a tornadelor este mai mare (figura 19).

    In general, zona latitudinilor medii (ntre 30 i 50) furnizeaz condiiile cele mai favorabile pentru dezvoltarea lor. Aici, se produce preponderent att amestecul ntre aerul rece, de origine polar i cel mai cald, provenind din regiunile subtropicale. Dup o statistic realizat de National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), pe primul loc n clasamentul numarului de tornade nregistrate se situeaz Statele Unite ale Americii (SUA) cu o medie anual de 1000 de evenimente. Canada urmeaz, cu 100 de tornade nregistrate pe an. Alte regiuni n care dezvoltarea tornadelor este favorizat de condiiile locale includ nordul Europei, vestul Asiei, Bangladesh, Japonia, Australia i Noua Zeeland. In clasamentul numrului de tornade raportat la suprafa, Marea Britanie conduce

  • 34

    detaat, dar cele mai multe din ele nu ating intensitti foarte mari. Ciclonii tropicali

    Ciclonii tropicali se dezvolt deasupra suprafeelor oceanice subtropicale i tropicale, unde temperatura apei la suprafa depeste 26C. Ei sunt clasificai n funcie de viteza maxim atins a vntului (tabelul 1). In Atlantic, pentru ciclonii tropicali puternici se foloseste denumirea de uragan, iar n Pacific, cea de taifun. Studii recente au relevat faptul c n afar de temperatura apei la suprafaa oceanului, un rol important l joac i profilul termic vertical, instabilitile n coloana de aer i variaiile intensitii i direciei vntului n funcie de nlime. Un alt factor important pentru varaibilitatea ciclonilor tropicali este El Nio-oscilaia sudic (ENSO). ENSO este manifestarea cuplajului ocean-atmosfera in zona ecuatorial a oceanului Pacific. Efectele sale sunt ns globale (Trenberth and Hoar, 1997). Efectul ENSO asupra dezvoltrii ciclonilor tropicali variaz de la un bazin oceanic la altul. Fazele pozitive ale ENSO inhib activitatea ciclonic n Atlanticul tropical, dar o amplific n cea mai mare parte a Pacificului. Faza negativ a ENSO (La Nia) determin condiii opuse In cele dou bazine.

    Ciclonii tropicali sunt influenai i de Oscilaia multidecenial a Atlanticului (AMO). Indicele AMO este calculat, de obicei, ca medie spaial a temperaturii apei oceanului la suprafa, pentru regiunea Atlanticului de Nord. Variabilitatea indicelui AMO relev o perioad de aproximativ 70 de ani. Numrul ciclonilor din Atlanticul tropical urmeaz, n paralel, aceesi evoluie, cu maxime n perioadele cand indicele AMO este pozitiv si minime, cnd acesta are valori negative. In anul 2005, numarul ciclonilor tropicali inteni din Atlantic a nregistrat un record absolut (figura 20), iar sezonul lor de activitate s-a prelungit neobinuit de mult. Trenberth si Shea (2006) au apreciat ca acest fapt s-a datorat efectelor cumulate ale nclzirii globale, episodului La Nia prezent in Pacific i fazei pozitive a oscilaia multideceniale a Atlanticului. Tabelul 1. Clasificarea ciclonilor tropicali n funcie de viteza vntului.

    Categorie (km h-1) Furtuna tropical 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 dezvolt datorit mai ales contrastului termic ntre masele de aer de la latitudinile medii, spre deosebire de ciclonii tropicali a cror surs energetic principal este legat de evaporarea ce are loc la suprafaa cald a oceanului i precipitarea n troposfera tropical a vaporilor de ap. Ciclonii extratropicali au tendina de a se dezvolta i deplasa n anumite regiuni storm track.

    O dificultate n analiza ciclonilor extratropicali o constituie lipsa de date de calitate, pe perioade lungi de timp. O analiz a datelor de presiune atmosferic, la mai multe staii din nordul Europei, nu a reuit s identifice tendine semnificative n variabilitatea ciclonilor extratropicali, n ultima sut de ani.

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

    Caracteristicile ciclonilor extratropicali din regiunea atlantico-european sunt intim legate de varibilitatea oscilaiei nord-atlantice (NAO) prin fluctuaiile diferenei dintre anomaliile presiunii atmosferice n regiunea depresiunii islandeze i a maximului azoric (Bojariu i Gimeno,2003) (figura 11; paragraful 5.c).

  • 36

    Figura 20. Numarul de uragane si uragane majore nregistrate n Atlantic (evaluare realizat de NOAA, SUA).

  • 37

    6.2 Fenomenele extreme in Romania Schimbari observate in extremele unor parametri climatici n Romnia n secolul XX

    Figura 21. Tendinte liniare ale temperaturii medii de iarna (b) si regiunile unde semnalul incalzirii este semnificativ statistic (b). Conform figurii 17a, creterile n medie sunt consistente cu cresterea temperaturiilor maxime (vezi i figura22) i descreterea frecvenei valurilor de frig. Cu linii de contur e reprezentattopografia (>1000m).

    Clima temperat-continental a Romniei, cu patru anotimpuri, este determinat att de poziia sa pe glob, la jumatatea distanei dintre pol si ecuator, ct i de poziia sa geografic pe continentul european, la aproximativ 2000 km de Oceanul Atlantic, 1000 km de Marea Baltica, 400 km de Marea Adriatic. Relieful rii are un rol esenial n delimitarea fin a zonelor si etajelor climatice. Muntii Carpai cu dubla lor arcuire formeaz o barier complex n calea circulaiilor atmosferice determinate de interferena principalilor centri de aciune care genereaz sistemele de vreme n regiunea atlantico-european.

  • 38

    Datele de observie indic, pentru secolul XX, o crestere a temperaturii medii anuale de 0.3C, la nivelul ntregii ri. Creterea temperaturii este mai pronunat n jumatatea estic, unde, tendinele seculare nregistrate ating i 0.8C, n timp ce, n regiunea intracarpatic, ncalzirea este n general nesemnificativ. Analiza cantitatilor de precipitatii nregistrate n secolul XX indic o tendin de scadere a valorilor anuale, mai pronunat n centrul rii. Variaiile temperaturii aerului i ale cantitilor de precipitaii nu s-au produs uniform, pe parcursul secolului XX. In a doua jumatate a secolului trecut, analizele realizate cu un numar marit de staii, relev tendine mai accentuate de nclzire, difereniate regional (figura 23).

    Figura 22. Variaiile interanuale ale temperaturii maxime de iarn (decembrie-februarie) la Drobeta-Turnu Severin si tendina asociat pe intervalul 1961-2004.

    In ceea ce privete statistica fenomenelor extreme, analiza datelor de observaie din a doua jumtate a secolului XX indic o cretere semnificativ, pentru toate regiunile rii, a mediei temperaturii minime, vara, precum i a mediei temperaturii maxime din timpul iernii (figurile 21, 22 i 23) i verii. Creterea din ultimele patru decenii depete 2 C. Simultan, s-a nregistrat o cretere a frecvenei zilelor caniculare (definite de temperaturi maxime mai mari de 35 C) i descreterea frecvenei zilelor de iarna (MEWG, 2005) (vedei i 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 i persistente din primvara i

    vara anului 2005 a atras atenia opiniei publice romneti care e interesat s tie n ce msur astfel de fenomene extreme pot fi legate de semnalul global al unei schimbri climatice. Pentru a rspunde la aceast ntrebare trebuie s analizm dac evenimentele meteorologice din vara i primvara anului 2005 se nscriu n variabilitatea climatic natural, caracterizat de fluctuaii n jurul unei stri de referin, i/sau prezint caracteristici distincte de aceasta, anunnd o posibil evoluia spre o alt stare de referin. Cantitativ, ploile din primavara 2005 s-au transformat n recorduri absolute, fiind, la unele din staiile retelei meteorologice nationale, cele mai mari nregistrate pe toat perioada de funcionare. Pe de alt parte, ele par s urmeaze totui o regul, identificabil n valorile medii de primvar ale ultimelor decenii: raportate la acelai numar de zile, cad cantiti din ce n ce mai mari de precipitatii, accentuandu-se caracterul de torenialitate al ploilor de primvar. Luat individual, anul 2005 este unul atipic; privit ns din perspectiva statistic a ultimelor decenii, el pare a se nscrie ntr-o tendin regional de accentuare al aspectului de torenialitate a ploilor. Sunt ns necesare analize mai detailate, folosind att date de observaie ct i rezultatele unor experimente numerice cu modele climatice globale i regionale, pentru a putea evalua cu un grad de precizie mulumitor ct din magnitudinea fenomenelor extreme discutate aici poate fi atribuit variabilittii climatice naturale i ct rspunsului local la schimbarea global 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 n care temperatura maxima a depasit percentila de 95% pentru Drobeta Turnu Severin, anotimpul de iarn (decembrie-februarie). 7. Predictibilitatea climatic Exist dou clase distincte de probleme de predicie:

    probleme tip conditii iniiale, care urmaresc sa determine evolutia sistemului analizat ca o succesiune de stri pornind de la condiiile iniiale;

    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, spea a II-a. Prognoza fluctuaiilor meteorologice, inclusiv a celor extreme, pe termen scurt (cu anticipaie pn la maximum 10-14 zile) este una de spea I, dup clasificarea lui Lorenz. Performana prediciei de spea I este afectata de erori in cunoasterea condiiilor initiale, imperfeciuni ale modelului predictiv folosit i de natura haotica/neliniar a proceselor din sistemul de analizat. Neliniaritatea intrinsec a proceselor atmosferice face ca n cazul cunoaterii detaliate a condiiilor iniiale (ceea ce nu e cazul), erorile (chiar infinitezimale) s se amplifice n timp si sa reduca semnificativ performanta prognozei, peste un anumit interval de anticipaie.

    Estimrile prognostice cu intervale de anticipaie mai mari de aproximativ 2 sptmni valorific un potenial existent n sistemul climatic, potenial configurat de procesele cu variaie lent ce se deruleazla 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 pn acum (e.g. Lorenz, 1975) au sugerat c exist un maxim relativ al predictabiliii poteniale la scrile de timp sezoniere si anuale (figura 25).

    Figura 25. Reprezentarea schematic a scrilor de timp asociate predictabilittii vremii i climei.

    Astfel, predicia fluctuaiilor meteorologice n general i a celor extreme, n special, nu e teoretic posibil, pe termen lung, sub forma anticiparii succesiunii stricte a tuturor starilor cvasistationare prin care trece sistemul analizat, pornind de la condiii iniiale date, ci mai degrab sub forma anticiprii rspunsului de echilibru la modificarile parametrilor externi. Cunoscnd aceste modificri, care sunt mult mai lente dect scara de timp a fluctuaiilor atmosferice, am putea anticipa tipul de stare de echilibru spre care tinde sistemul fortat extern i caracteristicile statistice ale fluctuaiilor meteorologice (inclusiv ale celor extreme) consistente cu aceea stare de echilibru.

    Condiiile la suprafaa oceanului (de exemplu anomaliile temperaturii apei) sunt considerate sursa principal de predictabilitate pentru intervalele extinse de prognoz. Alte surse de predictibilitate pentru intervalele sezonier i anual, n regiunea atlantico-europeana, discutate in literatura stiintifica actuala, sunt: extinderea banchizei arctice, umiditatea solului, extinderea si grosimea stratului de zapad pe continente, starea vortexului stratosferic (n sezonul rece). Abordarile predictive folosesc tehnici:

    statistice o liniare

    modele univariate la staie (modele auto-regresive AR);

  • 42

    modele liniare multivariate pentru 2 cmpuri de date (folosind regresia multipla); cand se bazeaz pe un semnal fizic determinat de un fenomen la scara mare ca El Nino Oscilaia Sudic (ENSO) sau oscilaia nord-atlantic (NAO), pot fi considerate modele fenomenologice ;

    o neliniare analogia multicmp (baza metodologic a sistemului operativ

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

    o modele climatice globale (modele cuplate atmosfer-ocean-criosfer-biosfer);

    o modele climatice regionale; o ansambluri de rulri cu modele climatice; o proiecie statistic regional a rezultatelor prognostice ale modelelor

    climatice globale. 7.1 Analogia multicmp folosind vectorul de stare climatic Analogia multicmp lui (Barnett i Preisendorfer, 1978). se bazeaz pe evoluia vectorilor de stare climatic n hiperspatiul fazelor definit de functiile ortogonal empirice semnificative ale matricii de covarian a datelor. Un exemplu concret: pentru componetele locale ale vectorului de stare climatic sunt folosii indici spaiali ai anomaliilor de temperatur, precipitaii i numar de zile cu precipitatii, pentru staii care acoper relativ uniform teritoriul Romniei.

    Figura 26. Reprezentarea schematic a evoluiei vectorului de stare climatic ntrun spaiu bidimensional al fazelor, pentru stari analoge. Pentru 2 stri considerate apropiate n spaiul fazelor (la momentele t si t*) se consider ca evoluiile lor vor fi similare pn n momentele t+dt si t*+dt, unde dt este pasul de anticipaie (e.g. unul sau mai multe sezone). Pentru componentele de scar mare ai vectorului de stare climatic pot fi alei

  • 43

    indici spaiali ai anomaliilor temperaturii apei la suprafata marii (SST), anomalilor de geopotential la nivelul de 500 hPa, temperatura la 850 hPa i vntul zonal la 300 hPa. Selecia analogilor se face folosind distanele calculate n hiperspaiul fazelor ntre starea actual i cele din trecut (figura 26). Se aleg ca stri analoge acelea pentru care aceste distane sunt cele mai mici. Distanele folosite sunt cele de tip euclidian.

    Pentru un vector cu 54 de componente, fiecare component geofizic avand 56 observaii n timp, putem defini evoluiile i distanele euclidiene (d1 i d2) cu urmtoarele relaii:

    Zonele cheie pentru determinarea indicilor ce vor intra n coponena

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

    Figura 27. Selectarea zonelor cheie ale temperaturii apei oceanului pentru iarn. Zonele cheie sunt alese regiunile unde coeficientii spatialii au magnitudini mai mari de +- 0,5. Datele au fost standardizate, astfel c 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 obin mediind marimea geofizica pe regiunea de variabilitate maxim. 8. Schimbarile climatice datorate activitii umane

    Schimbarile climatice se traduc n modificari semnificative ale caracteristicilor statistice pentru mrimile fizice care o caracterizeaz. Manifestarile vremii pot fi acum definite ca fluctuaii de la starea de medie, nregistrate la un moment. Schimarile climatice se traduc in modificari ale mediei si ale tuturor acestor parametri statistici (figura 30) (vedei si introducerea n seciunea 6).

    Cantitatea de dioxid de carbon din atmosfera a crescut cu peste 35% fa de epoca preindustril (figura 8), iar cantitatea de metan s-a dublat ca urmare a activitilor umane (Raportul IPCC, 2007), contribuind astfel la intensificarea efectului de ser. Cantitatea sporit de energie care apare ca urmare a intensificarii efectului de sera (prin cresterea concentraiei atmosferice a gazelor radiativ-active) este transportat n sistem de circulaiile atmosferice i oceanice i poate determina geosistemul s evolueze spre o noua stare de referin, adic spre o nou clim. Din primii 12 ani considerati cei mai caldurosi, la nivel global, n secolul XX, 11 s-au nregistrat n ultimii si zece ani (1996-2005). Anii 1998 si 2005 au fost cei mai calduroi n ultima suta de ani (1904-2005), cu meniunea c n cazul anului 1998, amprenta fazei pozitive a ENSO a fost important n stabilirea recordului. Anul 2005 nu a beneficiat ns de contribuia unei faze pozitive a ENSO.

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

  • 45

    Conform estimrilor realizate pe baza rezultatelor mai multor experimente

    numerice, prezentate n Raportul al IV-lea al Comisiei Interguvernamentale pentru Schimbri Climatice (IPCC, 2007), temperatura medie global va crete pn la sfritul secolului XXI, fa de perioada actual, cel mai probabil, cu valori cupriunse n intervalul 1,8C - 4C, n funcie de scenariul de emisie folosit pentru precizarea concentraiilor atmosferice ale gazelor cu efect de serCantitatea de precipitaii si configuratiile sale, la nivel global, se ateapt s se modifice pn la sfritul acestui secol, cu mari diferenieri regionale (caracterizate de scderi/creteri cuprinse ntre 5-20%, fa de perioada actual). 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 n acelai Raport al IPCC, sugereaz i o alt consecin a schimrii globale: intensificarea ciclului hidrologic. Aceast intensificare poate determina creterea intensitii i/sau a frecvenei unor evenimente extreme (secete, inundaii, cicloni de la latitudinile medii, furtuni tropicale) n multe din regiunile globului. 8.1 Schimbari ale unor parametri climatici din Romnia n secolul XX 8.1.1 Tendinte observate de schimbare pentru perioada 1901-2000

    Analiza temperaturii aerului si a cantitii de precipitaii la 14 staii ce

    acoper teritoriul Romniei a evideniat, pentru perioada 1901-2000 (Busuioc i olaboratorii, 2005; MEWG, 2005), urmatoarele carcateristici anuale: Pentru temperatur

    o crestere a temperaturii medii anuale de 0.3 C la nivelul ntregii ri, mai pronuntat n jumatatea estic a arii (de exemplu, n secolul XX, la statiile Bucuresti-Filaret, Constanta si Roman, ncalzirea nregistrat e de 0.8 C);

    la staiile din regiunea intracarpatica ncalzirea e nesemnificativa, cu excepia staiei Baia Mare (0.7 C) unde se presupune c efectul polurii intervine n mai mare masur n modificarea carcateristicilor climatice.

    Pentru cantitile de precipitaii

    tendin de scadere a cantitatilor anuale, mai pronunat n centrul rii; Caracteristici sezoniere ale variaiei temperaturii aerului n secolul XX

    creteri semnificative ale temperaturii aerului s-au nregistrat mai ales iarna si vara (de exemplu, pentru staia Bucuresti-Filaret, creterea temperaturii a fost de 1.9 C, n anotimpul rece);

    racire semnificativ s-a nregistrat toamna, n vestul rii.

    Caracteristici sezoniere ale variaiei cantittilor de precipitaii n secolul XX

  • 46

    iarna sa nregistrat o tendina de scadere a cantitilor de precipitaii in majoritatea regiunilor, mai pronuntata in Sud si Vest;

    primavara si vara tendinele variaiei cantitilor de precipitaii au caracter regional;

    toamna s-au nregistrat tendine de creteri ale cantitilor de precipitaii n Nord si Sud-Est si de scadere n restul rii.

    8.1.2 Schimbari observate ale unor parametri climatici n Romnia, n intervalul 1961-2000 Variaiile temperaturii aerului i ale cantiii de precipitaii nu s-au produs uniform, pe parcursul secolului XX. In a doua jumatate a secolului trecut, analizele realizate cu un numar marit de staii relev tendine mai accentuate de nclzire, difereniate ns regional (Busuioc i olaboratorii, 2005; MEWG, 2005). Aceast dinamic a schimbrii, cu accentuarea tendintelor de variaie a diferiilor parametri climatici n ultimile decenii, este o caracteristic global si ea sugereaz c efectul aciunilor omului a nceput sa se simt n sistemul climatic. Schimbri n producerea evenimentelor extreme n secolul XX

    cretere a frecvenei zilelor tropicale; descretere a frecvenei zilelor de iarn; cretere semnificativ n toata tara a mediei temperaturii minime din timpul

    verii; creterea mediei temperaturii maxime n timpul iernii si verii (pana la 2 C n

    sudul i sud-estul rii). Schimbri n producerea unor fenomene cu imapct socio-economic n sezonul rece

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

    creteri semnificative, pe arii extinse, n frecvena anual a brumei, poleiului si chiciurei, n toata ara.

    8.2 Modelarea numeric a schimbrilor climatice pentru Romnia

    Modele numerice care simuleaz comportamentul sistemului climatic sunt,

    n general, folosite, mpreun cu datele de observaie, pentru a evalua carcateristicile schimbrilor climatice pe termen mediu si lung. Astfel de evaluari au fost realizate i pentru Romnia; ele sunt proiecii ale schimbriilor climatice n viitor, valabile n 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 proieciilor temperaturii i precipitaiilor din Romnia (Bojariu, 2009), realizat folosind rezultatele experimentelor numerice pentru secolele XX si XXI ale modelelor climatice globale, arhivate la Lawrence

  • 47

    Livermore National Laboratory, SUA, este exemplificat n 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 disp