Riscuri Climatice Extreme

136
UNIVERSITATEA „VALAHIA” DIN TÂRGOVIŞTE FACULTATEA DE ŞTIINŢE UMANISTE MASTER CALITATEA MEDIULUI ŞI FENOMENE GEOGRAFICE DE RISC Riscuri climatice extreme TITULAR CURS: LECT. UNIV. DR. OVIDIU MURĂRESCU

Transcript of Riscuri Climatice Extreme

Page 1: Riscuri Climatice Extreme

UNIVERSITATEA „VALAHIA” DIN TÂRGOVIŞTEFACULTATEA DE ŞTIINŢE UMANISTE

MASTER CALITATEA MEDIULUI ŞI FENOMENE GEOGRAFICE DE RISC

Riscuri climatice extremeTITULAR CURS:LECT. UNIV. DR. OVIDIU MURĂRESCU

Page 2: Riscuri Climatice Extreme

CUPRINS

Curs. 1. TERMINOLOGIE, METODOLOGIA CERCETĂRII FENOMENELOR CLIMATICE DE RISC, CLASIFICARE ........................................................................................................................ 3

Curs 2. FENOMENE CLIMATICE DE RISC DE SCURTĂ DURATĂ ASOCIATE NORILOR CUMULONIMBUS ......................................................................................................................... 11

Curs 3. FENOMENE CLIMATICE DE SCURTĂ DURATĂ - DEPUNERILE SOLIDE ............. 20

Curs 4. FENOMENE CLIMATICE DE RISC DE DURATĂ MEDIE - CICLONII ...................... 26

Curs 5. FENOMENE CLIMATICE DE DURATĂ MEDIE ........................................................... 42

Curs 6. FENOMENE CLIMATICE DE RISC DE LUNGĂ ŞI FOARTE LUNGĂ DURATĂ ..... 57

Curs 7. FENOMENE CLIMATICE DE RISC DE FOARTE LUNGĂ DURATĂ ......................... 69

BIBLIOGRAFIE .............................................................................................................................. 79

2

Page 3: Riscuri Climatice Extreme

Curs 1. TERMINOLOGIE, METODOLOGIA CERCETĂRII FENOMENELOR CLIMATICE DE RISC, CLASIFICARE

1.1. Probleme de terminologiePână în prezent, nici pe plan mondial şi nici în România, nu există o terminologie unanim

acceptată în ceea ce priveşte definirea fenomenelor naturale extreme. La sfârşitul anilor ‘80, când problematica fenomenelor de risc s-a impus cu putere în lumea ştiinţifică şi nu numai, terminologia utilizată pornea, în principiu, de la definiţiile existente în diferite dicţionare de largă recunoaştere internaţională (Larousse etc.). Dintre termenii utilizaţi, literatura de specialitate anglo-saxonă prefera termenul de “hazarde naturale”, iar cea franceză utiliza mai ales noţiunile de “dezastre” şi “catastrofe”.

Imediat după debutul IDNDR, mai precis în anul 1992, pentru o mai corectă şi uniformă interpretare şi utilizare a termenilor specifici, a fost elaborat şi publicat un dicţionar al IDNDR. Conform acestui dicţionar, cei mai utilizaţi termeni erau definiţi astfel:

Hazardul reprezintă “un eveniment ameninţător sau probabilitatea de apariţie într-o regiune şi într-o perioadă dată a unui fenomen natural cu potenţial distructiv (pagube materiale, daune aduse mediului înconjurător, victime umane)”.

Riscul este definit ca “numărul posibil de pierderi umane, persoane rănite, pagube materiale de orice fel, produse în timpul unei perioade de referinţă şi într-o regiune dată, în cazul existenţei unui fenomen natural particular”.

Dezastrul natural reprezintă “o gravă întrerupere a funcţionării unei societăţi, care cauzează pierderi umane, materiale şi de mediu, pe care societatea respectivă nu le poate depăşi cu resurse proprii”.

Vulnerabilitatea înseamnă “gradul de pierderi (0-100%), rezultate din potenţialitatea unui fenomen de a produce victime şi pagube materiale”, gradul de vulnerabilitate depinzând de nivelul de dezvoltare socio-economică al zonei în cauză.

Pe lângă definiţiile de mai sus, există multe abordări care urmăresc să completeze şi să îmbunătăţească semnificaţia termenilor menţionaţi.

Abordând problema hazardelor naturale din România, Bălteanu (1992) subliniază că aceste fenomene sunt rezultatul acţiunilor extreme ale unor factori endogeni sau exogeni, în urma cărora rezultă pierderi umane, distrugeri de structuri realizate şi utilizate de om şi o serioasă perturbare a activităţilor economice.

De asemenea, hazardul “presupune dezordine, nedeterminare, imprevizibilitate, declanşarea unor energii, pentru a se ajunge la o nouă stare de echilibru în evoluţia sistemelor naturale” (Zăvoianu, Dragomirescu, 1994). După Mac şi Petrea (2002), hazardul reprezintă “sursa unui eveniment extrem cu descărcare energetică într-un moment şi într-o amploare greu de prevăzut. .. Hazardul nu se rezumă numai la manifestări accidentale, neprevizibile, ci depăşeşte cu mult această condiţie, fiind un mecanism fundamental în procesele evolutive” (op. cit., pag. 15).

Riscul a fost caracterizat prin existenţa a trei forme potenţiale (Varnes, 1984, Selby, 1993, citaţi de Voiculescu, 2003): riscul specific, elementele supuse riscului şi riscul total.

Riscul specific (Rs) reprezintă “gradul de pierderi aşteptat, datorat unui fenomen natural particular” (Zăvoianu, Dragomirescu, 1992, citaţi de Voiculescu, 2003). El reprezintă produsul dintre vulnerabilitate (V) şi hazardul natural (H):

Rs = V · HElementele supuse riscului (E), reprezintă “populaţia, clădirile şi construcţiile de inginerie

civilă, activităţile economice, serviciile publice, unităţile, infrastructura, supuse riscului dintr-o arie dată” (Crozier, 1988, Zăvoianu, Dragomirescu, 1992, Grecu, 1997, citaţi de Voiculescu, 2003).

Riscul total (Rt) este definit prin numărul aşteptat de vieţi pierdute, persoane rănite şi pagube asupra proprietăţilor sau întreruperea activităţii economice, din cauza unui fenomen natural:

Rt = E · Rs

unde E - reprezintă elementele unui risc; Rs - este riscul specific; H - înseamnă hazardul; V- reprezintă vulnerabilitatea (Voiculescu, 2003).

3

Page 4: Riscuri Climatice Extreme

Bertrand şi colab. (citaţi de Voiculescu, 2003), subliniază că riscul (R) se exprimă ca o funcţie de mai multe elemente:

R = f (A, E, V, I, t, s)unde A - alea (sau evenimentul care poate crea pagube), E - elementele de risc (elementele

supuse impactului unui eveniment); V - vulnerabilitatea (care indică gradul de fragilitate al elementelor de risc); / - rezilienţa (capacitatea unui mediu fizic sau biologic, a unei societăţi sau a unui individ de a face faţă unui eveniment stresant); t - timpul; s - spaţiul.

Riscul prezintă două componente, una reală şi alta subiectivă, aceasta din urmă fiind generată de nivelul de cunoaştere al societăţii la un anumit moment dat (Ianoş, 1994). Pentru evidenţierea raporturilor dintre risc şi dinamica sistemului geografic, se cer a fi definiţi factorii de risc, care, în principiu, sunt destul de greu de separat de cei de nerisc. Acest lucru se datorează, pe de o parte, posibilităţii translaţiei neaşteptate a factorilor dintr-o categorie în alta, iar pe de altă parte, ca urmare a instabilităţii pragurilor de la care un factor poate declanşa sau amplifica unele procese cu efect negativ. Autorul citat consideră că mai corectă ar fi definirea unor intervale critice, decât a unor limite stricte (praguri).

Mac şi Petrea (2002) consideră riscul “o categorie de stare desemnând conjunctura relaţională care rezultă ca urmare a asumării hazardului de către acei componenţi ai geosistemului care posedă capacitate de percepere a evenimentelor”.

În unele ţări ale Uniunii Europene a fost implementată mai recent noţiunea de micro-risc (jur), prin care, de obicei, se înţelege numărul de persoane decedate dintr-un total de 1.000.000 de oameni care sunt supuşi acţiunii unor fenomene extreme sau fenomene de risc (Pandi, 2002).

O altă abordare matematizată este cea a Oficiului Naţiunilor Unite pentru Coordonarea Catastrofelor (UNDRO), potrivit căreia riscul reprezintă produsul dintre periculozitate (exprimată în%), vulnerabilitate (exprimată prin valori între 1 şi 10) şi valoarea economică a pagubelor înregistrate. Un punct de vedere apropiat de cel menţionat anterior consideră că riscul este egal cu produsul dintre probabilitatea de apariţie a unui eveniment ameninţător şi consecinţele induse (costul pagubelor produse) de evenimentul respectiv (Bessis, 1984, citat de Hai du, 2002).

Ianoş (1994) consideră că, în contextul realizării unui risc, este mai oportună noţiunea de eveniment, iar Mac şi Petrea (2002) sunt de părere că, pentru a reda fenomene deosebite, cel mai potrivit termen nu este cel de hazard, ci cel de fenomen extrem (geologic, geomorfologic, climatic, hidrologic, geografic etc.). Evenimentul include atât hazardul - contextul cauzal în care se poate genera un fenomen extrem -, cât şi fenomenul generat. Riscul reprezintă asumarea hazardului de către sistem, a cărui integritate este periclitată, iar dezastrul derivă din modul în care societatea omenească reacţionează la evenimente (fenomene distructive).

În funcţie de rezistenţa la schimbare a sistemului geografic şi, deci, de efectele lor asupra structurii interne şi funcţionalităţii sistemului respectiv, evenimentele sau fenomenele extreme se pot clasifica în accidente, rupturi funcţionale şi catastrofe (Ianoş, 1994), respectiv în accidente, dezastre {sinistre) şi catastrofe (Mac, Petrea, 2002).

Dacă problemele sunt privite din punctul de vedere al teoriei sistematice, este necesar a se discuta despre mai multe noţiuni asociative, precum senzivitatea, rezilienţa, fragilitatea şi vulnerabilitatea sistemului (Mac, Petrea, 2002). Senzivitatea exprimă măsura modificării unui sistem sau a unui component al acestuia în urma acţiunii unui factor de stres. Rezilienţa reprezintă capacitatea sistemului de a-şi menţine integritatea în condiţii de perturbaţii şi de a-şi reveni prin asimilarea schimbărilor induse de perturbaţiile respective. Fragilitatea este rezultatul corelării senzivităţii cu rezilienţa, iar vulnerabilitatea reprezintă răspunsul global al sistemului la perturbaţiile induse de fenomenele extreme, răspuns care depinde de senzivitatea, rezilienţa şi fragilitatea sistemului respectiv. Vulnerabilitatea se poate exprima sub formă cantitativă, făcând apel la gradele de vulnerabilitate. Vulnerabilitatea este condiţionată atât de factori naturali (caracteristicile mediului natural, intensitatea, durata şi frecvenţa fenomenelor extreme), cât şi de factori antropici (gestionarea riscurilor, nivelul de dezvoltare tehnologică, relaţiile sociale, politice şi economice etc.).

4

Page 5: Riscuri Climatice Extreme

Putem conchide cu ideea că, în situaţiile concrete, când un anumit teritoriu şi populaţia aferentă acestuia sunt într-un pericol iminent, este necesară o modalitate de comunicare cât mai concisă şi mai clară, care să nu lase loc confuziilor, nesiguranţei sau panicii.

Luând în considerare fenomenele de natură meteorologică şi climatică, prima problemă este cea a denumirii propriu-zise a situaţiilor cu astfel de fenomene deosebite, pentru care, la ora actuală, se utilizează o terminologie suficient de diversă: hazarde climatice, fenomene meteorologice de risc, fenomene climatice de risc, fenomene atmosferice de risc, dezastre sau catastrofe climatice, fenomene climatice excepţionale etc.

După Bogdan şi Niculescu (1999) nici unul dintre termenii mai sus menţionaţi nu explică, în totalitate, geneza, evoluţia şi consecinţele unui fenomen natural, iar posibilitatea de punere sub control a acestora rămâne dificil de realizat. Ca urmare, poate fi utilizată oricare noţiune, dar în mod nuanţat. De exemplu, fenomenul climatic de risc defineşte un fenomen cu un grad mare de periculozitate, care este oricând posibil să se producă, deci este aşteptat, chiar dacă nu se poate şti cu exactitate când şi unde se va produce, cu ce intensitate şi cu ce consecinţe. Din această cauză, nu se poate anticipa nici cât de mare va fi riscul celui care a suportat fenomenul respectiv. Termenul de fenomen climatic catastrofal se poate utiliza numai după ce fenomenul respectiv s-a consumat şi s-au constatat urmările sale dezastruoase. Noţiunea de extremă climatică (deseori echivalată cu record climatic) se poate folosi când fenomenul în cauză se situează la limitele extreme de variaţie ale unui parametru climatic, considerate pentru o perioadă îndelungată de timp, cu condiţia ca fenomenul să fi avut consecinţe grave asupra mediului şi societăţii omeneşti. De asemenea, “..dacă fenomenele de mare periculozitate sunt determinate de anumite condiţii meteorologice existente la un moment dat, ele se constituie în fenomene meteorologice de risc; când însă ele au o frecvenţă mai mare şi caracterizează un anumit teritoriu, reflectându-se şi în valorile medii multianuale, acestea fac parte integrantă din regimul climei şi constituie riscuri climatice. Pentru că orice risc climatic este, la origine, un risc meteorologic, am convenit ca să le denumim printr-un singur termen generic, cel de riscuri climatice sau fenomene climatice de risc” (Bogdan, Niculescu, 1999).

Se mai pot menţiona şi alte formulări utilizate pentru denumirea fenomenelor meteorologice şi climatice de risc: catastrofă climatică, calamitate climatică, fenomen atmosferic periculos, fenomen climatic excepţional etc.

După opinia noastră, ar putea fi acceptată şi expresia fenomene atmosferice periculoase. Argumentăm această opţiune cu faptul că “sediul” în care se generează şi evoluează aceste fenomene este învelişul de aer al Pământului, noţiunea de “fenomene atmosferice” înglobând atât fenomenele meteorologice, cât şi pe cele climatice, acestea din urmă derivând din primele.

De asemenea, atributul “periculoase” este sugestiv şi are un impact suficient de mare pentru a fi sesizată gravitatea situaţiilor respective. De altfel, şi în fluxul meteorologic curent dinspre staţiile meteorologice înspre centrele de prognoză şi de la acestea spre diferiţi beneficiari se utilizează formularea “fenomene meteorologice periculoase”, care fac obiectul avertizărilor şi al meteoarelor roşii. Acestea sunt emise de către staţiile meteorologice atunci când se ating, respectiv se depăşesc anumite praguri cantitative la viteza vântului, la cantitatea de precipitaţii căzută într-un anumit interval de timp, la temperatura aerului, la plafonul norilor, la valoarea vizibilităţii orizontale, sau atunci când se produc anumite fenomene meteorologice, cum sunt descărcările electrice, grindina, vijeliile, transportul de zăpadă la înălţime, transportul de praf şi de nisip la înălţime, ceaţa, depunerile de gheaţă pe sol şi pe diferite obiecte - brumă, polei, chiciură moale, chiciură tare, zăpadă sau lapoviţă care îngheaţă.

Având în vedere faptul că fenomenele atmosferice periculoase se pot întâlni oriunde pe Glob, precum şi caracterul transzonal (din punct de vedere al dinamicii atmosferei) al multora dintre ele, este evidentă şi necesitatea unei apropieri rezonabile în ceea ce priveşte terminologia utilizată în diferite ţări pentru definirea şi studierea acestor fenomene. În acest sens, considerăm că dicţionarul IDNDR reprezintă, la ora actuală cel puţin, principalul document care trebuie să stea la baza terminologiei specifice problematicii fenomenelor climatice de risc. De asemenea, în contextul modernizării actuale a limbajului, chiar şi a celui uzual, termenul risc pare a fi în avantaj. Acesta este un alt motiv pentru care titlul cărţii de faţă este cel menţionat pe copertă, şi nu cel de

5

Page 6: Riscuri Climatice Extreme

“Fenomene atmosferice periculoase”, formulare spre care am înclina într-o mai mare măsură.1.2. Probleme de metodologia cercetăriiStudierea oricărui eveniment extrem poate oferi date în plus în vederea unei mai bune

prevederi şi combateri a unor astfel de fenomene în viitor. Un studiu de acest fel trebuie să răspundă la câteva întrebări: ce s-a produs? (fenomenul); de ce? (cauzele); unde? (localizarea în spaţiu); când? (plasarea în timp); cum? (forme de manifestare); cât a costat? (consecinţele); ce urmează? (perspective pentru viitorul apropiat şi mai îndepărtat). Bibliografia de specialitate (Bogdan, Niculescu 1999, Bryant, 1991 ş.a.), a abordat şi aceste preocupări din domeniul metodologiei întocmirii unor studii asupra fenomenelor de risc, inclusiv a celor climatice. În principiu, se cer rezolvate următoarele probleme:

• Constituirea bazei de date, alcătuită din valori medii (“normalele climatice”), valori extreme (medii şi absolute), abaterile faţă de medii (concretizate sub forma unor indici cantitativi) şi frecvenţa producerii acestora.

• Stabilirea pragurilor de la care un anumit fenomen sau o anumită valoare a abaterii pot fi catalogate ca fiind de risc şi analiza variaţiilor categoriilor astfel delimitate.

• Analiza genezei fenomenelor climatice de risc, ceea ce oferă posibilitatea tipizării acestora, a prevederii lor şi a stabilirii măsurilor de combatere a efectelor negative ale fenomenelor în cauză.

• Determinarea repartiţiei temporo-spaţiale a fenomenelor climatice de risc, utilizând metode cartografice (hărţi climatice, hărţi de regionare a riscurilor, hărţi cu gradul de vulnerabilitate a teritoriului faţă de diferite fenomene de risc, grafice, tabele). O hartă de regionare a fenomenelor climatice de risc trebuie să conţină: tipurile genetice de riscuri, repartiţia geografică şi gradul de periculozitate al acestora. Criteriile de întocmire a unei astfel de hărţi se bazează pe următorii factori: rolul circulaţiei generale a atmosferei în stabilirea tipurilor genetice de riscuri climatice; importanţa suprafeţei active (în primul rând a reliefului), de care depinde repartiţia spaţială a fenomenelor în cauză; regimul multianual al elementelor climatice şi variaţiile neperiodice ale acestora. Hărţile care exprimă gradul de vulnerabilitate al unui teritoriu faţă de fenomenele de risc (vulnerabilitate foarte mică, mică, intermediară, mare, combinată) ţin cont de numărul de tipuri genetice de fenomene climatice de risc care pot să apară într-un anumit teritoriu, precum şi de indici cantitativi care exprimă intensitatea şi frecvenţa acestor fenomene (Bogdan, Niculescu, 1999).

• Inventarierea efectelor fenomenelor climatice de risc, care trebuie făcută numai pe baza datelor oficiale: numărul victimelor, valoarea pagubelor materiale, inclusiv degradarea mediului, consecinţe de ordin psihologic. Gravitatea acestor efecte este condiţionată de nivelul educaţiei, de gradul de civilizaţie al societăţii (care, la rândul lor, sunt dependente de foarte mulţi factori), precum şi de influenţa mass-media asupra populaţiei.

• Propunerea unor programe de refacere a teritoriului afectat şi de combatere a efectelor negative ale fenomenelor climatice de risc care se vor mai produce în viitor.

• Prognozarea evoluţiei viitoare a zonei respective din punct de vedere al expunerii la fenomenele climatice de risc, cu scopul de a reduce, în măsura posibilului, numărul de victime omeneşti şi valoarea pagubelor materiale faţă de cele înregistrate în trecut. Această etapă solicită şi o cât mai bună cooperare internaţională, care să faciliteze schimbul de date şi de experienţă organizatorică în situaţii critice.

În esenţă, pentru diminuarea efectelor negative produse de fenomenele meteorologice de risc, cele mai importante obiective de îndeplinit se referă la: acurateţea cât mai mare a prognozelor şi definirea cât mai clară a fenomenelor aşteptate; avertizarea populaţiei; avertizarea instituţiilor implicate şi realizarea, în condiţii cât mai bune, a planurilor de intervenţie pentru situaţii deosebite; ajutorarea populaţiei şi refacerea cât mai rapidă a teritoriilor calamitate.

Este important de reţinut şi faptul că răspunsul uman la starea de risc poate fi diferit: lipsa oricărei acţiuni - care poate fi motivată printr-o viziune fatalistă, credinţa că fenomenul nu va avea loc, încredere totală în acţiunile autorităţilor, impedimente de natură economică, financiară, socială; acţiuni individuale - însemnând luarea unor măsuri de protecţie, părăsirea temporară sau definitivă a zonelor afectate, încheierea de poliţe de asigurare; acţiuni sociale - concretizate prin participare în

6

Page 7: Riscuri Climatice Extreme

sistemul de avertizare, ajutorarea comunităţii; acţiuni politice - sub forma exercitării unor presiuni la adresa autorităţilor pentru a se realiza programe de prevenire, avertizare, protejare şi ajutorare în situaţii cu fenomene deosebite (Barrow, citat de Mac şi Petrea, 2002; Dauphine, citat de Sorocovschi, 2002).

1.3. Clasificarea fenomenelor climatice de riscCriteriile de clasificare a fenomenelor geografice de risc pot fi împărţite în două mari

categorii: unele care sunt comune mai multor tipuri de fenomene de risc, respectiv cele specifice doar fenomenelor climatice. De aceea, înainte de abordarea problemei clasificării fenomenelor climatice de risc, considerăm necesară o scurtă trecere în revistă a clasificării fenomenelor de risc, în general. Această clasificare nu se poate realiza decât apelându-se la criterii multiple, care să poată acoperi cât mai mult din marea diversitate a problemei.

Un prim criteriu care trebuie amintit este cel genetic. Spre exemplu, Dauphine (citat de Sorocovschi, 2002), menţionează patru grupe genetice de fenomene de risc (în original, catastrofe): fizice, tehnice, biologice şi social-economice. Prin dezvoltarea clasificării, autorul citat a ajuns la 32 de tipuri şi 45 de variante. Pentru caracterizarea acestora au fost folosite mai multe categorii de descriptori:

- descriptori spaţio-temporali, care se referă la localizare (precisă, difuză, aleatorie), la modul de evoluţie în timp (ciclică, complexă, aleatorie), la durata de manifestare (scurtă, medie, lungă), la extinderea spaţială (locală, regională-zonală, mondială), la modul de declanşare (lent, brusc) şi la gradul de reversibilitate (puternic, slab);

- descriptori de vulnerabilitate şi impact, care cuprind următoarele aspecte: gradul de vulnerabilitate (slab, puternic), evoluţia vulnerabilităţii (în creştere, în scădere), impactul asupra omului (slab, moderat, puternic), impactul socio-cultural (slab, moderat, puternic), impactul economic (slab, mijlociu, puternic) şi gradul de control individual asupra fenomenelor (slab, puternic);

- descriptori de percepere, care se referă la gradul de percepere a fenomenelor de risc (slab, moderat, puternic) şi la evaluarea fenomenelor, inclusiv a consecinţelor acestora (supraevaluare, subevaluare);

- descriptori de previziune şi prevenire, ambii putând fi cotaţi cu trei variante - existenţă, existenţă parţială sau inexistenţă.

Conform aceluiaşi criteriu genetic, alţi autori separă riscuri naturale, antropice (umane) şi ecologice (Bogdan, Niculescu, 1999, Benedek, 2002).

Fenomenele de risc de origine naturală le includ pe cele geologice (cutremure, vulcanism, tsunami) şi geografice (climatice, hidrologice, geomorfologice). Riscurile antropice pot fi tehnologice (progresul tehnic, poluarea, radioactivitatea artificială), sociale (sărăcia, şomajul, foametea, insuficienţa resurselor de apă dulce), medicale (boli infecţioase, boli virale, boli cronice şi degenerative, boli vectoriale), demografice (creşterea populaţiei urbane, emigrările) şi politice (dispute poziţionale, teritoriale şi funcţionale). Riscurile ecologice se referă la extinderea deşertificării şi la modificări în repartiţia şi biodiversitatea speciilor (fig. 1).

Fenomenele naturale de risc au mai fost clasificate, în afara originii lor, şi după alte criterii: frecvenţă, mod de manifestare, pagube produse, grad de vulnerabiliate a teritoriului faţă de fenomenele respective.

Criteriul complex este utilizat de mai mulţi cercetători. Spre exemplu, Chardon (citat de Sorocovschi, 2002), având în vedere suprafaţa afectată, durata, frecvenţa şi efectele fenomenelor de risc, vorbeşte despre: gigacatastrofe (de exemplu, exploziile vulcanice), megacatastrofe (seisme mari, erupţii vulcanice), mezocatastrofe (erupţii vulcanice sau seisme de intensitate mai redusă), catastrofe (seisme mici, ploi excepţionale), fenomene locale (procese de versant etc.).

Acelaşi criteriu complex a fost folosit şi de către Bryant (1991), în lucrarea sa consacrată hazardelor naturale (climatice, hidrologice şi geologico-geomorfologice). Ierarhizarea fenomenelor este stabilită în funcţie de caracteristicile şi impactul fiecărui tip de hazard, pentru aceasta folosindu-se indici numerici, cu valori cuprinse între 1 şi 5. Cu cât un fenomen a fost considerat a fi

7

Page 8: Riscuri Climatice Extreme

mai periculos, respectiv cu un impact mai mare, cu atât cifra atribuită lui a fost mai mică, astfel încât cele mai “agresive” hazarde naturale au fost cotate cu 1, iar cele mai puţin grave cu valoarea 5. Criteriile avute în vedere de Bryant sunt următoarele: gradul de severitate, durata, arealul afectat, pierderile de vieţi omeneşti, pagubele materiale, efectul social, impactul pe termen lung, modul de desfăşurare în timp şi prezenţa fenomenelor asociate. Aplicând toate aceste criterii diferitelor hazarde naturale, primele 10 locuri (din totalul celor 31 de fenomene prezentate) sunt ocupate, în ordinea descrescătoare a gravităţii, de: secete, cicloni tropicali, inundaţii la scară regională, cutremure, erupţii vulcanice, furtuni extratropicale, tsunami, incendii naturale, curgeri de soluri şi creşterea nivelului Oceanului Planetar.

Dacă ne referim strict la fenomenele climatice de risc, constatăm aceeaşi multitudine de criterii folosite pentru clasificarea acestora, o parte dintre criteriile utilizate putând fi întâlnite şi în clasificările altor tipuri de fenomene de risc, nu numai ale celor atmosferice. În ţara noastră, abordări în acest sens au fost realizate, spre exemplu, de Ciulache şi Ionac (1995), Bogdan şi Niculescu (1999), Moldovan (1999 b). Prezentăm, în continuare, principalele criterii care se pot utiliza pentru clasificarea fenomenelor climatice de risc.

Criteriul vitezei de declanşare şi de evoluţie a fenomenelor, care poate fi: rapidă sau bruscă (tornadele, descărcările electrice, vijeliile, grindina, aversele foarte intense, avalanşele de zăpadă etc.); intermediară (bruma, chiciura, poleiul, ceaţa persistentă, viscolul etc.); lentă sau progresivă (secetele).

Criteriul mărimii arealului afectat de fenomenele climatice de risc distinge: fenomene la scară locală (averse puternice, vijelii, avalanşe de zăpadă etc.), la scară regională (precipitaţii abundente, secete, cicloni tropicali etc.) şi la. scară mondială (încălzirea globală actuală).

Combinând ultimele două criterii menţionate, Bogdan şi Niculescu (1999) au stabilit următoarele categorii de riscuri climatice: fenomene cu declanşare rapidă, evoluţie rapidă şi extindere zonală ~ ciclonii tropicali, musonii; fenomene cu declanşare rapidă, evoluţie rapidă şi cu extindere regională - tornadele, ciclonii extratropicali, precipitaţiile abundente urmate de inundaţii, descărcările electrice, valurile de frig şi de căldură, vânturile violente, viscolele şi înzăpezirile, vânturile locale intense; fenomene cu declanşare rapidă, cu evoluţie progresivă (succesiune de fenomene) şi cu extindere regională - ciclonii mediteraneeni cu evoluţie retrogradă; fenomene cu declanşare rapidă, evoluţie rapidă şi cu extindere locală - aversele intense de precipitaţii, furtunile însoţite de descărcări electrice şi de căderi de grindină etc.; fenomene cu declanşare lentă, evoluţie lentă şi extindere zonală - secetele permanente din zonele tropicale, ceţurile persistente etc.; fenomene cu declanşare lentă, evoluţie lentă şi cu extindere regională sau locală - inversiunile de temperatură, fenomenele de iarnă, ceţurile de radiaţie şi de evaporaţie, fenomenele de uscăciune, secetele episodice.

Criteriul elementului meteorologic sau climatic principal care generează riscul conduce la următoarea clasificare:

Fenomene climatice de risc generate de perturbaţiile majore ale presiunii atmosferice. În această categorie pot fi încadraţi ciclonii tropicali, ciclonii extratropicali, anticiclonii oceanici subtropicali, anticiclonii continentali (inclusiv cei mobili) de la latitudini medii şi superioare. Toate aceste perturbaţii atmosferice generează o gamă foarte largă de fenomene, putându-se spune că, în principiu, orice manifestare meteorologică şi climatică de risc are ca punct de plecare caracteristicile şi evoluţia câmpului presiunii. În funcţie de repartiţia presiunii se dezvoltă circulaţia generală a atmosferei, activitatea ciclonică şi cea anticiclonică, apar fronturile atmosferice şi fenomenele meteorologice asociate lor, inclusiv cele care intră în categoria fenomenelor periculoase. Spre exemplu, regimului baric de tip ciclonic (presiune scăzută) îi sunt caracteristice furtuni, precipitaţii abundente, vânt foarte intens, descărcări electrice, căderi de grindină etc., iar situaţiile anticiclonale (presiune ridicată) pot genera secete, valuri de căldură sau de frig, inversiuni de temperatură, ceţuri persistente etc. Pe de altă parte, repartiţia inegală a presiunii este determinată de diferenţierile existente în repartiţia temperaturii aerului, astfel încât nu putem decât să remarcăm permanenta interdependenţă dintre elementele meteorologice care definesc starea atmosferei şi fenomenele specifice acesteia.

8

Page 9: Riscuri Climatice Extreme

Fenomene atmosferice periculoase asociate, în principal, unui vânt foarte intens, cum sunt tornadele, vijeliile, furtunile de zăpadă, furtunile de praf şi de nisip, vânturile catabatice calde (de tipul Foehnului) şi reci (de tipul Borei).

Fenomene atmosferice periculoase corelate cu umezeala aerului, reprezentate de precipitaţii abundente, perioade de uscăciune şi secetă, forme de condensare a vaporilor de apă la suprafaţa terestră (brumă, chiciură, polei) sau în troposfera inferioară (ceaţa).

Fenomene atmosferice periculoase asociate valorilor temperaturii aerului, cum sunt valurile de căldură (uneori urmate de incendii naturale, de topiri bruşte ale stratului de zăpadă, de avalanşe de zăpadă), valurile de frig (care pot fi concomitente sau pot urma unor viscole) şi, într-un context mai larg, încălzirea globală, cu toate consecinţele ei.

Din cele de mai sus rezultă că, de cele mai multe ori, fenomenele climatice de risc prezintă manifestări complexe, datorate concomitentei sau succesiunii foarte rapide a unor procese asociate mai multor parametri meteorologici. Plecând de la această constatare, se poate stabili încă un criteriu de clasificare a fenomenelor atmosferice periculoase, cel al numărului de elemente meteorologice sau climatice care generează starea de risc. În acest sens, se pot deosebi: fenomene de risc asociate, în esenţă, unui singur element meteorologic sau climatic, cum ar fi valurile de căldură sau valurile de frig (cauzate de temperatura aerului), excesul sau deficitul de precipitaţii (asociate precipitaţiilor) etc.; fenomene de risc caracterizate prin manifestări concomitente ale mai multor elemente meteorologice, cum sunt ciclonii tropicali şi cei extratropicali (vânt foarte intens, precipitaţii abundente, grindină etc.).

Criteriul zonei climatice în care apar şi se manifestă fenomenele climatice de risc este cel mai geografic dintre criterii, dar nu şi cel mai uşor de analizat şi de exemplificat. Spunem aceasta deoarece aceleaşi fenomene climatice de risc se pot genera în mai multe zone climatice (perioadele secetoase, excesul de precipitaţii, căderile de grindină etc.) sau, o dată apărute, ele pot avea o evoluţie transzonală, îngreunând atribuirea fenomenului respectiv uneia sau alteia dintre zonele climatice pe care le afectează (de exemplu, ciclonii tropicali, formaţi la latitudini subecuatoriale şi care pot să-şi încheie existenţa la latitudini temperate). Totuşi, criteriul zonei climatice rămâne important şi trebuie comentat puţin mai pe larg. Astfel, conform acestui criteriu, Bogdan (1994), respectiv Bogdan şi Niculescu (1999), disting:

Fenomene climatice de risc din zona intertropicală: ciclonii tropicali, fenomenele asociate circulaţiei musonice (în special excesul de precipitaţii), secetele permanente etc.;

Fenomene climatice de risc din zonele subtropicale: secetele, ciclonii mediteraneeni (violenţi), tornadele, valurile de frig, perioadele caniculare, căderile abundente de zăpadă şi viscolele etc.;

Fenomene climatice de risc din zonele temperate: furtunile asociate ciclonilor extratropicali, secetele episodice, valurile de căldură, valurile de frig, îngheţurile timpurii de toamnă şi târzii de primăvara, viscolele, avalanşele de zăpadă, ceţurile persistente, depunerile solide etc.;

Fenomene climatice de risc din zona subarctică locuită: valurile de căldură, avalanşele de zăpadă şi de blocuri de gheaţă, ninsorile abundente, furtunile de zăpadă etc.

Din clasificarea de mai sus trebuie reţinut faptul că intensitatea fenomenelor atmosferice periculoase variază de la o zonă climatică la alta. Intensitatea scade dinspre Ecuator spre pol pentru fenomenele specifice sezonului cald, respectiv dinspre pol spre Ecuator pentru fenomenele caracteristice sezonului rece (Bogdan, Niculescu, 1999). Fenomenele sunt cu atât mai intense cu cât ele se produc mai în afara sezonului caracteristic de apariţie. De asemenea, este de reţinut faptul că în zona temperată se constată cea mai mare varietate de fenomene atmosferice periculoase, întrucât aceste latitudini reprezintă arealul de întâlnire a unor mase de aer cu proprietăţi fizice net diferite (aer tropical, aer polar sau al latitudinilor medii, aer arctic, respectiv antarctic). Evoluţia temporală a fenomenelor atmosferice periculoase în zonele temperate are, în general, un caracter neperiodic, fapt care le face mai greu de prevăzut şi de combătut.

Criteriul sezonului în care se produc fenomenele climatice de risc este strâns legat de criteriul zonei climatice de apariţie.

În climatul temperat, cu patru anotimpuri, se pot separa: fenomene climatice de risc

9

Page 10: Riscuri Climatice Extreme

specifice sezonului rece (inversiuni de temperatură, valuri de frig, îngheţ, brumă, polei, strat gros de zăpadă, viscol, avalanşe de zăpadă); fenomene caracteristice anotimpului cald (valuri de căldură, suhoveiuri, furtuni însoţite de precipitaţii abundente, de descărcări electrice şi de căderi de grindină); fenomene întâlnite în anotimpurile de tranziţie (ceţuri, valuri de căldură, valuri de frig - cu care sunt asociate îngheţurile timpurii de toamnă şi târzii de primăvară -, ninsori sau viscole timpurii de toamnă şi târzii de primăvară, perioade excedentare sau deficitare pluviometric); fenomene posibile în tot cursul anului (perioadele de uscăciune şi de secetă, perioadele excedentare pluviometric, vântul tare).

În climatul subecuatorial (musonic), cu două anotimpuri, în sezonul cald şi umed este posibil să apară precipitaţii abundente, cicloni tropicali, iar în sezonul cald şi uscat secete persistente. În climatul subarctic, în sezonul rece se pot produce valuri de căldură care determină topirea zăpezii, furtuni puternice de zăpadă, iar în timpul scurtei veri pot să apară valuri de frig, avalanşe de zăpadă etc.

Criteriul de clasificare care stă la baza prezentării din această lucrare este cel al duratei medii (tipice) de manifestare a fenomenelor climatice de risc. Motivaţia acestei alegeri constă, pe de o parte, în necesitatea de a găsi un criteriu de clasificare capabil să permită separări cât mai clare ale fenomenelor climatice de risc. Pe de altă parte, este evidentă legătura dintre fenomenele climatice de risc şi prognozele meteorologice, acestea din urmă având un rol extrem de important în diminuarea efectelor negative create de fenomenele meteorologice periculoase. Pentru a sublinia această legătură, categoriile principale de încadrare a fenomenelor climatice de risc se apropie sensibil de cele utilizate la clasificarea prognozelor meteorologice după lungimea intervalului de timp acoperit de prognozele respective.

În cadrul analizei fiecărui fenomen climatic de risc sunt prezentate condiţiile care determină apariţia fenomenului, modul său de manifestare, subliniindu-se factorii prin care fenomenul respectiv este definit ca fiind periculos, repartiţia spaţială a acestuia (inclusiv în România, atunci când este cazul) şi măsurile de prevenire şi de combatere a efectelor negative asociate fenomenului analizat.

În funcţie de durata medie (tipică) a manifestării lor, fenomenele climatice de risc au fost clasificate în patru categorii: de scurtă durată, de medie durată, de lungă durată şi de foarte lungă durată. Încă o dată, precizăm faptul că s-a avut în vedere durata medie sau tipică de manifestare a fenomenelor, ceea ce, desigur, nu exclude situaţiile în care acelaşi fenomen poate să aibă o durată mai mare sau mai mică faţă de durata medie, astfel încât el să poată fi încadrat şi în altă categorie decât cea corespunzătoare duratei medii de manifestare.

10

Page 11: Riscuri Climatice Extreme

Curs 2. FENOMENE CLIMATICE DE RISC DE SCURTĂ DURATĂ ASOCIATE NORILOR CUMULONIMBUS

Acestei categorii îi aparţin fenomenele atmosferice periculoase care au o durată medie de existenţă redusă, cuprinsă între câteva minute şi trei zile. Dacă detaliem problema, în cadrul acestui interval s-ar putea separa şi fenomene de foarte scurtă durată, a căror evoluţie nu depăşeşte câteva ore (tornadele, vijeliile, grindina etc.). Modul de manifestare a fenomenelor de scurtă durată este variat, datorită diversităţii factorilor care le generează. Au fost incluse în acesta categorie următoarele fenomene periculoase, care pot apărea în diferite zone climatice: fenomene asociate norilor Cumulonimbus (frontali şi de convecţie termică) - tornadele, vijeliile, descărcările electrice, căderile de grindină; depunerile solide - bruma, poleiul, chiciura tare, zăpada umedă îngheţată; avalanşele de zăpadă.

3.1. Fenomene asociate norilor CumulonimbusNorii Cumulonimbus (de la cuvintele latineşti cumulus, care înseamnă grămadă, morman,

îngrămădeală, stivuire, respectiv nimbus, cu înţelesul de ploios), reprezintă sursa de dezvoltare a unei game largi de fenomene de risc, având în vedere energia deosebită pe care o conţin aceşti nori. Fenomenele violente sunt asociate norilor Cumulonimbus (Cb) cu foarte mare dezvoltare pe verticală, dar şi pe orizontală, reprezentând ceea ce se cunoaşte sub numele de supercelule de furtună.

TornadeleDicţionarele meteorologice precizează că tornada reprezintă o perturbaţie atmosferică

turbionară, de mare intensitate şi de mică întindere, dezvoltată din baza unui nor Cumulonimbus capillatus (tuba sau mamma), asociată unor vânturi extrem de puternice. De fapt, cele mai mari viteze ale vântului măsurate în apropierea suprafeţei terestre au fost determinate într-o astfel de perturbaţie (peste 140 m/s, respectiv peste 500 km/h). Dacă fenomenul se dezvoltă deasupra uscatului el poartă numele de tornadă, iar dacă apare deasupra unei bazin acvatic se numeşte trombă marină, de obicei mai puţin violentă decât tornada (Măhăra, 2001).

Tornada are aspectul unei coloane sau al unui con noros, de forma unei pâlnii, cu gura la baza norului Cb. Se vorbeşte despre tornadă propriu-zisă atunci când pâlnia atinge suprafaţa terestră, moment în care şi intensitatea fenomenului ajunge la apogeu.

Zona afectată la un anumit moment de o tornadă aflată în mişcare poate avea un diametru de până la 1 km, iar lungimea drumului parcurs de perturbaţie până la dispariţia sa poate varia de la câteva sute de metri până la zeci de kilometri, în mod excepţional putându-se ajunge la 300 km (Bryant, 1991). Viteza de deplasare a tornadei în ansamblul ei atinge valori situate între 50 şi 200 km/h, în timp ce viteza vântului în cadrul tornadei se poate ridica până la 400-500 km/h. Durata de existenţa a tornadei este cuprinsă între câteva minute şi câteva ore.

Ca structură, tornada cuprinde pâlnia şi curenţii de aer asociaţi acesteia.Pâlnia devine vizibilă din momentul aspirării de pe suprafaţa terestră, de către curenţii

ascendenţi, a diferitelor materiale, de care depinde şi culoarea pâlniei, de obicei cu tentă de la gri deschis până la gri închis. Pâlnia poate avea un diametru între câteva zeci şi câteva sute de metri, până la 1 km, iar înălţimea ei poate fi cuprinsă între 100 m şi câţiva kilometri. Comparativ cu presiunea de la exterior, interiorul pâlniei se caracterizează printr-o presiune atmosferică foarte scăzută, în acest fel generându-se un gradient baric foarte accentuat, orientat dinspre exteriorul spre interiorul pâlniei. De asemenea, este de menţionat şi faptul că, uneori, sub aceeaşi supercelulă noroasă se pot forma mai multe pâlnii.

Curenţii de aer asociaţi pâlniei au o traiectorie descendentă în interiorul acesteia, respectiv o traiectorie ascendentă, cu sens de învăluire, la partea exterioară a pâlniei, aici înregistrându-se şi vitezele cele mai mari ale vântului.

Explicaţii referitoare la geneza tornadelor există, dar, cel puţin până în prezent, acestea nu sunt pe deplin satisfăcătoare. Totuşi, este unanim recunoscut faptul că apariţia unei tornade

11

Page 12: Riscuri Climatice Extreme

presupune existenţa unei supercelule noroase de tip Cumulonimbus capillatus tuba (Cb cap tub) sau mamma (Cb cap mam). În principiu, există două teorii mai importante care încearcă să explice apariţia acestor fenomene devastatoare (Bryant, 1991).

Prima teorie pleacă de la existenţa unei mişcări de tip vârtej (vortex) orizontal sub norul Cb cap, respectiv al unui vortex vertical existent în apropierea suprafeţei terestre, apărut ca urmare a denivelărilor acesteia. La un moment dat, cele două mişcări turbionare se pot uni, generându-se astfel pâlnia, care, în urma acestui mod de apariţie, va fi caracterizată prin fenomene de o intensitate mai redusă, fenomenul fiind mai degrabă un vârtej decât o tornadă propriu-zisă.

Cea de-a doua teorie este mai complexă, ea făcând apel la procese care se dezvoltă pe toată grosimea troposferei. Astfel, apariţia tornadelor în SUA este condiţionată de existenţa, în straturile inferioare ale troposferei, a unui aflux de aer maritim tropical, cald şi umed, dinspre SSE (Golful Mexic), iar în altitudine de pătrunderea spre latitudini mai mici, prin intermediul unui talveg al curentului fulger (jet stream) şi pe o direcţie de NNV, a unui aer mult mai rece (polar, arctic), dinspre latitudini medii şi superioare (Canada). În cazul teritoriului din partea central-sudică a SUA, între cele două mase de aer net diferite se situează aerul cald al deserturilor şi semideşerturilor din partea de SV a acestei ţări. Masa de aer rece determină ridicarea brutală a aerului cald şi umed maritim tropical, formându-se astfel supercelule de nori Cb, care ajung până în partea superioară a troposferei, în zona curentului fulger (jet). Sub influenţa contactului unor fluxuri de aer din direcţii opuse, în supercelulă se dezvoltă puternice mişcări turbionare. Acestea determină o scădere a presiunii în masa noroasă, astfel încât centrul supercelulei coboară spre suprafaţa terestră până când atinge solul, apărând tornada.

Tornadele se clasifică în funcţie de valoarea vitezei vântului de la periferia pâlniei, de care depinde şi amploarea pagubelor asociate acestor adevăraţi “monştri” ai atmosferei. O clasificare binecunoscută este cea reprezentată de scara lui Ted Fujita, elaborată de cercetătorul american în anul 1973. Aceasta cuprinde 6 trepte, redate în tabelul următor.

Scara Fujita de clasificare a tornadelor (după Beltrando, Chemery, 1995)

Treapta Categoria PagubeViteza vântului

(m/s) (km/h)

FO Slabă Uşoare 17-32 61-115

F1 Moderată Moderate 33-49 119-176

F2 Puternică Importante 50-69 180-248

F3 Foarte puternică Severe 70-92 252-331

F4 Violentă Devastatoare 93-116 334-417

F5 Foarte violentă Incredibile 117-142 421-511

Fiecărei trepte îi corespund anumite efecte în natură şi asupra structurilor antropice. Astfel, o tornadă încadrată în treapta 0 provoacă îndoiri ale antenelor de televiziune, rupe mici ramuri ale copacilor, deplasează rulote. Treapta 1 este caracterizată prin smulgerea arborilor mai mici, deplasarea unor construcţii de talie şi rezistenţă reduse, răsturnarea rulotelor. O tornadă clasată în treapta 2 transformă obiecte uşoare în proiectile, ridică acoperişuri, demolează structuri mai uşoare. În cazul unei tornade din treapta 3 se constată despicarea arborilor din păduri, demolarea pereţilor mai rezistenţi, apariţia proiectilelor de dimensiuni mari. Tornadele din treapta 4 dărâmă construcţii solide, transportă prin aer proiectile foarte mari şi unii arbori. În sfârşit, o tornadă considerată că aparţine treptei 5 ridică de la sol structuri foarte puternice şi arbori mari, iar proiectilele sunt purtate prin aer cu o Viteză foarte mare. Efectele tornadelor, în special pentru cele din categoriile mari, stau la baza determinării, pe cale indirectă, a vitezei vântului şi la încadrarea tornadelor în cauză într-o categorie sau alta.

Repartiţia geografică a tornadelor a provocat şi continuă să suscite discuţii destul de

12

Page 13: Riscuri Climatice Extreme

aprinse. În principiu, se consideră că tornadele pot să apară între 20 şi 55-60° latitudine, în ambele emisfere, în perioada cald a anului.

Zona cea mai tipică de pe Glob se întâlneşte pe teritoriul SUA, îndeosebi pe un areal extins de la N la S pe circa 1600 km, iar de la V spre E pe aproximativ 950 km, teritoriu delimitat de regiunea Marilor Lacuri (spre N), ţărmurile Golfului Mexic (spre S), Munţii Stâncoşi (spre V) şi Munţii Appalachi (spre E). Arealul menţionat este cunoscut sub numele de “Aleea tornadelor”.

Cele mai afectate state sunt cele ale Vestului Mijlociu (Midwest), situate în zona climatului subtropical continental, respectiv Texas (partea de nord) şi Oklahoma, apoi Kansas, Arkansas, Missouri, dar şi cele din zona temperat-continentală, cum sunt Nebraska, Iowa etc. Frecvenţa maximă şi dezvoltarea cea mai tipică a tornadelor în acest spaţiu se explică, pe de o parte, prin configuraţia majoră a reliefului, zona mai joasă din partea mediană a Americii de Nord favorizând advecţiile de aer foarte rece dinspre nordul continentului. Pe de altă parte, foarte importantă este şi proximitatea Golfului Mexic, de unde provine aerul maritim tropical cald şi umed, diferenţa de temperatură faţă de aerul rece continental polar sau chiar arctic putând fi foarte mare, de 20-30° C. În acest areal se formează anual, în medie, circa 1000 de tornade, din care, din fericire, numai înjur de 30 (circa 3%) aparţin categoriilor 4 şi 5 pe scara Fujita. Statistici mai recente indică o creştere a frecvenţei tornadelor după 1950, precum şi o extindere spre nordul, estul şi vestul continentului a arealelor ce pot fi afectate de astfel de fenomene (de exemplu, tornada care a evoluat în 1987 în zona oraşului Edmonton (statul Alberta, Canada), situat la aproximativ 54° lat. N.

Istoricul tornadelor de pe teritoriul SUA este foarte bogat. Astfel, poate fi menţionat anul 1896, în care au fost înregistrate, în mai multe state, minimum 40 de tornade devastatoare, unele situate şi în afara limitelor “aleii tornadelor” - Texas, Oklahoma, Louisiana, Mississippi, Kansas, Nebraska, Dakota de Sud, Iowa, Illinois, Michigan, Kentucky, Carolina de Nord, Virginia, Pennsylvania, New Jersey, Massachusetts. Fenomenele au culminat cu tornada din 27 mai, produsă în Missouri, care a cauzat moartea a minimum 255 de persoane. Un alt exemplu este reprezentat de luna aprilie a anului 1974, când, în numai două zile, s-au produs aproape 150 de tornade, care au făcut 392 de victime şi au produs pagube estimate la un miliard de dolari. În sfârşit, o altă dată a rămas, de asemenea, în istoria acestor fenomene deosebit de periculoase din SUA. Este vorba despre ziua de 3 mai 1999, cunoscută sub numele de “Ziua tornadei”, în care statele Oklahoma şi Kansas au fost afectate, în decursul a 8 ore, de 76 de tornade, dintre care una a ajuns să atingă treapta 5 pe scara Fujita, în zona localităţilor Bridge Creek şi Moore, situate în apropiere de Oklahoma City. Cu această ocazie, viteza vântului a atins 510 km/h! Tornada principală s-a individualizat în jurul orelor 1550, diametrul pâlniei atingând 2,4 km în faza maximă de dezvoltare, iar înălţimea norilor Cb a fost de până la 18 km. Spre seară, tornada s-a divizat în cinci tornade mai mici, care apoi s-au stins. Bilanţul a fost tragic, la nivelul statului Oklahoma evenimentele soldându-se cu 42 de morţi şi aproape 800 de răniţi, la care s-au adăugat imense pagube materiale, apreciate la 1,485 miliarde de $. Astfel, ziua de 3 mai 1999 reprezintă un record pentru istoria acestor fenomene în SUA. De remarcat este şi faptul că, în acel an, statul Oklahoma a fost lovit de încă 25 de tornade, iar pentru ansamblul teritoriului SUA, 1999 a marcat o frecvenţă deosebit de mare a tornadelor. Acestea, în afară de statele Oklahoma şi Kansas, şi-au făcut simţită prezenţa şi în Texas, Arkansas, Louisiana, Mississippi, Alabama, Florida, Georgia, Tennessee, Carolina de Sud, Carolina de Nord, Missouri, Kentucky, Illinois, Indiana, Ohio, Utah (prima tornadă soldată cu victime omeneşti din istoria acestui stat s-a produs în zona Salt Lake City, la data de 11 august 1999), Dakota de Sud, Nebraska, Iowa.

Un alt continent de pe Glob afectat de tornade este Australia, cu deosebire în zona coastelor din extremitatea de SE a continentului, unde fenomenele iau naştere în urma acţiunii fronturilor reci, venite dinspre sud, respectiv a instabilităţii de pe versanţii estici ai zonei montane Great Dividing Range (Bryant, 1991). Tornade au mai fost semnalate în Africa de Sud, Argentina (în provinciile Pampa şi Buenos Aires), Japonia şi în zona Golfului Bengal (unde pot să preceadă apariţia ciclonilor tropicali).

Existenţa tornadelor în Europa reprezintă o problemă destul de controversată. Totuşi, numeroase opinii susţin prezenţa lor în Marea Britanie, Franţa, Belgia, Spania, Italia.

13

Page 14: Riscuri Climatice Extreme

Problema apariţiei tornadelor în România a fost intens reactualizată în vara anului 2002. În seara zilei de 12 august, mass-media a anunţat producerea unor “tornade” în apropiere de Feteşti şi la Făcăeni, în judeţul Ialomiţa, respectiv la Ghindăreşti, în judeţul Constanţa. Observaţiile radar au identificat zona de formare a supercelulei convective în NE Bulgariei, de unde s-a deplasat pe o traiectorie SSV - NNE, intrând pe teritoriul României. Fenomenul de la Feteşti, produs în jurul orei 19.30, s-a soldat cu o victimă, în urma răsturnării din cauza vântului a unui microbuz aparţinând Ministerului Apărării Naţionale. La Făcăeni, vântul cel mai intens s-a observat în jurul orei 20.50, a durat între 3 şi 5 minute şi s-a soldat cu două victime şi mari pagube materiale: 33 de case distruse complet - este adevărat, majoritatea construite din materiale puţin rezistente, 395 de gospodării afectate parţial, o pădure de salcâmi distrusă prin ruperea copacilor la circa 1 m de suprafaţa solului, o stână şi câteva zeci de oi luate de vânt şi “transportate” la câteva sute de metri distanţă. De remarcat faptul că intensificările deosebite ale vitezei vântului (apreciată la peste 150 km/h, respectiv peste 42 m/s), nu au fost însoţite şi de căderi de precipitaţii. Atribuirea acestor fenomene categoriei tornadelor a fost făcută pe baza efectelor specifice tornadelor, a imaginilor radarului Doppler de la Bucureşti, ca şi a unor imagini video înregistrate de către un şofer amator aflat în trecere prin zonă şi în care se poate vedea o formaţiune relativ asemănătoare cu pâlnia unei tornade. Foarte interesant este şi faptul că toate cele trei localităţi menţionate se află pe malul unui curs de apă (Feteşti şi Făcăeni pe Braţul Borcea, respectiv Ghindăreşti pe Dunăre). Acest lucru confirmă o observaţie a meteorologilor americani, care au subliniat faptul că, de multe ori, traseul urmat de o tornadă se suprapune cursurilor unor râuri sau fluvii. Într-o intervenţie ulterioară, un reprezentant autorizat al INMH a subliniat faptul că fenomenele în cauză nu au fost tornade, intensificările deosebite ale vitezei vântului fiind asociate curenţilor de aer foarte puternici specifici unor nori Cb cu mare dezvoltare pe verticală (14-15 km). În literatura de specialitate americană, fenomene asemănătoare sunt denumite prin termeni mai greu de tradus în limba română, cum ar fi “micro-burst”, “down-burst”, ceea ce ar însemna un fel de micro-cicloarfe sau micro-furtuni. Existenţa tornadelor pe teritoriul României a fost menţionată şi de alţi cercetători (Cristea, 2000, Cheval, 2002), după opinia noastră problema rămânând în continuare deschisă.

Efectele tornadelor. Elementul meteorologic cel mai distructiv asociat tornadelor este viteza foarte mare a vântului. Acesta acţionează prin efect mecanic de doborâre, de ridicare şi transportare la distanţe, uneori incredibile, a obiectelor şi fiinţelor. Presiunea foarte mică din interiorul pâlniei tornadei favorizează aspiraţia de pe suprafaţa terestră a unor obiecte, care, purtate prin aer, devin adevărate proiectile ce provoacă, la rândul lor, victime şi mari distrugeri. După cum s-a constatat, cele mai multe victime sunt rezultatul izbirii acestora sau a locurilor unde se adăpostesc ele de către materialele purtate prin aer cu o mare viteză. În SUA, mult afectate de tornade sunt rulotele, al căror număr este considerabil în această ţară. Presiunea foarte mică din pâlnie determină şi apariţia unui gradient baric foarte mare între exteriorul şi interiorul tornadei, ceea ce conferă spaţiilor închise un caracter exploziv sau poate produce o deshidratare atât de intensă încât efectele sunt asemănătoare cu cele ale unei arderi. În cazul spaţiilor închise, deosebit de periculoase sunt cioburile de sticlă rezultate în urma spargerii geamurilor, care sunt purtate cu o mare viteză şi cauzează răni foarte grave.

Observaţiile arată că obiecte în greutate de 20-30 de tone (de exemplu, vagoane de cale ferată) au fost deplasate la zeci de metri, iar obiecte şi mai grele, de 200-300 de tone, au fost deplasate până la 10 m. În cazul trombelor marine, are loc ridicarea şi transportul a milioane de tone de apă. Evident, corpurile solide mai uşoare (praf, nisip, diferite organisme de talie mică şi foarte mică) pot fi transportate la distanţe mult mai mari (100-200 km).

VijeliileVijelia reprezintă o manifestare atmosferică foarte caracteristică spaţiului geografic în care

este situată România. Vijelia este un fenomen meteorologic complex, definit, în primul rând, printr-o puternică intensificare a vitezei vântului, care creşte brusc pentru o scurtă perioadă de timp, uneori numai de ordinul minutelor. Viteza trebuie să fie de cel puţin 8 m/s, iar valoarea de 11 m/s trebuie să fie depăşită cel puţin timp de un minut. Creşterea vitezei vântului este însoţită şi de o

14

Page 15: Riscuri Climatice Extreme

schimbare a direcţiei acestuia, de cele mai multe ori la fel de rapidă, şi care poate atinge chiar 180°. La declanşarea unei vijelii, temperatura aerului marchează o scădere pronunţată, în timp ce presiunea atmosferică şi umezeala relativă a aerului prezintă creşteri bruşte.

Vijelia precede sau însoţeşte norii orajoşi (Cb), motiv pentru care ea poate fi asociată cu precipitaţii sub formă de aversă, descărcări electrice şi căderi de grindină. Din cauza prafului ridicat de pe sol de vântul intens, vizibilitatea orizontală scade foarte mult în timpul vijeliei, iar cerul primeşte un aspect întunecat, ameninţător. Intensificările deosebite ale vitezei vântului se asociază puternicilor curenţi descendenţi, asemănători unei cascade de aer rece, care se întâlnesc sub norii Cb. Sfârşitul vijeliei este la fel de brusc ca şi începutul său, iar durata fenomenului este scurtă, rareori depăşind o jumătate de oră.

Din punct de vedere genetic, vijeliile se clasifică în două mari categorii:a) Vijelii care apar înaintea unor fronturi reci foarte intense, în cadrul liniei de instabilitate

(liniei de gren), care precede frontul rece cu câteva zeci sau chiar cu 100-200 km. Din punct de vedere sinoptic, în troposfera inferioară este prezent un culoar depresionar, extins din Peninsula Scandinavică până deasupra Mării Mediterane.

b) Vijelii în interiorul aceleiaşi mase de aer, care se formează sub norii Cb foarte înalţi (peste 10 km), generaţi de puternica instabilitate a masei de aer respective. Ca şi vijeliile prefrontale, şi cele intramasice au frecvenţa maximă în lunile de vară.

În afara tornadelor şi a vijeliilor, există şi alte mişcări de tip vârtej, care nu sunt asociate norilor Cumulonimbus şi au dimensiuni mai mici, efectele lor, chiar dacă uneori pot fi păgubitoare, resimţindu-se numai la scară locală. Dintre aceste fenomene se pot aminti:

Diavolii de praf, care apar în Australia, deasupra unor zone netede, foarte puternic încălzite de radiaţia solară, ceea ce determină dezvoltarea unei convecţii intense. Unele surse bibliografice le denumesc “willy-willies”, deşi, de fapt, această denumire este specifică ciclonilor tropicali care evoluează în bazinul estic al Oceanului Indian şi în NV Australiei. Dacă gradientul termic vertical este mai mare decât cel normal, se ajunge la o puternică instabilitate, mişcările verticale ascendente putând primi şi un sens de rotaţie.

Mountainados, caracteristice regiunilor din SV SUA, care se prezintă ca nişte vârtejuri orizontale pe pante (rulouri), în general de dimensiuni mici. Dacă la baza pantei întâlnesc un obstacol, rulourile orizontale se pot separa în două părţi, care se ridică către verticală (Bryant, 1991).

Vârtejurile pot fi create şi de incendii sau de explozii foarte puternice (nucleare). Spre exemplu, există mişcări de tip vârtej care apar pe versanţii “sub vânt”, bine împăduriţi, care sunt afectaţi de incendii naturale, temperaturile foarte ridicate generând mişcări ascendente foarte intense, asociate şi cu o componentă circulară orizontală, ceea ce imprimă întregului ansamblu o mişcare de tip vârtej.

În sfârşit, mai trebuie amintit şi fenomenul cunoscut sub numele de turbulenţă în cer senin (Clear Air Turbulence - CAT), binecunoscut piloţilor avioanelor care zboară la altitudini mari. Este vorba de turbulenţa datorată curenţilor fulger din partea superioară a troposferei şi de la baza stratosferei, fenomen care este foarte greu de identificat şi de prognozat, din cauza lipsei norilor care să indice prezenţa acestor mişcări intense ale aerului.

Descărcările electrice (orajele)Reprezintă una sau mai multe descărcări bruşte de electricitate atmosferică, ce se manifestă

printr-o lumină scurtă şi intensă (fulger) şi printr-un zgomot sec sau printr-un bubuit surd {tunet). Orajele sunt asociate norilor Cb şi, în general, sunt însoţite de precipitaţii cu caracter de aversă, sub formă de ploaie, grindină, măzăriche moale, măzăriche tare sau, mai rar, de ninsoare.

După localizarea în spaţiu şi modul de manifestare, fulgerele au fost clasificate în trei tipuri principale (Instrucţiuni pentru observarea, identificarea şi codificarea norilor şi a fenomenelor meteorologice, 1986):

a) Descărcări interne sau fulgere în pânză, care se produc în interiorul norului orajos şi se manifestă printr-o iluminare difuză, în care nu se poate identifica un canal net delimitat.

15

Page 16: Riscuri Climatice Extreme

b) Descărcări la sol sau trăsnete, care au aspectul unor scântei imense, ce se formează între norul Cb şi suprafaţa terestră. Au o traiectorie sinuoasă şi, de obicei, prezintă ramificaţii orientate în jos, care pleacă dintr-un canal principal net conturat (fulger în linie sau în bandă).

c) Fulgere liniare, care se observă sub forma unor descărcări sinuoase, adesea ramificate, care pornesc dintr-un canal bine conturat provenit din norul orajos, dar fără să atingă suprafaţa terestră.

În funcţie de natura impulsului care le generează, se deosebesc: oraje locale (termice sau de insolaţie), oraje frontale (specifice fronturilor reci, dar fiind posibile şi la trecerea fronturilor calde) şi oraje oro grafice (Iliescu, 1989).

Orajele locale apar în interiorul unei mase de aer mai rece, care ajunge deasupra unei suprafeţe de uscat puternic încălzite. Covecţia termică duce la apariţia norilor Cumulus (Cu), apoi la transformarea lor în nori Cb cu mare dezvoltare pe verticală (celule convective foarte puternice, în care viteza curenţilor ascendeţi şi descendeţi poate depăşi 100 km/h), care generează descărcări electrice. Orajele locale durează puţin, au o intensitate mică şi o repartiţie spaţială punctiformă, izolată.

Orajele frontale sunt asociate, în primul rând, fronturilor reci (mai ales celor de ordinul II), norii Cb apărând în urma ridicării violente a aerului cald preexistent de către aerul rece. Orajele de front rece pot să apară în orice anotimp, atât ziua, cât şi noaptea. Oraje se pot produce şi la trecerea unui front cald, acest lucru întâmplându-se vara, în condiţiile unei stratificaţii termice a aerului deosebit de instabile. Orajele frontale au o intensitate şi o durată mai mare decât cele locale.

Orajele orografice sunt asociate norilor Cb care se formează ca urmare a mişcărilor turbulente ascendente foarte intense ale aerului umed pe pantele expuse ale masivelor deluroase mai mari şi ale versanţilor muntoşi. Orajele orografice pot fi, prin urmare, de origine frontală, dar şi termică (locală).

O altă clasificare (Beltrando, Chemery, 1995) separă: orajele izolate, generate de o singură celulă convectivă (nor Cb), cu o durată de manifestare foarte redusă în timp; oraje supracelulare, generate de o celulă convectivă foarte puternică şi având o durată de manifestare mai lungă decât în cazul precedent; oraje multicelulare, care au durata cea mai mare şi sunt asociate mai multor celule convective, aflate în diferite stadii de evoluţie.

Efectele descărcărilor electrice se pot analiza cel puţin sub două aspecte: cel al impactului asupra fiinţelor vii, respectiv cel al pagubelor materiale, inclusiv asupra mediului natural. Sub norii orajoşi (dipoli noroşi), intensitatea câmpului aeroelectric variază intre 1.000 şi 10.000 V/m. Ca urmare, între capul şi picioarele unei persoane aflate în zonă poate să apară o diferenţa de potenţial de 700 V în faţa norului Cb, respectiv de 1.700-17.000 V sub norul Cb. Dacă persoana respectivă se află în apropierea unei linii electrice de înaltă tensiune, diferenţa de potenţial poate ajunge până la 40.000-140.000 V. Acest lucru diminuează permeabilitatea celulară pentru substanţele nutritive primare, ceea ce conduce la scăderea intensităţii proceselor generatoare de energie, situaţie concretizată prin afectarea stării de sănătate, ca şi prin oboseală, slăbiciune, somnolenţă etc. (Ionac, 1998). Când trăsnetul atinge suprafaţa terestră, curentul electric se răspândeşte în zona înconjurătoare. La persoanele care stau cu membrele inferioare depărtate sau sunt în mişcare în apropierea locului de impact al trăsnetului cu solul (de exemplu, pe terenuri de sport etc.), apare o diferenţă semnificativă de potenţial electric între cele două membre inferioare {potenţialul de pas), din cauza rezistenţei electrice mai mari a suprafeţei terestre faţă de corpul uman. Descărcarea electrică va intra printr-un picior şi va părăsi corpul prin celălalt picior.

În cazul în care o persoană este lovită de trăsnet {lovitura directă), efectele sunt şi mai grave. Corpul uman este bun conducător de electricitate. În urma recepţionării unui trăsnet, ceea ce presupune temperaturi foarte ridicate, se produce o evaporare bruscă a apei din corp, rezultând astfel arsuri foarte grave, care pot să cauzeze decesul. De asemenea, trăsnetul afectează vasele de sânge şi nervii, putând produce paralizii temporare şi senzaţii de leşin. Dacă frecvenţa descărcărilor coincide cu cea a “undei T” care apare în ritmul cardiac, se poate ajunge la oprirea funcţionării inimii, deci la un deces rapid prin stop cardiac. Descărcarea poate intra în corp prin orificiile capului, ajungând la creier. Deoarece acesta din urmă este “îmbrăcat” într-o soluţie sărată, bună

16

Page 17: Riscuri Climatice Extreme

conducătoare de electricitate, apar schimbări în structura celulelor, urmate de leziuni şi îmbolnăviri. Trăsnetul mai poate produce ruptura membranei timpanelor, cataractă oculară, traume psihice (depresii, tulburarea somnului, stări de anxietate). Desigur, există şi situaţii de excepţie, care au rămas în documentele cercetătorilor, aşa cum este cazul unui american, pe nume Ray Sullivan, care a supravieţuit după ce a fost lovit de trăsnet de nu mai puţin de 7 ori! Cele mai afectate de descărcările electrice sunt persoanele care poartă asupra lor sau sunt în contact cu obiecte având componente metalice (agricultori, alpinişti, militari etc.). Riscul poate fi mare şi pentru cei care participă la activităţi sau manifestări în aer liber, care atrag un mare număr de spectatori (competiţii sportive, concerte, mitinguri etc.).

Descărcările electrice pot produce şi mari pagube materiale, respectiv distrugeri ale mediului natural. Astfel, de foarte multe ori, orajele stau la originea incendiilor de diferite tipuri (ale vegetaţiei naturale, ale construcţiilor etc.), sau produc deteriorarea obiectelor bune conducătoare de electricitate, fie singulare (reţelele de transport al energiei electrice), fie încorporate în diferite ansambluri, inclusiv în locuinţe. Orajele pot provoca leziuni vegetaţiei, afectând starea fiziologică a plantelor. Un pericol deosebit îl reprezintă orajele pentru aeronave, în primul rând pentru cele aflate în zbor. Din acest motiv, regulamentele aviaţiei civile interzic zborul prin norii orajoşi. De asemenea, activitatea normală din bazele de lansare a rachetelor spaţiale (Centrul Spaţial “John F. Kennedy” al SUA din Florida, baza spaţială a Franţei de la Kourou - Guyana Franceză, cosmodromul de la Baikonur - Kazahstan etc.) poate fi serios perturbată de descărcările electrice, de multe ori momentul lansării fiind amânat până la dispariţia orajelor din apropierea bazelor respective. Spre exemplu, Apollo 12 a fost lovit de trăsnet de 2 ori imediat după decolare, misiunea fiind în mare pericol. Ca urmare a acestui eveniment, NASA a declanşat un program complex de studiere şi combatere a descărcărilor electrice, inclusiv construirea unei reţele de cabluri metalice, cu diametrul de 1,25 cm, pe post de paratrăsnet pentru arealul bazei spaţiale “John F. Kennedy”.

Repartiţia geografică a orajelor, rezultată mai ales din analiza imaginilor satelitare, indică un maxim pe Glob al frecvenţei acestor fenomene în regiunile cuprinse între 15° lat. N şi 30° lat. S, cele mai multe descărcări electrice caracterizând Zona Convergenţei Intertropicale (ZCIT). În timpul verii boreale, când talvegul ecuatorial este situat între 15° şi 25° lat. N, activitatea orajoasă este concentrată în America Centrală, SE Americii de Nord, partea nordică a Americii de Sud, Africa de Vest şi bazinul Congo, partea nordică a Indiei şi Asia de Sud-Est. În timpul verii australe, descărcările electrice au frecvenţa cea mai mare tot de-a lungul talvegului ecuatorial, centrat, în acest anotimp, între 5° şi 10° lat. S, precum şi în zone situate până spre 30° lat. S: Bazinul Congo, Africa de Sud, Brazilia, Indonezia, N Australiei (Barry, Chorley, 1998). Este evident faptul că descărcări electrice se întâlnesc şi la latitudini mai mari, subtropicale şi temperate, unde pot să apară în tot cursul anului, dar având frecvenţa predominantă la sfârşitul primăverii şi vara. Sub aspectul riscului, acestea sunt zonele cele mai vulnerabile, deoarece aici trăiesc cei mai mulţi locuitori şi sunt concentrate cele mai importante bunuri materiale.

România, prin aşezare şi condiţiile sale fizico-geografice, reprezintă un teritoriu favorabil apariţiei descărcărilor electrice. Activitatea orajoasă, moderată în ansamblul ei, se poate produce în tot cursul anului, dar frecvenţa maximă apare în intervalul mai-august. Diversitatea condiţiilor fizico-geografice, în primul rând relieful variat, creează diferenţieri în ceea ce priveşte repartiţia spaţio-temporală a orajelor. Pentru diferenţieri regionale ale activităţii orajoase se poate face apel la gradele de keraunicitate, stabilite în funcţie de valoarea indicelui de keraunicitate K (Iliescu, 1989). Acesta redă, în mod sintetic, repartiţia temporo-spaţială a descărcărilor electrice. Calculul lui K se face după formula:

K = n · D · N · 10-5

unde n - numărul anual mediu de zile cu oraje (în România, cu valori posibile între 15-35 zile); D - durata anuală medie a orajelor (cu valori între 40-120 ore); N - numărul anual mediu de oraje pe 100 km2 (cu valori între < 100 şi 400); 10’ - factor introdus pentru uşurarea calculelor.

Harta regionării teritoriului României pe cele şase grade de keraunicitate, marchează o valoare minimă a lui K, cuprinsă între 0 şi 1, pentru regiunile din SE ţării, cu deosebire pentru litoralul Mării Negre şi Delta Dunării. Cel mai mare grad de keraunicitate (K > 15) a fost

17

Page 18: Riscuri Climatice Extreme

determinat pentru Carpaţii Meridionali, Munţii Banatului, Munţii Apuseni şi Subcarpaţii Getici. Valorile extreme ale lui K sunt cuprinse între 0,5, la Mangalia, şi 30,4, la staţia meteorologică Parâng.

Cea mai mare vulnerabilitate a teritoriului faţă de descărcările electrice se întâlneşte în Subcarpaţii Getici, Podişul Getic şi în partea vestică şi centrală a Câmpiei Române, aceste regiuni fiind caracterizate, pe lângă un indice de keraunicitate ridicat (între 9 şi 15), şi printr-o intensă şi diversă activitate antropică, inclusiv în aer liber (agricultură, exploatări miniere în cariere etc.). Regiunile montane, care au cea mai mare valoare a indicelui de keraunicitate, prezintă o vulnerabilitate mai mică faţă de descărcările electrice, având în vedere gradul de populare mult mai redus al acestor zone.

GrindinaReprezintă o precipitaţie sub formă de particule sau greloane de gheaţă (numite popular

pietre), cu aspect sferoidal, conic sau neregulat, cu diametrul cuprins, în general, între 5 si 50 mm, care cade din nori Cb şi are, întotdeauna, caracter de aversă. În mod excepţional, diametrul grindinii a atins 90 mm, fenomen petrecut la Sydney, la data de 18.03.1990. Cel mai frecvent, structura unui grelon se prezintă sub forma unui nucleu, înconjurat de straturi alternative de gheaţă opacă şi transparentă. Într-un grelon obişnuit se pot întâlni până la 5 straturi, dar în cazurile excepţionale s-au identificat 20 de astfel de straturi alternative de gheaţă opacă şi transparentă.

Geneza grindinii este legată de norii Cb cu mare dezvoltare pe verticală (Cb capillatus), în care există curenţi ascendenţi şi descendenţi foarte intenşi. Nucleul grelonului de grindină este reprezentat de un bob de măzăriche moale, format în partea superioară a norului Cb, în urma sublimării vaporilor de apă. Purtat de curenţii descendenţi până în zona mediană a norului, unde predomină picăturile de apă în stare suprarăcită, în jurul bobului de măzăriche moale se depune un strat de gheaţă transparentă, ca urmare a îngheţării acestor picături. Transportat de curenţii ascendenţi din nou spre partea superioară din nor, bobul de grindină se acoperă cu un strat de gheaţă opacă, formată prin condensarea solidă a vaporilor de apă pe suprafaţa sa. Curenţii descendenţi aduc din nou bobul de grindină în zona mediană, unde se depune un alt strat de gheaţă transparentă, hi urma repetării acestor mişcări ascendente şi descendente, grelonul ajunge la dimensiuni, respectiv la greutăţi care înving forţa curenţilor ascendenţi şi cade la suprafaţa terestră. Alte condiţii necesare formării grindinii sunt: o cantitate mai mare de apă lichidă între baza norului şi nivelul de îngheţ al picăturilor mari; umezeală specifică mare la sol (7-10 g/kg); deficit de umezeală mic până la înălţimi mari; două treimi din masa norului să se situeze mai sus de izoterma de -5° C; temperatura la partea superioară a norului Cb să fie cuprinsă între -30 şi -60° C; temperatura maximă la sol să fie mai mare sau cel mult egală cu temperatura de cumulizare, iar nivelul de cumulizare să nu se situeze prea sus (Bălescu, Militam, citaţi de Cristea, 2000). Specific grindinii este faptul că ea cade pe fâşii, arealul afectat fiind relativ îngust şi cu delimitări foarte nete.

De cele mai multe ori, căderile de grindină sunt asociate cu alte fenomene specifice norilor Cb: precipitaţii intense, descărcări electrice, intensificări ale vitezei vântului. Prin urmare, astfel de fenomene au o largă răspândire pe Glob, începând cu zonele ecuatoriale şi terminând cu cele subpolare, în timpul scurtei perioade calde a anului.

Efectele grindinii. La latitudini temperate, grindina este specifică sezonului cald. Prin efectul mecanic (de lovire), greloanele de grindină produc pagube foarte mari culturilor agricole, de multe ori acestea fiind iremediabil compromise. Grindina are şi alte consecinţe negative: spargerea suprafeţelor de geamuri, a ţiglelor, deteriorarea obiectelor metalice mai puţin rezistente (de exemplu, caroseriile de automobile). Grindina poate produce şi victime umane, decesul survenind în urma rănilor provocate de greloanele de gheaţă. Un record în acest sens pare a fi deţinut de Bangladesh, unde, în două situaţii cu căderi de grindină au murit circa 300 de persoane! În România, grindina căzută în 20 iunie 1997 pe raza localităţilor Apele Vii şi Celaru (judeţul Dolj) a cauzat moartea a patru persoane, localnicii afirmând că particulele de grindină au atins dimensiunile unui ou de struţ, iar stratul de gheaţă format la sol a avut, în unele locuri, o grosime de 50 cm. Este de menţionat şi grindina din 12 iulie 1997 de la Oradea, care a cauzat pagube materiale apreciate la

18

Page 19: Riscuri Climatice Extreme

peste 3 miliarde de lei. De asemenea, diametrul greloanelor grindinii căzute la Rucăr (judeţul Argeş), la data de 13 august 1999, a fost apreciat la circa 80 mm! Pentru vara anului 2002 poate fi menţionată grindina din luna iulie căzută în zona Panciu-Haret-Mărăşeşti (judeţul Vrancea), care a produs imense pagube materiale (au fost distruse culturi de viţă de vie, solarii, geamuri ale locuinţelor etc.).

Efectele negative asociate grindinii, respectiv riscul pe care îl presupune acest fenomen, sunt condiţionate de mai mulţi factori, cele mai mari pagube apărând în următoarele situaţii (Bogdan, Niculescu, 1999): când se produce în plin ciclu vegetal al diferitelor culturi; când este însoţită de vânturi tari; când diametrul greloanelor depăşeşte 10 mm; când durata fenomenului este mai mare de 15 minute; când, în urma căderii grindinii, se formează un strat de gheaţă relativ gros, care se poate menţine până la câteva zile, afectând grav culturile şi în acest mod; când fenomenul se produce după perioade lungi deficitare pluviometric, fapt care favorizează eroziunea solului uscat, mai ales dacă terenul este situat în pantă.

Vulnerabilitatea unui teritoriu faţă de grindină este condiţionată de frecvenţa fenomenului, ce poate fi redată prin numărul mediu (n) şi numărul maxim anual (N) de cazuri de grindină, la care se adaugă intensitatea precipitaţiilor în sezonul cald. Din acest punct de vedere, în România, teritoriile cu vulnerabilitate mare (n între 2-6 zile/an, N între 5-10 zile/an) sunt cele din partea central-sudică a ţării - Câmpia Română, Podişul Getic, Subcarpaţii Getici şi Subcarpaţii Curburii, caracterizate prin interferenţa circulaţiilor estice şi vestice, respectiv printr-o puternică dezvoltare a norilor convectivi. Vulnerabilitatea cea mai mică (n < l şi N> 4) revine zonelor cu influenţe continentale din E şi SE ţării (Câmpia Moldovei, Podişul Dobrogei), celor cu influenţe pontice (litoralul, Delta Dunării), zonelor cu influenţe oceanice din NV teritoriului (Câmpia Someşului, Câmpia Caşurilor) şi regiunilor afectate de procese foehnale, cum este culoarul Turda-Alba Mia.

Dacă privim problema sub aspectul riscului faţă de grindină, trebuie să avem în vedere şi valoarea pagubelor produse de acest fenomen. În acest context, cel mai mare risc aparţine zonelor unde modul de utilizare a terenurilor este preponderent axat pe culturi legumicole şi plantaţii pomi-viticole. Prin urmare, cele mai mari riscuri se vor întâlni în zonele legumicole din jurul marilor oraşe de câmpie (Bucureşti, Craiova, Timişoara, Arad, Constanţa, Iaşi, Galaţi), respectiv în bazinele pomicole şi zonele viticole, în primul rând cele din Subcarpatii Getici şi Subcarpatii de Curbură. Cu alte cuvinte, se pot înregistra pagube foarte mari şi în zonele cu grad mai redus de vulnerabilitate la căderile de grindină (Bogdan, Niculescu, 1999).

Există preocupări susţinute de combatere a efectelor negative ale grindinii, acest lucru putându-se realiza pe mai multe căi. Una dintre acestea este de mai lungă durată, ea presupunând o cunoaştere cât mai completă a fenomenului din punct de vedere climatologic: număr mediu şi maxim anual şi lunar de zile cu grindină, intervalul diurn/nocturn favorabil producerii grindinii, durata medie şi maximă a grindinii, dimensiunile bobului de grindină.

19

Page 20: Riscuri Climatice Extreme

Curs 3. FENOMENE CLIMATICE DE SCURTĂ DURATĂ - DEPUNERILE SOLIDE

Există mai multe tipuri de depuneri solide, pe care Meteorologia le încadrează în categoria formelor de condensare a vaporilor de apă la nivelul suprafeţei terestre (Pop, 1988). Ele mai au în comun faptul că sunt asociate cu scăderea temperaturii aerului, respectiv cu valurile de frig, care vor fi prezentate în cadrul fenomenelor de risc de durată medie. Staţiile meteorologice trebuie să transmită mesaje de avertizare ori de câte ori apar aceste fenomene, cu excepţia brumelor produse în intervalul normal de apariţie. În grupa depunerilor solide sunt incluse: bruma, chiciura tare, poleiul, zăpada umedă sau lapoviţa îngheţată.

3.1. BrumaBruma reprezintă un fenomen meteorologic care nu poate fi separat de răcirea vremii,

respectiv de îngheţ, fapt pentru care cele două, îngheţul şi bruma, trebuie analizate împreună. În anotimpurile de tranziţie, în condiţiile unor advecţii de aer rece dinspre V, NV, N sau NE Europei, se produc îngheţurile şi brumele timpurii de toamnă şi cele târzii de primăvară.

Îngheţul, ca fenomen de risc, se defineşte prin scăderea temperaturii aerului şi pe suprafaţa solului sub 0° C în afara intervalului obişnuit în care apar valori termice negative. Mai precis, îngheţul devine un fenomen climatic de risc în următoarele condiţii (Bogdan, Niculescu, 1999): când se produce cu 1-3 săptămâni mai devreme toamna şi mai târziu primăvara comparativ cu datele medii de apariţie a fenomenului; când aerul este deosebit de rece, fiind de origine arctică; când îngheţul are origine mixtă, advectiv-radiativă; când îngheţul se consemnează atât în aer, cât şi pe sol; când este însoţit de brumă sau de precipitaţii solide (ninsoare, lapoviţa); când are o repartiţie generală, afectând o mare parte din teritoriul ţării. Prin urmare, intervalul de risc pentru îngheţ, ca şi pentru brumă, reprezintă intervalul cuprins între data medie şi data extremă de producere a fenomenului: intervalul de risc de toamnă apare între data celui mai timpuriu îngheţ şi data medie a primului îngheţ, iar intervalul de risc de primăvară este plasat între data medie a ultimului îngheţ şi data celui mai târziu îngheţ.

În activitatea meteorologică, zilele în care temperatura minimă a aerului atinge sau coboară sub 0° C se numesc zile de îngheţ, iar cele în care temperatura maximă este mai mică sau cel mult egală cu 0° C sunt definite ca zile de iarnă.

Bruma reprezintă o depunere de cristale foarte fine de gheaţă (cu dimensiuni între 1-5 mm), în formă de solzi, ace, pene sau evantaie, observată pe sol şi pe obiectele de la sol a căror suprafaţă este răcită suficient (sub 0° C) pentru a putea produce condensarea solidă a vaporilor de apă din aer. Condiţiile optime de producere a brumei sunt: regim anticiclonic (presiune atmosferică ridicată); timp senin şi calm (sau cu vânt slab, sub 2 m/s); umezeală relativă ridicată (peste 80%); temperaturi negative ale aerului, intensitatea maximă a depunerilor observându-se la temperaturi de -2 -3° C. Temperatura scăzută a obiectelor pe suprafaţa cărora se depune bruma este cauzată, cel mai adesea, de procesele de răcire asociate unei radiaţii terestre foarte intense, fapt pentru care intervalul optim de formare a brumei este plasat în cursul nopţii şi dimineaţa devreme, în preajma răsăritului Soarelui.

În România, prima zi de îngheţ apare cel mai devreme, în medie, înainte de 1 octombrie (la altitudini de peste 1400 m) şi cel mai târziu, tot în medie, în a treia decadă a lunii noiembrie (în sectorul sudic al litoralului Mării Negre). Ultimul îngheţ se produce, ca dată medie, la sfârşitul lunii martie (pe litoral şi în Delta Dunării), respectiv la începutul lunii iunie (la munte şi în depresiuni).

Teritoriile cele mai puţin vulnerabile la riscuri cauzate de îngheţuri şi brume timpurii de toamnă şi târzii de primăvară sunt cele din zona de litoral şi Delta Dunării, unde se resimte influenţa moderatoare a apei. În schimb, partea central-estică a Câmpiei Române, Podişul Moldovei, Depresiunea Transilvaniei şi Câmpia Someşului au vulnerabilitatea cea mai mare faţă de aceste fenomene. În zonele de munte, cele mai expuse la îngheţ şi brumă sunt sectoarele inferioare şi superioare ale versanţilor, sectorul median al acestora fiind mai protejat. Trebuie precizat faptul că, în regiunile montane, unde îngheţul şi bruma se produc cel mai devreme toamna şi dispar cel mai

20

Page 21: Riscuri Climatice Extreme

târziu primăvara, riscul aferent acestor fenomene este totuşi mai redus, având în vedere modul de utilizare a terenurilor în aceste zone (Bogdan, Niculescu, 1999).

În istoria observaţiilor meteorologice din România, cea mai timpurie brumă s-a produs în intervalul 15-17 septembrie 1956, ea având un caracter aproape general, dar afectând, cu deosebire, zonele de câmpie şi fiind asociată unor temperaturi care au coborât până la -4,0° C. Cea mai târzie brumă a fost consemnată în intervalul 21-22 mai 1952, când a afectat peste 2/3 din teritoriul ţării, iar temperatura aerului şi pe suprafaţa solului a coborât, local, până la -2° C (Topor, 1958, citat de Bogdan, Niculescu, 1999).

Efectele nefavorabile datorate îngheţurilor şi brumelor timpurii de toamnă şi târzii de primăvară se resimt mai ales în agricultură. Toamna au de suferit, în primul rând, culturile existente încă pe câmp (legume, zarzavaturi, porumb, floarea soarelui). Primăvara târziu sunt periclitate mai ales livezile de pomi fructiferi, dar şi culturile de câmp, care se află la începutul perioadei de vegetaţie. De asemenea, din cauza temperaturilor scăzute, asociate uneori şi cu precipitaţii solide sau mixte, au de suferit şi animalele, cu deosebire ovinele proaspăt tunse, aşa cum s-a întâmplat, de exemplu, în 30 mai 1991, în zona Curburii (judeţele Buzău şi Vrancea).

3.2. Chiciura tareEste o formă de depunere solidă care poate provoca pagube importante, mai ales în regiunile

montane înalte. Chiciura tare este definită ca fiind o depunere de gheaţă, în general de culoare albă, ornată cu ramificaţii cristaline şi constituită din granule de gheaţă, mai mult sau mai puţin separate prin incluziuni de aer. “Chiciura tare (granulară) se formează prin îngheţarea rapidă a picăturilor de apă din masa de ceaţă sau din masa norului, rămase în stare lichidă după încetarea stării de suprarăcire. Îngheţul picăturilor de apă la contactul cu diferite obiecte este accentuat de vânt, grosimea depunerii, pe partea obiectelor care este expusă vântului, putând atinge chiar şi 1 m. Temperatura la care se formează chiciura este cuprinsă, în general, între -2 şi -10° C. Spre deosebire de chiciura moale, chiciura tare aderă destul de puternic de obiectele pe care se depune” (Instrucţiuni pentru observarea, identificarea şi codificarea norilor şi a fenomenelor meteorologice, BVIH, 1985).

Riscul reprezentat de depunerile de chiciură depinde de greutatea depunerii (condiţionată, la rândul ei, de dimensiunea acesteia), asociată cu durata fenomenului. Observaţiile meteorologice din zona de munte arată că, frecvent, depunerile de chiciură pot atinge grosimi de 20-30 cm, ceea ce înseamnă o greutate de 4-6 kg pe metrul liniar de conductor. În România, cea mai mare greutate maximă înregistrată a fost de 13.224 g /l m de conductor, valoare determinată la staţia de pe Vf. Omul (2503 m), în noiembrie 1961. Durata medie a unei depuneri de gheaţă nu depăşeşte 24 de ore. Durata maximă este de circa 40 de ore în cea mai mare parte a ţării, în zonele montane înalte ea putând ajunge chiar şi la peste 100 de ore consecutive. Cea mai mare durată maximă a fost de 385 ore, înregistrată la staţia meteorologică Cuntu, în luna martie a anului 1973 (Bogdan, Niculescu, 1999).

Din cele de mai sus rezultă că riscul asociat depunerilor de chiciură este cel mai mare în zonele montane, în timp ce, la altitudini mai mici, frecvenţa, durata şi dimensiunile depunerilor de chiciură tare sunt net mai reduse. Datele climatice pentru România arată că numărul mediu anual de zile cu chiciură este de 2-3 pe litoral şi în zonele cu procese foehnice, 7-10 în regiunile de câmpie, 10-20 în regiunile deluroase şi de podiş, pentru ca, în zonele montane, să depăşească cifra de 80. Valorile numărului maxim anual de zile cu chiciură sunt aproape duble, cea mai mare valoare fiind de 181 de zile, la staţia meteorologică de pe Vârful Omul (Ibidem).

Chiciura tare poate determina ruperea obiectelor pe care s-a format, în speţă linii de transport a curentului electric de înaltă tensiune, ramuri de copaci, fire telefonice, stâlpi de susţinere a acestor fire, cabluri de tracţiune ale telecabinelor sau ale teleschiurilor etc.

3.3. PoleiulReprezintă unul dintre fenomenele periculoase cu mare impact în zonele intens populate ale

latitudinilor extratropicale. Poleiul face parte din categoria depunerilor de gheaţă simple. Are un

21

Page 22: Riscuri Climatice Extreme

aspect transparent şi provine din îngheţarea picăturilor de ploaie sau de burniţă suprarăcite, în momentul contactului acestora cu solul sau cu obiecte de pe sol a căror temperatură este uşor negativă (între 0 şi -1° C). Fenomenul apare atunci când, în mişcarea lor descendentă, picăturile de ploaie sau de burniţă traversează un strat de aer cu temperatură negativă, care este suficient de gros. La impactul cu suprafaţa solului sau a diferitelor obiecte, picăturile suprarăcite se sparg şi se transformă într-o peliculă de gheaţă. Conform reglementărilor de specialitate, se mai consideră polei şi depunerea de gheaţă care rezultă din îngheţarea picăturilor de ploaie sau burniţă care nu sunt în stare de suprarăcire, în urma lovirii acestora de obiecte a căror temperatură este net negativă. Poleiul apare mai ales la sfârşitul toamnei-începutul iernii, respectiv la sfârşitul iernii-începutul primăverii, după o perioadă de răcire accentuată (care favorizează menţinerea temperaturilor negative ale solului), pe fondul unei încălziri asociate trecerii unui front cald, cu precipitaţii lichide (advecţii de aer maritim polar dinspre V sau de aer maritim tropical dinspre SV). Durata depunerilor de polei nu este prea mare, ea fiind, de obicei, de ordinul câtorva ore.

Din punct de vedere meteorologic, poleiul nu trebuie confundat cu gheaţa de la sol formată în urma mai multor procese: prin îngheţarea ulterioară a precipitaţiilor lichide; ca urmare a îngheţării apei rezultate din topirea parţială sau totală a stratului de zăpadă preexistent; prin bătătorirea zăpezii de pe carosabil în urma circulaţiei rutiere. În informaţiile transmise de mass-media nu prea se face o diferenţiere între aceste procese, orice suprafaţă alunecoasă de pe carosabil fiind definită ca “polei”.

Efectele periculoase asociate poleiului se referă, în principal, la reducerea drastică a coeficientului de frecare cu suprafaţa stratului de gheaţă. Acest lucru provoacă grave accidente de circulaţie, iar pietonii, în special persoanele în vârstă, pot suferi fracturi şi alte traumatisme grave, unele cu urmări pentru tot restul vieţii. Experienţa arată că depunerile de polei sunt mai consistente pe suprafeţe acoperite cu piatră cubică sau cu piatră de râu. Ca exemplu de situaţie cu depunere de polei observată la scara întregii ţări (cu o notă în plus pentru regiunile din SV şi S), menţionăm ziua de 4 decembrie 1998. Această zi s-a soldat cu 20 de morţi, 33 de accidente grave şi peste 600 de evenimente rutiere, cauzate, în marea lor majoritate, de existenţa poleiului. Pentru ilustrarea perturbaţiilor survenite în acea zi, să menţionăm doar faptul că, în Bucureşti, blocarea circulaţiei pe DN 1 s-a întins de la Arcul de Triumf până în dreptul intrării spre aeroportul Otopeni! Depuneri excepţionale de polei s-au înregistrat şi în intervalul 7-8 ianuarie 2003, în special în zonele Bucureşti şi Galaţi, iar pentru zona Cluj poate fi menţionată dimineaţa zilei de 25 decembrie 1979.

La fel de periculoase sunt şi depunerile solide pe aeronave aflate în zbor, caz în care se defineşte fenomenul de givraj. Formele sub care se depune gheaţa - brumă, chiciură, gheaţă transparentă sau mată -, depind de mai mulţi factori: mărimea picăturilor suprarăcite, temperatura aerului (cele mai favorizante sunt temperaturile cuprinse între 0 şi -8° C), existenţa cristalelor de gheaţă în nori, viteza de zbor a aeronavei (intensitatea givrajului creşte odată cu viteza de zbor, dar numai până la o anumită limită). Givrajul determină modificarea formei aerodinamice a profilurilor (aripi, ampenaje), creşterea rezistenţei la înaintare, scăderea forţei portante, creşterea greutăţii aparatului, modificarea centrului de greutate al acestuia, mărirea forţei de tracţiune necesare, blocarea anumitor comenzi. De asemenea, depuneri de gheaţă se pot forma şi în sistemul de absorbţie al carburatorului (în cazul avioanelor cu motor cu piston) sau pot fi aruncate pe căile de admisie ale motorului, deformând şi deteriorând paletele compresorului sau alte elemente (în cazul motoarelor cu reacţie). De regulă, iarna, givrajul apare până la altitudini de 3.000 m, intensitatea depunerii scăzând vizibil la înălţimi de peste 6.000 m, în timp ce vara situaţia se prezintă invers (Ştefan, 1991).

Fenomenul de givraj poate avea consecinţe tragice. Un exemplu în acest sens îl constituie accidentul aviatic de la Verona, din 13 decembrie 1995, când o aeronavă de tip AN-24 a companiei române Banat Air, închiriată de la ROMA VIA şi care făcea curse pe traseul Timişoara-Verona şi retur, s-a prăbuşit la câteva momente după decolare, cauzând moartea celor 41 de pasageri (33 de italieni, 7 români, un sârb) şi 8 membri ai echipajului.

22

Page 23: Riscuri Climatice Extreme

3.4. Zăpada umedă îngheţatăReprezintă o altă formă de depunere solidă, destul de asemănătoare la aspect cu chiciura sau

cu poleiul, dar care face parte din categoria depunerilor complexe. Legătura cu poleiul este reprezentată şi de faptul că ambele fenomene sunt condiţionate de căderea precipitaţiilor, ceea ce nu este cazul la brumă sau la chiciura tare. Depunerea se formează prin îngheţarea zăpezii umede sau a lapoviţei ce cade la temperaturi ale aerului cuprinse între 0,3 şi 2,0° C. Prin scăderea temperaturii imediat după încetarea căderii de zăpadă umedă sau de lapoviţă, acestea îngheaţă şi se transformă într-o masă de gheaţă, de multe ori având dimensiuni, deci şi greutăţi, foarte mari. Fenomenul, destul de des întâlnit şi la altitudini mai mici, generează mari pagube: ruperea conductorilor aerieni, perturbarea gravă a traficului rutier şi aerian, ruperea ramurilor sau chiar a unor trunchiuri mai subţiri de copaci, distrugerea de structuri mai puţin rezistente etc.

Evenimente de acest fel sunt foarte tipice în partea centrală şi de răsărit a zonei temperate de pe continentul nord-american, fiind asociate furtunilor de zăpadă, binecunoscutele blizzards. Fenomene asemănătoare se produc şi în Europa, chiar dacă intensitatea lor nu o atinge pe aceea din America de Nord.

3.5. Avalanşele de zăpadăAvând în vedere faptul că producerea avalanşelor presupune existenţa zăpezii, aceste

fenomene pot fi considerate că aparţin riscurilor hidrodinamice (Sorocovschi, 2002). În acelaşi timp, avalanşele de zăpadă sunt generate, în mod indirect, de factori climatici, la care se adaugă îndeplinirea şi a altor condiţii. Avalanşele de zăpadă se întâlnesc în zone montane situate la orice latitudine, dar efectele negative cele mai notabile sunt caracteristice zonelor temperate, având în vedere activitatea turistică intensă şi prezenţa unor căi de comunicaţie foarte importante, caracteristice multor zone de munte situate la latitudini mijlocii (un exemplu edificator îl reprezintă Munţii Alpi).

Avalanşa de zăpadă se defineşte ca fiind o deplasare gravitaţională a zăpezii, prin alunecare sau rostogolire, cu o viteză foarte mare (50-200 km/h), care se declanşează brusc în zone montane unde precipitaţiile sunt predominant sub formă de zăpadă, pe văi şi pe versanţi cu pante suficient de abrupte (minimum 25-35°). Avalanşa antrenează în drumul ei bolovani, pietre mari, arbori etc., mărindu-şi treptat volumul, greutatea şi viteza (Bogdan, Niculescu, 1999).

Clasificarea avalanşelor de zăpadă se poate face după mai multe criterii (cf. Voiculescu, 2003). Spre exemplu, după arealul afectat, se disting: avalanşe (sau alunecări de zăpadă) superficiale, a căror lungime şi lăţime nu depăşeşte 50 m; avalanşe de versant, care nu ating fundul văii; avalanşe de vale, care sunt cele mai periculoase, masa în mişcare ajungând până în vale şi chiar urcând, uneori, pe versantul opus.

După structura fizică a masei de zăpadă care se deplasează, au fost separate: avalanşe de zăpadă afânată (prăfoasă); avalanşe grăunţoase; avalanşe de bulgări sau gheaţă.

După criteriul complex, care are în vedere atât condiţiile de depunere a zăpezii, cât şi evoluţia structurii fizice a acesteia, N. Topor (citat de Bogdan şi Niculescu, 1999) distinge următoarele tipuri de avalanşe:

Avalanşe de ninsoare prăfoasă sau avalanşe afânate, posibile în tot timpul iernii, foarte greu de prevăzut, cu declanşare bruscă şi cu consecinţele cele mai grave.

Avalanşe de fund sau compacte, numite şi de primăvară, determinate de încălzirea vremii, care topeşte parţial stratul de zăpadă, aceasta devenind umedă şi grea.

Avalanşe în scânduri de zăpadă, specifice pantelor mai mici, frecvent utilizate pentru schi. Sunt formate din straturi de zăpadă suprapuse, cu proprietăţi diferite, sub acţiunea vântului şi a îngheţului repetat straturile mai vechi formând suprafeţe de alunecare pentru straturile depuse mai târziu.

Avalanşe în bulgări de zăpadă sau avalanşe de cataractă, specifice pantelor foarte mari, hornurilor sau galeriilor abrupte, pe pereţii cărora apar mici suprafeţe orizontale pe care se poate depozita zăpada. Aceasta, la dezgheţ, alunecă de pe o platformă pe alta, sfărâmându-se în bulgări care pot ajunge până la baza versantului. Sunt caracteristice primăverii sau chiar verii, producându-

23

Page 24: Riscuri Climatice Extreme

se în special pe versanţii cu expoziţie nordică.Avalanşe de cornişe sau de balcon, specifice crestelor înguste, pe care apar cornişe de

gheaţă, care se rup din cauza greutăţii zăpezii depuse (iarna), respectiv datorită topirii (primăvara).Conform instituţiei Meteo France, se poate vorbi despre trei tipuri principale de avalanşe:Avalanşe de zăpadă recent căzută (uscate sau pudroase), în acest caz zăpada fiind uşoară,

pufoasă sau cu coeziune slabă, iar masa în mişcare prezintă aspectul unui fluid. Viteza de deplasare a zăpezii poate fi foarte mare (chiar şi peste 200 km/h), în final aceasta acoperind suprafeţe mari, contururile formelor rezultate fiind greu de precizat.

Avalanşe în plăci dure, formate din zăpadă destul de grea, având o coeziune suficient de mare şi fiind dispusă pe un substrat fragil. Plăcile dure (echivalentul scândurilor de zăpadă din clasificarea anterioară) pot rezulta adesea în urma acţiunii vântului asupra cristalelor de gheaţă. După oprirea mişcării, aceste plăci tabulare se răspândesc pe suprafeţe cărora le imprimă un aspect oarecum haotic.

Avalanşe de zăpadă umedă, caracterizate prin prezenţa în masa de zăpadă şi a apei lichide, rezultată în urma topirii zăpezii sau, mai ales, a precipitaţiilor lichide. Prin urmare, acest tip de avalanşă este favorizat de perioadele de încălzire a vremii, apărând mai ales primăvara, respectiv pe versanţii însoriţi. Deplasarea zăpezii este asemănătoare cu curgerea unei lave, cu o viteză nu prea mare (30-50 km/h).

Cauzele apariţiei avalanşelor sunt multiple. Ele cuprind factori potenţiali şi factori declanşatori, care, uneori, se referă la acelaşi element, dar privit în circumstanţe diferite. La aceştia pot fi adăugaţi factorii pregătitori, atât naturali, cât şi antropici (Voiculescu, 2003).

La apariţia avalanşelor contribuie, în primul rând, cauze climatice, din care fac parte: prezenţa unui strat gros de zăpadă, format în urma unor ninsori abundente şi depus în straturi succesive; alternanţa temperaturilor negative şi a celor pozitive, care conduce, în final, la tasarea şi apoi la ruperea stratului de zăpadă; precipitaţiile lichide care, pe fondul unor temperaturi pozitive, înmoaie stratul de zăpadă; vântul, atât prin forţa de presiune pe care o exercită asupra zăpezii, cât şi prin temperaturile ridicate pe care le generează (cazul vânturilor de tip Foehn); zgomotul specific tunetelor.

Sunt apoi cauze geomorfologice, reprezentate de existenţa pantelor de minimum 25-35°, relativ netede şi fără a fi acoperite de vegetaţie, mai ales forestieră.

În al treilea rând, avalanşele de zăpadă pot fi declanşate de cauze antropice, cum ar fi: zgomotul produs de strigăte, arme de foc, mijloace de transport etc.; presiuni mecanice datorate schiatului, deplasării cu snow-mobilul sau chiar deplasării pe jos; înlăturarea vegetaţiei prin tăiere de arbori, arderi de jnepenişuri.

Mai rar, se poate vorbi şi de cauze geologice, respectiv de cutremure de pământ sau de erupţii vulcanice, care pot declanşa deplasarea pe versanţi a maselor de zăpadă.

În fine, sunt şi cauze indiferente, cum ar fi deplasarea pe stratul de zăpadă a unor animale de talie mai mare, rostogolirea unor pietre sau stânci etc.

Efectele avalanşelor sunt demne de luat în seamă. Conform unor statistici, ele provoacă anual, în medie, circa 200 de victime, majoritatea provenind din rândul alpiniştilor. Moartea poate surveni pe mai multe căi: prin sufocare (din cauza lipsei de aer din masa de zăpadă sau a formării pe faţă a unui strat de gheaţă, în urma îngheţării zăpezii topite prin expiraţie); datorită leziunilor provocate de lovirea de stânci; prin strivire sub greutatea zăpezii; ca urmare a hipotermiei; în urma receptării suflului avalanşei, care precede cu foarte puţin timp masa de zăpadă aflată în mişcare (din cauza comprimării bruşte, aerul din faţa masei de zăpadă are o densitate de 6 ori mai mare decât cea normală).

Foarte importante sunt şi pagubele materiale, datorate atât masei de zăpadă în sine, cât şi suflului foarte puternic care precede, cu câteva fracţiuni de timp, masa de zăpadă în mişcare.

Avalanşele afectează desfăşurarea normală a activităţilor din turism (staţiunile pentru sporturi de iarnă), din transporturi (blocări de căi ferate şi de şosele, distrugeri de conductori aerieni), provoacă daune sau distrugerea totală a construcţiilor etc. În sfârşit, să nu uităm nici impactul negativ asupra vegetaţiei, în primul rând asupra celei forestiere, fapt care duce la creşterea

24

Page 25: Riscuri Climatice Extreme

frecvenţei avalanşelor şi la intensificarea eroziunii.Repartiţia geografică a arealelor afectate de avalanşe se suprapune cu cea a lanţurilor

muntoase unde sunt prezente precipitaţii abundente sub formă de ninsoare. Spre exemplu, în SUA, zona cu frecvenţa maximă a avalanşelor este statul Alaska, în timp ce, în Europa, cele mai multe avalanşe se produc în Munţii Alpi. Printre evenimentele relativ recente de acest fel, care au avut urmări tragice, se poate menţiona avalanşa din noaptea Anului Nou 1999 care a acoperit clădirea unei şcoli din vestul Canadei, provocând moartea a 9 persoane, participante la sărbătorirea Revelionului. În Alpi, luna februarie a anului 1999 s-a caracterizat printr-un număr record de avalanşe, asociate căderilor excepţionale de zăpadă produse în această lună (pentru Elveţia, au fost cele mai abundente ninsori din ultimii 50 de ani). Astfel, în zona Chamonix-Argentiere (Franţa), avalanşele din 9-10 februarie 1999 au omorât 12 persoane; în 21 februarie, pe teritoriul Elveţiei s-au produs circa 50 de avalanşe, soldate cu 2 morţi; în 23 februarie, avalanşele din Elveţia şi vestul Austriei au provocat decesul a 38 de persoane; în 25 februarie, două avalanşe din Alpii Francezi, pe lângă importante pagube materiale, au dus la moartea unei persoane. În 19 ianuarie 2000, o avalanşă pe un versant al unui fiord norvegian a surprins un autocar cu turişti, 5 persoane pierzându-şi viaţa. Avalanşele din 21 şi 23 februarie 2000, tot din regiunea Alpilor, s-au soldat cu 11 morţi, iar cele din 28 martie 2000 au dus la decesul a minimum 11 persoane în zona Salzburg (Austria). Conform statisticilor, în Alpi se produc, în medie, circa 100.000 de avalanşe pe an, desigur nu toate soldate cu victime. Totuşi, valoarea pagubelor materiale şi numărul victimelor sunt, de multe ori, impresionante. De pildă, în anul 1951, în urma avalanşelor s-au înregistrat, numai în Elveţia, în jur de 100 de morţi, iar bilanţul anului 1999 pentru Munţii Alpi indică 201 victime.

În România, avalanşe de zăpadă pot să apară în toate masivele cu altitudini de minimum 1800-2000 m. Cel mai frecvent, ele se produc în Carpaţii Meridionali şi în grupa nordică a Carpaţilor Orientali, dar sunt prezente şi în alte zone, inclusiv în Munţii Apuseni. Numărul culoarelor de avalanşe este impresionant, ele fiind amplasate îndeosebi pe versanţii nordici. De exemplu, numai în Munţii Făgăraş au fost identificate circa 700 de culoare de avalanşe cu caracter permanent (Voiculescu, 2003). În cursul anului, frecvenţa cea mai mare a acestor fenomene se înregistrează în intervalul februarie-mai. Una dintre avalanşele cu cele mai multe victime (23) s-a produs în 17.04.1977, sub Şaua Capra, din Munţii Făgăraşului (Ibidem). Dintre evenimentele mai recente, pot fi amintite avalanşele din intervalul 17-31 ianuarie 2000 în mai multe zone din Carpaţii Meridionali, Munţii Rodnei, Munţii Maramureşului şi Munţii Apuseni, care au provocat moartea a 7 persoane. De asemenea, în 29 decembrie 2002, o avalanşă din căldarea Fundu Caprei din Munţii Făgăraş, declanşată pe fondul încălzirii accentuate a vremii din perioada 28-31 decembrie 2002, a îngropat sub zăpadă un grup de patru alpinişti-speologi din Oradea, determinând decesul acestora.

25

Page 26: Riscuri Climatice Extreme

Curs 4. FENOMENE CLIMATICE DE RISC DE DURATĂ MEDIE - CICLONII

Aparţin acestei categorii fenomene atmosferice periculoase care au o durată medie de manifestare cuprinsă, în general, între 3 şi 10-15 zile.

Paleta fenomenelor este foarte diversificată, unele dintre acestea regăsindu-se şi în categoria anterioară, cea a fenomenelor climatice de risc de scurtă durată. De fapt, anumite fenomene sunt dificil de încadrat exclusiv într-o categorie temporală sau alta, având în vedere modurile concrete în care se manifestă fenomenele în cauză (intensificările vitezei vântului, precipitaţiile intense, ceaţa etc.). Sub aspectul repartiţiei spaţiale, fenomenele de risc de medie durată acoperă, practic, toate zonele climatice ale Pământului. În continuare, sunt analizate următoarele fenomene: ciclonii tropicali; ciclonii extratropicali; viscolele; vânturile neperiodice intense; furtunile de praf şi de nisip; valurile de căldură; valurile de frig; inversiunile de temperatură’, ceata; incendiile naturale.

4.1. Ciclonii tropicaliTermenul de “ciclon”, provenit din limba greacă (de la cuvântul kuklos, care înseamnă

răsucire, încolăcire, cerc), a fost utilizat pentru prima dată în anul 1848, de către H. Piddington, de la Observatorului Meteorologic din Calcutta, pentru a defini areale de mică presiune atmosferică specifice zonelor tropicale. În prima parte a secolului 20, şcoala meteorologică norvegiană a extins termenul şi pentru turbioanele de la latitudini extratropicale. Mai recent, pentru a elimina orice confuzii, unele lucrări propun utilizarea termenului de “ciclon” doar pentru zona netropicală, iar pentru latitudini mai mari sunt recomandate noţiunile de “depresiune”, “minimă barometrică” sau “perturbaţie a frontului polar”.

Pentru definirea unui ciclon tropical, literatura de specialitate oferă mai multe variante. Spre exemplu, una dintre definiţii arată că ciclonul tropical reprezintă “o perturbaţie atmosferică turbionară (vârtej noros) fără fronturi atmosferice, însoţită de vânturi puternice şi de precipitaţii abundente, care se formează deasupra oceanelor calde din zona intertropicală “ (Beltrando, Chemery, 1995). Conform OMM, ciclonul tropical este “un sistem sinoptic de joasă presiune, fără fronturi atmosferice, apărut deasupra mărilor tropicale sau subtropicale, cu o activitate convectivă organizată şi cu o mişcare ciclonică de suprafaţă bine definită”.

Geneza unui ciclon tropical are loc deasupra bazinelor oceanice, la latitudini cuprinse între 8-10° şi 15-20°, în ambele emisfere. Astfel, ciclonii tropicali se formează la cel puţin 500 km distanţă faţă de Ecuator, acolo unde forţa lui Coriolis devine suficient de puternică pentru a declanşa mişcări turbionare în straturile inferioare ale atmosferei. Mişcarea turbionară (în sens invers acelor de ceas în Emisfera Nordică şi în sensul acelor în Emisfera Sudică) este impulsionată de convergenţa mişcărilor aerului de-a lungul Frontului Tropical, la întâlnirea alizeului emisferei respective cu musonul ecuatorial generat de alizeul emisferei opuse. O perturbaţie atmosferică preexistentă, dezvoltată aproape de suprafaţa oceanului, favorizează un flux ascendent şi convergent în straturile inferioare ale troposferei. În mod excepţional, s-au observat cicloni tropicali apăruţi şi la 35° lat. N, respectiv la 22° lat. S. Temperatura apei, la suprafaţa oceanului şi până la câţiva metri adâncime, trebuie să fie de minimum 26,5° C, fapt care limitează extinderea pe latitudine a arealelor generatoare de cicloni tropicali. Dezvoltarea perturbaţiei este condiţionată de existenţa unei atmosfere cu o răcire semnificativă pe verticală, ceea ce favorizează instabilitatea aerului, respectiv apariţia mişcărilor convective ascendente foarte intense până la înălţimi mari, existenţa acestora fiind posibilă numai dacă în troposferă lipsesc vânturile puternice. Prezenţa talvegului tropical din troposferă superioară induce puternice forfecări verticale ale vântului, situaţie care opreşte dezvoltarea ciclonilor tropicali. De asemenea, pentru formarea ciclonilor tropicali este importantă şi prezenţa unui strat de aer relativ umed până la altitudinea de 5 km. Perioada cea mai favorabilă de apariţie a ciclonilor tropicali se suprapune sfârşitului verii emisferei respective.

În urma răcirilor adiabatice, are loc condensarea vaporilor de apă proveniţi prin evaporarea intensă a apei calde de la suprafaţa oceanului şi formarea norilor Cb cu mare dezvoltare pe verticală. Condensările sunt însoţite de eliberarea unei imense cantităţi de căldură latentă, stocată iniţial în apa oceanului şi transportată apoi în atmosferă prin intermediul vaporilor de apă. Căldura

26

Page 27: Riscuri Climatice Extreme

eliberată în urma condensărilor întreţine perturbaţia, respectiv dezvoltarea norilor Cb, ciclonul tropical putând fi astfel asemănat cu o uriaşă maşină termică. S-a estimat că energia eliberată de un ciclon tropical mediu, care “produce” o cantitate zilnică de precipitaţii de 15 mm într-o zonă cu raza de 665 km, reprezintă 6 • 10 W, ceea ce înseamnă de circa 200 de ori mai mult decât puterea instalată a tuturor centralelor electrice de pe Glob!

Cercetări mai recente au evidenţiat o posibilă legătură între apariţia ciclonilor tropicali şi Complexele Convective Mezoscalare. Acestea reprezintă sisteme orajoase de mari dimensiuni, cu diametre de 100-200 km, care pot dezvolta vârtejuri cu interiorul cald în câmpul norilor Altostratus (As) asociaţi norilor Cb ai sistemelor respective. Vârtejurile sunt mai intense la cea 5 km altitudine şi, într-o primă fază, nu au un corespondent vizibil la suprafaţa terestră.

Pentru geneza ciclonilor tropicali formaţi în Oceanul Atlantic, în zona Insulelor Capului Verde, s-a subliniat importanţa undelor estice de origine africană, care apar în cadrul fluxului alizeelor, în perioada aprilie/mai - octombrie/noiembrie. Aceste unde sunt consecinţa inversării gradientului termic în troposfera inferioară, din cauza existenţei unei diferenţe între temperaturile mai ridicate de deasupra Saharei şi acelea, mai scăzute, de deasupra Golfului Guineeii.

Structura unui ciclon tropical include masa noroasă şi ochiul ciclonului.Masa noroasă (vârtejul noros) este formată din nori Cb, periferic fiind prezenţi şi nori

Cirrus (Ci), respectiv Cumulus (Cu). Privit de la mare înălţime, aşa cum apare în imaginile satelitare (vezi coperta I), ciclonul tropical are aspectul unei virgule uriaşe, cu coada orientată spre Ecuator, de unde se realizează alimentarea cu aer cald şi umed (Măhăra, 2001). Masa noroasă se dezvoltă în zona în care forţa centrifugă asociată mişcărilor de tip vârtej, orientată dinspre centru spre periferie, echilibrează forţa gradientului baric orizontal, orientat invers, dinspre periferie spre centru. Zidul noros se caracterizează prin prezenţa unor foarte intense mişcări ascendente ale aerului cald şi umed. La partea superioară a masei de nori Cb, de o parte şi de alta a zidului noros, apar mişcări descendente. Aceste mişcări subsidente afectează un teritoriu mai mare la exteriorul masei noroase faţă de zona influenţată în interiorul ciclonului, respectiv în ochiul acestuia. Gradientul baric dirijat dinspre exterior spre interior generează vânturi tangenţiale foarte intense în jurul ciclonului tropical, astfel încât masa norilor Cb converge spre ochiul ciclonului, înconjurându-l. În cazul ciclonilor foarte puternici se formează mai multe ziduri noroase concentrice. La baza masei noroase se înregistrează vânturile cele mai puternice, cu viteze ce pot depăşi 400 km/h, precum şi averse foarte intense de ploaie (în medie, pot să cadă 100 mm/24 h). Deşi viteza vântului este foarte mare la baza zidului noros, ciclonul tropical, în ansamblul său, se deplasează cu o viteză medie de numai 10-30 km/h, pe o traiectorie generală iniţială de la E spre V.

Ochiul ciclonului este o zonă circulară, cu diametrul cuprins, de obicei, între 30 şi 60 km, valorile putând atinge, în mod excepţional, 8, respectiv 200 km. Din cauza mişcărilor descendente, în ochi cerul este senin, iar transparenţa aerului este foarte mare. De obicei vântul lipseşte, predominând calmul. Existenţa mişcărilor descendente dă naştere unei inversiuni de temperatură în altitudine, care nu coboară mai aproape de suprafaţa terestră pentru că descendenţa aerului se opreşte la înălţimi de 1 -3 km. Ca urmare, straturile de aer din partea inferioară a ochiului ciclonului rămân relativ umede şi mai reci. În aceste condiţii, în partea superioară a ochiului temperatura aerului este cu cel puţin 10° C mai ridicată faţă de temperatura mediului înconjurător, în timp ce la bază diferenţa nu depăşeşte 2° C. Foarte caracteristică este şi presiunea atmosferică mult scăzută din ochiul ciclonului tropical.

Durata de evoluţie a unui ciclon tropical este, în medie, de 6-8 zile. Stingerea unui ciclon tropical se produce atunci când ciclonul ajunge deasupra unor suprafeţe acvatice mai reci sau deasupra uscatului, perturbaţia fiind astfel obligată să “aspire” un aer mai rece, care opreşte mişcările convective. Masa noroasă se fragmentează şi se diminuează, viteza vântului scade semnificativ, iar în final ciclonul tropical îşi încetează existenţa. Este de remarcat şi faptul că, sub influenţa orografiei sau a unei mase de aer rece, traiectoria ciclonului tropical se poate abate, fie spre Ecuator, fie spre latitudini temperate. Ajuns la latitudini mai mari, ciclonul tropical se poate stinge sau se poate încadra în fluxul vestic al acestor latitudini, dar pierzându-şi caracterele specifice.

27

Page 28: Riscuri Climatice Extreme

Clasificarea ciclonilor tropicali. Criteriul principal care stă la baza clasificării ciclonilor tropicali este viteza vântului, în funcţie de care se produc şi consecinţele acestor perturbaţii atmosferice de mare anvergură. La rândul ei, viteza vântului este condiţionată de valoarea gradientului baric, respectiv de stadiul de evoluţie al perturbaţi ei. Conform clasificării după scara Saffir-Simpson, în evoluţia completă a unui ciclon tropical au fost stabilite 5 faze: perturbaţie (undă) tropicală, depresiune tropicală, furtună tropicală, furtună tropicală puternică şi uragan.

CategoriaViteza vântului Pres.min. la

baza ochiului(hPa)

înălţimeavalului

(m)Nivel pagube

(m/s) (km/h)

1 33-42 <150 >980 1,0-1,7 minime2 43-49 151-176 979-965 1,8-2,6 moderate3 50-58 177-209 964-945 2,7-3,8 extinse4 59-69 210-248 944-920 3,9-5,6 extreme5 >70 >248 <920 >5,6 catastrofale

Clasificarea ciclonilor tropicali conform scării Saffir-Simpson

Fenomene de risc asociate ciclonilor tropicali. Efectele negative induse de ciclonii tropicali se datorează mai multor factori. Cele mai mari pagube sunt cauzate de valurile de furtună, atât în larg, cât şi, cu deosebire, în zonele de coastă (“mareea” de furtună). La rândul ei, forţa distrugătoare a valurilor este condiţionată de:

a) Acţiunea vântului, ale cărui efecte depind de viteza acestuia, de adâncimea şi densitatea apei etc.;

b) Valoarea presiunii atmosferice deasupra apei, o formulă simplă putând servi la calcularea înălţimii maxime teoretice a valului (Bryant, 1991):

hmax = 0,0433 (1023 - P0)unde P0 este presiunea în centrul ciclonului tropical, exprimată în hPa;c) Direcţia şi viteaza de mişcarea a ciclonului tropical. În cazul în care ciclonul, în

ansamblul său, se mişcă în aceeaşi direcţie cu direcţia vântului dominant, se formează un val (perete) de apă premergător ciclonului propriu-zis, cu o mare putere de distrugere.

d) Scăderea adâncimii apei pe măsura apropierii de ţărm. Atunci când adâncimea apei scade, scade şi viteza valurilor, dar creşte înălţimea acestora, din motive de conservare a fluxului energetic;

e) Morfologia ţărmului. Înălţimea valurilor creşte în cazul în care configuraţia ţărmului este asemănătoare cu cea a unei pâlnii (sau a unui golf), în sensul îngustării suprafeţei acvatice spre interior. Dacă ţărmul este jos, efectele valurilor de furtună sunt devastatoare. În cazul unor ţărmuri cu maree puternice, acţiunea valurilor se accentuează dacă ele apar în perioada fluxului, respectiv se diminuează dacă valurile de furtună se suprapun cu refluxul.

Efectele negative ale valurilor de furtună constau în: inundarea zonelor costiere joase şi erodarea acestora; salinizarea terenurilor până la o anumită distanţă faţă de ţărm; distrugerea construcţiilor şi a căilor de comunicaţie; moartea oamenilor şi a animalelor prin înec (care cauzează peste 90% din numărul victimelor), lovire sau strivire. Exemplul clasic de valuri de furtună generate de un ciclon tropical, soldat cu un număr imens de victime, cel mai mare din istoria vreunui hazard natural individual, este cel din 13 noiembrie 1970, din Bangladesh. Consecinţele dezastruoase ale ciclonului respectiv au fost generate de mai mulţi factori: valurile foarte înalte, de până la 15 m înălţime; relieful foarte jos, specific deltei Gangelui şi Brahmaputrei; densitatea foarte mare a populaţiei în zona respectivă; activitatea nesatisfacătoare de avertizare a populaţiei şi de pregătire a unor planuri de acţiune în astfel de situaţii-limită; fanatismul religios, în sensul că, la data respectivă, femeile de religie islamică nu aveau dreptul să iasă din locuinţe în perioada din an când s-a produs dezastrul. Ca urmare, deşi ciclonul a fost detectat din timp prin intermediul sateliţilor meteorologici, populaţia a fost avertizată numai în seara zilei când ciclonul urma să ajungă în zonă. Mai mult, această avertizare a fost difuzată pe postul naţional de radio seara târziu, când marea majoritate a populaţiei deja dormea. Ca urmare, valul de 15 m înălţime care a atins ţărmul în cursul

28

Page 29: Riscuri Climatice Extreme

nopţii a şters totul din calea sa, determinând moartea a peste 300.000 de oameni şi a circa 1.000.000 de vite. De asemenea, au fost inundate cu apă sărată şi au fost compromise recoltele de pe 400.000 ha cultivate cu orez.

Un alt factor distructiv asociat unui ciclon tropical este vântul foarte intens. Acesta determină perturbarea activităţilor economice, distrugerea clădirilor şi a căilor de comunicaţii, rănirea şi moartea oamenilor şi a animalelor, declanşarea de incendii în aşezările omeneşti şi în zonele forestiere, pierderi mari în culturile agricole. Acestea din urmă sunt şi mai importante când este vorba despre monocultură (de exemplu, trestia de zahăr în Cuba) sau despre culturi destinate pentru alimentaţia unui număr foarte mare de persoane (cazul orezului în India, Bangladesh etc.).

Precipitaţiile abundente asociate ciclonilor tropicali pot genera inundaţii severe. De pildă, cele mai mari inundaţii care au afectat teritoriul Mozambicului s-au produs în urma evoluţiei a doi cicloni tropicali, Eline şi Gloria, în lunile martie şi aprilie ale anului 2000. Evenimentele au provocat moartea a minimum 700 de persoane, câteva sute de mii de oameni fiind sinistraţi. Din cauza apelor foarte mari, oamenii au fost obligaţi să se refugieze în zone mai înalte, inclusiv în copaci, unde au rămas chiar şi o săptămână, fiind salvaţi de elicoptere aparţinând forţelor armate ale Republicii Sud Africane, venite în ajutor. Mult mediatizat a fost cazul unei tinere de 22 de ani, Sophia Pedro, care a născut o fetiţă în timp ce era refugiată într-un copac, mama şi fiica fiind apoi transportate la adăpost de echipajul unui elicopter.

Precipitaţiile abundente generate de un ciclon tropical au şi alte efecte: curgeri de noroi, alunecări de teren, contaminarea apei, epidemii, toate acestea fiind însoţite, inevitabil, de moartea sau rănirea unui număr foarte mare de oameni şi de animale. Ca exemplu, menţionăm cazul uraganului Mitch, din luna octombrie a anului 1998, care a afectat statele Americii Centrale, Mexicul şi partea de sud-est a SUA. În Nicaragua, pe pantele Muntelui Casitas (1405 m), în urma precipitaţiilor s-a format un fluviu de noroi lat de 7 km, care a acoperit totul în deplasarea sa de circa 16 km.

Cutremurele de pământ nu sunt, în mod obişnuit, o consecinţă a ciclonilor tropicali. Totuşi, oscilaţiile foarte mari ale presiunii atmosferice, ca şi imensele volume de apă puse în mişcare de valurile foarte mari, produc variaţii importante ale apăsării asupra scoarţei terestre, care poate să ajungă, conform unor calcule, până la 10 milioane de tone/km2 (Bryant, 1991). Ca urmare, în zonele mai sensibile de la contactul plăcilor tectonice majore se pot declanşa cutremure de pământ. Un argument în favoarea acestei ipoteze îl constituie cutremurul de la Tokyo, din 1923 (soldat cu peste 143.000 de morţi), care a fost precedat de un taifun ce a evoluat cu 10 ore mai devreme.

Repartiţia geografică a ciclonilor tropicali. Observaţiile asupra ciclonilor tropicali au permis conturarea mai multor zone de pe Glob în care aceste fenomene au o prezenţă notabilă (fig. 14). Conform datelor publicate de OMM, pentru perioada 1968-1989 şi în ordinea descrescătoare a numărului mediu anual de cicloni tropicali în care viteza vântului depăşeşte 33 m/s, situaţia se prezintă în felul următor:

Bazinul vestic al Oceanului Pacific (din Emisfera Nordică) şi SE Asiei, cu un număr mediu anual de 16,0 cicloni tropicali, ceea ce reprezintă 35,6% din numărul mediu anual total de 44,9 cicloni tropicali înregistraţi pe Glob. În aceasta regiune, ciclonii tropicali poartă numele de taifunuri (denumire specifică Japoniei şi zonei nordice a Insulelor Filipine), respectiv feaguio (în sudul Filipinelor, în nordul Insulei Borneo şi în Peninsula Malacca).

Bazinul estic al Oceanului Pacific (din Emisfera Nordică) şi ţărmurile vestice ale Americii Centrale (cordonazos), cu 8,9 cazuri (19,9%) în medie, pe an.

Bazinul vestic al Oceanului Atlantic (din Emisfera Nordică) şi SE Americii de Nord (uragane, respectiv hurricanes), cu 5,4 cicloni tropicali în medie pe an, respectiv 12,0% din totalul fenomenelor de acest fel de pe Glob. Conform unor opinii, denumirea de “uragan” pare a deriva de la Hurakan, un zeu creator al mayaşilor, care, suflând peste marea iniţială, a determinat apariţia uscatului. După alţi cercetători, termenul de “hurricane” şi-ar avea originea în numele zeului caraibean al răului, Hurican.

Bazinul vestic al Oceanului Indian şi zona insulei Madagascar (cicloni tropicali), unde numărul mediu anual al acestor fenomene este de 4,4 (9,8% din totalul de pe Glob).

29

Page 30: Riscuri Climatice Extreme

Bazinul vestic al Oceanului Pacific (din Emisfera Sudică) şi NE Australiei (uragane, respectiv hurricanes), cu 4,3 cicloni tropicali în medie pe an, adică 9,6% din totalul de cazuri de pe Glob.

Bazinul estic al Oceanului Indian şi NV Australiei (willy-willies), cu un număr mediu anual de 3,4 cicloni tropicali severi, respectiv 7,5% din cei 44,9 de cicloni tropicali înregistraţi anual, în medie, pe Glob.

Bazinul nordic al Oceanului Indian (Golful Bengal, Marea Arabiei) şi S Asiei (ciclon tropical, tufan, orcan), cu 2,5 cazuri pe an (5,6%).

În situaţia în care se iau în calcul şi furtunile tropicale (când viteza vântului depăşeşte numai 17 m/s), valorile de mai sus practic se dublează, astfel încât, la scara Globului, numărul mediu anual al acestor perturbaţii ajunge la 83,7.

Cifrele menţionate sunt doar orientative, deoarece, după alte surse bibliografice şi pentru alte perioade de timp, valorile pot fî diferite. Totuşi, este de reţinut faptul că cei mai mulţi cicloni tropicali se dezvoltă în bazinul Oceanului Pacific, consecinţă a extinderii foarte mari a acestui ocean, deci a existenţei unei imense rezerve de căldură şi de vapori de apă, capabilă să genereze astfel de fenomene.

În afara denumirilor specifice pe care ciclonii tropicali le poartă în diferite regiuni de pe Glob, interesantă este şi istoria “botezării” acestor fenomene extreme cu nume de persoane, aspect caracteristic îndeosebi ciclonilor tropicali care evoluează în Oceanul Atlantic şi în Oceanul Pacific. Debutul acestei acţiuni pare a se regăsi în Australia, în anii de început al secolului 20, când un meteorolog previzionist a denumit ciclonii tropicali după numele unor politicieni nepopulari. În timpul celui de-al Doilea Război Mondial, meteorologi din aviaţia şi marina militară ale SUA au botezat ciclonii tropicali după numele soţiilor sau al logodnicelor lor. Din anul 1953, specialiştii de la Centrul Naţional al Uraganelor (National Hurricane Center - NHC) din Miami (Florida) au utilizat pentru identificarea ciclonilor tropicali din zona Caraibelor, apoi şi din alte regiuni, numai nume feminine, lucru care, la un moment dat, a stârnit protestul reprezentantelor sexului frumos. Ca urmare, din 1979, Serviciul Meteorologic Naţional (National Weather Service - NWS) din SUA, împreună cu OMM, au hotărât ca ciclonilor tropicali să le fie acordate, alternativ, nume de femei şi nume de bărbaţi, situaţie care se menţine şi în prezent. Listele actuale cu nume sunt valabile pentru perioada 2000-2005, urmând ca în anul 2006 să se revină la listele din anul 2000. De exemplu, pentru zona bazinului Oceanului Atlantic şi SE Americii de Nord, lista pentru anul 2003 cuprinde următoarele nume: Ana, Bill, Claudette, Danny, Erika, Fabian, Grace, Henri, Isabel, Juan, Kate, Larry, Mindy, Nicolas, Odette, Peter, Rose, Sam, Teresa, Victor şi Wanda. Trebuie precizat şi faptul că dacă lista de nume nu se epuizează în cursul unui an, în anul următor acţiunea va fi reluată cu primul nume nefolosit în anul precedent.

În anul 1999, datorită importanţei istorice (prin efectele produse) a uraganelor respective, mai multe nume au fost retrase definitiv de pe liste. Astfel, în bazinul Oceanului Atlantic şi SE Americii de Nord nu vor mai fi folosite numele Andrew, Mitch şi Floyd.

Uraganul Andrew, care a evoluat în luna august a anului 1992, este considerat ca fiind cel mai mare dezastru natural care a afectat teritoriul SUA până în prezent, în primul rând prin valoarea enormă a pagubelor materiale produse, care s-au ridicat la aproximativ 26,5 miliarde $. Cel mai lovit a fost sudul statului Florida (unde a cauzat şi 27 de decese) şi, într-o mai mică măsură, Louisiana (7 victime).

Uraganul Mitch a afectat în luna octombrie a anului 1998 statele Americii Centrale, îndeosebi Nicaragua, Hondurasul şi Guatemala (în această zonă a lumii fiind considerat a fi cel mai puternic uragan din ultimii 200 de ani), apoi Mexicul şi partea de sud-est a SUA. Mitch a determinat moartea a peste 11.000 de oameni şi dispariţia a peste 13.000, iar numărul sinistraţilor a depăşit 2.800.000.

Uraganul Floyd a lovit în luna septembrie a anului 1999 Insulele Bahamas (unde este considerat un dezastru fără precedent), apoi statele Florida, Georgia, Carolina de Sud, Carolina de Nord (statul cel mai afectat, aici înregistrându-se jumătate din cele 30 de victime şi producându-se cele mai mari inundaţii din istoria acestui stat), Virginia, Maryland, Delaware, New Jersey şi New

30

Page 31: Riscuri Climatice Extreme

York. Pagubele produse au fost cu atât mai importante cu cât Floyd a fost cel de-al patrulea uragan care a evoluat în acel an în partea de SE şi E a SUA. Evacuarea celor peste 2.600.000 de persoane din calea uraganului Floyd reprezintă cea mai mare operaţiune de acest fel din istoria SUA, realizată pe timp de pace.

Impactul uraganelor asupra societăţii şi asupra mediului natural poate fi mai uşor înţeles dacă avem în vedere şi câteva recorduri asociate acestor fenomene, conform surselor OMM:

• Cea mai joasă presiune atmosferică, valoare ce reprezintă, totodată, şi minima absolută a presiunii înregistrate vreodată pe Glob: 870 hPa, taifunul Tip, în zona Insulelor Filipine, la data de 12.10.1979, măsurătoarea fiind realizată cu ajutorul unei sonde-paraşută.

• Cea mai mare viteză a vântului: 110 m/s (396 km/h), taifunul Nancy, în bazinul vestic al Pacificului din Emisfera Nordică, 12.09.1969.

• Cele mai înalte valuri: 15 m, pe ţărmurile Bangladeshului, 13.11.1970.• Cantităţile cele mai mari de precipitaţii căzute:- în 12 ore, 1144 mm, ciclonul Denise, Insulele Reunion, 7-8.01.1966;- în 24 de ore, 1825 mm, acelaşi ciclon tropical;- în 10 zile, 5678 mm, ciclonul Hyacienthe, Ins. Reunion, 18-27.01.1980.• Raza maximă a zonei afectate de vântul foarte intens: 1100 km, taifunul Tip, zona

Insulelor Filipine, 12.10.1979.• Raza minimă a zonei afectate de vântul foarte intens: 50 km, ciclonul tropical Tracy,

zona Darwin ( N Australiei), 24.12.1974.• Durata maximă de existenţă: 31 de zile, taifunul John, în bazinul nordic al Oceanului

Pacific, august-septembrie 1994.• Numărul cel mai mare de victime: circa 300.000, ciclonul tropical din Bangladesh,

13.11.1970.• Valoarea cea mai mare a pagubelor materiale: cea 26,5 miliarde $, uraganul Andrew, SE

Americii de Nord (Insulele Bahamas, Florida, Louisiana), august 1992.în SUA, NHC de la Miami este preocupat, mai nou, şi de o reevaluare a parametrilor

cantitativi ai ciclonilor tropicali, pentru o mai bună planificare a acţiunilor de combatere a efectelor negative ale acestora în viitor. În acest scop, se folosesc date asupra vitezei vântului în altitudine oferite de aviaţie, valorile presiunii de la suprafaţa terestră înregistrate la staţiile meteorologice, date despre valoarea pagubelor înregistrate etc. Astfel, până în luna septembrie a anului 2002 a fost realizată reevaluarea ciclonilor tropicali din perioada 1851-1910, acţiunea urmând a continua şi pentru intervalele următoare.

4.2. Ciclonii extratropicaliCiclonii extratropicali reprezintă cele mai importante perturbaţii atmosferice generatoare de

fenomene periculoase la latitudini subtropicale şi temperate. Din punct de vedere genetic, au fost separate mai multe categorii de cicloni extratropicali care pot genera fenomene climatice de risc.

a) Familiile de cicloni mobili care se deplasează de-a lungul Frontului Polar, ce separă aerul polar, mai rece, de cel tropical, mai cald. Aşa sunt, spre exemplu, ciclonii ce evoluează în talvegul Depresiunii Islandeze, extins către S sau SE, peste Europa Vestică, respectiv peste Europa Centrală, uneori ajungând chiar în spaţiul mediteranean sau cel pontic.

b) Ciclonii formaţi în apropierea ţărmului, deasupra unor regiuni maritime cu apă mai caldă, situaţie în care, în afara căldurii primite de la apă, intervin şi alţi factori, în special prezenţa orografiei în vecinătatea zonei de litoral. Din această categorie fac parte, spre exemplu, ciclonii extratropicali generaţi pe coastele estice ale continentelor (ciclogeneza de coastă estică). Apariţia acestora este favorizată atunci când se îndeplinesc mai multe condiţii: existenţa unui curent oceanic cald orientat meridional, dinspre latitudini mai mici spre latitudini mai mari; prezenţa orografiei în zona de ţărm sau relativ aproape de aceasta; existenţa, în altitudine, a unui nucleu rece, asociat unei depresiuni care s-a format în cadrul circulaţiei vestice specifice atmosferei libere la latitudini extratropicale. Astfel de regiuni se regăsesc în mai multe zone de pe Glob: coasta estică a SUA (Curentul Golfului sau Gulf Stream, respectiv Munţii Appalachi); coastele sudice şi estice ale

31

Page 32: Riscuri Climatice Extreme

Japoniei (Curentul Kuroshio, respectiv zonele montane caracteristice insulelor ce formează Ţara Soarelui Răsare); ţărmurile de SE ale Australiei (Curentul Australiei de Est, respectiv Alpii Australieni); ţărmurile de SE ale Africii de Sud (Curentul Agulhas şi Munţii Drakensberg).

c) Ciclonii mediteraneeni reprezintă o altă categorie de cicloni extratropicali generatoare de fenomene atmosferice periculoase. Condiţiile de formare a lor se apropie de cele menţionate anterior, o apă caldă şi prezenţa în vecinătate a orografiei. În acelaşi timp, se poate spune că ciclonii mediteraneeni reprezintă avanposturile cele mai sudice ale Frontului Polar, dezvoltat peste continentul european (Ecaterina Ion-Bordei, 1983).

Pentru spaţiul geografic al Europei, cei mai importanţi sunt ciclonii atlantici, ciclonii mediteraneeni şi ciclonii continentali.

Ciclonii atlantici sunt mai frecvenţi iarna, când se formează în talvegul Depresiunii Islandeze, ca şi în partea vestică a bazinului Oceanului Atlantic, în zona situată la S şi SE de Peninsula Noua Scoţie şi de Insula Terra Nova, în condiţii în care gradientul de temperatură atinge 8-10° C/1000 km. Vara au o frecvenţă mai redusă. Diametrul lor variază între 500 şi 3000 km, iar viteza de deplasare ajunge la 80-100 km/h deasupra oceanului, respectiv la 20-30 km/h după ce au pătruns pe uscat. Durata de evoluţie poate fi de la 1-2 zile până la 7 zile.

Traiectoriile cele mai frecvente urmate de ciclonii atlantici sunt în număr de trei: de pe Oceanul Atlantic, peste nordul Insulelor Britanice, până în NV şi N Europei; de pe ocean peste Danemarca şi Germania, către bazinul Mării Mediterane; din Oceanul Atlantic, peste Golful Biscaya, spre bazinul Mării Mediterane, unde se pot transforma în cicloni mediteraneeni, în regiunile din vestul Europei, frecvenţa medie a ciclonilor atlantici este de 60-70 de familii/an.

Ciclonii mediteraneeni se generează deasupra Mării Mediterane, cu deosebire în bazinul central-vestic al acesteia - Marea Tireniană şi, îndeosebi, Golful Genova (fig. 15). Se formează în tot timpul anului, dar frecvenţa maximă este înregistrată în sezonul rece. Viteza de deplasare este cuprinsă între 35-50 km/h, pe o traiectorie generală SV-NE.

În anumite condiţii termo-barice, precum şi sub influenţa particularităţilor suprafeţei subiacente (orografia), ciclonii mediteraneeni îşi pot schimba traiectoria, deplasându-se către NV, V sau chiar spre SV. În aceste situaţii, ei au fost denumiţi cicloni retrograzi. La contactul aerului maritim tropical, cald şi umed, advectat sub influenţa ciclonilor mediteraneeni cu caracter retrograd, cu aerul continental polar sau chiar arctic, net mai rece şi mai uscat, caracteristic regimului anticiclonic dominant în Europa Centrală, Europa Estică sau Europa de SE, apar fenomene de vreme severă: vara - precipitaţii abundente, intensificări ale vitezei vântului, descărcări electrice, grindină; iarna - ninsori abundente, viscol.

Ciclonii continentali se formează îndeosebi deasupra Europei Centrale şi a Europei de Est, dar şi în sudul Peninsulei Scandinavice, în perioada caldă a anului, din cauza încălzirii puternice a uscatului.

În România, evoluţia ciclonilor extratropicali poate fi intens influenţată de prezenţa Munţilor Carpaţi, care induc ciclogeneza orografică carpatică (Ecaterina Ion-Bordei, 1983) sau de vecinătatea Mării Negre, răspunzătoare pentru ciclogeneza pontică (Drăghici, 1988).

În America de Nord, cele mai importante regiuni cu frecvenţă ridicată a activităţii ciclonice sunt zona Golfului Sf. Laurenţiu şi zona costieră pacifică. Spre prima regiune converg mai multe traiectorii urmate de ciclonii extratropicali nord-americani: traiectoria nordică, dinspre V Americii de Nord, pe la nord de Marile Lacuri; traiectoriile dinspre sud-vest, de-a lungul cărora evoluează atât ciclonii ajunşi la nord de Golful Mexic dinspre nord-vestul continentului, cât şi cei formaţi deasupra regiunilor continentale din partea central-vestică a SUA; traiectoria sudică, pe care se deplasează foştii cicloni tropicali (hurricanes) din sud-estul Americii de Nord, care au ajuns la latitudini extratropicale după ce au diminuat ca intensitate, o dată cu pătrunderea deasupra uscatului nord-american. Zona de coastă a Oceanului Pacific cuprinde regiunea dintre Golful Alaska şi ţărmul pacific al Canadei, unde se formează ciclonii mobili asociaţi Depresiunii Aleutinelor.

Fenomenele climatice de risc asociate ciclonilor extratropicali sunt foarte diverse. În perioada caldă a anului ele sunt reprezentate de: precipitaţii abundente, urmate de inundaţii şi de procese de versant (alunecări de teren, curgeri de noroi etc.); intensificări ale vitezei vântului, care

32

Page 33: Riscuri Climatice Extreme

provoacă doborâri de copaci, distrugeri de construcţii şi conductori aerieni, inundaţii în zonele costiere joase produse de valurile foarte mari etc.; descărcări electrice şi grindină, generatoare de mari pagube, în special în agricultură. De remarcat că toate aceste fenomene, în afara daunelor materiale, provoacă şi un număr important de victime. În perioada rece, sunt de menţionat: ninsorile abundente, care formează un strat gros de zăpadă; intensificările vitezei vântului, asociate cu spulberarea zăpezii preexistente sau care cade în momentul respectiv, generând fenomenul de viscol, urmat de troieniri, blocarea circulaţiei, întreruperea alimentării cu energie electrică, victime (în urma îngheţului, a accidentelor rutiere, a intoxicaţiilor cu gaze de eşapament etc.); depuneri solide (polei, chiciură, zăpadă care îngheaţă).

Evenimentele extreme asociate ciclonilor extratropicali au o istorie foarte bogată, pe toate continentele. Exemplificăm cu câteva situaţii petrecute mai ales în ultimii ani.

Precipitaţiile lichide abundenteSunt caracteristice îndeosebi perioadei calde a anului. Cea mai importantă urmare a unor

astfel de situaţii este apariţia inundaţiilor. Pentru Europa, amintim, în primul rând, inundaţiile catastrofale din Europa Centrală din iulie 1997, care au afectat estul Germaniei, Cehia, Slovacia, Polonia, Austria. Pagubele au fost deosebit de mari, mai ales în Polonia, unde s-au înregistrat 46 de victime, câteva zeci de dispăruţi, 800.000 de refugiaţi, 450.000 ha acoperite de ape, 16 oraşe şi 1260 de sate inundate (mai ales în bazinul Odrei, care a fost afectat de cele mai mari inundaţii ale secolului 20). Mari pierderi s-au produs şi în Cehia, îndeosebi în Moravia şi în NE Bohemiei: 50 de victime, 50 de oraşe şi 290 de sate acoperite de ape, 130.000 ha inundate, pagube materiale de peste 3 miliarde de $. Peste numai 5 ani, Europa Centrală a fost lovită din nou. Inundaţiile din august 2002 au afectat îndeosebi bazinele Dunării şi Elbei, de pe teritoriile Germaniei, Cehiei, Slovaciei, Austriei, Ungariei. Ele s-au soldat cu peste 100 de morţi şi imense pagube materiale. La mai multe staţii hidrometrice s-au depăşit nivelurile istorice ale cotelor Dunării şi Elbei. Praga a fost unul dintre oraşele cele mai afectate, acest fapt întâmplându-se în pline sezon turistic. Ca o curiozitate, presa pragheză aminteşte faptul că, la 15 iunie 2002, s-a rupt limba clopotului Sigismund (datând din 1549) din catedrala Sfântul Vit, situată în Hrad, ca un fel de prevestire a dezastrului din august. Tot la Praga se menţionează, ca un aspect morbid, apariţia “turismului de inundaţii”, multe persoane din Cehia sau din străinătate fiind atrase de situaţia deosebită provocată de creşterea fără precedent a nivelului Vltavei. În Germania, inundaţiile din bazinul superior al Dunării şi din bazinul Elbei, pe lângă urmările tragice, au avut şi o consecinţă politică, favorizând victoria cancelarului Schroder în alegerile din toamna lui 2002, ca urmare a creşterii popularităţii omului politic german în urma vizitelor repetate efectuate în zonele sinistrate.

În Europa de V şi NV sunt de menţionat furtunile datorate ciclonilor atlantici care s-au produs în ultimii ani: decembrie 1997, ianuarie 1998, decembrie 1999, octombrie 2000, noiembrie 2000, decembrie 2000-ianuarie 2001, octombrie 2002.

În SV şi S Europei furtunile sunt, în principal, rezultatul acţiunii ciclonilor mediteraneeni, în asociere cu influenţa orografiei (Munţii Pirinei, Munţii Alpi). Spre exemplu, amintim catastrofa din 7 august 1996, de la Biescas, mică aşezare turistică din Pirineii Spanioli, unde, din cauza precipitaţiilor abundente, un mic râu a ieşit din canalul său artificial şi a produs moartea (prin înec, prin lovire cu buşteni sau prin acoperire cu noroi) a 87 de persoane care îşi petreceau vacanţa într-un camping de rulote. Partea nordică a Portugaliei a fost afectată de mari inundaţii în perioada decembrie 2002-ianuarie 2003. În Franţa, în ultimii ani, regiunile din sud şi sud-est au suferit aproape în fiecare toamnă şi iarnă de pe urma inundaţiilor şi a alunecărilor de teren: decembrie 1997; septembrie 2000 (după unele surse, cele mai mari inundaţii din istorie pentru SE Franţei, cu acest prilej la Marsilia înregistrându-se peste 500 mm în mai puţin de 2 ore); noiembrie 2000 (zona Nisa); decembrie 2000-ianuarie 2001; septembrie 2002 (în departamentele Gard, Herault şi Vaucluse au fost 20 de morţi şi 12 dispăruţi); noiembrie 2002. Pentru nordul şi centrul Italiei, există, de asemenea, o lungă listă cu evenimente meteorologice şi hidrologice deosebite: în mai 1998, la Sarno, din cauza precipitaţiilor abundente, pe un versant defrişat s-a format un torent de apă, noroi şi buşteni şi s-au produs alunecări de teren care au provocat moartea instantanee a 137 de

33

Page 34: Riscuri Climatice Extreme

persoane; alte perioade dificile s-au consemnat în noiembrie 1999, în octombrie şi noiembrie 2000 respectiv în noiembrie 2002, când o mare parte din Câmpia Padului s-a aflat mai multe zile sub apă.

În America de Nord au rămas în istorie inundaţiile din martie-iunie 1973 din bazinul Mississippi, apoi cele din statul Oregon din februarie 1996, cele din iunie-iulie 1996 din sud-estul Canadei, cele din ianuarie 1997 şi februarie 1998 din California sau, tot în statele din vestul SUA (California, Oregon Washington), inundaţiile din decembrie 2002.

În America de Sud pot fi menţionate inundaţiile catastrofale din aprilie 1998 din Argentina, când peste 5 milioane ha din bazinul Paraña au fost acoperite de ape. Ca urmare, pe lângă pagubele imense aduse agriculturii, s-au declanşat epidemii (febră tifoidă, dizenterie), iar viaţa fermierilor a fost ameninţată din cauza lipsei hranei şi a apei potabile.

Asia oferă, de asemenea, nenumărate exemple de fenomene climatice şi hidrologice de risc asociate ciclonilor tropicali şi extratropicali, pe lângă cele datorate musonului tipic de vară din sudul şi sud-estul continentului. Astfel, în august 2002, inundaţiile din bazinele fluviilor Yangtze, Xiangjang şi Xijiang s-au soldat cu peste 2.000 de morţi, iar circa 8.400.000 de persoane au avut de suferit din cauza fenomenelor respective.

În Australia, ciclonii extratropicali afectează în special regiunile din sud-estul continentului. Pot fi amintite inundaţiile din august 1998 din statul New South Wales, care au provocat moartea a peste 4000 de oameni, ceea ce reprezintă un trist record pentru ultimii 170 de ani. De asemenea, se poate menţiona şi furtuna din 28 decembrie 1998, care a obligat pe organizatori să întrerupă cursa de veliere Sydney-Hobart, în concurs rămânând, la un moment dat, numai 40 din cele 115 ambarcaţiuni care au luat startul Furtuna a dus la moartea a 6 competitori, cifră care plasează cursa menţionată pe locul doi în istoria mondială a catastrofelor asociate întrecerilor de veliere, după cea din Anglia, din 1979, care a provocat decesul a 17 concurenţi.

În Africa, ciclonii extratropicali acţionează în regiunile de la extremităţile nordică şi sudică ale continentului. Spre exemplu, inundaţiile provocate de precipitaţiile abundente căzute în decembrie 1995 în Republica Sud-Africană au cauzat moartea a 123 de oameni. De asemenea, ninsorile deosebit de abundente din nordul Algeriei de la începutul lunii februarie 2003 au produs mari pagube materiale şi multe victime.

Ca urmare a poziţiei geografice a ţării, vremea de pe teritoriul României este frecvent influenţată de cicloni extratropicali, de provenienţă atlantică, mediteraneană sau central-europeană. Ciclonii atlantici afectează îndeosebi regiunile intracarpatice, deşi influenţa lor se poate resimţi, chiar dacă este mai diminuată, şi la exterior de arcul Carpaţilor. Deplasarea lor către România se poate face pe o traiectorie V-+E, atunci când jumătatea nordică a continentului este dominată de un câmp anticiclonic, iar partea sudică se află sub influenţa unui câmp baric depresionar, respectiv pe o traiectorie NV-SE, caz în care circulaţia se face într-un culoar depresionar extins din Peninsula Scandinavică până în bazinul estic al Mării Mediterane, pe la periferia anterioară (estică) a dorsalei Anticiclonului Azorelor.

Ciclonii continentali sunt rezultatul încălzirii accentuate a uscatului din Europa Centrală în timpul verii, ceea ce determină o puternică instabilitate a aerului. În aceste situaţii, cele mai mari cantităţi de precipitaţii se înregistrează pe versanţii vestici ai Munţilor Apuseni, precum şi pe cei cu expoziţie sud-vestică, sudică şi vestică din Carpaţii Orientali. În Câmpia de Vest, în după-amiezele caniculare se pot produce vijelii, asociate cu averse de ploaie, grindină şi descărcări electrice (Drăghici, 1988).

Ciclonii mediteraneeni ajung în România urmând două traiectorii principale: traiectoria clasică 1 şi traiectoria clasică 2 (Ecaterina Ion-Bordei, 1983). Vara, traiectoria clasică 1 este urmată de cicloni formaţi în bazinul central sau vestic al Mării Mediterane, pe când în timpul iernii ei sunt rezultatul ciclogenezei de deasupra Mării Mediterane dezvoltate în urma ondulărilor fronturilor reci aparţinând Depresiunii Islandeze, ondulaţii pătrunse până în S Europei. Traiectoria 1 trece peste Alpii Dinarici, ciclonii mediteraneeni ajungând apoi în Depresiunea Panonică, unde pot staţiona între 6-18 ore (mai frecvent 12 ore), adâncindu-se. În cazul unei advecţii reci dinspre NV în troposfera inferioară, respectiv al unei advecţii calde din SV în troposfera mijlocie, ciclonii mediteraneeni ajunşi în Depresiunea Panonică se pot abate de la traiectoria clasică 1 şi se orientează

34

Page 35: Riscuri Climatice Extreme

către E, traversând teritoriul României de la V la E. În astfel de situaţii se înregistrează precipitaţii în aproape toată ţara, valorile fiind mai mari în perioada caldă, în special pe versanţii vestici ai Carpaţilor Occidentali şi pe cei sudici ai Carpaţilor Meridionali. Cantităţi mai reduse cad în S Podişului Moldovei, în E Câmpiei Române şi în Podişul Dobrogei. În perioada rece a anului cantităţile sunt mai modeste, valori mai însemnate apărând în Banat, Oltenia, pe versanţii sudici ai Carpaţilor Meridionali, în Subcarpaţii Getici şi în Subcarpaţii Curburii.

Traiectoria clasică 2, dinspre Marea Mediterană peste Peninsula Balcanică, poate suferi o abatere spre N faţă de direcţia generală SV-NE. Astfel, ciclonii mediteraneeni ajung să pătrundă pe teritoriul României, determinând precipitaţii abundente în special în Oltenia, Muntenia, Dobrogea, Moldova şi, într-o mult mai mică măsură, în Banat, Crişana şi Transilvania. Frecvenţa ciclonilor mediteraneeni care aparţin acestor situaţii este evident mai mare în sezonul rece.

Ciclonii mediteraneeni cu traiectorie transbalcanică, ajunşi deasupra bazinului vestic al Mării Negre, se pot transforma în cicloni retrograzi, traiectoria lor devenind, SE-NV, E-V sau chiar NE-SV. Ciclonii retrograzi, la contactul cu un câmp de presiune ridicată existent peste Europa Centrală şi Europa Estică, generează fenomene deosebit de violente: precipitaţii abundente, intensificări ale vitezei vântului, descărcări electrice, grindină (în sezonul cald), respectiv căderi masive de zăpadă şi viscole (în sezonul rece). Aceste manifestări se fac simţite îndeosebi în regiunile extracarpatice, dar ele se pot produce şi în zonele intracarpatice.

Situaţiile de vreme severă în care sunt implicaţi ciclonii mediteraneeni retrograzi se datorează interacţiunii acestora cu un câmp anticiclonic.

Au fost identificate cinci, tipuri de interacţiuni specifice unui ciclon mediteranean sud-est european (CMSEE):

CMSEE şi un câmp anticiclonic în V Europei datorat extinderii spre N sau E Europei a dorsalei Anticiclonului Azoric. Frecvenţa maximă a acestui tip de interacţiune se produce vara, în special în luna iulie. Fenomenele caracteristice sunt precipitaţiile abundente, viscolele timpurii sau târzii.

CMSEE şi un câmp anticiclonic în N Europei datorat dezvoltării spre S a dorsalei Anticiclonului Scandinav sau spre SE a dorsalei Anticiclonului Groenlandez. Situaţia este mai frecventă în luna mai, iar fenomenele caracteristice generate sunt îngheţurile timpurii de toamnă şi târzii de primăvară, respectiv averse puternice, însoţite de descărcări electrice şi de grindină, în timpul verii.

CMSEE şi un câmp anticiclonic în E Europei format prin extinderea spre VSV a dorsalei Anticiclonului Est European. Această configuraţie sinoptică este tipică iernii, când generează viscole, în timp ce vara poate fi urmată de averse intense.

CMSEE şi un brâu anticiclonic extins zonal peste Europa. Brâul este urmarea unirii dorsalei Anticiclonului Azoric, extinsă spre ENE, cu dorsala Anticiclonului Est European, dezvoltată spre VSV. Situaţia de mai sus este mai frecventă în timpul iernii, când generează viscole, în timp ce vara favorizează apariţia averselor.

CMSEE ce evoluează într-un culoar depresionar, unde interacţionează cu un ciclon originar din V, centrul sau N Europei. Culoarul depresionar poate fi extins meridional (N—»S), fiind limitat spre V de Anticiclonul Azoric şi spre E de Anticiclonul Est European, respectiv poate avea o extindere zonală (V-E), în condiţiile în care nordul şi sudul continentului sunt dominate de presiuni ridicate. Această configuraţie sinoptică este mai frecventă primăvara şi iarna, generând precipitaţii abundente, care pot fi urmate de inundaţii, uneori cu caracter catastrofal.

Vulnerabilitatea teritoriului României faţă de precipitaţiile lichide intense din sezonul cald a fost apreciată în funcţie de valorile intensităţii medii (z) şi intensităţii maxime (7) ale ploilor, valori determinate conform criteriului Hellman (Bogdan, Niculescu, 1999). Cea mai mică vulnerabilitate (i < 0,03 mm/min, I < 0,20 mm/min) aparţine Câmpiei de Vest, Dealurilor Vestice şi Depresiunii Transilvaniei, deci regiunilor cu predominarea influenţelor vestice, oceanice. Vulnerabilitatea cea mai mare (i între 0,03-0,04 mm/min, I între 0,30 şi > 0,40 mm/min) o au Subcarpaţii Getici, Subcarpaţii Curburii, centrul Câmpiei Române şi Câmpia Moldovei, zone unde predomină influenţele continentale, cu o puternică încălzire în timpul verii, foarte favorabilă intensificării

35

Page 36: Riscuri Climatice Extreme

mişcărilor convective, atât termice (în zonele mai joase), cât şi dinamice (în Subcarpaţi). La munte, vulnerabilitatea este considerată combinată, cele mai intense precipitaţii (i = 0,05 mm/min) căzând pe versanţii expuşi circulaţiei dominante.

Evoluţia climei teritoriului României a înregistrat multe evenimente extreme asociate ciclonilor extratropicali. În luna mai a anului 1970 s-au produs cele mai mari inundaţii din ultimii 500 de ani în Banat, Crişana, Transilvania, Maramureş şi N Moldovei. Pe fondul unor factori cumulativi (precipitaţii excedentare în perioada anterioară, umezeală mare a solului, strat de zăpadă foarte gros în zonele montane), au intervenit factorii declanşatori - încălzirea masivă din perioada 8-11 mai, urmată de topirea bruscă a zăpezii la munte, apoi de precipitaţii torenţiale în intervalul 12-14 mai, generate de o depresiune barică care a evoluat în Transilvania şi de un ciclon retrograd prezent în SE ţării. Luna octombrie 1972 a fost marcată de inundaţii excepţionale pe râurile din S României.

În ultimii ani, frecvenţa situaţiilor cu precipitaţii abundente (asociate cu intensificări ale vitezei vântului, grindină, descărcări electrice), urmate de alunecări de teren, curgeri de noroi etc. a crescut simţitor, ele producându-se aproape în fiecare an, cu deosebire în lunile de primăvară şi de vară. Astfel, inundaţiile din mai 1996 au cauzat moartea a 7 persoane. În 1997, furtunile şi inundaţiile din luna iunie au afectat 15 judeţe, producând 19 decese şi inundarea a 161.471 ha, iar cele din lunile iulie-august au determinat decesul a 20 de oameni, au afectat 590.273 ha şi 24.464 de gospodării, hi anul 1998 s-au produs astfel de evenimente în lunile mai, iunie (12 victime) şi iulie. În 1999, în perioada 2-12 martie s-au înregistrat inundaţii şi alunecări de teren în special în Transilvania, apoi s-au mai produs inundaţii şi în lunile aprilie (Transilvania, Maramureş), mai (SV şi S ţării) şi iunie (21 de victime, au fost afectate 24 de judeţe, 159 de localităţi, 28.779 ha, 2.153 de case, 245 km de drumuri, 172 de poduri şi podeţe, 20 de obiective economice, 12 construcţii hidrotehnice). În luna iulie a aceluiaşi an 1999 precipitaţiile torenţiale care au căzut în noaptea de 11/12 iulie (138 mm în 2 ore în Munţii Retezat, 130 mm la Băile Herculane etc.) au generat mari pagube în mai multe judeţe din Banat, Crişana, Transilvania şi Oltenia. Cel mai afectat a fost judeţul Hunedoara, unde, la barajul de la Gura Apei, în dimineaţa zilei de 12 iulie 1999 s-a produs un adevărat dezastru, prin alunecarea unui versant din imediata apropiere a coloniei de muncă a S.C. Hidroconstrucţia S.A., filiala Râu Mare-Retezat. Efectul tragic al alunecării a fost moartea a 15 persoane, care au sfârşit îngropate de materialele deplasate de pe versant. De remarcat, în aceeaşi perioadă sinoptică, şi temperaturile caniculare înregistrate în regiunile sudice şi estice ale ţării (40° C la Bucureşti), însoţite de probleme în alimentaţia cu apă potabilă. De asemenea, este de menţionat şi haloul solar de 22°, produs la 11 iulie 1999 la Botoşani, fenomen mai rar întâlnit la latitudini mici şi mijlocii (Croitoru şi colab., 2000).

Pentru anul 2000 sunt de amintit inundaţiile din lunile martie şi aprilie, care au afectat îndeosebi Maramureşul, Transilvania, Crişana şi Banatul.

În anul 2001 s-au înregistrat precipitaţii abundente, urmate de inundaţii foarte mari şi de alte fenomene periculoase, în lunile: martie (Maramureş, Transilvania, N Moldovei), aprilie (Crişana, Transilvania), iunie (14 judeţe din toată ţara). În sfârşit, în lunile iulie şi august 2002 s-au produs inundaţii repetate în toată România, cu deosebire în Moldova şi în Muntenia, rezultatul fiind 14 victime şi pagube materiale de peste 2.300 miliarde de lei.

Ninsorile abundenteAcestea formează un strat gros de zăpadă, care creează probleme în special în desfăşurarea

normală a activităţii diferitelor categorii de transporturi. La latitudini medii, formarea stratului de zăpadă în extrasezon, în regiunile mai joase, poate dăuna grav agriculturii, în timp ce, în zonele montane, un strat gros de zăpadă creează premise favorabile pentru declanşarea avalanşelor. De asemenea, zăpada abundentă reprezintă un risc potenţial pentru apariţia inundaţiilor, având în vedere posibilitatea topirii sale bruşte în cazul unei încălziri masive a vremii, riscul crescând când solul este saturat cu apă încă din perioada premergătoare formării stratului respectiv (Bogdan, Niculescu, 1999).

La fel ca şi în cazul îngheţului şi al brumei, intervalele de risc asociate stratului de zăpadă

36

Page 37: Riscuri Climatice Extreme

sunt reprezentate de intervalul riscului de toamnă, cuprins între data celui mai timpuriu strat de zăpadă şi data medie a primei ninsori, respectiv de intervalul riscului de primăvară, extins între data medie a ultimei ninsori şi data celui mai târziu strat de zăpadă. Extinderea şi plasarea în timp concret a acestor intervale variază în funcţie de altitudine, fiind deplasate spre interiorul perioadei de vegetaţie pe măsura creşterii înălţimii (Ibidem).

Atunci când ninsorile afectează zone situate la latitudini subtropicale, pagubele pot fi şi mai mari, zăpada şi temperaturile scăzute putând compromite culturi agricole şi determina îmbolnăviri grave, chiar decese, îndeosebi datorită nefamiliarizării populaţiei din zonele respective cu astfel de condiţii meteorologice (fig. 22). Printre exemplele de acest fel, se pot menţiona ninsorile abundente de la sfârşitul lui decembrie 1996 - începutul lui ianuarie 1997 din SV şi S Europei (Spania, nordul şi centrul Italiei) sau ninsoarea din 18 martie 1998 din Israel, care a determinat autorităţile să întrerupă circulaţia pe autostrăzile dintre Ierusalim şi Tel Aviv, respectiv dintre Ierusalim şi Cisiordania, precum şi să suspende temporar cursurile şcolare şi universitare. Tot în Orientul Apropiat pot fi amintite ninsorile produse la 9 ianuarie 2002 în Siria, Iordania, Liban, Israel, nordul Egiptului, iar pentru Algeria sunt de menţionat ninsorile abundente căzute în nordul ţării la începutul lunii februarie 2003.

În zonele de munte, ninsorile abundente sunt frecvente. Spre exemplu, în Elveţia, în intervalul 16-21 februarie 1999 au căzut cele mai mari ninsori din ultimii 50 de ani, stratul de zăpadă ajungând în centrul ţării până la 200 cm. Pe data de 23 februarie 1999, numărul turiştilor care au rămas blocaţi în zonele de munte, unde veniseră la schi, a fost de circa 40.000, din care aproximativ 10.000 au fost evacuaţi cu elicoptere, timp de trei zile.

Stratul de zăpadă, chiar dacă nu este gros, poate crea mari dificultăţi transporturilor rutiere, în special în primele ore de după căderea ninsorii şi mai ales pe drumurile în pantă, cu curbe, intens circulate. Astfel de sectoare, unde se produc frecvent derapări ale autovehicolelor de mare tonaj, urmate de blocarea traficului, se întâlnesc în toate treptele de relief de pe teritoriul României, deşi frecvenţa lor este mai mare în zonele montane. Iată câteva exemple de astfel de zone: Braşov-Predeal-Câmpina; păsurile din Carpaţii Orientali (Gutâi, Prislop, Tihuţa, Mestecăniş, Tulgheş, Bicaz); sectoare de şosele din Munţii Apuseni (pasul Vârtop, Munţii Meseşului, Piatra Craiului); sectoare cu pantă accentuată din zonele deluroase (Dealul Feleacului, Dealul Acăţari, Culoarul Apoldului, Dealul Negru) etc. În sfârşit, trebuie menţionat faptul că probleme mari în traficul rutier pot să apară şi în zonele de câmpie, pe şosele fără pante sau cu pante foarte mici, mai ales din cauza gheţii formate în urma ninsorii prin bătătorirea (tasarea) stratului de zăpadă proaspăt depus.

Din cele de mai sus rezultă faptul că, dintre fenomenele de risc de scurtă durată induse de ciclonii extratropicali, cele mai frecvente sunt cele asociate precipitaţiilor abundente, generatoare, la rândul lor, de alte fenomene periculoase (riscuri hidrologice, geomorfologice, umane).

4.3. ViscolulAcest fenomen de risc este tratat separat din două motive mai importante: pe de o parte, el

presupune şi prezenţa unui câmp de presiune atmosferică ridicată, iar pe de altă parte, reprezintă un fenomen foarte caracteristic pentru areale destul de extinse de pe Glob, unele dintre ele foarte bine populate şi cu un ridicat nivel de dezvoltare a economiei.

La latitudinile temperate, viscolul este caracteristic iernii, dar el poate să apară şi în anotimpurile de tranziţie, spre sfârşitul toamnei sau la începutul primăverii.

O primă problemă care se ridică este aceea a definirii fenomenului, respectiv a diferenţierii care ar putea exista între viscol şi furtuna de zăpadă. În România cel puţin, această diferenţiere nu este foarte clară, deşi, în mod obişnuit, termenul folosit este cel de viscol. Astfel, în Dicţionarul meteorologic (Ţâştea şi colab., 1965), viscolul este definit ca fiind “un transport de zăpadă deasupra suprafeţei Pământului, provocat de un vânt suficient de puternic şi turbulent, însoţit sau nu de ninsoare”. În continuare, se face o distincţie între viscolul general, care reprezintă o situaţie în care zăpada este puternic viscolită, fără a se putea aprecia dacă ninge sau nu, şi viscolul cu ninsoare, în care se observă că ninge. Există mai mulţi termeni aproximativ echivalenţi pentru viscol, cum ar fi transportul de zăpadă sau zăpada viscolită. De fapt, se separă transportul de zăpadă la sol

37

Page 38: Riscuri Climatice Extreme

(respectiv până la 1,80 m) şi transportul de zăpadă la înălţime sau zăpada viscolită (viscolul propriu-zis), care are loc la peste 1,80 m înălţime, adică mai sus decât nivelul ochilor observatorului.

Din cele de mai sus rezultă că, pe de o parte, viscolul reprezintă un fenomen meteorologic de risc asociat unei perturbaţii atmosferice extratropicale, conţinând un aer mai cald şi mai umed, care vine în contact cu un câmp anticiclonic, caracterizat de un aer foarte rece şi mai uscat. Această definiţie este valabilă atunci când se consideră simultaneitatea viscolirii zăpezii cu căderea ninsorii. Pe de altă parte, dacă se are în vedere varianta conform căreia în momentul viscolirii nu ninge, ci doar este spulberată zăpada căzută anterior, atunci fenomenul trebuie asociat numai vântului puternic, care se manifestă în timpul instalării unui regim anticiclonic.

Conchidem cu menţionarea condiţiilor obligatorii pentru definirea viscolului: vânt foarte intens; prezenţa stratului de zăpadă la sol, depus anterior (cazul mai frecvent şi mai caracteristic) sau în momentul respectiv; scăderea accentuată a temperaturii aerului.

În limbi de circulaţie internaţională, termenii echivalenţi pentru viscol sunt tourment de neige (în limba franceză), snow storm (în limba engleză), blizzard (în engleza americană), Schneegestober (în limba germană).

Factorii de risc asociaţi viscolului sunt multipli. În primul rând, este vorba despre vântul puternic, care determină troienirea zăpezii (respectiv acumularea acesteia în dreptul unor obstacole), dar având şi efecte mecanice importante. În al doilea rând, trebuie menţionată scăderea semnificativă a temperaturii aerului, care poate fi privită din două puncte de vedere: aerul foarte rece care se instalează în condiţiile existenţei unui regim anticiclonic continental de iarnă, la care trebuie adăugată răcirea suplimentară datorată vitezei mari a vântului, fapt care conduce la definirea noţiunii de temperatură echivalentă. Cu cât temperatura aerului este mai mică şi viteza vântului este mai mare, cu atât temperatura echivalentă va fi mai scăzută.

În al treilea, dar nu în ultimul rând, trebuie amintite şi depunerile groase de gheaţă, rezultate în urma îngheţării precipitaţiilor lichide suprarăcite sau a fulgilor de zăpadă, la contactul acestora cu obiectele de la sol care au o temperatură mult mai scăzută. Este vorba de un fel de polei, dar de dimensiuni mult mai mari. În SUA şi în Canada, unde fenomenul (ice storm) are o frecvenţă remarcabilă, se citează depuneri cu grosimi de 6 cm.

Efectele negative ale viscolului sunt numeroase. Pagubele cele mai mari se datorează blocării, din cauza troienirilor, a activităţii din domeniul transporturilor, în primul rând a celor rutiere şi feroviare, dar şi a celor aeriene. Au de suferit şi transporturile navale, din cauza valurilor mari produse de vântul foarte intens, sau datorită depunerilor de gheaţă, favorizate de temperaturile foarte scăzute. Cele mai multe victime provin din rândul participanţilor la traficul rutier: accidente cauzate de carosabilul foarte alunecos; intoxicare cu gazele de eşapament rezultate în urma funcţionării pe loc a motorului maşinii blocate de zăpadă, cu scop de încălzire a habitaclului; moarte prin hipotermie. Mari distrugeri provoacă şi depunerile de zăpadă sau de ploaie îngheţată pe diferite obiecte, cum ar fi conductorii aerieni pentru energie electrică şi stâlpii lor de susţinere, ramurile arborilor etc. În acest fel se poate ajunge uşor la întreruperea alimentării cu energie electrică, fapt care, pentru regiunile foarte dens populate, reprezintă un adevărat dezastru, mai ales pe timp de iarnă. Blocarea circulaţiei înseamnă, totodată, şi imposibilitatea accesului la unităţi economice, medicale, de învăţământ, turistice etc. Temperaturile foarte scăzute favorizează îmbolnăviri ale aparatului respirator şi cardio-vascular, ale ochilor (prin lovire directă cu particule de apă în stare solidă sau din cauza albedoului foarte ridicat al zăpezii). De asemenea, în condiţii de frig intens, creşte frecvenţa incendiilor din cauza funcţionării necorespunzătoare a instalaţiilor de încălzit. Cele mai afectate de viscol şi de frig sunt persoanele fără adăpost, marile oraşe unde aceste fenomene sunt prezente înregistrând, aproape în fiecare iarnă, zeci sau chiar sute de victime din aceste cauze. Alte consecinţe negative datorate viscolului se referă la imposibilitatea procurării hranei pentru oameni şi animale, la distrugerea construcţiilor, dezrădăcinarea arborilor, spulberarea stratului de zăpadă cu rol termoizolator şi de rezervă de apă de pe suprafeţele însămânţate de cu toamnă. De asemenea, este de menţionat şi faptul că o eventuală topire bruscă a unor cantităţi mari de zăpadă poate genera inundaţii catastrofale.

38

Page 39: Riscuri Climatice Extreme

Repartiţia pe Glob a viscolului ca fenomen de risc are ca zonă tipică regiunile continentale temperate locuite, la aceste latitudini viscolele având cele mai însemnate efecte negative dintre toate fenomenele naturale care se produc în sezonul rece (Bryant, 1991), Regiunile cele mai caracteristice sunt Europa Centrală şi de Est, teritoriile situate în partea central-estică a Americii de Nord, ţinuturile din Orientul îndepărtat (Rusia siberiana, China, Mongolia, Japonia). Arealele cele mai expuse sunt cele relativ plane şi care nu se bucură de protecţia unui baraj orografic. Evident, viscole se produc şi în alte regiuni, inclusiv la latitudini şi la altitudini mari, dar efectele lor sunt mai puţin importante sub aspectul impactului asupra societăţii omeneşti, din cauza gradului foarte redus de populare sau chiar a inexistenţei aşezărilor omeneşti. Totuşi, este de menţionat faptul că viscolele cele mai intense şi mai frecvente se produc în Antarctica, ca urmare a marii stabilităţi a Anticiclonului Antarctic şi a gradientul baric foarte intens care se dezvoltă între acest anticiclon şi brâul minimelor subpolare existent în jurul continentului alb.

În America de Nord fenomenul de viscol, denumit aici blizzard, este foarte caracteristic. Se poate spune că partea de SE a Canadei şi de NE a SUA reprezintă zona cea mai tipică de pe Glob pentru viscol ca fenomen de risc. Aşa după cum reiese din fig. 24, despre blizzard se vorbeşte când viteza vântului este de minimum 60 km/h, iar un blizzard este considerat sever când viteza vântului atinge minimum 80 km/h, în ambele situaţii temperatura aerului trebuind să fie de cel puţin -10° C (Bryant, 1991). Factorii principali care favorizează apariţia frecventă şi intensitatea deosebită a furtunilor de zăpadă în acest areal sunt următorii: larga deschidere a teritoriului spre N, ceea ce permite advecţii de aer arctic, foarte rece; advecţiile de aer maritim tropical, cald şi umed, dinspre S şi SE continentului (zona Golfului Mexic, respectiv ciclogeneza de coastă estică); prezenţa în altitudine a unor nuclee (cut-off) sau talveguri foarte reci, asociate extinderii ondulaţiilor curenţilor fulger mult către sud, în spaţiul situat la E de Munţii Stâncoşi. Istoria SUA şi a Canadei a marcat multe evenimente de tip blizzard. De exemplu, în anul 1934 temperatura aerului a scăzut până la -28° C, iar cascada Niagara a îngheţat aproape complet. În iarna 1976-1977, în zona Marilor Lacuri troienele au atins înălţimi de 6-9 m, zăpada trebuind să fie transportată la distanţe mari cu trenul, pentru a micşora pericolul producerii de inundaţii în urma topirii acesteia.

În ianuarie 1996, conform calculelor făcute, s-au depus aproximativ 5 miliarde de tone de zăpadă, pe un teritoriu lung de circa 800 km, grosimea medie a stratului de zăpadă atingând 75 de cm.

În primele două decade ale lunii ianuarie a anului 1998 s-a produs un dezastru fără precedent în SE Canadei (zona Quebec), pagubele depăşind 4 miliarde de dolari canadieni. Fenomenul a fost prezent şi în NE SUA, unde stratul de zăpada a atins 71 cm la New York şi 100 cm la Boston. Din cauza distrugerilor provocate de depunerile de gheaţă (cu diametrul până la 60 mm) şi de vântul puternic, circa 3.000.000 de persoane au fost private de energie electrică, iar numărul accidentelor rutiere a fost impresionant. Practic, aceste regiuni sunt afectate de blizzard în fiecare an, fenomenul extinzându-se uneori mult către sud, până în statele situate în vecinătatea Golfului Mexic (de exemplu, în februarie 2003).

În Asia, suprafeţele care pot fi afectate de viscol sunt foarte extinse. Ca exemple mai aparte, menţionăm viscolul din Kashmir (NV Indiei), din august 1996, care a provocat moartea a 138 de pelerini care urcau spre un templu şi care, fiind vară, erau îmbrăcaţi uşor. Evident, viscolul este ceva foarte obişnuit în zona Munţilor Himalaya, statisticile arătând că, în medie, o persoană din patru care au urcat pe vârfurile de peste 8.000 m şi-a pierdut viaţa din cauza viscolului, a frigului sau a avalanşelor de zăpadă.

În Europa, viscolele cele mai frecvente se produc în N Peninsulei Scandinavice, dar ele pot afecta orice parte a continentului, fiind foarte caracteristice în Europa Răsăriteană şi în Europa Centrală.

În România, viscolul se poate produce în oricare regiune a ţării, dar zonele cele mai afectate sunt cele extracarpatice, mai precis Moldova, Dobrogea, centrul şi estul Câmpiei Române. Condiţiile aerosinoptice tipice care favorizează apariţia viscolului sunt asociate, la nivelul suprafeţei terestre, cu o advecţie de aer foarte rece, în condiţiile existenţei unui maxim barometric în regiunile situate la N şi E de ţara noastră (dorsala Anticiclonului Est European, dorsala Anticiclonului

39

Page 40: Riscuri Climatice Extreme

Scandinav, brâu anticiclonic extins zonal). De asemenea, tot la nivelul solului are loc şi o advecţie de aer maritim tropical, cald şi umed, facilitată de un ciclon mediteranean (retrograd), centrat în zona Mării Negre.

În altitudine trebuie să existe o dorsală sau un nucleu de aer foarte rece, cu deplasare dinspre NNE. În aceste condiţii, la nivelul solului se va constata prezenţa unui vânt foarte puternic, dinspre NNE sau NE {Crivăţul), vitezele înregistrate putând fi cuprinse între 50-60 şi 180 km/h (14-17, respectiv 50 m/s). În funcţie de viteza vântului s-a făcut şi o clasificare a viscolelor: moderate (6-10 m/s), puternice (11-17 m/s) şi violente (peste 17 m/s).

Perioada caracteristică de apariţie a viscolelor în ţara noastră este cuprinsă între lunile noiembrie şi martie, ele putând să se producă, mai rar, şi în octombrie sau aprilie. Ca exemplu, se poate menţiona intervalul 13-16 aprilie 1996, când, pe fondul scăderii temperaturii cu câteva grade sub limita de îngheţ, s-au produs ninsori viscolite în special în Moldova, unde stratul de zăpadă a atins grosimi cuprinse între 10 şi 64 cm.

Ultimii ani par a evidenţia o tendinţa de creştere a frecvenţei viscolelor în lunile decembrie (1999, 2001) şi februarie (1999, 2001, 2003). De asemenea, tot pentru ultima perioadă de timp poate fi menţionat viscolul din 20-23 ianuarie 1998, când, din cauza vitezei mari a vântului, s-a produs “întoarcerea” apelor Dunării în zona de vărsare în Marea Neagră şi au avut loc inundaţii pe braţele Sulina şi Sf. Gheorghe. În cazul viscolelor care afectează Dobrogea, apar furtuni în zona de litoral şi probleme în activitatea porturilor de la Marea Neagră, de pe Dunăre şi de pe canalul Dunăre - Marea Neagră. Spre exemplu, cu ocazia viscolului din 20-21 noiembrie 1998, înălţimea valurilor în apropierea ţărmului a depăşit 6 m, în condiţiile în care, în larg, forţa vântului a fost de gradul 7-8. Ca urmare, au fost închise toate porturile, în timp ce o barjă s-a răsturnat pe braţul Chilia, ceea ce a dus la blocarea circulaţiei timp de mai multe zile. În aceeaşi perioadă sinoptică, în S Dobrogei s-au înregistrat 7 zile consecutive cu depunere de chiciură, fapt care a provocat ruperi de fire, urmate de întreruperea alimentării cu energie electrică şi a legăturilor telefonice clasice.

Frecvenţa medie anuală a zilelor cu viscol pe teritoriul României prezintă diferenţieri: peste 6 zile în Bărăgan, 4 zile în Moldova, 2-3 zile în regiunile din S şi SE, circa o zi în Banat, Crişana, Transilvania (fig. 26).

Durata medie a unui viscol, în cazul zilelor succesive, este cuprinsă între o zi şi peste 4 zile (în Bărăgan), iar în cazul zilelor nesuccesive, între <3 zile şi >9 zile (tot în Bărăgan).

Vulnerabilitatea teritoriului ţării faţa de viscol a fost apreciată în funcţie de doi parametri (Bogdan, Niculescu, 1999): numărul mediu anual de zile cu viscol (N) şi grosimea maximă absolută a stratului de zăpadă (G). Teritoriile cu vulnerabilitate mare (N între 4-9 zile, G între 120-175 cm) sunt cele din Podişul Moldovei şi partea estică a Câmpiei Române (Bărăganul). Vulnerabilitatea este mică (N între 1-2 zile, G între 60-120 cm) pentru Câmpia de Vest, Dealurile Vestice, Câmpia Olteniei, Podişul Getic şi Subcarpaţii Getici. În zonele de munte, vulnerabilitatea este combinată, respectiv mică în depresiuni şi mare în zonele de creastă, dar consecinţele negative sunt mai puţin grave, chiar şi decât în zonele cu vulnerabilitate mică (Bogdan, Niculescu, 1999).

În istoria climatologiei româneşti, viscolul cel mai caracteristic este considerat cel din februarie 1954, când s-au succedat, de fapt, patru intervale cu viscol: 1-4, 7-9, 17-19 şi 22-24 februarie (id.ibid.). Tot în această perioadă s-a înregistrat şi durata maximă a unui singur viscol, care a fost de 48 de ore consecutive, în intervalul 3-4 februarie 1954 (Diaconescu, 1954, citat de Bogdan şi Niculescu, 1999).

Viteza maximă a vântului în cazul viscolelor din februarie 1954 a fost de 126 km/h (35 m/s), înregistrată la Bucureşti-Băneasa, dar cea mai mare viteză a vântului în contextul unui viscol a fost de aproape 200 km/h (55 m/s), valoare calculată la staţia meteorologică Iaşi, în timpul viscolului din 4-7 ianuarie 1966 (Erhan, 1980, citată de Bogdan, Niculescu, 1999). În timpul viscolului din februarie 1954, pe arterele rutiere şi feroviare din Bărăgan, Moldova şi Dobrogea, în special pe cele dispuse perpendicular pe direcţia dominantă a Crivăţului (NV şi N în Podişul Moldovei, N şi NE în Bărăgan, NE şi E la vest de Argeş, N, NE şi NV în Dobrogea) circulaţia a fost întreruptă între 7 şi 10 zile consecutive.

Este notabil faptul că, în ultimii ani, avertizările emise de către INMHGA privind apariţia

40

Page 41: Riscuri Climatice Extreme

viscolului sunt mult îmbunătăţite, greutăţile care intervin fiind, în mare măsură, de natură subiectivă, în primul rând din cauza lipsei de fermitate a organelor abilitate să închidă temporar circulaţia, precum şi datorită nerespectării de către participanţii la traficul rutier a restricţiilor care se impun în astfel de situaţii.

În acelaşi timp, trebuie să se accepte faptul că perturbările cauzate de viscol nu pot fi evitate, situaţiile din statele nord americane menţionate anterior fiind edificatoare în acest sens.

41

Page 42: Riscuri Climatice Extreme

Curs 5. FENOMENE CLIMATICE DE DURATĂ MEDIE

5.1. Vânturile neperiodice intenseÎn cadrul fenomenelor climatice de risc asociate vânturilor neperiodice intense sunt incluse

mai multe categorii de vânturi, care, de obicei, sunt caracteristice unor regiuni mai puţin extinse (vânturi locale), iar frecvenţa lor de apariţie are un caracter mai puţin regulat (vânturi neperiodice). Aceste vânturi se pot produce sub influenţa unei topografii care favorizează apariţia lor, apoi pot să apară pe fondul circulaţiei generale a atmosferei, fiind asociate, de obicei, pătrunderilor fronturilor reci şi, în sfârşit, se pot datora convecţiei termice şi dinamice dezvoltate la o scară mai redusă (Bryant, 1991).

Vânturile catabaticeDin categoria vânturilor apărute sub influenţa reliefului (a topografiei) fac parte, în primul

rând, vânturile catabatice (descendente). Apariţia acestora este condiţionată de prezenţa unor denivelări importante ale reliefului (zone montane înalte, respectiv zone mai joase, situate în imediata vecinătate). Se pot astfel separa vânturi catabatice de munte şi, pentru regiuni nelocuite, vânturi catabatice de gheţar.

În cazul vânturilor catabatice de munte este importantă şi orientarea favorabilă, aproximativ perpendiculară, a lanţului muntos faţă de direcţia predominantă a circulaţiei atmosferice. În funcţie de caracterul termic al acestor vânturi, determinat, la rândul lui, de procesele fizice care îl generează, vânturile catabatice de munte pot fi calde, de tipul Foehnului (sau Fohnuluî) şi reci, de tipul Borei.

Foehnul este un vânt cald şi uscat ce bate dinspre culme spre baza versantului, în partea adăpostită (“sub vânt”) a culmii muntoase. La urcare, pe versantul expus (“în vânt”), până la nivelul de condensare aerul se răceşte conform gradientului adiabatic umed nesaturat sau uscat (1° C/100 m), iar de la nivelul de condensare până în zona vârfului, unde se situează nivelul convecţiei, răcirea se face după gradientul adiabatic umed saturat (sub 1° C/100 m), în acest sector producându-se condensări, formarea norilor şi căderea precipitaţiilor. La coborâre, pe versantul adăpostit, unde apare Foehnul, aerul se încălzeşte adiabatic numai după gradientul adiabatic umed nesaturat. Ca urmare, el va ajunge în partea inferioară a versantului “sub vânt” mai cald şi mai uscat decât a fost la baza versantului “în vânt”. Alte investigaţii arată că, uneori, Foehnul se poate produce şi în lipsa pierderilor de umezeală pe versantul expus. În aceste situaţii, efectul de Foehn apare în urma blocării mişcării ascendente a aerului pe versantul expus din cauza unei inversiuni de temperatură existente la nivelul crestei, inversiune care obligă aerul să coboare pe versantul adăpostit, rezultând astfel încălzirea sa adiabatică.

Efectele de risc directe ale Foehnului sunt creşterea accentuată, uneori chiar brutală, a temperaturii aerului, scăderea umezelii acestuia şi intensificarea vitezei vântului. În astfel de condiţii meteorologice se pot produce efecte indirecte: topirea bruscă a zăpezii, care poate fî urmată de declanşarea avalanşelor de zăpadă sau de inundaţii; regim pluviometric degradat (uneori până la semiariditate sau chiar la ariditate); modificări în trăsăturile peisajului, în primul rând în vegetaţie; distrugeri din cauza forţei mecanice deosebite cu care pot acţiona uneori aceste vânturi descendente. De exemplu, în Canada şi SUA, pe versanţii estici ai Munţilor Stâncoşi, sunt citate cazuri în care viteza vântului Chinook a depăşit 45 m/s, valoare caracteristică unui uragan de categoria 2-3. De asemenea, modificând parametrii electro-termo-barici ai atmosferei, Foehnul poate favoriza apariţia unor stări de irascibilitate, anxietate, slăbiciune, intoleranţă comportamentală, ceea ce poate conduce la predispoziţii agresive, materializate prin crime, violuri, jafuri sau prin tentative, multe reuşite, de sinucidere (Ionac, 1998).

Ca repartiţie geografică, zona clasică de apariţie a Foehnului este reprezentată de versanţii nordici ai Munţilor Alpi şi Podişul Elveţiei, unde fenomenul a fost studiat pentru prima dată. Alte zone cu astfel de vânturi sunt: versanţii estici ai Munţilor Stâncoşi, îndeosebi pe teritoriul Canadei (aici vântul se numeşte Chinook); sudul Californiei (Santa Ana); versanţii estici ai Anzilor argentinieni (Zonda), Munţii Caucaz, munţii din Asia Centrală (de exemplu, în zona Taşkent),

42

Page 43: Riscuri Climatice Extreme

versanţii estici al Alpilor din insula sudică a Noii Zeelande etc. Bibliografia de specialitate citează cazul de Chinook de la Pincher Creek (Alberta, Canada), unde, în data de 6 ianuarie 1966, Chinook-ul a determinat o creştere a temperaturii aerului cu 21° C în numai 4 minute! (Barry, Chorley, 1998).

Foehnul este prezent şi pe teritoriul României, chiar în forma lui clasică de dezvoltare, cu nimic mai prejos decât cea din Alpi (Drăghici, 1988). Principalele zone de apariţie sunt: versanţii nordici ai Munţilor Făgăraş şi Depresiunea Făgăraşului (cunoscut aici sub denumirea de Vântul mare sau Mâncătorul de zăpada), când circulaţia aerului se face dinspre S; versanţii sud-estici ai Munţilor Apuseni, culoarul Arieşului inferior şi al Mureşului în sectorul Turda-Alba Iulia, inclusiv partea vestică a Câmpiei Transilvaniei şi a Podişului Târnavelor, în condiţiile unei circulaţii din sector vestic; versanţii externi ai Carpaţilor şi Subcarpaţilor Curburii, când circulaţia este dinspre VNV; versanţii sudici ai Carpaţilor Meridionali, în condiţiile unei circulaţii dinspre nord sau nord-vest. Nu poate fi omis nici Coşava, un vânt catabatic cald, uneori deosebit de violent (poate determina smulgeri de acoperişuri, distrugeri de construcţii mai uşoare, de stâlpi rezistenţi, doborâturi de copaci etc.), care se manifestă pe versanţii vestici ai Munţilor Aninei, pe o circulaţie din sector estic, condiţionată de existenţa unui maxim barometric în Câmpia Română şi a unei depresiuni în S Ungariei, respectiv în N Serbiei. La staţia meteorologică Oraviţa, în intervalul 16-17 februarie 1979, un anemograf special construit a înregistrat viteze de peste 70 m/s (Bâzâc, 1983).

Bora este un vânt catabatic rece. Aerul foarte rece, provenit de la latitudini mai mari, se acumulează în spatele unui lanţ muntos situat aproape de un ţărm al unei mări mai calde. Acumularea aerului foarte rece se datorează atât barajului orografic, cât şi existenţei în altitudine a unei inversiuni de temperatură. La un moment dat, aerul rece, foarte dens, “deversează” peste obstacolul orografic şi se prăbuşeşte către zona de litoral. Din cauza vitezei foarte mari cu care are loc mişcarea descendentă (40-60 m/s, respectiv 145-215 km/h), aerul foarte rece nu reuşeşte să se încălzească adiabatic pe parcursul mişcării descendente, Bora păstrând astfel caracterul unui vânt foarte rece şi violent. Ea produce mari pagube datorită energiei aerului în mişcare (doborâturi de arbori, distrugeri ale diferitelor construcţii şi structuri verticale, distrugerea culturilor etc.), provoacă apariţia unor valuri foarte mari, care, la rândul lor, creează multe stricăciuni şi pot inunda zonele de ţărm. Mai mult, iama, din cauza temperaturilor foarte scăzute, pe instalaţiile din porturi şi pe nave pot să apară depuneri de gheaţă, în urma îngheţării picăturilor suprarăcite rezultate din pulverizarea crestelor de valuri. De asemenea, Bora are o influenţă negativă şi asupra stării de sănătate a locuitorilor din zonele afectate (disconfort psihic, expunere la temperaturi foarte scăzute, accentuate de viteza mare a vântului). Regiuni caracteristice unde apar vânturi de tip Bora sunt: litoralul dalmat al Mării Adriatice, care reprezintă zona clasică de manifestare a fenomenului (la sfârşitul iernii); litoralul caucazian al Mării Negre (regiunea Novorossiisk); zona lacului Baikal etc.

Pe teritoriul României, în condiţiile prezenţei Crivăţului în Moldova, masele de aer foarte rece, iniţial blocate de Carpaţii Orientali, la un moment dat pot să ajungă în depresiunile din sectorul vestic al acestor munţi, sub forma unor adevărate vânturi “în cascadă”, folosind păsurile sau trecătorile mai joase ale acestora (Bâzâc, 1983). Exemplul cel mai caracteristic este reprezentat de deplasarea maselor de aer pe valea Oituzului, apoi peste pasul Oituz şi pe valea Breţcu, până în compartimentul nord-estic al Depresiunii Braşovului, respectiv în Depresiunea Trei Scaune, unde apare Nemira. Printre situaţiile relativ recente în care s-a manifestat acest vânt a fost şi cea din intervalul 5-6 noiembrie 1995, urmele marilor doborâturi de păduri provocate atunci putând fi văzute şi astăzi, la mai mult de 7 ani de la producerea fenomenului. Pătrunderile reci dinspre Moldova, peste Carpaţii Orientali, favorizează şi apariţia inversiunile de temperatură, atât de caracteristice în special Depresiunilor Giurgeului şi Ciucului.

Vânturile catabatice de gheţar, care se întâlnesc mai ales în Antarctica şi Groenlanda (Stock), unde bat dinspre platourile de gheaţă din interior către zona de litoral, îndeosebi în timpul iernii, au o contribuţie foarte importantă la deplasarea aisbergurilor desprinse din platoşa de gheaţă către apele libere situate la latitudini mai mici (Neamu, 1979).

43

Page 44: Riscuri Climatice Extreme

Efectul de canalizareO altă categorie de vânturi neperiodice intense asociate topografiei, în afara vânturilor

catabatice, este cea reprezentată de circulaţia indusă de efectul de canalizare, datorat modului de dispunere a unor forme mari de relief. Îngustările reliefului exercită o compresie laterală asupra aerului în mişcare şi intensifică circulaţia acestuia. Printre exemplele de astfel de vânturi, apărute mai ales de-a lungul unor văi importante, menţionăm Mistralul, care bate în S Franţei, în culoarul fluviului Rhone. El apare în condiţiile prezenţei unui câmp anticiclonic în V Franţei şi în Peninsula Iberică, în timp ce la S de Alpi, în Golful Genova şi în zona Mării Tireniene, activează un ciclon mediteranean. Mistralul are o direcţie dinspre N spre S, fiind un vânt rece, de obicei uscat, foarte violent şi bătând în rafale. Principala măsură de protecţie împotriva efectelor mecanice sunt plantaţiile transversale de arbori (chiparoşi), dar şi alte intervenţii (construirea unor garduri de trestie etc.). Mistralul poate produce mari pagube culturilor agricole cu caracter termofil de pe cursul fluviului Rhone aval de Lyon (viţă de vie, caişi, piersici, cireşi, măslini, citrice etc.), cu deosebire primăvara, când timpul senin caracteristic acestui vânt favorizează puternice răciri nocturne, urmate de îngheţuri (Triplet, Roche, 1971).

Tot în S Franţei mai pot fi menţionate şi alte vânturi generate de accelerarea scurgerii aerului într-o regiune joasă situată între două zone mai înalte, cum sunt Tramontana şi Autan. Ambele sunt caracteristice regiunii mai joase cuprinse între Munţii Pirinei şi Masivul Central Francez, primul vânt bătând dinspre NV, iar cel de-al doilea dinspre SE. Tramontana creează pagube mai ales datorită caracterului său puternic turbulent, în timp ce Autan-ul este un vânt cald şi uscat, greu de suportat atât de către om, cât şi de animale (Ibidem).

În România, cel mai puternic efect de canalizare se produce în sectorul nordic al defileului Turnu Roşu-Cozia, de pe valea Oltului. Staţia meteorologică Boita, situată la intrarea în acest defileu, înregistrează cele mai mari viteze ale vântului, direcţia corespunzătoare acestor viteze foarte mari fiind cea sudică. În urma prelucrării înregistrărilor electrocinemografului din seara zilei de 29 ianuarie 1978, s-au estimat viteze ale vântului în jurul valorii de 90 m/s. Studii de detaliu subliniază faptul că originea acestor vânturi foarte intense se află undeva în partea de mijloc a defileului Oltului (Bâzâc, 1983). Efecte de canalizare se constată şi pe alte văi importante, de exemplu în Defileul Dunării (variantă a Coşavei).

5.2. Vânturi neperiodice asociate circulaţiei generale a atmosfereiVânturi neperiodice foarte intense pot să apară şi pe fondul circulaţiei generale a atmosferei

specifice unui anumit teritoriu. Spre exemplu, în Europa Vestică şi Centrală, unde este predominantă circulaţia zonală vestică, aceasta poate primi uneori un caracter deosebit de intens, o mare parte a teritoriilor menţionate fiind afectată de vânturi foarte puternice, generatoare de mari pagube materiale şi de victime omeneşti, provocate îndeosebi de prăbuşirea arborilor dezrădăcinaţi sau a crengilor mari rupte din coronament.

O astfel de situaţie s-a înregistrat în intervalul 7-8 martie 2002, când jumătatea nordică a continentului european era dominată de Depresiunea Islandeză (cu un nucleu de 970 hPa în Marea Baltică), în timp ce jumătatea sudică era sub influenţa unui brâu anticiclonic, extins din Oceanul Atlantic (1033 hPa în zona Insulelor Azore) până în regiunea Mării Negre şi în estul Podişului Anatoliei (1035 hPa). În aceste condiţii, România s-a aflat la contactul ariei de joasă presiune ce domina N continentului, cu brâul anticiclonic din S Europei.

În Europa de NV, Europa Centrală şi Europa Estică s-au manifestat fenomene deosebite: precipitaţii sub formă de averse (de ploaie, lapoviţă sau ninsoare) şi, cu deosebire, intensificări ale vitezei vântului, care a avut o circulaţie zonală foarte tipică. La noi în ţară, ziua de 7 martie 2002 poate fi considerată “ziua vântului şi a focului”, deoarece, pe fondul intensificărilor deosebite ale vitezei vântului, s-au declanşat nu mai puţin de 332 incendii, care au afectat 245 de localităţi.

Cele mai mari viteze s-au înregistrat în N şi centrul ţării, respectiv în zona de munte, unde valorile au depăşit 145 km/h. S-au mai produs şi alte pagube importante: doborârea unei mase lemnoase totalizând peste 1,5 milioane m3, cu deosebire în bazinele hidrografice ale Sucevei, Moldovei şi Bistriţei, unde fenomenul a înregistrat un maxim pentru ultimii 30 de ani; distrugerea

44

Page 45: Riscuri Climatice Extreme

reţelelor de transport şi întreruperea alimentării cu energie electrică (în 245 localităţi); întreruperea circulaţiei rutiere (pe 6 drumuri naţionale) şi feroviare (pe secţiile Miercurea Ciuc-Tuşnad, Deda-Sărăţel, Ilva Mică-Dărmăneşti, Sascut-Adjud) din cauza doborâturilor de copaci; afectarea vegetaţiei naturale din Rezervaţia Biosferei Delta Dunării (pe 30 ha în districtul Crişan şi pe 35 ha în districtul Dunavăţ); împrăştierea cenuşii depozitate, provenită de la CET Braşov, care a afectat bolnavii de la Spitalul de Pneumoftiziologie de la Sânpetru (jud. Braşov) etc. Evenimentele din 7-8 martie 2002 s-au soldat şi cu trei victime, una la Tg. Secuiesc, din cauza prăbuşirii unui copac peste o maşină, iar celelalte două din cauza incendiilor din Moldova.

O altă situaţie sinoptică caracterizată prin vânturi foarte intense înregistrate într-o bună parte a Europei a fost cea din 28 octombrie 2002. Circulaţia generală a fost tot zonală, pe fondul unei depresiuni centrate în N Germaniei (982 hPa) şi al unui maxim care domina SV Europei, centrat în S Franţei (1030 hPa). Furtunile, cu viteze ale vântului de până la 180 km/h, au provocat, la scara Europei, decesul a cel puţin 35 de persoane (7 în Marea Britanie, 10 în Germania, 4 în Franţa, 8 în Olanda, 1 în Belgia, 1 în Elveţia, 2 în Austria, 2 în Polonia). Majoritatea victimelor au decedat în urma căderii copacilor peste autovehicule, alte cauze fiind prăbuşirea acoperişurilor şi a zidurilor, înecul, lovirea în urma căderii corpului ridicat de vânt de la suprafaţa solului. În România s-au înregistrat pagube materiale importante şi răniţi la Cluj (prăbuşirea, peste 5 persoane, a zidului vestic al clădirii Inspectoratului Şcolar Judeţean), la Sibiu (desprinderea acoperişului unui bloc, care a căzut apoi peste un grup de 6 maşini), la Târgu Jiu, la Arad (zgura şi cenuşa provenite de la CET, depozitate pe o suprafaţă de 64 de ha, au fost spulberate de vânt, fiind afectate mai multe localităţi situate la nord de oraş), în judeţul Alba (43 de localităţi din zona de munte au rămas fără energie electrică) etc.

Din categoria vânturilor neperiodice intense întâlnite în Europa Estică, deci şi în România, care se manifestă pe fondul circulaţiei generale a atmosferei, fac parte Crivăţul şi Suhoveiul.

Crivăţul este un vânt foarte rece şi uscat, care bate iarna în regiunile din SE şi E României. Apare la periferia dorsalei Anticiclonului Est European, când aceasta vine în contact cu o depresiune situată în Peninsula Balcanică sau în bazinul estic al Mării Mediterane. Direcţiile predominante din care bate sunt NE, NNE şi ENE. Scurgerea intensă din stratul inferior al troposferei, delimitată spre V de barajul mecanic reprezentat de Carpaţii Orientali, iar spre E de blocajul termic impus, mai ales în timpul iernii, de prezenţa Mării Negre, a fost denumită jetul troposferic carpatic sau jetul carpato-pontic (Drăghici, 1988). Cele mai mari viteze se înregistrează în partea sudică a Moldovei şi în Bărăgan, valorile acestora putând depăşi 125 km/h (35 m/s), ajungând chiar la 200 km/h (55 m/s), aşa cum s-a întâmplat cu ocazia viscolului din 4-7 ianuarie 1966, în Moldova. Efectele cele mai importante ale Crivăţului sunt: spulberarea şi troienirea zăpezii (generarea fenomenului de viscol), îngheţul solului şi al semănăturilor de toamnă atunci când lipseşte stratul de zăpada, efecte mecanice (ruperi de arbori, distrugeri de construcţii şi de conductori aerieni etc.), dificultăţi în desfăşurarea activităţilor economice, expunerea oamenilor şi a animalelor la temperaturi foarte scăzute.

Suhoveiul este un alt vânt caracteristic Europei Estice (Rusia, Ucraina, Republica Moldova, regiunile extracarpatice din România). Apariţia lui este condiţionată de extinderea unui regim anticiclonic, centrat în Siberia, în Asia Centrală sau în nordul Africii (Bogdan, 1980). Este un vânt ce apare în perioada caldă a anului (aprilie-septembrie), caracterizat printr-o umezeală relativă a aerului foarte mică (sub 30%), temperaturi ridicate (peste 25° C), viteze mari (peste 5 m/s) şi direcţie predominant estică. Durata de manifestare este, de obicei, de o zi, dar s-au înregistrat şi situaţii cu 5 zile consecutive de prezenţă a Suhoveiului. Frecvenţa medie anuală cea mai mare o înregistrează în S Moldovei şi în Bărăgan (6 zile), apoi urmează Câmpia Română, unde este cunoscut sub numele de Sărăcită, Traistă goală sau Traistă-n băţ (4 zile) şi Dobrogea, unde este denumit Vântul negru (2 zile). Suhoveiul poate fi asociat cu furtuni de praf originar din Asia, respectiv cu furtuni de praf şi nisip foarte fin provenind din Sahara. Acest vânt determină eroziunea soiului, distrugerea vegetaţiei arborescente, creşterea deficitului de umezeală din sol, pierderea recoltelor prin scuturarea fructelor şi culcarea lanurilor (de acest motiv a şi primit numele menţionate mai sus).

45

Page 46: Riscuri Climatice Extreme

Un vânt local care poate genera pagube importanţe este şi Munteanul. Acesta bate dinspre Munţii Buzăului către partea de nord şi centrală a Bărăganului, având o direcţie NV—>SE. Se formează în condiţiile prezenţei, în SE ţării, a unui ciclon mediteranean cu caracter retrograd. Principalele efecte negative pe care le generează sunt precipitaţiile abundente, uneori cu caracter torenţial şi, cu deosebire, căderile de grindină cu dimensiuni considerabile.

Austrul este un vânt uscat, caracteristic regiunilor din S şi SV României. Apare la periferia nordică a unui maxim barometric situat în Peninsula Balcanică, în condiţiile existenţei unei depresiuni în Transilvania. Este un vânt uscat, cu direcţie S, SV, eventual şi V. Iarna determină scăderi accentuate ale temperaturii, iar primăvara şi vara o uscăciune pronunţată.

5.3. Furtunile de praf şi de nisipReprezintă fenomene de risc generate de vânturi foarte puternice, particulele foarte fine de

praf sau de nisip în suspensie putând fi transportate la distanţe foarte mari faţă de locul lor de origine. Sunt citate cazuri în care nisipuri şi prafuri foarte fine din Sahara au fost identificate în Insulele Bermude şi în Bahamas, la circa 7.000 km distanţă, iar cele din China au ajuns în Insulele Hawaii sau în Alaska, la o depărtare de 10.000 km (Bryant, 1991). Se apreciază că, anual, sunt deplasate în acest mod între 130 şi 800 de milioane de tone de praf şi nisip foarte fin.

Apariţia furtunilor de praf şi de nisip este asociată advecţiilor de aer rece, care determină ascensiunea rapidă a aerului cald şi generarea unor vârtejuri. Acestea ridică praful sau nisipul foarte fin sub forma unui adevărat “zid” sau “perete”, ce se deplasează cu o viteză care poate depăşi 30 m/s. În funcţie de granulometria materialului, mişcarea particulelor diferă: nisipul se deplasează în salturi, ridicându-se până ia câteva zeci de centimetri de la suprafaţa solului; nisipul fin poate fi ridicat până la circa 2 m; praful depăşeşte înălţimea de 1,5 km; praful foarte fin poate ajunge până la limita superioară a troposferei. În atmosfera liberă, situaţiile sinoptice generatoare de furtuni de praf sunt caracterizate prin prezenţa unor puternice dorsale calde până aproape de limita superioară a troposferei, aceste dorsale putând transporta suspensiile solide la mii de km distanţă de locul de origine. Ulterior, prin descendenţă anticiclonică sau prin precipitaţii lichide, aceste suspensii de particule se depun la sol (Ţicu, 1979, citat de Ecaterina Ion-Bordei, 1983).

Furtunile de praf şi de nisip se formează, de obicei, la sfârşitul primăverii şi începutul verii emisferei respective, fenomenele fiind mai intense atunci când apar la sfârşitul unei perioade secetoase.

Principale efectele negative asociate furtunilor de praf şi de nisip sunt legate de eroziunea stratului de sol şi de accentuarea procesului de deşertificare în regiunile semiaride. De asemenea, ele pot provoca mari neplăceri persoanelor surprinse de astfel de fenomene, de la scăderea vizibilităţii (uneori chiar până la 0 m), iritarea ochilor, a aparatului respirator şi auditiv, şi până la deces, în cazul acoperirii complete cu nisip şi praf. Conflictele militare din Orientul Mijlociu desfăşurate în ultima perioadă au evidenţiat, o dată în plus, importanţa furtunilor de nisip şi în acest domeniu. Astfel, în cursul ultimului război din zona Golfului Persic, înaintarea trupelor americano-engleze spre Bagdad a fost mult încetinită din cauza furtunii de nisip care a afectat partea centrală a Irakului în intervalul 20-23 martie 2003.

Repartiţia geografică a furtunilor de praf şi de nisip este legată, în primul rând, de regiunile semi-aride, unde cantitatea medie anuală de precipitaţii este cuprinsă între 100 şi 200 mm (fig. 29). Printre acestea, în Asia pot fi amintite: Asia Centrală; zonele din vecinătatea Mării Caspice şi a Lacului Arai (unde se produc, în medie, între 20 şi 60 de furtuni pe an); Deşertul Gobi şi NV Chinei (între 100 şi 174 furtuni, valori maxime pentru continentul asiatic); Deşertul Thar (17); Afganistanul (70); Irakul (30); Iranul; Turcia; Peninsula Arabică (în această ultimă regiune sunt cunoscute furtunile de praf şi de nisip generate de vântul numit Simun, care are o direcţie estică sau sud-estică). În America de Nord, furtuni de praf şi de nisip se produc în Podişul Marelui Bazin, în Podişul Colorado, în partea sudică a Podişului Preriilor şi în N Mexicului. Pentru America de Sud sunt reprezentative Deşertul Atacama şi pampasurile uscate din Argentina. În Australia, furtunile de praf şi de nisip afectează areale extinse din N Deşertului Simpson, din regiunea Mildura, situată în bazinul fluviului Murray, precum şi deserturile din V continentului (Marele Deşert de Nisip,

46

Page 47: Riscuri Climatice Extreme

Deşertul Gibson, Marele Deşert Victoria). În Africa, furtunile sunt asociate vânturilor: Sirocco (denumit Sahat în Maroc, Leste în Algeria şi Ghibbî în Tunisia), care suflă dinspre vestul Saharei şi zona Munţilor Atlas către Marea Mediterană, el resimţindu-se, uneori, chiar până în sudul Europei; Khamsin, originar din Deşertul Libiei, de unde se îndreaptă către est, spre valea Nilului; Harmattan, prezent în sud-vestul Saharei, bătând spre ţărmurile Africii de Vest. În Europa, astfel de fenomene sunt caracteristice îndeosebi sudului şi centrului Ucrainei şi sudului părţii europene a Rusiei.

Este de menţionat şi faptul că furtuni de nisip pot să apară şi în regiuni montane, în legătură cu vânturile catabatice, aşa cum se întâmplă în Himalaya, în Hinducuş, în California, în Anzi etc.

Literatura de specialitate oferă numeroase exemple de situaţii cu furtuni de praf şi de nisip foarte violente. Spre exemplu, este menţionată furtuna din aprilie 1928 din stepa Ucrainei, care s-a extins pe o suprafaţă de peste 1.000.000 km2, suspensiile ajungând până în Polonia şi România. În luna martie a anului 1936, în Podişul Preriilor s-au înregistrat până la 28 de furtuni de praf şi de nisip. În martie 1962, furtunile din nordul Africii au determinat transportul de nisip foarte fin până în Grecia, Turcia şi Siria. În sfârşit, să mai amintim şi intervalul 29 iunie-4 iulie 1969, când, în imaginile transmise de satelitul meteorologic ATS III, se observă traiectoria pe care s-au deplasat enorme cantităţi de praf ridicate din Sahara şi ajunse, peste Oceanul Atlantic, până în Antilele Mici (Bâzâc, 1985).

În România, furtunile de praf sunt asociate Suhoveiului, care afectează regiunile din S şi E ţării, îndeosebi Bărăganul şi S Moldovei. Frecvenţa maximă a lor se înregistrează primăvara, în luna aprilie, efectele negative fiind mai accentuate în cazul unui sol uscat şi dezgolit de vegetaţie. Cele mai multe furtuni de praf sunt determinate de Suhoveiurile generate de Anticiclonul Asiatic, care transportă praful de la peste 2.000 km depărtare, culoarea galbenă a acestuia trădând originea sa din loessurile asiatice (de exemplu, furtuna de praf din 23 aprilie 1960 sau cea din 18 aprilie 1965). Furtunile de praf determinate de vânturile africane Sirocco şi Simun, generate de Anticiclonul Nord-African, transportă particule fine de praf şi de nisip la altitudini mari (4.000-5.000 m), uneori ele fiind colorate într-o nuanţă de roşu, din cauza prezenţei oxizilor de fier, astfel încât, în condiţii de precipitaţii, apare “ploaia de sânge” (Geografia României, I, Geografia Fizică, 1983). Un astfel de caz de furtună de praf şi nisip foarte fin de origine nord-africană, urmată de “ploi colorate”, s-a produs în ziua de 24 aprilie 1973. Indiferent de originea prafului, circulaţia atmosferică este favorizată de interacţiunea anticiclonilor menţionaţi cu un ciclon mediteranean, prezent deasupra bazinului Mării Mediterane, a Peninsulei Balcanice sau a Mării Negre (fig. 30, 31).

5.4. Valurile de căldurăCa fenomene de risc de scurtă durată, valurile de căldură sunt specifice îndeosebi regiunilor

situate la latitudini temperate. Ele sunt asociate mai ales advecţiilor de aer continental tropical, dar pot fi determinate şi de aerul maritim tropical continentalizat. În cazul Europei, valurile de căldură se produc în condiţiile extinderii spre latitudini mai mari a dorsalei Anticiclonului Azoric (caz tipic pentru Europa de Vest), respectiv a dorsalei Anticiclonului Nord African (cu influenţă mai ales în Europa Sudică, Centrală şi de Sud-Est). În aceste din urmă regiuni, advecţii de aer tropical pot să existe şi în asociere cu un ciclon mediteranean, care acţionează în culoarul depresionar ce leagă bazinul Mării Mediterane de zona Minimei Islandeze. De asemenea, în Europa de Est şi de Sud-Est valurile de căldură apar şi în condiţiile unei circulaţii de est (dinspre Asia Centrală) sau de sud-est (dinspre Asia de SV), dezvoltate la periferia nordică a Ciclonului Arab, respectiv în urma acţiunii unui ciclon mediteranean cu caracter retrograd care activează în sud-estul Europei.

În cadrul observaţiilor climatice din România, valurile de căldură sunt evidenţiate prin zilele tropicale (temperatura maximă diurnă > 30° C), zilele caniculare (temperatura maximă diurnă > 35° C), respectiv nopţile tropicale (temperatura minimă diurnă > 20° C). Perioadele cu temperaturi foarte ridicate au fost asociate proceselor sinoptice denumite încălziri masive (Bogdan, Niculescu, 1999), prin această expresie înţelegându-se situaţiile în care, la un număr semnificativ de staţii meteorologice, s-au înregistrat maxime termice absolute > 40° C. Din cauza unicităţii lor, ele au fost denumite şi singularităţi termice pozitive.

Riscurile asociate valurilor de căldură nu sunt de neglijat. Pentru organismul uman, pragul

47

Page 48: Riscuri Climatice Extreme

fiziologic de confort termic corespunde unei temperaturi reale a aerului cuprinsă între 18,5-19,5° C (valoare determinată pentru termometrul umed) şi 22,5-23,5° C (valoare măsurată la termometrul uscat). Cele două tipuri de temperaturi sunt utilizate în formulele de determinare a temperaturii efective, care reprezintă temperatura percepută în realitate de organismul uman. Mai precis spus, temperatura efectivă exprimă sintetic atât efectul conjugat al temperaturii aerului, umezelii acestuia şi vitezei vântului asupra intensităţii proceselor calorice ale organismului uman, cât şi nivelul echilibrului sau al dezechilibrului dintre componentele bilanţului său energetic (Ionac, Ciulache, 2000). Pragul de confort termic corespunde unei temperaturi efective cuprinsă între 14,5 - 15,5° C, pentru teritoriul României aceste valori fiind caracteristice, în luna iulie, regiunilor deluroase din Subcarpaţi şi din Podişul Transilvaniei. În zonele montane înalte (peste 1800 m), temperatura efectivă în luna iulie este înjur de 11° C, în timp ce valorile cele mai mari, de 18 - 19° C, au fost calculate pentru Banat şi Bărăgan, aici fiind vorba de un mediu “foarte cald”, care impune un stres hipertermic accentuat (Ibidem).

Reglarea termică a organismului uman este asigurată de zona centrală homeotermă, situată în hipotalamus, de aparatul respirator şi de zona cutanată periferică (pielea). Până la temperaturi ale aerului de 37° C, disconfortul termic se datorează atât temperaturii ridicate, cât şi umezelii scăzute. În aceste situaţii, care definesc comportamentul a calore, corpul uman cedează aerului o parte din surplusul său de căldură prin radiaţie, convecţie şi transpiraţie, evaporarea acesteia din urmă fiind însoţită de o scădere a temperaturii la nivelul epidermei (Ionac, 1998). La peste 37° C în aer, disconfortul este asociat în principal temperaturii, iar dintre procesele de cedare de către corpul uman a surplusului de căldură se menţine doar transpiraţia. În acest fel apar pierderi importante de apă şi de săruri minerale, ceea ce afectează aparatul circulator, buna irigare cu sânge a creierului, aparatul respirator, ca şi buna funcţionare a aparatului renal. Foarte frecvente sunt şi insolaţiile, datorate expunerii neprotejate la Soare. Se pot produce astfel: sincopa de căldură (ameţeli, greţuri, stări de leşin); sindromul de declorurare (pierderi de săruri minerale de Na, K, Ca, Mg în urma transpiraţiei excesive); şocul de căldură (hipertermia), când organismul nu mai poate să-şi menţină echilibrul termic din cauza creşterii excesive a temperaturii aerului; deshidratarea excesivă (sete, oboseală, epuizare fiziologică, confuzii mentale sau chiar decesul, după circa 10 zile de lipsă de apă în zonele temperate, respectiv 15 ore în zonele deşertice).

Valurile de căldură au şi alte consecinţe negative: accentuarea deficitului de umezeală din aer şi din sol, dificultăţi în alimentarea cu apă (şi, din acest motiv, posibilitatea apariţiei unor epidemii), afectarea capacităţii de muncă, dificultăţi în activitatea de transporturi (topirea asfaltului, dilatarea şinelor de cale ferată), apariţia condiţiilor favorabile declanşării incendiilor etc. Consecinţe tragice pot avea perioadele caniculare şi pe cale indirectă, de exemplu în sensul creşterii numărului cazurilor de înec care se înregistrează în timpul unor astfel de situaţii, foarte stimulative pentru practicarea scăldatului.

La scara Europei, cele mai afectate de valurile de căldură sunt regiunile sudice ale continentului, unde perioadele caniculare pot depăşi destul de frecvent durata de 14 zile. Un exemplu relativ recent aparţine verii anului 1998, când bazinul Mării Mediterane (Spania, Franţa, Italia, Grecia, Turcia, Cipru etc.) a fost dominat mai multe săptămâni de aerul continental tropical, advectat prin intermediul unei dorsale anticiclonice calde de origine africană, în condiţiile în care curentul fulger subtropical era deplasat mult înspre nord. Temperatura a depăşit frecvent 40° C, cea mai ridicată valoare atingând 46,6° C, la Siracusa. Numărul total al victimelor căldurii s-a ridicat la câteva zeci, la care se adaugă mari pagube materiale (compromiterea recoltelor) şi de mediu (incendii naturale declanşate pe fondul temperaturilor foarte ridicate şi al uscăciunii excesive). Totuşi, această situaţie a avut şi un aspect favorabil, în sensul că a determinat înregistrarea unor valori record în ceea ce priveşte numărul turiştilor, care au luat cu asalt staţiunile de pe ţărmurile Mării Mediterane.

Ca şi în alte zone cu climat temperat, şi în România perioadele cu vreme excesiv sau deosebit de călduroasă sunt caracteristice verii, când temperaturile medii zilnice depăşesc cu 5° C media multianuală sau când temperaturile maxime ating 35° C. Astfel, din cele 30 de faze de încălziri masive din intervalul 1895-1994, cele mai multe s-au produs în luna august (54,9%),

48

Page 49: Riscuri Climatice Extreme

urmată de luna iulie (40,9%), celelalte luni având procentaje mult mai mici (septembrie 2,8% şi iunie 1,4%). Încălzirile masive sunt caracteristice în primul rând regiunilor din sudul, sud-estul şi estul ţării, urmate, la mare distanţă, de regiunile din vest şi nord-vest, respectiv de culoarele de vale din zonele montane (Bogdan, Niculescu, 1998). Într-o astfel de fază s-a înregistrat şi maxima termică absolută din România: 44,5° C, în data de 10 august 1951, la Râmnicelu, judeţul Brăila. Este de menţionat şi faptul că, pe fondul încălzirii remarcabile care a caracterizat ultimul deceniu al secolului 20, la multe staţii meteorologice din România (dar şi din alte ţări) s-au înregistrat temperaturi care, în prezent, reprezintă maximele absolute pentru staţiile respective. Ca exemplu, menţionăm doar cazul Staţiei meteorologice de la Cluj, unde cea mai mare valoare a temperaturii aerului din istoricul măsurătorilor, de 37,0° C, s-a înregistrat la data de 11 august 1994.

Ca fenomene climatice de risc, valurile de căldură pot fi caracterizate şi prin valori mai puţin ridicate ale temperaturii aerului, atunci când ele se produc în alte anotimpuri decât cel de vară. Spre exemplu, astfel de situaţii pot apărea şi în timpul iernii, atunci când mediile zilnice depăşesc cu 5-8° C mediile multianuale, respectiv când maximele zilnice ating sau depăşesc 16-20° C. În condiţiile existenţei unui strat gros de zăpadă, aceste temperaturi ridicate pot genera mari probleme din cauza topirii bruşte a zăpezii şi a dezgheţului de pe cursurile de apă. Fenomenele sunt şi mai accentuate dacă încălzirea este asociată cu precipitaţii lichide. Un exemplu deosebit de semnificativ îl reprezintă inundaţiile din România din perioada 24 decembrie 1995 - 6 ianuarie 1996, considerate, ca intensitate şi ca arie, cele mai mari inundaţii de iarnă din istoria observaţiilor organizate realizate în ţara noastră. Inundaţiile menţionate au afectat 29 de judeţe, în primul rând pe cele din regiunile intracarpatice, au cauzat decesul a 5 persoane şi pagube enorme, estimate la aproape 80.000.000 $ (au fost inundate 99.486 ha, respectiv au fost afectate peste 7.000 de gospodării, 596 km de căi rutiere şi feroviare, 413 poduri şi podeţe, 112,5 km de linii electrice, 48,5 km de linii telefonice, 51 de lucrări hidrotehnice). De asemenea, valurile de căldură care se înregistrează la începutul primăverii pot determina declanşarea prematură a ciclului vegetativ, ceea ce reprezintă un pericol potenţial în cazul unor eventuale răciri ulterioare.

5.5. Valurile de frigReprezintă fenomene climatice de risc caracteristice zonelor subtropicale şi temperate. Ele

sunt determinate de advecţii de mase de aer foarte rece, arctic sau continental polar. În cazul Europei, câmpul baric la nivelul suprafeţei terestre indică cel mai adesea prezenţa unei dorsale a Anticiclonului Scandinav (mai rar a celui Groenlandez) sau a Anticiclonului Est European. Şcoala meteorologică norvegiană (Bjerknes, Solberg) sublinia încă din anii 1920 că evoluţia unei familii de cicloni de-a lungul Frontului Polar se încheie cu un anticiclon de invazie, care determină răciri foarte pronunţate. Mai recent, M. Leroux (1993) a dezvoltat teoria Anticidonilor Mobili Polari (AMP), în contextul explicării mecanismelor schimburilor meridionale de mase de aer şi de energie, respectiv al explicării repartiţiei zonale a presiunii medii.

Anticiclonii Mobili Polari (Mobil Polar Highs - MPHs) reprezintă lentile de aer rece, foarte dens, de grosime relativ mică (1,5 km), dar cu mare extindere pe orizontală (2-3000 km), formate prin răcirea la bază şi comprimarea aerului deasupra regiunilor polare.

Direcţia generală de deplasare a lor este V-E, ea primind o componentă meridională, către zonele tropicale, trecând astfel peste latitudinile temperate, unde au o mare importantă pentru variaţiile vremii.

Astfel de răciri se pot produce în cazul unei circulaţii nordice, ultrapolare (de NE) sau tipice de NE (Atlas RSR, 1972-1979). Lipsa obstacolelor orografice majore în partea de nord şi nord-est a Europei, la fel ca şi în nordul Americii de Nord, favorizează aceste advecţii de aer foarte rece. Intr-o primă fază, advecţia rece poate fi asociată cu fenomenul de viscol. Apoi se instalează un regim anticiclonic persistent, răcirea fiind accentuată de inversiunile de temperatură şi de prezenţa stratului de zăpadă. De reţinut este şi faptul că răciri radiative destul de intense se pot produce şi în condiţiile în care câmpul anticiclonic este asociat dorsalei Anticiclonului Azoric, extinsă mult peste continentul european.

Valurile de frig se produc cel mai frecvent în timpul iernii. În România, cele mai intense

49

Page 50: Riscuri Climatice Extreme

sunt considerate răcirile în care temperaturile minime zilnice ating sau coboară sub -30° C. Deoarece aceste valori reprezintă, de multe ori, minime absolute pentru mai multe staţii meteorologice, ele au mai fost denumite singularităţi termice negative, care se produc în cadrul unor răciri masive ale vremii (Bogdan, Niculescu, 1999). Conform metodologiei de lucru a INMH Bucureşti, dacă în lunile de iarnă temperaturile medii zilnice sunt mai scăzute cu mai mult de 8° C faţă de mediile multianuale sau dacă în cea mai mare parte a ţării se înregistrează minime mai coborâte de -20° C, se vorbeşte despre o vreme geroasă.

Advecţiile de mase de aer rece până în spaţiul geografic românesc sunt favorizate de configuraţia de ansamblu a regiunilor situate la NV, N, NE şi E de ţara noastră. Astfel, de la limita nordică şi cea estică a Europei, cu excepţia Munţilor Scandinavici (2481 m), respectiv a Munţilor Urai (1894 m), altitudinile maxime nu depăşesc decât rareori 800 m, predominând net valorile sub 400 m, ce caracterizează zonele de câmpie şi de podiş specifice nordului, nord-estului şi estului continentului european. În aceste condiţii, se explică faptul că, în ciuda poziţiei României într-o zonă străbătută de paralela de 45° lat. N, nu sunt foarte rare cazurile în care minima termică zilnică cea mai scăzută din Europa se poate înregistra la o staţie meteorologică de pe teritoriul ţării noastre (Moldovan şi colab., 2000a). Astfel de situaţii au fost întâlnite şi în iarna 1999-2000.

Cele mai afectate de răcirile masive sunt regiunile extracarpatice, în primul rând jumătatea estică a Câmpiei Române şi Podişul Moldovei, fapt ce subliniază rolul de baraj orografic al Carpaţilor Orientali şi Meridionali. Frecvenţa răcirilor masive în intervalul 1895-1994 arată că 47,3% dintre acestea s-au produs în E, SE şi S ţării, în timp ce regiunilor din V, NV şi centrul României le-a revenit o pondere de numai 28,6% (Bogdan, Niculescu, 1999). Aceleaşi autoare subliniază faptul că, în intervalul de timp menţionat, s-au produs 41 de faze cu răciri masive (temperatura minimă absolută înregistrată la staţii meteorologice a fost < -30,0° C), repartizate în 23 de ani. Cele mai multe răciri masive s-au produs în lunile ianuarie (1963, 1954, 1985, 1938, 1940, 1942, 1943) şi februarie (1929, 1954).

Riscurile asociate valurilor de frig sunt numeroase. Cel mai afectat este organismul uman, deşi acesta dispune de un anumit potenţial de adaptare la temperaturi scăzute (comportamentul a frigore). În aceste situaţii, se intensifică procesul de termogeneză prin contracţii musculare, atât voluntare (prin efectuarea unor exerciţii fizice), cât şi involuntare (frisoane), respectiv se amplifică izolarea termică a organismului prin modificări în circulaţia sângelui (vasoconstricţie periferică, reducerea conductivităţii termice a ţesuturilor). Dacă aceste mecanisme nu funcţionează sau funcţionează într-o măsură insuficientă apar degeraturi, se instalează starea de hipotermie şi, în cazul cel mai grav, se produce decesul (Ionac, 1998). De asemenea, perioadele cu temperaturi scăzute afectează aparatul respirator şi aparatul cardiovascular. Totuşi, majoritatea victimelor provin din categoria persoanelor fără adăpost, moartea survenind mai ales prin îngheţ, îndeosebi pe fondul stării de ebrietate indusă de consumul de alcool.

De asemenea, un număr considerabil de decese se datorează intoxicaţiilor cu monoxid de carbon sau incendiilor, produse ca urmare a funcţionării sau utilizării necorespunzătoare a instalaţiilor de încălzit. Temperaturile foarte scăzute perturbă şi activitatea economico-socială, prin îngreunarea transporturilor (mari dificultăţi la pornirea autovehicolelor, îngheţul carosabilului, contracţia şinelor de cale ferată), prin scăderea presiunii în reţeaua de alimentare cu gaze naturale etc.

În multe ţări cu climat temperat continental, ultimii ani au fost marcaţi aproape în fiecare iarnă de frecvente valuri de frig. În Europa, una dintre cele mai grele ierni a fost iarna 2002-2003, caracterizată atât prin temperaturi foarte scăzute, cât şi prin căderi importante de zăpadă.

În Rusia spre exemplu, unde este considerată cea mai grea iarnă din ultimii 15 ani, la începutul lunii ianuarie 2003 temperaturile au scăzut până la -48° C la nord de Sankt Petersburg şi până aproape de -40° C la Moscova. În astfel de condiţii, în capitala Rusiei s-au înregistrat, numai până la mijlocul lunii ianuarie 2003, peste 300 de victime din cauza frigului. Tot în prima decadă din ianuarie 2003, în Polonia (unde au fost peste 200 de victime) şi în Lituania s-au înregistrat -36,5° C, în Germania -31° C, în Scoţia -16° C, temperaturi foarte coborâte consemnându-se şi în Slovacia, Ungaria, Finlanda, Ucraina etc. Climatologii au apreciat că în zona Mării Baltice s-a

50

Page 51: Riscuri Climatice Extreme

înregistrat cea mai grea iarnă de după 1947, grosimea gheţii în Golful Botnic şi în Golful Finic atingând 70-80 cm.

Ca o observaţie referitoare la spaţiul central şi est european, este de remarcat creşterea frecvenţei valurilor de frig în luna decembrie, îndeosebi în ultima decadă a lunii, aşa cum s-a întâmplat în anii 1996, 1997, 1998, 1999, 2001, 2002. În acest context, se poate aminti şi faptul că în România, în luna decembrie 2002 s-au produs trei valuri de frig, cu minima termică cea mai coborâtă, de -34,4° C, înregistrată în 26 decembrie, la Întorsura Buzăului.

Inversiunile de temperaturăîn strânsă legătură cu valurile de frig se află şi situaţiile cu inversiuni de temperatură, care

accentuează răcirile din vecinătatea suprafeţei terestre. Riscul asociat inversiunilor termice se datorează valorilor mari ale frecvenţei, duratei şi, cu deosebire, ale intensităţii acestora. Inversiunile cele mai intense sunt cele de origine mixtă, advectiv-radiativă, care pot determina scăderi foarte accentuate ale temperaturii aerului, uneori şi sub -30° C. În spaţiile depresionare, răcirea este accentuată de scurgerea gravitaţională a aerului rece de pe versanţi, durata şi intensitatea inversiunii fiind sporite de prezenţa stratului de zăpadă şi de reducerea radiaţiei solare din cauza ecranării orizontului de către versanţii care delimitează aria depresionară (Bogdan, Niculescu, 1999).

Stabilirea intensităţii inversiunii (sau a saltului termic, respectiv a diferenţei de temperatură dintre baza şi vârful stratului de inversiune), cât şi a grosimii acesteia se pot face cu ajutorul datelor oferite de sondajele aerologice.

În lipsa radio-sondajelor, se poate recurge la diferenţa de temperatură existentă între măsurătorile efectuate la staţii meteorologice cât mai apropiate, dar situate la altitudini diferite, fiind necesare cel puţin două asemenea staţii, una amplasată într-o treaptă de relief mai joasă şi una la munte.

În funcţie de valoarea saltului termic, inversiunile pot fi clasificate în: inversiuni slabe (saltul termic între 0,1 şi 3,0° C), de intensitate medie (între 3,1 şi 5,0° C), de intensitate mare (între 5,1 şi 10,0° C) şi de intensitate foarte mare (> 10,0° C). Determinarea intensităţii inversiunilor se poate face ţinând cont de temperaturile medii, minime sau maxime (orare şi zilnice), cele mai mari intensităţi fiind cele care rezultă din diferenţele dintre temperaturile minime.

Condiţiile aerosinoptice tipice pentru apariţia în România a inversiunilor de temperatură advective se caracterizează prin prezenţa unui câmp anticiclonic la nord de teritoriul ţării noastre. Aerul rece poate pătrunde spre sud pe două traiectorii, sub forma a doi lobi pericarpatici (N. Ion-Bordei, 1988): unul de-a lungul flancului exterior al Carpaţilor Păduroşi şi al Carpaţilor Orientali, celălalt, puţin întârziat în timp, peste zona montană mai joasă dintre Beskizii Vestici şi cei Estici (pasul Dukla, 502 m), în Depresiunea Panonică şi apoi pe la vest de Carpaţii Occidentali. Ulterior, masele de aer rece ajung şi în sudul ţării, precum şi în Depresiunea Transilvaniei. În această din urmă zonă aerul rece pătrunde dinspre est, după ce, în urma acumulărilor de masă, reuşeşte să depăşească obstacolul mai înalt reprezentat de Carpaţii Orientali, respectiv dinspre vest şi nord-vest, mai ales prin Poarta Someşului.

În situaţiile cu inversiuni de temperatură, spaţiile depresionare reprezintă areale cu acumulare de aer foarte rece sau “lacuri de frig”, morfologia teritoriului României şi a regiunilor învecinate oferind condiţii optime de generare a inversiunilor de temperatură. În funcţie de evoluţia condiţiilor aerosinoptice, inversiunile pot să se dezvolte la o scară spaţială mai extinsă, cum este Depresiunea Dunării Inferioare, delimitată spre nord de Carpaţii Meridionali şi spre sud de Munţii Balcani (Drăghici, 1988) sau cel al Depresiunii Transilvaniei, încadrată de Carpaţii Orientali, Carpaţii Meridionali şi Munţii Apuseni. Nu sunt excluse nici situaţiile în care o inversiune de temperatură poate să afecteze întreg teritoriul României, cu excepţia regiunilor montane mai înalte, care primesc aspectul unor “insule” cu cer senin şi temperatură mai ridicată, rămase deasupra stratului de aer mult mai rece şi cu ceaţă prezent în treptele mai joase de relief (inversiune generalizată).

Cele mai frecvente şi mai intense sunt inversiunile de temperatură care apar în depresiunile intramontane din vestul Carpaţilor Orientali - cu deosebire în Depresiunea Ciuc şi în Depresiunea

51

Page 52: Riscuri Climatice Extreme

Giurgeu. Cele două depresiuni sunt bine închise înspre vest de culmile Munţilor Harghita şi Gurghiu, iar pătrunderea aerului rece dinspre Moldova se face peste pasul Ghimeş-Făget (1170 m) pentru Depresiunea Ciuc, respectiv de-a lungul văii Bistriţei, văii Bicazului, peste pasul Bicaz (1256 m) şi pe valea Belcina pentru Depresiunea Giurgeu (Bâzâc, 1983). Datele climatice indică faptul că spaţiile depresionare carpatice se află sub stratul de inversiune între 60 şi 80 de zile pe an, interval în care prezenţa inversiunilor poate primi şi caracter de risc atunci când intensitatea lor este mare (Bogdan, Niculescu, 1999). Inversiunile din spaţiul montan pot fi totale, în care caz cuprind întregul strat de aer situat între poalele munţilor şi platourile alpine, respectiv parţiale, când se formează numai în zonele joase (inferioare) sau numai în cele înalte (superioare) ale reliefului muntos (Bâzâc, 1983).

Deşi pot să apară în orice anotimp, inversiunile sunt caracteristice în primul rând iernii, îndeosebi lunilor ianuarie şi decembrie, când, în condiţii de regim anticiclonic, se produc cele mai multe, mai intense şi mai de durată inversiuni. Spre exemplu, în timpul inversiunii din perioada 22-29 ianuarie 1992, conform minimelor termice zilnice, cea mai mare creştere a temperaturii cu înălţimea, de 2,83° C/100 m, a fost înregistrată în dimineaţa zilei de 23 ianuarie, între staţiile meteorologice Joseni (750 m, -24° C) şi Bucin (1280 m, -9° C). În cursul aceluiaşi interval, la scara întregii ţări, cea mai joasă temperatură minimă a fost de -26° C, înregistrată la Miercurea Ciuc, în dimineaţa zilei de 25 ianuarie, minima termică cea mai ridicată a zilei respective fiind de 0° C, la Băişoara şi la Vlădeasa, în Munţii Apuseni.

Perioada menţionată a reprezentat, totodată, un exemplu tipic de influenţă a Carpaţilor asupra aspectului diferenţiat al vremii pe teritoriul României, atât în ceea ce privesc deosebirile dintre regiunile intra- şi cele extracarpatice, cât şi în cadrul zonei montane propriu-zise, atunci când se au în vedere ariile depresionare şi culmile munţilor (Moldovan, Pavai, 1992).

Riscurile asociate inversiunilor termice sunt reprezentate, în principal, de atingerea unor temperaturi foarte scăzute, respectiv de apariţia cetii persistente. Astfel, cele mai scăzute valori de temperatură din România s-au înregistrat în depresiunile intramontane din vestul Carpaţilor Orientali: -38,5° C (minima termică absolută pentru ţară), înregistrată la Bod, în Depresiunea Braşov, la data de 25 ianuarie 1942; -38,4° C, la Miercurea Ciuc, în Depresiunea Ciuc, la 14 ianuarie 1985; -38,0° C, la Joseni, în Depresiunea Giurgeu, la 18 ianuarie 1963. Într-un studiu referitor la iarna 1999-2000 se arată că, din cele 91 de zile ale iernii respective, în 61 minima termică din România s-a înregistrat la o staţie meteorologică situată într-o depresiune din Carpaţii Orientali, dintre care în 26 de zile la Miercurea Ciuc şi în 23 de zile la Joseni. Restul de 30 de zile au revenit altor regiuni ale ţării (Moldovan şi colab., 2000 a).

Sub raportul gradului de vulnerabilitate faţă de inversiunile termice, determinat pe baza temperaturii medii a lunii celei mai reci şi a temperaturii minime absolute (Bogdan, Niculescu, 1999), o vulnerabilitate foarte mică prezintă litoralul Mării Negre, Delta şi lunca Dunării, în timp ce Câmpia Română şi Podişul Moldovei au o vulnerabilitatea mare. m zonele montane, cu vulnerabilitate combinată, gradul de vulnerabilitate faţă de inversiunile de temperatură este foarte mare în vatra depresiunilor, pe când versanţii şi crestele care delimitează depresiunile au o vulnerabilitate mai redusă.

5.6. CeaţaPlecând de la definiţia generală a cetii - produs de condensare a vaporilor de apă în straturile

inferioare ale atmosferei, care reduce vizibilitatea orizontală sub 1 km -, ceaţa persistentă afectează mai ales activitatea de pe aeroporturi, care pot fi închise traficului zile în şir din cauza scăderii vizibilităţii sub limitele specifice admise. În Depresiunea Transilvaniei spre exemplu, cele trei aeroporturi civile, de la Cluj-Someşeni, Târgu Mureş-Vidrasău şi Sibiu-Turnişor, precum şi aerodromul militar de la Câmpia Turzii-Luna sunt amplasate în zone care favorizează o frecventă apariţie a cetii: culoarul Someşului Mic, culoarul Mureşului, Depresiunea Sibiului, respectiv culoarul Arieşului inferior. Datele climatice indică un număr mediu anual de zile cu ceaţa de 49,2 la Cluj, de 49,1 la Târgu Mureş şi de 50,8 la Sibiu. Frecvenţa mare a cetii în unele zone aeroportuare este influenţată şi de factorul antropic. Astfel, în apropierea aeroportului de la Cluj-Someşeni, la

52

Page 53: Riscuri Climatice Extreme

circa 7 km spre SE, se află situată rampa de depozitare a deşeurilor menajere de la Pata-Rât, fumul rezultat în urma arderii acestor deşeuri ajungând foarte uşor în perimetrul aeroportului, mai ales în situaţii de regim anticiclonic, când circulaţia aerului în apropierea suprafeţei terestre se face predominant din sector estic. De asemenea, foarte aproape de aeroport, în direcţia VNV, este amplasată principala zonă industrială poluatoare a oraşului Cluj. În cazul aeroportului de la Târgu Mureş-Vidrasău se resimte influenţa emisiilor de la combinatul chimic Azomureş, situat la doar 12 km spre ENE de aeroport.

Ceaţa persistentă perturbă serios şi transporturile rutiere, având în vedere faptul că sectoare extinse ale celor mai importante şosele urmează cursuri de văi sau străbat zone depresionare favorabile apariţiei cetii persistente (de exemplu, E 60, E 68, E 81, E 576, ca să nu amintim decât arterele rutiere de rang european întâlnite în Depresiunea Transilvaniei). Deosebit de periculoasă este apariţia cetii pe anumite sectoare de autostradă unde se întrunesc condiţii favorabile de geneză a fenomenului. Ca urmare, din cauza reducerii vizibilităţii şi pe fondul vitezelor mari de circulaţie, într-un trafic foarte intens se pot produce ciocniri în lanţ, care, de obicei, se soldează cu victime şi mari pagube materiale.

Prin reducerea vizibilităţii, ceaţa creează probleme şi transporturilor navale. Ceţurile advective de litoral sunt cauzate, iarna, de deplasarea aerului maritim mai cald spre interiorul uscatului puternic răcit. În timpul verii ele pot să apară şi ca urmare a pătrunderii aerului mai cald de pe uscat peste suprafaţa mai rece a mării. Ceţuri advective maritime foarte caracteristice se formează în regiunile de întâlnire a curenţilor oceanici calzi cu cei reci. Ele apar în tot cursul anului, dar sunt mai frecvente primăvara şi la începutul verii, când contrastul termic dintre curenţii oceanici calzi şi masele de aer rece care se deplasează deasupra lor este mai pronunţat (Pop, 1988).

Trebuie menţionat şi faptul că, în condiţii de inversiune termică asociată cu ceaţă persistentă, organismul uman se confruntă cu o stare de disconfort sau, mai mult decât atât, pot să apară îmbolnăviri datorită temperaturilor foarte scăzute şi umezelii ridicate a aerului.

În acelaşi context, se impun câteva precizări legate de ceaţa urbană. Formarea ei este favorizată de concentraţia crescută în perimetrul oraşului a nucleelor de condensare, cu accentuate proprietăţi higroscopice, provenite mai ales în urma arderii incomplete a combustibililor (industriali, casnici, auto), precum şi a emisiilor de la diferite unităţi economice. Totodată, aceste nuclee de condensare au o capacitate radiativă mai ridicată, ceea ce favorizează răcirea lor mai intensă în cursul nopţii, prin emisie de radiaţie infraroşie. Astfel, condensarea este accelerată, chiar dacă temperatura aerului este situată deasupra temperaturii punctului de rouă, iar umezeala relativă a aerului este sensibil mai mică de 100%. Practic, de multe ori este greu de făcut o distincţie netă între fenomenul de ceaţă, rezultat din aglomerarea picăturilor foarte fine de apă sau a microcristalelor de gheaţă, şi cel de pâclă, în care reducerea vizibilităţii se datorează acumulării impurităţilor solide, acumulare care, la rândul ei, stimulează condensarea.

Amestecul cetii cu fumul generează binecunoscutul smog, termen rezultat prin combinarea cuvintele englezeşti smoke (fum) şi fog (ceaţă). Principalii poluanţi ai aerului atmosferic - compuşii oxigenaţi ai sulfului, hidrocarburile şi oxizii de azot -, în amestec cu aerul şi în prezenţa radiaţiei solare, formează smogul fotochimic sau smogul oxidant, cel mai nociv poluant din aer. Riscul asociat cetii urbane, respectiv smogului, este considerabil. Deşi astăzi la Londra situaţia e mult schimbată în bine, a rămas în literatura de specialitate tristul exemplu al smogului din intervalul 4-9 decembrie 1952, care a determinat peste 4.000 de decese şi o creştere de circa patru ori faţă de medie a numărului persoanelor care au prezentat afecţiuni ale aparatului respirator şi cardiovascular. În prezent, foarte multe metropole ale lumii sunt afectate de ceaţă urbană şi de smog, autorităţile locale fiind obligate, uneori, să recurgă la măsuri extreme. Aşa se întâmplă, de exemplu, la Atena, unde în plin sezon turistic se poate interzice circulaţia autovehiculelor în zona centrală a oraşului. Mari probleme există şi la Los Angeles (după mai multe surse, cel mai poluat oraş al planetei), Mexico City, Tokyo (aici purtarea măştilor de protecţie de către poliţiştii care dirijează circulaţia a devenit un lucru firesc), Paris, Roma, lista putând continua cu încă foarte multe nume de oraşe.

53

Page 54: Riscuri Climatice Extreme

5.7. Incendiile naturaleIncendiile naturale nu reprezintă fenomene climatice de risc propriu-zise, dar sunt foarte

strâns legate de condiţiile climatice, atât în privinţa factorilor pregătitori, cât şi pentru cei declanşatori. Incendiile naturale pot să apară în orice tip de climat caracterizat prin existenţa sau prin posibilitatea apariţiei unui interval de timp secetos suficient de îndelungat, la care se adaugă, de obicei, temperaturile ridicate, care accentuează deficitul de umiditate. Totuşi, cele mai frecvente incendii naturale se întâlnesc în climatul subtropical, unde perioada secetoasă se suprapune verii foarte călduroase. În funcţie de zona de apariţie, focul poate afecta învelişul vegetal, stratul de humus de la suprafaţa solului, turbăriile sau diferitele culturi agricole, în special cerealele păioase, uscate înainte de recoltare (Bryant, 1991). De asemenea, în urma incendiilor are mult de suferit şi fauna, atât în timpul manifestării fenomenului, cât şi ulterior, prin distrugerea resurselor de hrană şi apă, respectiv a adăposturilor animalelor. Nu de puţine ori sunt ameninţate şi aşezările omeneşti situate în apropierea arealelor incendiate.

Incendiile naturale pot afecta diferite tipuri de asociaţii vegetale. Pădurile ecuatoriale, datorită condiţiilor climatice specifice în care se dezvoltă, în primul rând din cauza umezelii foarte ridicate existente în tot cursul anului, prezintă un potenţial mic de producere a acestor fenomene. Totuşi au existat şi excepţii, un exemplu în acest sens fiind reprezentat de incendiile produse în Indonezia în 1997, ca urmare a secetei foarte pronunţate, asociată celui mai intens fenomen ENSO produs în secolul 20, cel din 1997-1998. Aceste incendii, declanşate iniţial în luna mai şi reizbucnite în a treia decadă a lunii octombrie 1997, au determinat, din cauza fumului, reducerea la extrem a vizibilităţii, urmată de închiderea mai multor aeroporturi din zonă şi de producerea unor accidente navale, soldate cu victime. De asemenea, lipsa hranei şi a apei a provocat aproximativ 500 de decese în Indonezia şi 400 de victime în Papua-Noua Guinee.

Savanele, specifice climatului subecuatorial, au un potenţial ridicat de aprindere a ierburilor înalte şi a arbuştilor în timpul sezonului uscat, fenomenul fiind accentuat de tendinţa de deşertificare constatată în mai multe regiuni unde există o astfel de vegetaţie.

Tufişurile de tip mediteranean (denumite maquis şi garigue în Franţa, macchia în Italia, phrygana în Grecia, matarral în Chile, scrub în Australia), caracteristice climatului subtropical, au, de asemenea, un foarte mare potenţial de declanşare a incendiilor naturale. O situaţie mai deosebită se întâlneşte în cazul eucaliptului, originar din Australia, dar aclimatizat în multe alte regiuni de pe Glob (S Californiei, N Africii, Orientul Mijlociu, India), frunzele acestui arbore favorizând întreţinerea focului datorită conţinutului ridicat de ulei.

Pădurile de foioase din zona temperată au un potenţial relativ redus de aprindere, dar incendiile pot să apară toamna, după căderea frunzelor şi în condiţiile unei secete prelungite.

Pădurile de conifere prezintă un potenţial ridicat de declanşare a incendiilor, care sunt favorizate de acele uscate şi de răşina conţinută de aceşti arbori, pagubele fiind amplificate de timpul îndelungat necesar regenerării ariilor incendiate.

În sfârşit, este de amintit şi faptul că, în condiţiile unor secete prelungite, incendiile pot afecta şi turbăriile din zonele subarctice (Bryant, 1991).

Există mai mulţi factori care condiţionează declanşarea şi evoluţia unui incendiu. În primul rând, trebuie menţionate condiţiile meteo-climatice. Astfel, secetele prelungite reprezintă un factor pregătitor foarte important, după cum temperaturile ridicate contribuie la accentuarea stării de uscăciune. Descărcările electrice sunt, de cele mai multe ori, factorul declanşator al unui incendiu natural, iar vântul intens are un rol major în propagarea şi intensificarea focului, viteza de înaintare a acestuia aflându-se în raport direct cu viteza vântului. Spre exemplu, dacă la o viteză a vântului de 10 km/h viteza de înaintare a focului este de 0,5 km/h, la un vânt de 20 km/h focul înaintează cu 0,75 km/h, iar la o viteză a vântului de 40 km/h frontul de foc se propagă cu 1,75 km/h (id.ibid.). În cazul în care vântul răspândeşte bucăţi aprinse printre ramurile copacilor, viteza de înaintare a focului poate să atingă chiar şi 20 km/h. De asemenea, este de reţinut potenţialul deosebit de ridicat pentru declanşarea unor incendii pe care îl au vânturile catabatice calde, de tipul Foehnului (de exemplu, vântul Santa Ana, din California). Uneori, în situaţii de vânt puternic se pot produce scurtcircuite între conductorii electrici aerieni, care pot provoca şi ele apariţia unor incendii. În

54

Page 55: Riscuri Climatice Extreme

sfârşit, trebuie menţionat că incendiile sunt influenţate şi de gradul de instabilitate a aerului, un aer instabil impulsionând dezvoltarea vârtejurilor ascendente de foc şi fum.

În al doilea rând, incendiile naturale depind de proprietăţile combustibile ale masei vegetale. Acestea, la rândul lor, diferă în funcţie de tipul de vegetaţie, de densitatea plantelor, de dezvoltarea lor pe verticală şi pe orizontală, de umiditatea frunzelor (vii şi moarte), a ramurilor şi a tulpinilor. Propagarea focului se realizează sub mai multe forme: frontul (peretele) de foc, generat de materiale uscate şi de dimensiuni mai mici (ierburi, tufişuri, crengi rupte mai subţiri); punctele de foc, create de scânteile duse de vânt la distanţă, care pot crea noi fronturi; tăciunii rămaşi după trecerea frontului, care pot să aprindă trunchiurile şi ramurile mai groase ale coronamentului.

În al treilea rând, un rol important în propagarea unui incendiu natural revine caracteristicilor reliefului. Astfel, focul se extinde mai rapid pe pante, deoarece căldura degajată usucă vegetaţia din părţile superioare ale versanţilor, după cum şi viteza vântului creşte pe măsura creşterii altitudinii.

Erupţiile vulcanice pot provoca uşor incendierea vegetaţiei, după cum şi cutremurele de pământ, prin scurt-circuitele pe care le generează între firele electrice sau prin deteriorarea conductelor de gaze naturale, se pot afla şi ele la originea unor incendii.

În sfârşit, apariţia incendiilor poate fi determinată şi de acţiunile omului. În mod involuntar, prin neglijenţă, omul contribuie la declanşarea incendiilor prin mai multe tipuri de acţiuni: focuri lăsate nestinse şi nesupravegheate, joaca celor mici cu chibriturile şi cu focul, resturi de ţigarete aruncate la întâmplare, scânteile provenite de la locomotivele cu aburi care străbat zone cu potenţial ridicat de aprindere, activităţi industriale în zonele împădurite (exploatarea şi prelucrarea primară a lemnului) etc. La acestea se adaugă incendiile provocate de persoane labile psihic (piromanii), precum şi incendiile care au la origine o mână criminală.

Mari incendii naturale produse pe Glob. Istoria, mai veche sau mai recentă, oferă numeroase exemple de incendii de mari proporţii, care s-au produs în diferite zone ale lumii. Astfel, este cunoscut marele incendiu care a afectat peste 1.000.000 km2 din Siberia, într-un areal extins de la Munţii Urali până în Asia Centrală, în lunile iulie-august 1915. Apărute pe fondul unei secete prelungite, incendiile au determinat o scădere a temperaturilor medii ale lunilor respective cu 10° C, din cauza fumului dens, care a oprit o parte considerabilă a radiaţiei solare directe.

În SUA sunt cunoscute, printre altele, incendiul din octombrie 1871 din zona Marilor Lacuri, care a afectat 1.700.000 ha şi a cauzat decesul a 2.000 de persoane sau, mai recent, cel din toamna anului 1998, care a provocat imense pagube în Parcul Naţional Yellowstone. În Canada, circa 4.800.000 ha de pădure şi de prerie, din zona situată între Munţii Stâncoşi şi Lacul Superior, au fost cuprinse de flăcări în a doua jumătate a anului 1980.

În Australia, ziua de 16 februarie 1983 a rămas în istorie ca “miercurea cenuşii”. În acea zi, în statele Victoria şi South Australia au fost afectate de incendii peste 500.000 ha, au fost distruşi aproximativ 300.000 km de garduri, peste 20 de aşezări au dispărut definitiv de pe hartă, au pierit în incendii circa 300.000 de oi şi 18.000 de vite, 3.500 de oameni au fost răniţi şi 76 de persoane şi-au pierdut viaţa. Incendiile extraordinare din februarie 1983 s-au declanşat pe fondul unei secete foarte accentuate, generată de fenomenul ENSO din 1982-1983, considerat, ca intensitate, al doilea din secolul 20. O altă zi nefastă pentru populaţia Australiei a fost cea de 7 ianuarie 1994, cunoscută sub numele de “vinerea neagră”. Pagubele produse în urma incendiilor din ianuarie 1994 în statul New South Wales, mai ales în vecinătatea oraşului Sydney, au fost evaluate la circa 200.000.000 lire. Focul, care a înaintat cu o viteză de până la 60 km/h şi a avut o înălţime de până la 90 m, a distrus vegetaţia şi fauna de pe 100.000 ha şi a cauzat moartea a 4 persoane. Tot în Australia pot fi menţionate şi incendiile devastatoare din ianuarie 2003, din acelaşi stat New South Wales, când oraşele Sydney şi Canberra au fost la un pas de un adevărat dezastru, pagubele produse fiind imense.

În America de Sud, după două luni de secetă neîntreruptă, peste 500.000 ha din nordul Braziliei au fost afectate de incendii devastatoare în februarie-martie 1998.

În Europa, condiţiile cele mai favorabile apariţiei incendiilor naturale se întâlnesc în zonele cu climat mediteranean (Spania, sudul Franţei, sudul şi centrul Italiei, ţările din sudul Peninsulei

55

Page 56: Riscuri Climatice Extreme

Balcanice), în ultima perioadă aici semnalându-se astfel de fenomene aproape în fiecare vară.În România, ziua de 7 martie 2002 a fost supranumită, după cum s-a mai menţionat, “ziua

vântului şi a focului”. Circulaţia foarte intensă din sector vestic, care a afectat vestul, centrul şi estul Europei, a favorizat apariţia şi extinderea incendiilor, al căror număr a atins cifra de 332! Din totalul acestora, 85% au avut drept cauză iniţială focul aprins lăsat nesupravegheat (pe câmp, în livezi, în gospodării etc.). Dintre incendii, 152 s-au produs în gospodăriile populaţiei, 121 au afectat vegetaţia uscată, 40 s-au produs la liziere de pădure şi 19 la diferiţi agenţi economici. Incendiile au afectat 38 de judeţe, singurele ferite de foc fiind judeţele Satu Mare, Maramureş, Sălaj şi Bistriţa-Năsăud. Cele mai multe incendii s-au înregistrat în judeţele Bacău (25), Dâmboviţa (25), Iaşi (24), Prahova (24), Neamţ (16), Vaslui (16), Vâlcea (14), Arad (13), Gorj (13), Galaţi (13) etc. În judeţul Vrancea a ars biserica din satul Văleni, comuna Străoane, ctitorie a lui Ştefan cel Mare, iar la Tauţ, în judeţul Arad, a ars complet un sat de vacanţă. Bilanţul zilei a consemnat două persoane decedate ca urmare a intoxicaţiei cu fum (în judeţele Iaşi şi Neamţ) şi imense pagube materiale cauzate, în afară de incendii, şi de vântul foarte puternic (inclusiv o victimă).

Combaterea incendiilor naturale presupune mai multe activităţi specifice. Ca măsură imediată, o dată semnalate, se impune împiedicarea extinderii (localizarea) incendiilor. Pentru aceasta, se pot realiza bariere antifoc din copaci doborâţi sau se aruncă din elicopter substanţe inflamabile care, prin intensificarea arderilor pe areale mai restrânse, împiedică extinderea focului spre alte zone. De asemenea, se pot provoca incendii înainte de sosirea frontului principal al focului, pentru a se diminua cantitatea de materiale care ar putea întreţine un incendiu mai mare.

O metodă foarte uzuală este împrăştierea de substanţe ignifuge, în primul rând apă, operaţiune care se poate face din elicoptere sau din hidroavioane (mai ales atunci când în apropierea zonei calamitate există o suprafaţă acvatică mai extinsă, care poate fi folosită ca sursă de alimentare cu apă), respectiv din maşini ale pompierilor, atunci când terenul permite accesul acestora.

Combaterea incendiilor presupune şi o supraveghere atentă a zonelor afectate. Pentru aceasta, foarte importante sunt observaţiile meteorologice asupra elementelor direct implicate în producerea şi întreţinerea incendiilor: temperatura, umezeala, presiunea, direcţia şi viteza vântului. Cu ajutorul unor hărţi la zi a zonelor afectate, care se întocmesc pe baza fotografiilor luate din avioane şi a imaginilor satelitare, se poate prognoza evoluţia viitoare a incendiului. În acest sens, rezultate spectaculoase s-au obţinut prin simularea pe calculator a acestei evoluţii, în programele de modelare introducându-se date referitoare la condiţiile fizico-geografice (topografie, hidrografic, grad de acoperire cu vegetaţie), precum şi date meteorologice (în special direcţia şi viteza vântului). Un astfel de program a fost realizat în Marea Britanic, el fiind aplicat cu succes în mai multe ţări (Portugalia, Italia, Grecia).

După stingerea incendiilor, se impune refacerea zonelor afectate. Aceasta presupune, în primul rând, curăţirea de resturile rămase în urma focului şi apoi reîmpădurirea terenurilor afectate de incendii. Studiile de biologie genetică efectuate în diferite ţări urmăresc, printre altele, şi obţinerea unor specii vegetale mai rezistente la foc, având rădăcini mai adânci şi o perioadă de regenerare mai scurtă.

56

Page 57: Riscuri Climatice Extreme

Curs 6. FENOMENE CLIMATICE DE RISC DE LUNGĂ ŞI FOARTE LUNGĂ DURATĂ

Fenomenele climatice de risc definite ca fiind de lungă durată se manifestă pe intervale de timp cum sunt luna, anotimpul, anul, perioada multianuală. În această categorie pot fi încadrate perioadele excedentare pluviometric şi opusul lor, perioadele deficitare sub aspectul precipitaţiilor.

Pentru aprecierea gradului de risc determinat de precipitaţiile abundente, respectiv de deficitul pluviometric, se pot avea în vedere mai multe metode, în funcţie de lungimea intervalului de timp analizat. Astfel, în cazul riscurilor de foarte scurtă sau scurtă durată, se pot studia cantităţile maxime căzute în 24 de ore, intensitatea precipitaţiilor (estimată pe baza criteriilor lui Hellman, Berg etc.), în funcţie de care se poate aprecia apoi şi torenţialitatea precipitaţiilor. Dacă avem în vedere perioade de timp mai îndelungate, se poate face apel la analiza tendinţelor de evoluţie sau la studierea abaterilor, pozitive şi negative, faţă de mediile de referinţă, considerate “normale climatice”. Pentru cuantificarea acestor parametri se pot folosi diferite criterii sau indici climatici.

Astfel, pe baza criteriului Hellman se pot face caracterizaţi pluviometrice ale unor intervale de timp standard (lună, anotimp, an) în funcţie de abaterea faţă de valorile medii multianuale, exprimată în procente, a cantităţilor de precipitaţii înregistrate în perioada studiată.

Literatura de specialitate cunoaşte un număr apreciabil de indici de ariditate, cum sunt: indicele lui Emm. de Maitonne (1923), al lui Emberger (1932) etc. Mai recent, în cadrul UNEP - United Nations Environmental Programme - a fost utilizat un indice care reprezintă raportul dintre cantitatea medie anuală de precipitaţii şi evapotranspiraţia potenţială medie anuală. În România, un colectiv de la INMH Bucureşti (Ana Popovici şi colab., 1995) a utilizat un indicele de ariditate având formula:

unde T este temperatura medie anuală (°C), iar P reprezintă precipitaţiile medii anuale (mm).

La cele de mai sus se pot adăuga indicii pentru aprecierea gradului de continentalism al climatului (Gorczynski - 1920, N.N.Ivanov - 1959, Grissolet şi colab. - 1962), indicii pentru aprecierea evapotranspiraţiei (Thornthwaite - 1948, Budîko-Lettan - 1948, Turc - 1961) etc.

O altă modalitate de relevare a riscului asociat deficitului de precipitaţii este folosirea Indicelui Palmer pentru Severitatea Secetei (Palmer Drought Severity Index -PSDI), care are valori cuprinse între < - 4 (pentru secetă extremă) şi > 4 (pentru umezeală extremă).

Mai recent apărut este indicele abaterii standardizate de precipitaţii (ASP), rezultat al raportului dintre abaterea normală şi deviaţia standard (AnaPopovici şi colaboratorii, 1995):

ASP = (xi-xmed)/,unde xi = valoarea termenului din şir; xmed = media şirului (normala); = deviaţia standard =

.În funcţie de valorile ASP, din punct de vedere pluviometric se pot defini mai multe

categorii de intervale:

ASP Caracterizarea pluviometrică a intervalului<-2,5 excepţional de secetos

-2,5..-2,0 excesiv de secetos-2,0..-1,5 foarte secetos-1,5..-1,0 secetos-1,0..-0,5 puţin secetos

-0,5.. 0,5 normal0,5..1,0 puţin ploios

1,0..1,5 ploios1,5..2,0 foarte ploios

57

Page 58: Riscuri Climatice Extreme

ASP Caracterizarea pluviometrică a intervalului2,0.. 2,5 excesiv de ploios

>2,5 excepţional de ploios

Caracterizarea pluviometrică a intervalelor de timp în funcţie de ASP

Situaţiile de risc prin deficit au fost considerate cele în care ASP a fost mai mic de -1,0, iar situaţiile de risc prin excedent cele în care ASP a fost mai mare de 1,0 (Moldovan şi colab., 2002).

Ca o metodă mai veche, dar nu lipsită de importanţă pentru identificarea şi caracterizarea perioadelor excedentare, respectiv deficitare pluviometric, menţionăm şi utilizarea diferitelor tipuri de climagrame (Walter-Lieth, Peguy), construite pe baza valorilor medii lunare ale temperaturii aerului şi cantităţilor de precipitaţii.

6.1. Perioadele excedentare pluviometricApariţia perioadelor excedentare pluviometric este consecinţa persistenţei unor situaţii

sinoptice caracterizate prin predominarea unor arii de joasă presiune. Excedentul de precipitaţii conduce la excesul de umiditate, ale cărui consecinţe negative sunt influenţate şi de însuşirile suprafeţei active - proprietăţile solului, adâncimea pânzei freatice, caracteristicile învelişului vegetal, topografia terenului etc. (Bogdan, Niculescu, 1999).

La scara Globului, ca fenomene de risc de lungă durată, perioadele excedentare pluviometric pot să apară în diferite zone climatice. Un exemplu este oferit de precipitaţiile asociate musonului oceanic (de vară) din S Asiei, care afectează Peninsula India şi regiunile limitrofe ei în perioada iunie-septembrie. Creşterea intensităţii circulaţiei musonice este dublată şi de prelungirea sezonului umed al musonului, procesele musonice din sezonul estival fiind stimulate, printre alţi factori, şi de curentul jet troposferic jos din regiunea Somaliei. Gradienţii intenşi ce determină acest curent jet sunt rezultatul atât al aportului de mase de aer dinspre troposfera medie din Regiunea Atlanto-Europeană, de-a lungul coridorului de joasă altitudine situat aproximativ de-a lungul meridianuluil de 30° long. E, cât şi al maselor de aer cald şi umed, de origine ecuatorială, advectate o dată cu migrarea spre nord a Zonei Convergenţei Intertropicale. Studii statistice au încercat să evidenţieze şi alte corelaţii existente între musonul de vară indian şi alţi factori, cum ar fi temperaturile medii ale celor două emisfere (Pop, Mărculeţ, 2001).

Fenomenul ENSO (El Nino-Southern Oscillation) generează perioade excedentare pluviometric atât în zona Oceanului Pacific - centrul şi estul oceanului, în vestul Americii de Sud (de exemplu, inundaţiile, urmate de alunecări de teren devastatoare din Peru, din martie 1998), cât şi în regiuni mai apropiate sau mai îndepărtate de acest ocean, cum ar fi vestul, sudul şi sud-estul Americii de Nord, sud-estul Americii de Sud, Africa Centrală, nordul Oceanului Atlantic, Europa Centrală (inundaţiile catastrofale din vara anului 1997) şi de Est etc.

Perioade excedentare pluviometric pot să apară şi atunci când se constată o creştere a frecvenţei activităţii ciclonilor tropicali şi extratropicali. Spre exemplu, inundaţiile catastrofale din februarie-martie 2000 din Mozambic, cele mai mari din istoria acestei ţări, au fost rezultatul precipitaţiilor abundente generate de doi cicloni tropicali succesivi care au evoluat în SE Africii.

În Asia, inundaţiile din iulie-august 1998 din China, considerate a fi cele mai mari ale secolului 20, au afectat bazinul fluviului Yangtze (ale cărui ape au atins o adâncime maximă de 45 de m), înregistrându-se peste 3000 de victime, aproximativ 10.000 de persoane rănite, circa 240 de milioane de persoane evacuate, peste 150.000 de locuinţe distruse, iar totalul pagubelor materiale s-a ridicat la aproximativ 5 miliarde $.

De asemenea, inundaţiile catastrofale din august 2002 din Europa Centrală au fost precedate de o foarte intensă activitate a ciclonilor atlantici, ceea ce a determinat ca vara anului 2002 să fie deosebit de umedă, la mai multe staţii meteorologice cantităţile de precipitaţii înregistrate în perioada 1 iunie - 10 august apropiindu-se de 400 mm.

Excesul de precipitaţii poate să apară şi în sezonul rece, ducând la formarea unui strat gros de zăpadă, care, la rândul lui, poate provoca situaţii de risc. Pentru Asia de exemplu, menţionăm primele două decade ale lunii ianuarie 1998, când, în R.P.Chineză (în Tibet şi în provincia

58

Page 59: Riscuri Climatice Extreme

Quinghai) s-a produs ceea ce a fost numit “dezastrul zăpezii”. Din cauza ninsorilor abundente (care au fost aproape neîntrerupte începând cu luna septembrie 1997), a temperaturilor foarte scăzute şi a vântului puternic, au decedat peste 1.500 de persoane, aproximativ 6.000 s-au îmbolnăvit (orbire, afecţiuni ale aparatului respirator şi digestiv etc.), iar circa 90.000 de animale au murit din cauza lipsei de hrană şi a frigului excesiv.

Conform uzanţelor stabilite de multă vreme, OMM a dat publicităţii, la sfârşitul anului 2002, un raport asupra Stării Climatului Globului în anul care era pe cale de a se încheia. În acest raport, printre alte aspecte, erau subliniate şi regiunile de pe Glob care, în anul 2002, s-au caracterizat printr-un excedent de precipitaţii, fapt urmat, de cele mai multe ori, de inundaţii. Printre aceste regiuni s-au numărat: Asia Centrală; Afganistanul (întreruperea secetei care dura de 4 ani); nordul şi sud-estul Chinei; Peninsula Coreea; Peninsula Indochina; Peninsula India (la sfârşitul perioadei musonului de vară); zone din Africa de Est; Europa Centrală (august); Spania (vara şi toamna) şi sudul Franţei (septembrie).

România poate fi confruntată, de asemenea, cu perioade cu exces de precipitaţii, care pot să apară în orice anotimp. La scara întregii ţări, printre anii cu cel mai mare excedent de precipitaţii se numără 1897, 1912, iar la scară regională, anii 1908, 1933, 1940, 1955, 1991 pentru Moldova, 1966, 1969, 1970, 1971, 1972 pentru Câmpia Română, 1895, 1933, 1969, 1970, 1974, 1995, pentru Depresiunea Transilvaniei, 1924, 1941, 1969, 1975 pentru Carpatii şi Subcarpatii Getici etc. (Bogdan, Niculescu, 1999). În sudul ţării, cele mai frecvente sunt perioadele excedentare relativ scurte, de doi ani consecutivi, în timp ce perioadele cele mai lungi ating 5 ani consecutivi.

Într-un studiu referitor la perioadele excedentare pluviometric care s-au succedat în Depresiunea Transilvaniei în intervalul 1950-1999 şi bazat pe utilizarea ASP, se arată că anii de risc prin excedent au o pondere puţin mai mare sau aproape egală cu cea a anilor de risc prin deficit, pentru flecare din cele două categorii frecvenţa fiind în jur de 15-20% din totalul celor 50 de ani analizaţi.

Cea mai mare frecvenţă a anilor excedentari pluviometric s-a constatat la staţiile meteorologice Tg. Mureş, Blaj, Alba Iulia şi Dej, iar cea mai mică la Odorheiu Secuiesc şi Turda (Sorocovschi şi colab., 2002).

Este important de subliniat faptul că, de cele mai multe ori, situaţiile cu cantităţi excedentare de precipitaţii nu s-au produs concomitent în toată depresiunea.

Riscurile devin mai grave când se înregistrează o grupare a anilor excedentari, cele mai frecvente fiind perioadele de doi ani consecutivi cu excedent de precipitaţii, caracteristice mai ales staţiilor meteorologice din estul şi sudul Depresiunii Transilvaniei. S-a înregistrat şi câte o perioadă excedentară cu durată de trei, patru (Turda, Blaj) şi chiar cinci ani (Alba Iulia) consecutivi. Anotimpual, cel mai frecvent risc prin excedent de precipitaţii s-a produs iarna (la Făgăraş, Blaj, Tg. Mureş şi Dej) sau vara (la Cluj, Sibiu, Bistriţa şi Odorheiu Secuiesc). Anotimpurile excedentare pluviometric apar, cel mai adesea, grupate câte două: vară-toamnă (mai ales în jumătatea nordică a depresiunii), primăvară-vară (mai frecvent în partea sudică), iarnă-primăvară. Gruparea de trei anotimpuri consecutive excedentare pluviometric s-a produs numai accidental, în sud-vestul Depresiunii Transilvaniei.

6.2. Perioadele deficitare pluviometricPrintr-un termen mai general şi mai cunoscut publicului larg, un interval de timp caracterizat

prin lipsa sau scăderea drastică a cantităţilor de precipitaţii este denumit secetă. Conform mai multor autori, la scara unui interval de timp mai îndelungat, secetele reprezintă fenomenele climatice de risc cu cel mai mare impact negativ asupra societăţii omeneşti (Bryant, 1991).

Definirea acestei noţiuni prezintă mai multe variante, în funcţie de criteriul luat în considerare: mediul în care se manifestă, caracteristici, extindere în timp, perioada din an în care apare, efecte, specificul fiecărei ţări.

La scara sistemului reprezentat de mediul înconjurător, seceta înseamnă o manifestare a dezechilibrului care apare în circuitul apei în natură, circuit ce leagă toate învelişurile Pământului (Atmosfera, Hidrosfera, Litosfera, Biosfera). În acest context, seceta reprezintă insuficienţa apei

59

Page 60: Riscuri Climatice Extreme

disponibile pentru a satisface cerinţele de evaporaţie şi transpiraţie. Mai complet spus, seceta înseamnă un deficit important de umiditate (ploi, ape subterane, scurgere de suprafaţă) al unui mediu natural în raport cu disponibilităţile sale mijlocii, pe o suprafaţă întinsă şi pe o perioadă suficient de îndelungată pentru a afecta economia regiunii respective.

Clasificarea secetelor presupune, de asemenea, discutarea mai multor aspecte. În funcţie de fazele evolutive ale fenomenului, respectiv conform derulării ciclului apei, se separă: seceta atmosferică, seceta pedologică, seceta freatică, seceta hidrologică (potamologică) şi seceta hidraulică (Lambert şi colab., 1990).

Seceta atmosferică (interpretarea climatică a fenomenului) reprezintă o perioadă cu deficit important sau cu absenţa totală a precipitaţiilor în zone în care, în condiţii obişnuite, acest lucru nu este caracteristic. Pe lângă deficitul de precipitaţii, seceta atmosferică trebuie privită în corelaţie şi cu alţi factori: temperatura ridicată şi viteza mare a vântului, ambele intensificând evapotranspiraţia; caracteristicile suprafeţei active (relieful, adâncimea pânzei freatice, gradul de acoperire şi tipul vegetaţiei etc.). Seceta atmosferică apare atunci când cantitatea de precipitaţii nu mai poate compensa evaporaţia fizică şi transpiraţia plantelor.

În România, dar şi în alte ţări, au fost definite două tipuri de situaţii cu deficit pluviometric, perioadele de uscăciune şi perioadele de secetă, primele precedându-le întotdeauna pe cele din urmă (Bogdan, Niculescu, 1999). O perioadă de uscăciune reprezintă un interval de cel puţin 5 zile consecutive în care nu au căzut precipitaţii sau acestea nu au depăşit media zilnică multianuală, calculată ca valoare a raportului dintre cantitatea medie lunară de precipitaţii şi numărul de zile din luna respectivă. Perioada de secetă înseamnă cel puţin 14 zile consecutive în semestrul rece al anului (octombrie-martie) şi cel puţin 10 zile consecutive în semestrul cald (aprilie-septembrie) în care nu au căzut precipitaţii sau, în cazul în care acestea s-au înregistrat, cantităţile nu au depăşit valoarea de 0,1 mm (Hellman, citat de Donciu, 1928).

Seceta pedologică (interpretarea agro-meteorologică a secetei) este un rezultat al prelungirii secetei atmosferice în învelişul pedosferic, rezerva utilă de apă din sol apropiindu-se de zero. La apariţia ei, pe lângă factorii menţionaţi la seceta atmosferică, mai contribuie deficitul apei din sol şi caracteristicile solului.

Seceta freatică apare în condiţiile epuizării rezervei de apă subterană, ceea ce duce la afectarea pânzei freatice şi la secarea izvoarelor.

Seceta hidrologică (potamologică) se referă la procesul secării pâraielor şi râurilor, debitul acestora tinzând spre zero. Ea depinde de cantităţile de precipitaţii căzute, de proprietăţile solului, de caracteristicile geologice şi morfologice ale bazinelor hidrografice etc.

Seceta hidraulică presupune afectarea gravă a derulării ciclului apei în mediul geografic, aceasta determinând o scădere drastică a rezervei de apă utilă din lacurile de acumulare.

În funcţie de durata lor, secetele pot fi episodice, cvasipermanente sau permanente, ele apărând în regiuni cu climate, respectiv cu peisaje specifice (stepă, semideşert, deşert).

Secetele pot fi clasificate şi în funcţie de perioada din an în care apar. Astfel, în climatele cu patru anotimpuri se pot diferenţia secete de iarnă, de primăvară, de vară şi de toamnă, fiecare categorie având impacturi negative caracteristice asupra culturilor. Seceta de iarnă provoacă diminuarea rezervei de apă din sol necesară declanşării procesului de vegetaţie la începutul primăverii. Seceta de primăvară întârzie ciclul vegetativ, ea putând fi asociată şi cu alte fenomene de risc (vânturi puternice, furtuni de praf etc.) Seceta de vară are efecte negative condiţionate de tipurile de culturi şi de fenofaza acestora. Seceta de toamnă are consecinţe negative majore în special pentru semănăturile de toamnă, care, în condiţiile unui deficit important de umiditate în sol, încolţesc mai încet şi vor avea o rezistenţă mai mică la temperaturile scăzute din timpul iernii care urmează, ceea ce poate conduce, în primăvară, la necesitatea reînsămânţării cu alte culturi.

Cauzele secetelor, ca şi cele ale perioadelor excedentare pluviometric, sunt deosebit de complexe. La apariţia secetelor poate contribui oricare dintre componenţii interni şi externi care definesc şi influenţează sistemul climatic al Pământului. Analiza acestora se va face, mai pe larg, în capitolul consacrat fluctuaţiilor climei. Totuşi, putem menţiona că, în esenţă, cea mai importantă cauză meteorologică directă a apariţiei deficitului de precipitaţii, pe areale extinse şi pe intervale

60

Page 61: Riscuri Climatice Extreme

mai îndelungate de timp, este predominarea unui regim anticiclonic (de presiune atmosferică ridicată).

În regiunile intertropicale, unde precipitaţiile reprezintă elementul principal în diferenţierea climatică, perioadele secetoase pot fi asociate mai multor cauze. Astfel, în climatele ecuatoriale, caracterizate prin precipitaţii abundente în tot cursul anului, secetele reprezintă o situaţie excepţională, realizată, de exemplu, în urma influenţei fenomenului ENSO. În climatele subecuatoriale, cu două sezoane net diferenţiate pluviometric, prelungirea sezonului secetos, care se suprapune iernii emisferei respective, se poate datora unor perturbaţii apărute în circulaţia musonică (musonul continental), deci prelungirii perioadei de dominare a aerului continental tropical. În climatele tropicale continentale seceta nu poate fi considerată un fenomen de risc, având în vedere faptul că în aceste zone climatul este, prin definiţie, unul extrem de sărac în precipitaţii. În climatele subtropicale, minima pluviometrică de vară se poate transforma frecvent în secetă în condiţiile accentuării influenţei dorsalelor anticiclonilor subtropicali extinse peste aceste regiuni. În climatele temperate, perioadele deficitare pluviometric sunt rezultatul aceleiaşi predominări a regimului anticiclonic, rezultat fie prin extinderea, spre latitudini mai mari, a dorsalelor anticiclomlor subtropicali, fie în urma prezenţei anticiclonilor continentali care activează la aceste latitudini.

Identificarea şi studierea perioadelor deficitare pluviometric se pot face apelând la mai multe metode, o mare parte dintre acestea regăsindu-se şi în cazul studierii perioadelor excedentare pluviometric, după cum s-a menţionat la începutul acestui capitol. De asemenea, pentru studierea zonelor afectate de secetă şi pentru identificarea consecinţelor acesteia, de mare utilitate sunt imaginile satelitare, care permit o apreciere mai exactă şi la o scară spaţială mai extinsă a fenomenului, privit prin prisma consecinţelor sale asupra peisajului natural.

Repartiţia geografică a zonelor afectate de secetă. În ultimele decenii, secetele au devenit un fenomen de risc maxim, în zonele semiaride şi subumede din vecinătatea multor deserturi luând chiar aspectul unor adevărate dezastre. În aceste situaţii, secetele naturale au o contribuţie importantă la generarea unui fenomen mai complex, cel al deşertificării. Printre regiunile cele mai afectate de secetă se numără Sahelul african. În secolul 20, seceta din această zonă a cunoscut mai multe episoade: 1910-1915, 1925-1928, 1940-1944, 1947-1948, 1968-1973, 1977-1994 (cu un maxim în intervalul 1983-1984). Apariţia acestor perioade cu mare deficit pluviometric este explicată atât prin cauze naturale (de exemplu, unele anomalii ale circulaţiei atmosferice asociate variaţiei temperaturii apei de la suprafaţa Oceanului Atlantic), cât şi prin cauze antropice, legate de defrişări, suprapăşunat, practicarea monoculturii, agrotehnică necorespunzătoare, suprapopulare, restrângerea nomadismului etc.

În cazul Australiei, omul a contribuit (indirect) şi în alt mod, specific acestui continent, la accentuarea secetelor şi la creşterea gradului de degradare a mediului: prin proliferarea peste măsură a animalelor colonizate şi ajunse într-o stare de sălbăticie (iepuri, porci, capre, pisici, bivoli de apă, măgari etc.), care au depăşit ca număr speciile indigene, adaptate la mediile aride şi semiaride.

În SUA, cele mai mari riscuri asociate secetelor se constată în zona Podişului Preriilor şi a Marilor Câmpii, dar oricare parte a ţării poate fi afectată de secete. Spre exemplu, anul 1999 a marcat cea mai accentuată secetă din ultimii 60 de ani, ea fiind considerată, prin gravitatea consecinţelor, a doua secetă din secolul 20, după cea din perioada 1930-1931. Cele mai afectate zone au fost cele din N, NE şi E ţării, numărul victimelor depăşind cifra de 190.

În Europa, perioadele secetoase reprezintă un fenomen relativ frecvent în ţările învecinate cu Marea Mediterană, îndeosebi în timpul verii. De asemenea, deficitul de precipitaţii poate apărea destul de des în Europa Centrală şi Europa Estică. Secetele nu ocolesc nici vestul continentului, chiar dacă, în principiu, această zonă are un climat umed în tot cursul anului. Exemplul clasic în acest sens este seceta din 1976, care a marcat vârful unei perioade secetoase care a durat 16 luni.

În raportul OMM asupra Stării Climatului Globului în anul 2002 sunt evidenţiate principalele regiuni care au avut de suportat un deficit semnificativ de precipitaţii în anul amintit: bazinul vestic al Oceanului Pacific; Australia (în intervalul martie-octombrie circa 70% din teritoriul ţării a primit cu 10% mai puţine precipitaţii decât în cea mai secetoasă perioadă martie-

61

Page 62: Riscuri Climatice Extreme

octombrie de după anul 1900); Canada (vest, nord, centru) şi SUA (vest şi est, în iarna 2001/2002 şi în primăvara 2002); America Centrală şi Mexicul (a doua vară consecutivă secetoasă); India (la începutul perioadei musonului de vară); Peninsula Somalia, Etiopia (centru şi nord), Sahel, zona Golfului Guineea.

În România, secetele se manifestă pe fondul unor configuraţii sinoptice specifice. În principiu, este vorba de persistenţa unui câmp anticiclonic, datorat extinderii peste teritoriul ţării a unor dorsale (ale Anticiclonului Est-European, Anticiclonului Azoric, Anticiclonului Scandinav sau Anticiclonului Nord-African), respectiv de existenţa unui câmp de presiune ridicată din cauza prezenţei unui anticiclon central-european sau a unui brâu anticiclonic format prin unirea dorsalei Anticiclonului Azoric cu dorsala Anticiclonului Est-European. În aceste condiţii, masele de aer predominante sunt cele puternic continentalizate, foarte sărace în umezeală (umezeala relativă între 10-20%). Ele pot fi mase de aer rece (continental arctic), dar, cu precădere, cald (continental polar în timpul verii) sau foarte cald (continental tropical). Secetele sunt specifice regiunilor extracarpatice, din cauza blocării de către Carpaţi a maselor de aer vestice, mai bogate în umezeală (Bogdan, Niculescu, 1999).

Conform studiilor climatologice, intervalele secetoase prezintă o periodicitate de aproximativ 5 ani, cu un maxim în anul al II-lea sau al III-lea, spre deosebire de perioadele excedentare pluviometric, care au o periodicitate de circa 3 ani. Frecvenţa secetelor în cursul anului este maximă în perioada august-septembrie, urmată de intervalele noiembrie-decembrie şi martie-aprilie, pericolul maxim apărând în cazul secetelor de primăvară care urmează unor ierni puţin umede.

Vulnerabilitatea teritoriului României faţa de fenomenele de uscăciune şi secetă a fost determinată pe baza a două criterii principale (Bogdan, Niculescu, 1999): numărul mediu anual al lunilor cu fenomene de uscăciune (Nu) şi numărul mediu anual al lunilor cu fenomene de secetă.

Cea mai mică vulnerabilitate (Nu < 3 luni/an) caracterizează Câmpia Vestică, Dealurile Vestice, Podişul şi Subcarpaţii Getici, Subcarpaţii Curburii, Subcarpaţii Moldovei, Câmpia Moldovei şi partea centrală a Câmpiei Române.

O vulnerabilitatea mare (Nu între 3 şi 5,5 luni/an, Ns > 3,5 luni/an) este specifică litoralului Mării Negre şi Deltei Dunării. În plus, autoarele citate stabilesc şi o categorie a teritoriilor cu umiditate excedentară (fără fenomene de uscăciune şi secetă), în care sunt incluse: Depresiunea Transilvaniei (cu excepţia părţii sale vestice), Podişul Sucevei, N Câmpiei Moldovei şi zona de munte.

La scara întregului teritoriu al României, în cursul secolului 20 cea mai lungă perioadă secetoasă s-a manifestat în intervalul 1945-1953, cu momentul intensităţii maxime în 1945-1946. Cantităţile de precipitaţii căzute în anul 1945 au reprezentat, la majoritatea staţiilor meteorologice din regiunile extracarpatice, între un sfert şi jumătate din cantitatea medie multianuală, valorile coborând frecvent sub 300 mm, chiar şi sub 200 mm în Bărăgan (127,0 mm la Joiţa), în Câmpia Vlăsiei, în SV Olteniei şi în culoarul Siretului (Ibidem).

Un alt interval secetos, tot de aproximativ 10 ani, dar cu urmări mai puţin grave, s-a produs la sfârşitul anilor ‘80 şi începutul anilor ‘90.

Mai recent, vara anului 1998, aproape întreg anul 2000 (după unii autori, seceta din acest an este comparabilă cu cea din 1945-1946) şi vara anului 2001 sunt considerate alte exemple de intervale foarte secetoase.

În cazul secetei din 2000, foarte intensă în intervalul mai-noiembrie, deficitul de precipitaţii, facilitat de predominarea circulaţiei de blocaj, a fost accentuat de persistenţa temperaturilor ridicate, mai ales în S şi SV ţării: peste 42° C în luna iulie, peste 40° C în august, peste 25° C în octombrie şi până la 24° C în luna noiembrie. Cele mai mari pagube s-au produs în agricultură (deficit foarte mare de apă în sol pe circa 2/3 din suprafaţa ţării) şi în exploatarea lacurilor de acumulare, care, la data de 1 ianuarie 2001, aveau un coeficient de umplere cuprins între 6 şi 45%. Ca urmare a secetei, numai în perioada 1 mai-15 iunie 2000 au fost afectate peste 1.500.000 ha din 30 de judeţe, mai ales cele din Banat, Oltenia, Muntenia, Dobrogea şi Moldova, pagubele înregistrate fiind estimate la 3.500- 4.000 miliarde de lei.

62

Page 63: Riscuri Climatice Extreme

Analiza perioadelor deficitare pluviometric din Depresiunea Transilvaniei, conform valorilor ASP calculate în funcţie de cantităţile de precipitaţii înregistrate în intervalul 1950-1999 la 10 staţii meteorologice, evidenţiază că anii de risc prin deficit (ASP < -1,0) au avut o pondere doar cu puţin mai mică decât cei de risc prin excedent. Frecvenţa anilor de risc prin deficit a fost mai mare la sfârşitul anilor ‘80 şi la începutul anilor ‘90.

Gradul de risc creşte în cazul anilor consecutivi, respectiv al anotimpurilor consecutive deficitare pluviometric. În cazul celor 10 staţii meteorologice din Depresiunea Transilvaniei, în intervalul 1950-1999 perioada multianuală de risc prin deficit nu a depăşit doi ani consecutivi (face excepţie un singur caz de trei ani deficitari consecutivi, la Bistriţa, în intervalul 1990-1992). În cazul anotimpurilor de risc prin deficit, cuplajul cel mai frecvent a două anotimpuri consecutive a fost iarnă-primăvară, iar în cazul a trei anotimpuri consecutive succesiunea cel mai des întâlnită a fost primăvară-vară-toamnă.

Repartiţia teritorială a perioadelor de risc prin deficit, atât în cazul anilor, cât şi în cel al anotimpurilor, nu permite o regionare clară a fenomenului în Depresiunea Transilvaniei, diferenţierile spaţiale existente înscriindu-se într-un ecart de variaţie redus (Moldovan şi colab., 2002 b).

Concluzia cea mai importantă care s-a desprins din analiză evidenţiază faptul că, deşi perioadele deficitare pluviometric sunt mai puţin caracteristice Depresiunii Transilvaniei, totuşi prezenţa lor nu poate fi contestată. Acest lucru are mai multe consecinţe negative: reducerea producţiei agricole, scăderea nivelului apei freatice, secarea temporară a râurilor mici, reducerea volumului de apă din lacurile antropice de interes piscicol, dificultăţi în alimentarea cu apă.

Studiul a fost făcut pe baza datelor de precipitaţii înregistrate la următoarele staţii meteorologice: Alba Iulia, Bistriţa, Blaj, Cluj-Napoca, Dej, Făgăraş, Odorheiu Secuiesc, Sibiu, Tg. Mureş şi Turda.

6.3. Fenomene climatice de risc de foarte lungă durată. Consideraţii teoreticeÎn această categorie sunt incluse fenomenele a căror durată acoperă intervale de timp de

ordinul deceniilor, secolelor sau chiar mai mult. Privite prin prisma consecinţelor negative pe care le generează pentru societatea omenească, fenomenele climatice de risc de foarte lungă durată trebuie tratate în contextul schimbărilor sau fluctuaţiilor climei.

Se cunoaşte faptul că Atmosfera este, în principiu, mai rece decât suprafaţa Pământului. Astfel, o parte din radiaţia infraroşie (IR) emisă de suprafaţa terestră este absorbită de către componenţii naturali ai Atmosferei, mai ales de către vaporii de apă şi dioxidul de carbon din aer. Atmosfera, la rândul ei, va emite un flux radiativ, din care o parte va fi orientată înapoi spre Pământ, generând efectul de seră natural, iar altă parte se îndreaptă către spaţiu (Stănescu şi colab., 1999). Datorită efectului de seră natural se produce încălzirea suprafeţei terestre şi a stratului de aer din vecinătate, care, în absenţa acestui efect, ar avea o temperatură mai mică cu 33° C (-18° C, în loc de 15° C). Echilibrul radiativ al sistemului Pământ-Atmosferă se realizează atunci când răcirea rezultată prin emisiile de radiaţii IR către spaţiu echilibrează energia netă primită de la Soare. Perturbarea bilanţului radiativ, fie în urma modificării intensităţii radiaţiei solare (predominant de undă scurtă), fie a radiaţiei terestre (de undă lungă), a fost numită impuls radiativ, care poate fi pozitiv (ducând la creşterea temperaturii medii globale) sau negativ (efect invers). În timp, climatul răspunde la această perturbare a echilibrului, respectiv la impulsurile radiative, încercând să restabilească echilibrul iniţial. În acest fel apar variaţiile sau fluctuaţiile climei.

Din acest punct de vedere, opiniile cercetătorilor sunt destul de diverse. Încercând o generalizare a problemei, se poate spune că au fost distinse, pe de o parte, tendinţele, oscilaţiile şi ciclurile, ale căror caracteristici (durată, amploare, formă de manifestare) sunt oarecum mai uşor de identificat. Pe de altă parte, au fost evidenţiate anomaliile, crizele, catastrofele şi schimbările climei, care, din cauza lungimii insuficiente a şirului de date disponibile, respectiv a caracterului lor aleator, sunt mai greu de relevat şi analizat (Beltrando, Chemery, 1995).

Tendinţele reprezintă variaţii într-un singur sens, crescător sau descrescător, faţa de o stare medie a climei, numită şi “clima de referinţă”. Conform instrucţiunilor OMM, perioada avută în

63

Page 64: Riscuri Climatice Extreme

vedere în prezent pentru aprecierea stării medii este intervalul 1961-1990. Ţinând cont de particularităţile climatice cu totul speciale ale ultimului deceniu al secolului 20, este destul de probabil ca, în viitorul apropiat, această perioadă de referinţă să fie modificată, în sensul includerii în cadrul ei şi a deceniului 1991-2000.

Oscilaţiile climatice constau din variaţii repetitive şi alternative, a căror periodicitate este destul de greu de precizat.

Ciclurile climatice se individualizează atunci când periodicitatea unor oscilaţii poate fi identificată, în acest caz fiind vorba de o succesiune mai mult sau mai puţin regulată a diferitelor fenomene, dar cu întoarcere la starea iniţială.

Anomaliile climatice presupun abaterea de la medie a unuia sau a mai multor parametri climatici. Ele se produc neregulat, motiv pentru care şi anticiparea lor este dificil de realizat.

Crizele climatice sunt anomalii care au efecte foarte marcante, ele corespunzând unor situaţii în care sistemul reprezentat de atmosferă devine incapabil de a se mai autoregla.

Catastrofele climatice apar atunci când anomaliile climatice sunt foarte puternice, iar societatea omenească trebuie să suporte mari prejudicii.

Schimbarea climei, în ciuda faptului că, aparent, nu pare a fi un termen prea grav, reprezintă situaţia extremă, rezultată în urma unei frecvenţe crescute a catastrofelor climatice. Altfel spus, schimbarea climei presupune o modificare de durată a climei de referinţă (Chiotoroiu, 1997).

O problemă care creează confuzii este cea a raporturilor dintre conţinutul noţiunilor de “intensificarea efectului de seră”, “încălzirea globală” şi “schimbarea climei” (Stănescu şi colab., 2001). Efectul de seră este un fenomen fizic natural, care, datorită activităţilor antropice, s-a intensificat în ultimul secol. O consecinţă a acestui fapt, dar şi a unor cauze naturale, este creşterea temperaturilor medii, respectiv încălzirea globală. Termenul de schimbare a climei include atât intensificarea efectului de seră şi încălzirea globală, cât şi o serie de consecinţe ale acestor fenomene. Prin urmare, trebuie evitată o viziune simplistă, care pune semnul egalităţii între schimbarea climatică şi încălzirea globală, apelându-se la sistemul intercondiţionărilor care caracterizează mediul înconjurător.

Deşi schimbarea climei nu trebuie echivalată numai cu încălzirea sau răcirea globală, variaţiile termice reprezintă factorul cheie al unei schimbări climatice. Astfel, se poate vorbi despre două direcţii majore de evoluţie a unei schimbări a climei: una spre răcire, care sfârşeşte prin instalarea unei glaciaţiuni, şi cealaltă spre încălzire, caracteristică perioadelor interglaciare. În ambele cazuri, regimul termic îi va influenţa şi pe ceilalţi componenţi ai mediului, de unde rezultă şi complexitatea noţiunii de schimbare climatică.

Exemple relevante de schimbări climatice majore petrecute de-a lungul istoriei geologice a Pământului au fost glaciaţiunile. În Arhaic a fost identificată o glaciaţiune produsă cu circa 2,5 miliarde de ani în urmă. În Proterozoic s-au succedat trei glaciaţiuni, plasate în timp între 900 şi 600 milioane de ani BP (before present). Era Paleozoică a avut două glaciaţiuni majore: una’ la sfârşitul Ordovicianului (450 milioane de ani BP) şi a doua în Carbonifer-Permian (300 milioane de ani BP). Era Mezozoică (225-65 milioane de ani BP) a fost, prin excelenţă, o eră caldă, lipsită de glaciaţiuni majore. Totuşi, nu au lipsit intervalele de răcire, una dintre ipotezele care încearcă să explice dispariţia dinozaurilor spre sfârşitul Cretacicului luând în considerare şi acest aspect al evoluţiei climei.

Începută cu 65 de milioane de ani în urmă, Era Neozoică s-a caracterizat prin mai multe perioade glaciare. Răcirile au început în Terţiar (65-1,7 milioane de ani BP), o răcire majoră având loc în urmă cu circa 10 milioane de ani. Cel mai bine cunoscute sunt glaciaţiunile din prima parte a Cuaternarului, mai exact din Pleistocen (1,8 milioane-10.000 de ani BP), cu un maxim al răcirii produs acum 21.000-18.000 de ani, când temperatura medie anuală la nivelul suprafeţei terestre era cu 4-5° C mai scăzută decât cea actuală, care este apreciată la 15° C. Perioada postglaciară în care ne aflăm (Holocenul), începută cu 10.000 de ani în urmă (după alte opinii cu 15.000 de ani BP), a avut, la latitudini medii, un optim climatic acum 8.000 (sau 5-6.000) de ani. Perioadele glaciare au fost separate prin perioade interglaciare, mai calde.

În cadrul aceluiaşi tip de perioadă s-au putut înregistra intervale (stadii) cu o evoluţie a

64

Page 65: Riscuri Climatice Extreme

temperaturii în acelaşi sens cu tendinţa perioadei, respectiv intervale (interstadii) cu o evoluţie de sens contrar acestei tendinţe. Spre exemplu, în Holocen, caracterizat, în ansamblu, printr-o încălzire, s-au identificat: o creştere a temperaturii între 10.000-9.000 de ani BP; o răcire între 7.800-6.900 de ani BP; o nouă încălzire, reprezentând optimul climatic postglaciar, între 7.000-5.000 de ani BP, când temperatura medie anuală în zona Europei era cu 2-3° C mai ridicată decât astăzi; o nouă răcire, între 5.300-4.400 de ani BP (Ionac, 1998).

Fluctuaţiile climei de la sfârşitul Terţiarului şi începutul Cuaternarului au avut o mare importanţă şi în procesul antropogenetic. Astfel, apariţia lui Australopithecus afarensis, primul reprezentant al hominizilor timpurii (3,7 milioane de ani BP) a fost corelată cu încălzirea climei din Miocenul superior, după cum Homo sapiens a evoluat din Homo erectus în condiţiile dificile impuse de climatul din Pleistocen. De asemenea, oscilaţiile climei din Holocen au impulsionat dezvoltarea lui Homo sapiens sapiens, apărut acum 40.000-30.000 de ani în China, Indonezia, Australia, Africa de Sud (Ibidem).

Fluctuaţiile climei au continuat şi în timpuri mai apropiate de cele actuale. Astfel, dacă ne referim la ultimii 1.000 de ani, se pot separa, în principiu, următoarele perioade: Epoca Medievală Caldă (Middle Warm Epoch), extinsă între secolele 10 şi 12; Mica Eră Glaciară (Little Ice Age), plasată între secolele 13 şi 19, cu un maxim al răcirii între anii 1550 şi 1700; încălzirea Recentă, care a început în a doua jumătate a secolului 19 şi care se menţine şi în prezent.

Stabilirea acestor fluctuaţii ale climei a fost posibilă prin utilizarea unui număr mare de metode de cercetare, diferenţiate în funcţie de vechimea perioadelor avute în vedere: metode geologice (paleontologice, stratigrafice, foraje în depozite sedimentare marine şi lacustre), cercetări glaciologice (foraje în calotele polare), studierea paleosolurilor, tefrocronologia (studiul depozitelor rezultate în urma erupţilor vulcanice), palinologia (studiul depunerilor de polen), determinări pe baza izotopilor radioactivi. Pentru perioade mai apropiate de timpurile noastre s-au dovedit utile informaţiile oferite de dendrocronologie (analiza grosimii inelelor din trunchiul copacilor), de descoperirile arheologice, ca şi cele desprinse din cronici, jurnale, opere literare. Foarte preţioase sunt datele existente în arhivele staţiilor meteorologice, cele mai vechi staţii din Europa datând din prima jumătate a secolului 17. În sfârşit, secolul 20 a adus cu sine noi mijloace de investigaţie a atmosferei, cele mai importante fiind radiosondajele aerologice (după 1930), radarele meteorologice (după 1945) şi, cu o foarte mare importanţă pentru analizele la scară globală, sateliţii meteorologici (după 1960).

Stabilirea cauzelor variaţiilor climei este o problemă dificil de rezolvat, din mai multe motive: multitudinea acestor cauze; periodicitatea diferită pe care o imprimă fluctuaţiilor climei; insuficienta datelor de observaţie etc. În principiu, se poate vorbi despre cauze naturale şi cauze antropice. Cauzele naturale pot fi interne sistemului climatic - schimbarea compoziţiei atmosferei, variabilitatea sistemului cuplat atmosferă-ocean-criosferă, sau externe acestui sistem - modificări ale orbitei Pământului, schimbări în cadrul fluxului solar, modificări în repartiţia, forma, suprafaţa şi configuraţia oceanelor şi continentelor, vulcanismul. Cauzele antropice sunt reprezentate de: emisii de gaze cu efect de seră (GHG), emisii de aerosoli, despăduriri etc. (Pop, Mărculeţ, 2001, Stănescu şi colab.1999). O prezentare a cauzelor naturale majore ale schimbărilor climei este redată în tabelul următor:

Cauza Scala de timp(ani)

Magnitudinea medie globală

Activitatea vulcanică 1-4 0,4Variabilitatea interna a

Atmosferei101-103 0,2-0,4

Tranziţia spre noi stări climatice

101-102 2-3

Schimbări ale luminozităţii solare

101-109 0,1

Schimbări în concentraţiile GHG

102-109 2-3

65

Page 66: Riscuri Climatice Extreme

Cauza Scala de timp(ani)

Magnitudinea medie globală

Schimbări ale orbitei Pământului

104-105 4-6

Schimbări în repartiţia continente-oceane

107-108 până la 5

Sinteza cauzelor naturale majore de schimbare a climei în termenii scalei temporale şi ai magnitudinii (după Pop, Mărculeţ, 2001).

Într-o altă abordare, nu mult diferită şi în conformitate cu structura clasică a factorilor climato-genetici, se pot distinge următoarele categorii de cauze responsabile pentru fluctuaţiile climei: factorii astronomici, factorii dinamici, factorii fizico-geografici (particularităţile suprafeţei terestre) şi factorii antropici (Moldovan, 1999 a).

Factorii astronomici se referă, în primul rând, la modificările survenite în valorile unor parametri care definesc Pământul ca planetă a sistemului solar: variaţia gradului de excentricitate a elipsei descrise de orbita Pământului în cadrul mişcării de revoluţie în jurul Soarelui (care are o dublă periodicitate, de 95.000 şi de 410.000 ani); variaţia înclinării axei polilor în raport cu perpendiculara pe planul eclipticii (cu o periodicitate de circa 41.000 ani); mişcarea circulară de balans a axei de rotaţie a Pământului, care influenţează momentul precesiei (cu o periodicitate cuprinsă între 19.000 şi 23.000 ani). În al doilea rând, din categoria factorilor astronomici fac parte variaţiile activităţii solare, cum este ciclicitatea de circa 11 ani a petelor solare (de care se leagă şi ciclul de 22 de ani al variaţiei câmpului magnetic terestru). Corelaţiile realizate subliniază faptul că o activitate solară intensă favorizează circulaţia meridianală (care determină variaţii climatice mai importante), pe când în perioadele de minim al activităţii solare este mai frecventă circulaţia zonală (generând contraste climatice mai reduse). Factorii amintiţi mai sus determină modificări ale cantităţii de radiaţie solară care ajunge pe Pământ, condiţionând astfel şi variaţiile climei.

Factorii dinamici, reprezentaţi de curenţii oceanici şi cei aerieni, au o importanţă majoră în realizarea transferurilor de căldură şi umezeală între diferite regiuni ale Terrei.

Referitor la curenţii oceanici, poate fi menţionat impactul curentului care, asemenea unui uriaş covor rulant, realizează o circulaţie transglobală.

Circulaţia începe în Atlanticul de Nord, unde apa de la suprafaţă, mai rece şi mai sărată, deci cu o densitate mai mare, se scufundă şi generează un curent de adâncime care străbate Oceanul Atlantic, ocoleşte apoi Africa şi dezvoltă două bucle în Oceanul Indian şi, cu deosebire, în Oceanul Pacific. Întoarcerea se face sub forma unor curenţi calzi de suprafaţă, care trec prin zona insulelor Indoneziei, traversează Oceanul Indian, înconjoară Africa, ajungând apoi din nou în bazinul nordic al Atlanticului. Se realizează astfel o circulaţie globală, care uneşte curenţii de suprafaţă şi cei de adâncime ai marilor oceane ale Globului. După numele cercetătorului american care a emis această teorie, curentul transglobal este cunoscut sub denumirea de Broecker Conveyor (Transportorul Broecker). Timpul necesar realizării unui astfel de circuit este apreciat la circa 1.500 de ani sau chiar mai mult. Semnificaţia termică majoră a curentului global constă în aceea că orice modificare în această circulaţie poate determina schimbări climatice la scări temporale de ordinul sutelor sau chiar al miilor de ani. Pe de altă parte, se apreciază că o stopare a dezvoltării acestei circulaţii poate determina o scădere cu 6° C, în decurs de numai 30 de ani, a temperaturii apelor de suprafaţă în zone situate la 60° lat. N. Schimbările în circulaţia prezentată pot fi determinate de scăderea salinităţii apei în N Oceanului Atlantic în urma creşterii cantităţilor de precipitaţii, a topirii gheţurilor polare şi a creşterii aportului de apă dulce datorat fluviilor care se varsă în ocean (Barry, Chorley, 1998).

Modificările intervenite în caracteristicile curenţilor oceanici de suprafaţă pot determina, de asemenea, fluctuaţii ale climei, cu periodicităţi de ordinul lunilor (în cazul curenţilor din zona intertropicală), respectiv al anilor sau al zecilor de ani (curenţii din zona temperată).

Factorii dinamici presupun şi o serie de modificări apărute în circulaţia generală a atmosferei. În acest sens, pot fi menţionate: oscilaţiile ciclice, cu perioade de 45-50 de ani, ale celor două tipuri fundamentale de circulaţie atmosferică, cea zonală favorizând, mai ales la latitudini

66

Page 67: Riscuri Climatice Extreme

extratropicale, un climat cu caracter mai moderat, respectiv cea meridională, determinând contraste sezoniere mai accentuate; dereglarea deplasării sezoniere a Zonei Convergenţei Intertropicale, care are repercusiuni asupra circulaţiei musonice; variaţiile amplitudinii meandrărilor curenţilor fulger din troposfera superioară; oscilaţia bianuală a direcţiei vântului în stratosfera ecuatorială etc.

O altă problemă este cea referitoare la cuplajul ocean-atmosferă, care poate fi abordat prin prisma importanţei fenomenului ENSO (El Nino-Southern Oscillation), localizat în Oceanului Pacific, dar cu conexiuni la scară globală, sau a fenomenului NAO (North Atlantic Oscillation), important mai ales pentru caracteristicile circulaţiei atmosferice şi evoluţia vremii în Regiunea Atlanto-Europeană (RAE).

Fenomenul ENSO. El Nino (“copilaşul”, pentru că fenomenul atinge intensitatea maximă în preajma sărbătoririi naşterii lui lisus Cristos), reprezintă o anomalie termică pozitivă (4.. 6° C) a apelor de suprafaţă din estul şi centrul Oceanului Pacific, în special în zona cuprinsă între Ecuator şi 20° lat. S, deşi această încălzire a fost observată şi în Emisfera Nordică.

Southern Oscillation (oscilaţia sudică) se referă la modificarea repartiţiei presiunii atmosferice în zona ecuatorială a Oceanului Pacific.

Concret, în perioadele cu El Niño se constată o scădere a presiunii şi o intensificare a activităţii convective, generatoare de precipitaţii, în centrul şi estul Oceanului Pacific, regiuni unde, în mod obişnuit, predomină o presiune ridicată, nefavorabilă formării precipitaţiilor, datorată influenţei Anticiclonului Insulei Paştelui. În schimb, în bazinul vestic al Pacificului, de obicei cu un climat foarte umed, în perioadele cu ENSO se înregistrează precipitaţii mult mai puţine, în condiţiile în care presiunea este mai ridicată decât în mod normal.

În acelaşi timp, perioadele cu ENSO se caracterizează şi prin diminuarea sensibilă, până la dispariţie, a vânturilor alizee cu direcţie din sector estic, care sunt prezente în mod obişnuit în regiunile din Pacific situate la latitudini mici, ele putând fi chiar înlocuite cu o circulaţie din sector vestic.

Între două fenomene ENSO consecutive pot să treacă între 2 şi 11 ani, cel mai frecvent fiind ciclul de 3-5 ani. Observaţiile ştiinţifice, de exemplu cele realizate în cadrul proiectului TAO/TOPEX Poseidon (Tropical Atmosphere/Ocean), par a indica o creştere a intensităţii fenomenului după 1980, cele mai puternice fenomene ENSO din secolul 20 înregistrându-se în 1982-1983 şi, cu deosebire, între septembrie 1997 şi mai 1998.

Fenomenul ENSO, reprezentând un cuplaj între oceanul tropical şi atmosferă, deci influenţând schimburile de căldură şi umezeală între suprafaţa terestră şi aerul de deasupra, are consecinţe multiple, ele constând în modificarea regimului mai multor elemente climatice, care se resimt nu numai în arealul învecinat Oceanului Pacific, ci şi în zone foarte îndepărtate de acesta.

Au fost stabilite conexiuni între fenomenul ENSO şi intensificarea circulaţiei vestice la latitudini temperate sau între acest fenomen şi creşterea influenţei Depresiunii Aleutinelor, situată la latitudini subpolare.

Fenomenul ENSO pare a influenţa şi traiectoriile curentului jet polar în America de Nord, acesta rămânând în regiuni mai nordice, fapt care reduce advecţiile de aer rece spre centrul continentului. În acest fel, condiţiile de generare a tornadelor devin mai puţin favorabile, numărul acestora scăzând semnificativ.

De asemenea, deoarece în timpul fenomenelor ENSO circulaţia estică de altitudine din regiunile tropicale atlantice îşi schimbă direcţia, acest lucru va conduce la o scădere a numărului ciclonilor tropicali care s-ar putea forma în bazinul vestic al Oceanului Atlantic şi în SE Americii de Nord. Este însă adevărat şi faptul că fenomenul ENSO impulsionează dezvoltarea ciclonilor tropicali în bazinul Oceanului Pacific.

Fenomenul ENSO generează şi riscuri umane. De exemplu, în condiţiile prezenţei, până la o anumită adâncime, a stratului de apă caldă în partea estică a Oceanului Pacific, este blocată ascensiunea curenţilor de adâncime reci. Ca urmare, din lipsă de aport de substanţe nutritive, fitoplanctonul şi zooplanctonul dispar, fapt care conduce la migrarea peştilor din zonele respective. Acest lucru afectează puternic activităţile de pescuit şi de prelucrare a peştelui din Peni, cu toate consecinţele negative care decurg de aici (şomaj, convulsii sociale), într-o ţară în care industria

67

Page 68: Riscuri Climatice Extreme

piscicolă are o mare importanţă. Pagube suferă şi culturile agricole, cum sunt cele de cafea (din Kenya, Brazilia, Indonezia) sau de orez (în ţările Asiei de S şi SE).

Fenomenul NAO (Oscilaţia Nord Atlantică) se referă la variaţia diferenţei de presiune dintre doi centri barici foarte importanţi care acţionează în bazinul Oceanului Atlantic situat la N de Ecuator: Anticiclonul Insulelor Azore (anticiclon subtropical) şi Depresiunea Islandeză (minimă subpolară).

Cercetările au demonstrat că, în funcţie de valoarea gradientului baric existent între aceşti centri, este influenţată atât circulaţia atmosferică vestică, dominantă în zonele situate între 35 şi 70° lat. N, cât şi temperatura şi dinamica apelor din bazinul nordic al Oceanului Atlantic, ceea ce are o mare importanţă pentru climatul Europei.

Modificările survenite în caracteristicile fizico-geografice ale suprafeţei terestre active se referă, de asemenea, la mai multe aspecte. Astfel, trebuie avută în vedere modificarea raportului apă-uscat, datorată marilor cicluri orogenetice, inclusiv activităţii vulcanice, în acelaşi context putându-se vorbi şi despre tectonica globală a plăcilor şi deriva continentelor.

Un rol important în fluctuaţiile climei, mai ales la scara temporală a sezonului (anotimpului), revine şi modificărilor suferite de criosferă (gheţarii de calotă, gheţarii montani, gheaţa marină, gheaţa de apă dulce, stratul de zăpadă sezonier, permafrostul), ca şi mai multor interacţiuni sau procese de tip feedback existente între Atmosferă, Hidrosferă şi Biosferă.

Activităţile antropice reprezintă o ultimă, dar nu cea din urmă, categorie de cauze care trebuie avute în vedere în explicarea fluctuaţiilor climei. Este incontestabil faptul că încălzirea actuală se datorează şi unor acţiuni ale omului, cum sunt creşterea emisiilor de gaze şi de aerosoli ce intensifică efectul de seră al atmosferei. Principalele gaze care intensifică acest efect sunt: dioxidul de carbon, metanul, compuşii oxigenaţi ai azotului şi ai sulfului, clorofluorocarburile (CFC sau freoni). De asemenea, activitatea antropică modifică compoziţia chimică a atmosferei şi prin alte acţiuni, cum ar fi despăduririle, care reduc consumul de CO2 utilizat în procesul fotosintezei. Ceea ce nu s-a reuşit, cel puţin până în prezent, este stabilirea mai precisă a aportului antropic la creşterea temperaturii la scara Globului, în raport cu cauzele naturale. La fel de dificilă este şi modelarea influenţei antropice asupra caracteristicilor viitoare ale climei, în ciuda rezultatelor destul de promiţătoare obţinute în cadrul programelor dezvoltate sub egida unor organisme specializate (OMM, NOAA, NASA), a ONU sau a mai multor universităţi şi institute de cercetare de prestigiu.

68

Page 69: Riscuri Climatice Extreme

Curs 7. FENOMENE CLIMATICE DE RISC DE FOARTE LUNGĂ DURATĂ

7.1. Încălzirea globală actualăFenomenul climatic de risc de foarte lungă durată cel mai caracteristic timpurilor actuale

este reprezentat de încălzirea globală care, prin consecinţele multiple pe care le produce, poate fi considerat un risc climatic major, chiar dacă acesta se manifestă mai ales în mod indirect, încălzirea actuală se desfăşoară pe fondul perioadei numite “încălzirea recentă”, care a debutat în a doua jumătate a secolului 19 (după 1850 sau, conform altor opinii, după 1880).

Prelucrarea datelor de observaţii arată că, în ultimii 100 de ani, temperatura medie la scara Globului a crescut cu aproximativ 0,6° C, iar încălzirea din secolul 20 nu a avut echivalent în ultimii 1000 de ani. Încălzirea nu a fost continuă, fazele de încălzire alternând cu faze de răcire, lungimea acestora fiind de 30-40 de ani.

Tendinţa de creştere a temperaturii a fost evidentă în special după anul 1975, cele mai mari valori ale temperaturii medii globale înregistrându-se la sfârşitul deceniului 10 al secolului trecut şi în primii ani ai secolului 21. Creşterea nu a fost observată peste tot, dar ea nu poate fi contestată, nici la nivelul Globului, nici la scara celor două emisfere. Astfel, anul 2002 a fost al 24-lea an consecutiv, începând cu anul 1979, în care temperatura medie anuală la nivelul suprafeţei terestre a fost mai mare decât media multianuală a perioadei de referinţă 1961-1990 (WMO, 2002). Cei mai calzi ani au fost: 1998 (+0,58° C faţa de media perioadei de referinţă), 2002 (+0,50° C), 1997 (+0,43° C), 2001 (+0,42° C), 1999 (+0,29° C), 2000 (+0,26° C) etc.

Este important de subliniat faptul că această perioadă a ultimelor decenii se caracterizează printr-o continuă dezvoltare a societăţii omeneşti, al cărei impact asupra mediului înconjurător, inclusiv asupra climei, a devenit tot mai accentuat.

Activitatea antropică, ridicând concentraţia gazelor ce produc efectul de seră (Greenhouse Gases - GHG), perturbă echilibrul radiativ net al sistemului Pământ - Atmosferă, intensificând efectul de seră natural al atmosferei şi determinând apariţia unui important impuls radiativ pozitiv. Climatul va reacţiona la acest impuls, prin tendinţa sa de încălzire (Stănescu şi colab., 1999).

Tendinţa de încălzire va continua mult timp de aici înainte, în ciuda unor măsuri, chiar drastice, de reducere a emisiilor de GHG. Cauza principală a acestei continuităţi se regăseşte în inerţia termică a Oceanului Planetar, care va face ca încălzirea globală să continue încă o lungă perioadă după ce compoziţia chimică a atmosferei se va fi stabilizat.

În acest context privind lucrurile, modificarea climei este inevitabilă (Stănescu şi colab., 1999). De aceea, problema principală este de a se reuşi cuantificarea cât mai exactă a acestei modificări. În acest scop, se poate recurge la noţiunea de potenţial de încălzire globală (Global Warming Potenţial - GWP). Acesta reprezintă valoarea, integrată în timp, a impulsului radiativ al unei cantităţi de 1 kg de GHG introdusă în atmosferă, raportată la impulsul radiativ rezultat din 1 kg de CO2:

unde: - ai, aCO2 reprezintă impulsul radiativ instantaneu datorat unei creşteri unitare a gazului i şi respectiv a CO2;

- Ci(t), CCO2(t) (0 înseamnă concentraţia gazului i şi a CO2 la momentul t, după introducerea în atmosferă;

- n este orizontul de timp sau numărul de ani pentru care se efectuează calculele.Pentru evaluarea GWG trebuie avute în vedere mai multe aspecte (Ibidem):a) Estimarea duratei de viaţă a GHG din atmosferă, ştiut fiind faptul că o durată de viaţă mai

mare ridică valoarea GWP. Prin durată de viaţă se înţelege timpul necesar pentru ca nivelul concentraţiei din atmosferă a unui gaz cu efect de seră să ajungă la o nouă stare de echilibru, în urma variaţiei unor surse de emisie sau absorbţie.

69

Page 70: Riscuri Climatice Extreme

b) Determinarea concentraţiei GHG din atmosferă atât pentru un gaz anume, cât şi pentru acelea care au benzi de absorbţie apropiate.

c) Calculul indirect al produselor de reacţie care se formează în atmosferă.d) Stabilirea orizontului de timp, respectiv a duratei avute în vedere la calcule, interval ce se

poate extinde de la câteva zeci până la câteva sute de ani.Cele mai importante substanţe de origine antropică, răspunzătoare pentru intensificarea

efectului de seră, sunt următoarele: dioxidul de carbon, metanul, compuşii oxigenaţi ai azotului şi ai sulfului, derivatele halocarbonilor (clorofluorocarbonii sau freonii, hidroclorofluorocarbonii, hidrofluorocarbonii, bromocarbonii), ozonul troposferic, aerosolii (Stănescu şi colab., 1999).

Tendinţa de încălzire a climatului s-a constatat şi în zona geografică a României (Iliescu, 1994, Bogdan şi Cheval, 1998, Cheval, 2000).

Studierea evoluţiei temperaturii medii anuale după variaţia abaterilor faţă de media de referinţă multianuală conduce la aceeaşi concluzie: după 1980 a crescut frecvenţa abaterilor pozitive, fenomenul fiind caracteristic îndeosebi ultimului deceniu al secolului 20, ceea ce subliniază tendinţa actuală de încălzire şi în zona României (Cheval, 2000).

Referitor la tendinţa de evoluţie a temperaturilor medii anuale din România în secolul 20, autorul citat menţionează următoarele constatări: inexistenţa unor cicluri precise de evoluţie; influenţele regionale ale maselor de aer sunt estompate de contextul sinoptic de ansamblu; suprafaţa activă este mai puţin importantă în definirea sensului tendinţei, dar influenţează amploarea acesteia.

Analiza tendinţei polinomiale de evoluţie a temperaturii medii anuale la un număr de 17 staţii meteorologice din ţară cu şir lung de observaţii (la majoritatea staţiilor şirul depăşeşte 100 de ani), arată că ramura cea mai recentă de la fiecare staţie, observată începând cu sfârşitul anilor ‘80 şi începutul anilor ‘90 ai secolului trecut, este crescătoare. Acest fapt sugerează că şi viitorul apropiat se va caracteriza printr-o creştere a temperaturii medii anuale.

Utilizarea metodei mediilor glisante pe intervale de 5 ani şi determinarea trendului liniar al temperaturii medii anuale pe ansamblul teritoriului României pentru perioada 1897-1997 evidenţiază, de asemenea, o tendinţă de uşoară creştere a acestui parametru climatic.

Creşterea temperaturii este cea mai evidentă 1a staţiile meteorologice din S şi SE ţării, destul de clară pentru staţiile din N şi E, foarte uşoară la staţiile din centru şi nesesizabilă la staţiile din SV teritoriului. Anotimpual, tendinţa de creştere cea mai clară a avut-o temperatura medie a iernii, primăvara trendul a fost tot pozitiv, dar de mică valoare, vara s-a caracterizat printr-o relativă staţionaritate, iar temperatura medie a toamnei a marcat o tendinţă de uşoară scădere.

La scara teritoriului României, anul cel mai cald a fost 1994, dar la mai multe staţii meteorologice cele mai mari temperaturi medii anuale din istoricul observaţiilor s-au înregistrat în anul 2000: 13,3° C la Drobeta Turnu Severin, 12,4° C la Timişoara, 11,5° C la Tg. Jiu, 10,3° C la Roman.

7.3. Consecinţe şi fenomene asociate încălzirii globale actualeEfectele variaţiilor climei, în speţă ale încălzirii globale actuale, se concretizează printr-o

paletă largă de riscuri, atât pentru societatea omenească, cât şi pentru mediul natural. Unele dintre consecinţe au caracter de pericol imediat (sporirea frecvenţei şi a intensităţii fenomenelor climatice de risc, extinderea deşertificării, diminuarea resurselor de apă), altele se vor resimţi mai intens în viitorul mai îndepărtat (creşterea nivelului Oceanului Planetar, modificări în biodiversitatea speciilor).

Creşterea nivelului Oceanului PlanetarReprezintă un impact direct asupra mediului hidrosferic, dar care generează riscuri pentru

multe componente ale mediului înconjurător. La scară globală, în ultimii 125 de ani creşterea a fost apreciată la valori cuprinse între 10 şi 25 cm, ceea ce înseamnă o creştere medie de 1-2 mm/an. Conform IPCC, în anul 2100 nivelul poate să crească, în funcţie de scenariul utilizat, cu 30-110 cm. Această creştere are două cauze principale: expansiunea termică sau dilatarea apei marine, respectiv creşterea volumului de apă în urma topirii gheţarilor polari (continentali şi marini), ca şi a celor

70

Page 71: Riscuri Climatice Extreme

montani. Cercetările arată că, în ultimii 45-50 de ani, grosimea gheţii în Oceanul Arctic s-a redus cu 40% în perioada de sfârşit de vară-început de toamnă, iar la nivelul întregii Emisfere Nordice se constată o diminuare cu 10-15% a suprafeţelor ocupate de gheţarii marini. În Antarctida, în ultimii 50 de ani s-au topit gheţari de pe circa 8.000 km2. În urma încălzirii, gheţarii de munte s-au retras spre altitudini mai mari, fenomen observat atât la latitudini medii, cât şi, îndeosebi, la latitudini mici (Africa de Est, Munţii Anzi). De asemenea, observaţiile de la sol şi cele satelitare evidenţiază şi o restrângere a suprafeţelor acoperite cu strat de zăpadă temporar.

Impactul negativ major al creşterii nivelului Oceanului Planetar se constată în zonele costiere joase şi în insule, în ambele situaţii putând fi vorba de regiuni foarte bine populate, unele foarte importante şi din punct de vedere economic (agricultură, turism, pescuit, obiective industriale, căi de comunicaţie, activităţi portuare etc.). În cazul unor ţări sărace, consecinţele pot deveni dramatice, costurile induse de măsurile de protecţie fiind foarte mari. Efectele negative asociate creşterii nivelului Oceanului Planetar acoperă o gamă foarte largă de aspecte: salinizarea apelor subterane; diminuarea resurselor de apă proaspătă; inundarea unor suprafeţe întinse; perturbarea mareelor şi a scurgerii râurilor în sectoarele lor inferioare (Pad, Mississippi, Amazon, Niger, Nil, Gange, Indus, Mekong, Yangtze); afectarea sistemelor de irigaţii; eroziunea plajelor şi a falezelor (cazul Floridei în anii ‘60, Carolina de Nord, ţărmul pacific al SUA, litoralul Marii Britanii la Marea Nordului etc.); distrugerea vegetaţiei naturale, cum ar fi pădurile de mangrove, care ocupă zonele cu maree pe 25% din ţărmurile tropicale şi care au un rol foarte important în stabilizarea ţărmului, reprezentând totodată habitatul unei comunităţi extrem de diverse de specii marine şi terestre.

Creşterea frecvenţei şi a intensităţii fenomenelor climatice şi hidrologice de riscAceastă apreciere caracterizează îndeosebi ultimii 30 de ani (WMO Report, 2002). Potrivit

aceleiaşi surse, în ultimii 10 ani numărul catastrofelor hidrometeorologice s-a dublat. Această constatare nu este surprinzătoare, dacă avem în vedere faptul că, în condiţiile încălzirii actuale, a apărut un surplus de energie, care trebuie consumat. Cu ocazia sărbătoririi Zilei Mondiale a Meteorologiei la 23 martie 2002, când s-au aniversat şi 51 de ani de la înfiinţarea OMM, secretarul general al organizaţiei, Godwin O. P. Obasi, a transmis mai multe mesaje, unul dintre acestea având ca subiect “Reducerea vulnerabilităţii faţă de extremele vremii şi climei”. Cu acest prilej, s-a menţionat creşterea frecvenţei fenomenelor climatice de risc la toate scările spaţio-temporale şi s-au dat publicităţii o serie de date de bilanţ. Spre exemplu, OMM apreciază că, în perioada actuală, fenomenele climatice şi hidrologice extreme au drept urmare, în medie pe un an, un număr de 250.000 de victime umane, iar valoarea pagubelor materiale se ridică la 50-100 de miliarde de dolari SUA. În deceniul 1991-2000, continentul cel mai afectat de astfel de fenomene a fost Asia, unde s-au înregistrat 43% din numărul evenimentelor extreme şi 80% din numărul victimelor. S-a subliniat importanţa supravegherii mediului aerian, a elaborării unor avertizări cât mai precise în situaţii critice, astfel încât, printr-o bună conlucrare a celor interesaţi şi prin planificarea optimă a acţiunilor, să se ajungă la diminuarea semnificativă a numărului victimelor şi a valorii pagubelor materiale. Spre exemplu, prin astfel de acţiuni s-a reuşit ca în Bangladesh, în condiţiile evoluţiei unor cicloni tropicali de aproximativ aceeaşi intensitate, numărul victimelor să se reducă de la circa 300.000 (“record mondial”) în 1970, la 13.000 în 1992 şi la numai 200 de victime în 1994.

Conform rapoartelor mai multor societăţi de asigurări, în intervalul 1950-1999 pagubele provocate de aceste fenomene au fost evaluate la circa 940 miliarde de $. Institutul “World Watch” subliniază faptul că anul 1998 a reprezentat un maxim în istorie în ceea ce priveşte dezastrele climatice: peste 32.000 de morţi, peste 300.000.000 de persoane afectate, pagube materiale de peste 90 de miliarde de dolari. Un alt exemplu este oferit de fenomenul ENSO din 1997-1998, cel mai intens al secolului 20, care a afectat 110 milioane de oameni, iar pagubele înregistrate s-au cifrat la circa 100 miliarde de $. De asemenea, o serie de alte fenomene extreme, cum sunt ciclonii tropicali sau tornadele, par a avea o frecvenţă crescută în ultimii ani.

Secetele repetate, tendinţa de aridizare, intensificarea proceselor de deşertiflcare au adus şi aduc mari suferinţe unui număr foarte mare de oameni, apreciat la aproximativ 1,2 miliarde. În acest

71

Page 72: Riscuri Climatice Extreme

context, diminuarea resurselor de apă reprezintă o ameninţare foarte serioasă pentru generaţiile viitoare.

La fel se prezintă situaţia şi în cazul perioadelor excedentare pluviometric, sfârşitul de secol 20 şi începutul secolului 21 marcând, în mai multe zone, adevărate recorduri în ceea ce priveşte fenomenele hidrologice de risc (inundaţii, modificări ale cursurilor de apă, distrugeri de lucrări hidrotehnice, probleme în alimentarea cu apă etc.). Constatările prezentate în acest aliniat sunt valabile şi pentru teritoriul României, lucru uşor de exemplificat prin derularea evenimentelor extreme care s-au produs în ultimii ani, o parte dintre acestea fiind amintite în capitolele anterioare.

O analiză a rolului factorilor meteorologici în declanşarea inundaţiilor mari produse în întregul bazin hidrografic al Someşului (Moldovan şi colab., 2000 b), evidenţiază faptul că, în perioada 1970-2000, în bazinul menţionat s-au produs 12 viituri care au produs inundaţii foarte mari, unele chiar catastrofale (în 1970, de exemplu). Evenimentele hidrologice analizate au avut o probabilitate de apariţie cuprinsă între 1 şi 15%, unele afectând şi alte zone ale ţării.

Inundaţiile de iarnă sunt exemplificate prin evenimentele din decembrie 1978 şi, cu deosebire, din decembrie 1995-ianuarie 1996. În ambele situaţii, factorul declanşator a fost topirea bruscă a unui strat gros de zăpadă, din cauza creşterii spectaculoase a temperaturii aerului, asociată cu precipitaţii lichide însemnate cantitativ.

Frecvenţa inundaţiilor a fost maximă în timpul primăverii, îndeosebi la începutul acesteia (50% dintre evenimente). Ca exemple, sunt menţionate inundaţiile din martie 1981 şi 2000, din aprilie 1986 şi 2000, din mai 1970, 1978 şi 1991, inundaţiile fiind de origine mixtă, nivo-pluvială. Contextul sinoptic în care au apărut inundaţiile a fost destul de diferit, dar încălzirea şi căderile de precipitaţii lichide au fost asociate unei depresiuni, fie de origine atlantică, fie mediteraneană.

Inundaţiile mari de vară au fost mai puţin numeroase (iunie 1974 şi 1998, iulie 1980), ele fiind urmarea precipitaţiilor abundente generate de fronturile unor perturbaţii depresionare care au evoluat în culoarul depresionar extins din NV sau N Europei până în bazinul Mării Mediterane. Fiind vară, cantităţile de precipitaţii au fost amplificate de convecţia termică şi orografică, favorizată de trăsăturile reliefului părţii de NV a României.

În intervalul studiat, în bazinul Someşului nu au fost consemnate inundaţii mari de toamnă.Concluziile care au rezultat în urma analizei arată că factorul meteorologic principal care a

indus inundaţiile catastrofale din teritoriul cercetat a fost reprezentat de variaţiile bruşte şi intense ale temperaturii aerului, impuse de circulaţia atmosferică. Stabilitatea circulaţiei aerului în altitudine a condus la persistenţa prelungită (până la 10 zile) a proceselor de răcire (în sezonul cald), respectiv de încălzire a vremii (în sezonul rece). În ultima perioadă de timp s-a constatat o creştere a frecvenţei situaţiilor de înlocuire bruscă a unor mase de aer cu contraste termice mari, ceea ce a determinat apariţia unor condiţii foarte favorabile topirii bruşte a zăpezii, respectiv producerii unor cantităţi mari de precipitaţii într-un interval scurt de timp (24-48 ore). Ca urmare, au crescut frecvenţa şi intensitatea viiturilor generatoare de inundaţii catastrofale. Pentru diminuarea consecinţelor negative ale acestora, un rol important revine unei atente urmăriri a prognozelor meteorologice pe termen mai lung (lunare, anotimpuale) şi amendării permanente a acestora cu prognozele de scurtă durată.

Impactul schimbărilor climatice asupra resurselor de apăDiminuarea resurselor de apă disponibile pentru populaţie este un fenomen de mare

actualitate, chiar şi dacă nu s-ar avea în vedere schimbările climei. Creşterea demografică, dezvoltarea activităţilor economice, gospodărirea necorespunzătoare a resurselor existente, problemele apărute în utilizarea resurselor de apă în cadrul bazinelor hidrografice transfrontaliere etc. reprezintă tot atâtea pericole potenţiale pentru viitorul apropiat.

Schimbările climatice vor modifica regimul actual al precipitaţiilor şi al evaporării. Vor apărea perturbări în ciclul hidrologic al apei, se va reduce acumularea zăpezii în zonele montane şi în cele de la latitudini mai mari, vor scădea rezervele de ape subterane. De aceea, scurgerea se va diminua apreciabil, cu valori care, pentru zonele mai uscate, sunt estimate între 40 şi 70% faţă de situaţia actuală.

72

Page 73: Riscuri Climatice Extreme

În aceste condiţii, se va accentua stresul asupra populaţiei, agriculturii şi mediului înconjurător. Ca urmare, pe de o parte, sunt necesare măsuri complexe care să asigure menţinerea unor rezerve de apă satisfăcătoare din punct de vedere cantitativ (dar şi calitativ), iar pe de altă parte, se impune o sensibilizare a populaţiei şi elaborarea unor politici adecvate, precum şi dezvoltarea unor cercetări asupra vulnerabilităţii şi rezilienţei bazinelor hidrografice, care să stea la baza planificării gospodăririi apei în eventualitatea în care estimările referitoare la impactul schimbărilor climatice se vor adeveri (IUCC, 1994),

Impactul schimbărilor climatice viitoare asupra resurselor de apă de pe teritoriul României a fost analizat cu ajutorul unui model de tip ploaie-scurgere, având la bază un model din străinătate (Canadian Climate Change Model) pe care s-au rulat mai multe scenarii (Stănescu şi colab., 1999). Rezultatele obţinute evidenţiază, printre altele: diminuarea scurgerii în condiţiile dublării cantităţii de dioxid de carbon din atmosferă; creşterea variaţiei coeficientului mediu al scurgerii lunare în comparaţie cu scurgerea lunară multianuală; cea mai mare diminuare a scurgerii maxime lunare se va observa în luna aprilie; deplasarea maximelor scurgerii medii lunare din lunile de primăvară-vară către lunile de iarnă, ca urmare a intensificării topirii zăpezii, în condiţiile creşterii temperaturii în sezonul de iarnă; deplasarea minimelor scurgerii medii lunare din perioada octombrie-ianuarie către august-octombrie, din cauza creşterii temperaturii aerului (ceea ce determină accentuarea evapotranspiraţiei şi scăderea umezelii solului), precum şi datorită diminuării cantităţilor de precipitaţii la începutul toamnei.

DeşertificareaÎn multe clasificări ale fenomenelor de risc, deşertificarea este considerată, alături de

modificările intervenite în biodiversitatea speciilor, un fenomen de risc de natură ecologică, aflat în strânsă legătură cu riscurile naturale şi cu cele antropice (Bogdan, Niculescu, 1999). Astfel, ea nu poate fi separată de condiţiile climatice, care au un rol foarte important în declanşarea şi evoluţia deşertificării. Procesul de deşertificare are conotaţii multiple şi cauzele apariţiei lui nu trebuie limitate numai la accentuarea deficitului pluviometric, pe fondul unor temperaturi mai ridicate. Totuşi, este evident faptul că prelungirea perioadelor secetoase reprezintă un suport important pentru intensificarea acestui proces, care apare atunci când secetele îndelungate se suprapun peste un climat semiarid. Noţiunea de deşertificare a devenit foarte uzuală în special la începutul anilor ‘80. Atunci, prin deşertificare se înţelegea procesul prin care ecosistemele regiunilor semiaride îşi pierd capacitatea de a se regenera, lăsând locul deserturilor propriu-zise. Ulterior, termenul a primit un conţinut mai complex. Astăzi, noţiunea de deşertificare presupune mai multe aspecte: mare variabilitate a precipitaţiilor, cu secete frecvente; diminuarea suprafeţelor acoperite cu vegetaţie; dispariţia plantelor persistente, îndeosebi a celor de talie mai mare (arbuşti, arbori); sărăcirea şi eroziunea solului, prin procese cum sunt deflaţia, şiroirea, ravenarea; salinizarea şi alcalinizarea solurilor; înaintarea deşertului prin eroziunea difuză a solului şi, mai rar, prin fronturile de dune, astfel încât locul stratului de sol este luat de roca-mamă sau de nisip.

Conform cercetărilor, în momentul de faţă aproximativ 20 de milioane de km2, reprezentând 15% din suprafaţa uscatului, sunt afectate în diferite grade de procesul de deşertificare. Surse ale OMM arată că, anual, circa 40.000 km2 de noi terenuri intră sub influenţa acestui proces.

La apariţia şi extinderea deşertificării contribuie mai mulţi factori. Pe de o parte, sunt factorii naturali, reprezentaţi, în principal, de creşterea frecvenţei şi a intensităţii perioadelor secetoase, care se desfăşoară pe fondul încălzirii globale. Pe de altă parte, un rol foarte important îl are şi factorul antropic. Locuitorii regiunilor afectate de deşertificare favorizează acest proces prin mai multe acţiuni: cultivare excesivă şi de tip monocultură; suprapăşunat; despăduriri; incendierea vegetaţiei persistente (tufişuri); practicarea unei agrotehnici necorespunzătoare; diminuarea nomadismului, urmată de suprapăşunat şi de distrugerea de către animale a terenurilor din apropierea surselor de apă; creşterea demografică. Se poate vorbi astfel despre interacţiuni multiple, antrenate în cadrul unor mecanisme de tip feedback. De exemplu, creşterea cantităţilor de praf din aer reduce pierderile de căldură prin radiaţie terestră, fapt care conduce la creşterea temperaturii şi la scăderea umezelii aerului; în acest fel, se diminuează procesul de formare a rouei, solul rămânând

73

Page 74: Riscuri Climatice Extreme

mai uscat şi mai friabil, ceea ce favorizează continuarea deflaţiei şi a coraziunii, deci creşterea în continuare a cantităţii de praf din aer etc. Un alt exemplu: secetele naturale intensifică degradarea terenurilor, care, la rândul ei, accentuează aceste secete.

Printre zonele reprezentative pentru prezenţa procesului de deşertificare, un loc aparte este deţinut de continentul Africa. În teritoriile africane situate la nord de Ecuator, procesul de deşertificare este prezent pe o fâşie lungă de circa 7.000 de km, extinsă între Oceanul Atlantic şi Marea Roşie, de o parte şi de alta a paralelei de 15° lat. N, pe o lăţime cuprinsă între 350 şi 1.200 km (Bryant, 1991). Regiunea astfel delimitată include în primul rând Sahelul - zona de contact a savanei cu Deşertul Sahara, extinsă în Mauritania, Senegal, Gambia, Mali, Burkina Faso, Niger, nordul Nigeriei, Ciad -, la care se adaugă teritorii situate în estul continentului, în Sudan, Etiopia, nordul Kenyei, Somalia şi Djibouti.

În medie, aceste regiuni primesc între 150 şi 500 mm de precipitaţii pe an, dar unii autori încadrează Sahelul între izohietele anuale de 100 şi 600 sau chiar 700 mm (Lamarre, Pagney, 1999). Conform observaţiilor, în primul rând ale celor satelitare, Sahara înaintează spre sud cu 1-5 km/an. Gravitatea situaţiei este accentuată de faptul că în arealul menţionat sunt situate unele dintre cele mai sărace ţări ale lumii, astfel încât consecinţele deşertificării sunt cu atât mai nefaste: foamete, boli, mortalitate ridicată, număr mare de copii orfani, migraţia populaţiei rurale spre mediul urban, modificarea normelor sociale şi a valorilor, imposibilitatea refacerii economice a familiilor afectate, creşterea numărului transfugilor, stare de nesiguranţă, de agitaţie politică şi interetnică, apariţia conflictelor militare etc. Nu în ultimul rând, se adaugă la această listă degradarea, de multe ori ireversibilă, a mediului înconjurător. În cursul secolului 20, zona Sahelului a fost afectată de mai multe perioade secetoase, cele mai grave fiind cele din intervalele 1968-1973 şi 1997-1994 (cu apogeul din 1983-1984). În Africa, procesul deşertificării se constată şi în alte ţări, cum sunt: Botswana, Namibia, Africa de Sud, Angola, ţările Africii de Est, SV Madagascarului. În Africa de Sud efectele deşertificării sunt mai puţin grave, în principal din cauza fondurilor financiare importante investite de stat în monitorizarea şi combaterea acestui fenomen, precum şi pentru ajutorarea populaţiei afectate.

Un alt exemplu este cazul Australiei, unde suprafeţele aride şi semiaride ocupă areale foarte extinse, mai ales în centrul, vestul şi sudul continentului, caracterizate printr-un climat foarte sărac în precipitaţii.

În Australia, la fel ca şi în Africa de Sud, efectele secetelor sunt mai puţin grave decât în ţările în curs de dezvoltare, mai ales din cauza unor proceduri agricole şi neagricole avansate, care au ca scop: păstrarea apei în sol; combaterea eroziunii solului; utilizarea raţională a precipitaţiilor pentru irigaţii; supravegherea permanentă, inclusiv din avioane, a stării solului şi a deplasării animalelor în timpul păşunatului; valorificarea informaţiilor oferite de prognozele meteorologice; asigurarea necesarului de hrană şi apă pentru animale, inclusiv transportarea acestora în afara regiunilor care suferă din cauza lipsei prelungite de precipitaţii; ajutorarea fermierilor prin politici financiaro-fiscale adecvate; supravegherea strictă şi reducerea drastică a consumului de apă în perioadele de secetă accentuată.

Procesul de deşertificare este prezent şi la latitudini mai mari, în zonele cu climat subtropical continental sau în cele de la limita acestuia cu climatul temperat continental: Podişul Marelui Bazin, Podişul Colorado, partea sudică a Podişului Preriilor (în America de Nord), pampasurile uscate preandine (în America de Sud), Podişul Anatoliei, Siria, Irakul, Iranul, Afganistanul, regiunile Aralo-Caspice, Asia Centrală, vestul Chinei (în Asia). Fenomenul se întâlneşte şi în Europa, atât în spaţiul mediteranean (Spania, sudul Franţei, centrul şi sudul Italiei, sudul Peninsulei Balcanice), cât şi în Europa Estică şi Europa Centrală.

În contextul de mai sus, se poate aminti şi despre tendinţa de aridizare, denumită de către unii autori “de deşertificare”, constatată pe teritoriul României, îndeosebi în regiunile extracarpatice. Spre exemplu, perioada 1981-1993 a marcat, pe de o parte, o creştere a valorii indicelui de ariditate aproape în toate zonele extracarpatice, inclusiv în Câmpia şi Dealurile Vestice (Popovici şi colab., 1994). Pe de altă parte, s-au observat extensiuni teritoriale ale zonelor afectate de un grad de ariditate mai ridicat, cum ar fi în sudul Olteniei, în Bărăgan, în Dobrogea şi în sudul

74

Page 75: Riscuri Climatice Extreme

Moldovei.Cazul “deşertificării” Olteniei este unul dintre cele mai tipice. În trecut, nisipurile de aici

erau fixate prin plantaţii de salcâmi. După anul 1989, multe păduri au fost tăiate (13.000 ha numai în judeţul Dolj), fie pentru lemn, fie pentru a se mări suprafaţa cultivată.

În aceste condiţii, observaţiile meteorologice evidenţiază o creştere semnificativă a temperaturii aerului şi a solului în perioada caldă (mai-august), fapt care, asociat cu existenţa unor perioade deficitare pluviometric, favorizează “deşertificarea” acestei zone a ţării. Fenomenul se observă în aproape întreaga Câmpie Română, cu o notă în plus pentru nisipurile din Bărăgan şi din Câmpia Şiretului Inferior.

Creşterea gradului de aridizare se desfăşoară pe fondul reducerii pronunţate a utilizării sistemelor de irigaţii, astăzi în bună măsură distruse. Perioadele secetoase care s-au înregistrat în ultimii ani (de exemplu, în anul 2000) au contribuit la accentuarea tendinţei de aridizare observată cu deosebire în regiunile extracarpatice din România.

Consecinţe asupra biosferei şi pedosfereiCa şi deşertificarea, modificările survenite în biosferă sunt considerate că aparţin riscurilor

ecologice. Totuşi, în aceste modificări sunt puternic implicate şi variaţiile condiţiilor climatice.Impactul asupra vegetaţiei presupune mai multe aspecte, pentru viitor aşteptându-se o serie

de modificări în structura şi repartiţia vegetaţiei, atât a celei naturale, cât şi a celei cultivate.Observaţiile făcute asupra pădurilor boreale din Emisfera Nordică arată o deplasare spre

latitudini mai mari, în domeniul actual al tundrei, a pădurilor de conifere din Finlanda, Canada, Alaska. În acelaşi timp, la limita sudică a pădurilor boreale se constată o degradare destul de rapidă şi pe suprafeţe mari a pădurilor, ceea ce i-a făcut pe unii cercetători să susţină că arealele ocupate de pădurea boreală, care reprezintă în prezent circa 17% din suprafaţa uscatului, se vor reduce în viitor cu 10-15%. De asemenea, în unele regiuni din Emisfera Nordică, din cauza iernilor mai blânde, a crescut durata perioadei de vegetaţie.

În Europa se estimează extinderea spre nord a vegetaţiei de tip mediteranean, ca şi a mai multor tipuri de culturi agricole. În Munţii Alpi s-a observat o creştere a limitei altitudinale a unor specii de plante, în medie cu 1-4 m la fiecare 10 ani.

În condiţiile creşterii temperaturii, se preconizează expansiunea unor specii de plante “exotice”, care pot profita de noile condiţii climatice. Acest lucru va duce la diminuarea sau chiar la suprimarea plantelor native (de exemplu, extinderea arbuştilor lemnoşi în dauna păşunilor în regiuni din Australia şi Africa, sau proliferarea ierbii chat şi a ciulinului rusesc în vestul Americii de Nord.

Deoarece zonele climatice actuale reprezintă un optim pentru multe plante de cultură, aceste deplasări vor influenţa negativ productivitatea agricolă şi şeptelul.

Consecinţele asupra lumii animale pot fi şi ele foarte importante. Astfel, temperaturile mai ridicate vor accelera metabolismul unor insecte dăunătoare, care se vor înmulţi mai mult, vor putea migra mai de timpuriu şi pe areale mai extinse, cu atât mai mult cu cât unele specii de insecte vor putea supravieţui iernilor mai blânde. Preocupă mai ales posibilitatea extinderii arealului de răspândire a unor insecte caracteristice latitudinilor tropicale şi subtropicale, care sunt foarte periculoase pentru agricultură, pentru păduri, ca şi pentru sănătatea omului. În cazul animalelor mai mari este posibilă, de asemenea, mărirea arealului unor specii agresive, care pot distruge speciile native din anumite teritorii.

Încălzirea globală influenţează şi desfăşurarea ciclului sezonier al plantelor şi al animalelor, accentuând vulnerabilitatea mecanismelor care implică reacţii fotoperiodice. În aceste condiţii, migraţiile multor specii de păsări şi peşti vor fi sensibil afectate, lucru care va avea repercusiuni şi în alte domenii (de exemplu, în activitatea economică). Creşterea temperaturii apei va putea determina, de asemenea, reducerea sau chiar dispariţia unor specii, precum şi modificări importante în dinamica populaţiei unor specii de peşti, crustacee şi reptile. În acest sens, în anul 2002 Uniunea Mondială a Conservării Mediului aprecia că circa 13% din totalul speciilor de pe Glob sunt în pericol de a dispărea în viitorul apropiat, alte surse ridicând această cifră până la 22% sau chiar 47%. Astfel, diversitatea biologică globală - varietatea speciilor care face ca un ţinut să fie diferit de

75

Page 76: Riscuri Climatice Extreme

celălalt - va tinde să scadă, deoarece din ce în ce mai multe resurse ale vieţii sunt absorbite de organisme viguroase, oportuniste, care prosperă pe seama instabilităţii (Brown, 1997).

Un pericol îl reprezintă schimbările climatice şi în legătură cu acţiunea agenţilor patogeni şi a paraziţilor. Aceste organisme au un rol foarte important în modelarea ecosistemelor şi ţin sub control numărul populaţiei gazdelor lor, deci menţin un echilibru între competitori şi raporturi adecvate între pradă şi prădător. Schimbările climei ar putea tulbura acest echilibru prin creşterea ratei de infecţii sau prin favorizarea răspândirii unor boli (Iakab, 2001).

Mediul pedosferic va fi influenţat şi el de încălzirea globală, efectele principale constând în creşterea frecvenţei apariţiei şi intensificarea eroziunii solului, în special în regiunile semiaride. Ca urmare a intensificării evaporaţiei va creşte şi salinitatea solului, toate aceste fenomene conducând la o diminuare a fertilităţii terenurilor. De asemenea, în condiţiile în care solurile dintr-un anumit teritoriu, situat la latitudini mai mari, ajung într-o nouă zonă climatică, s-ar putea ca, din cauza fertilităţii lor mai scăzute, ele să nu suporte agricultura intensivă practicată astăzi la latitudini mai mici.

Mai multe studii efectuate în ţara noastră au avut drept scop estimarea impactului schimbărilor climatice pe teritoriul României (Cuculeanu, Tuinea, Bălteanu, citaţi de Iakab, 2001). Spre exemplu, scenariile rezultate din utilizarea CCCM (Canadian Climatic Change Model) evidenţiază că, în condiţiile creşterii temperaturii medii anuale cu 3,9-4,4° C şi a unei variaţii a precipitaţiilor medii lunare între -47% (scădere estimată mai ales pentru vară) şi 81% (creşteri pentru toamnă şi iarnă), producţiile de grâu de toamnă şi de porumb vor creşte şi se vor scurta perioadele de vegetaţie ale acestor culturi. Impactul asupra pădurilor a fost studiat pe baza utilizării mai multor scenarii aplicate modelului Holdridge de clasificare a zonelor de viaţă. Rezultatele evidenţiază o apropiere a terenurilor României de stepele temperate calde, o extindere a pădurilor uscate, migrarea mediilor de câmpie spre altitudini mai mari şi înlocuirea lor cu condiţiile specifice sudului Peninsulei Balcanice. Folosirea modelului dinamic JABOWA II a permis o serie de estimări asupra biomasei şi a evoluţiei speciilor care compun pădurile de conifere (areal reprezentativ - zona Predeal), de fag (analizat pe baza datelor de la Bistriţa) şi de stejar (considerat tipic pentru Bucureşti). Principalele concluzii desprinse arată că, pentru pădurile de conifere, modificările vor fi mai reduse, chiar şi după anul 2040. În schimb, după această dată, în condiţiile creşterii temperaturii aerului şi a stresului hidric, se va ajunge la o vulnerabilitate mare pentru pădurile de stejar şi de fag, ceea ce va duce la scăderea productivităţii şi a capacităţii de rezistenţă a acestor specii, fapt care impune luarea, încă de pe acum, a unor măsuri de prevenire (crearea de arii ocrotite în zonele cu coeficient de împădurire mic, reabilitarea ecologică a zonelor defrişate etc.).

7.4. Prevenirea şi combaterea efectelor negative ale încălzirii globale actualeCreşterea concentraţiei GHG a alertat comunitatea internaţională, care a demarat mai multe

programe de contracarare a acestei tendinţe. Din păcate, în ciuda unor realizări, situaţia rămâne încă alarmantă. Astfel, la Conferinţa ONU asupra Schimbărilor Climei de la Delhi (octombrie 2002), s-a făcut un bilanţ provizoriu asupra stării de realizare a prevederilor Protocolului de la Kyoto (1997). Acest protocol este urmarea semnării, de către reprezentanţii a 166 de state, a Convenţiei-Cadru asupra Schimbărilor Climei, prezentată la Conferinţa ONU asupra Mediului şi Dezvoltării de la Rio de Janeiro (iunie 1992). Protocolul stipulează ca până în anul 2012 să se ajungă la o reducere cu 5,2% (faţă de nivelurile din 1990) a emisiilor de gaze care intensifică efectul de seră al Atmosferei. La reuniunea de la Delhi s-a constatat că, până la data de 01.10.2002, au semnat Protocolul de la Kyoto un număr de 95 de state, dar ponderea emisiilor statelor semnatare din totalul emisiilor de dioxid de carbon nu reprezintă decât 37%. Ţări cu emisii importante cantitativ nu au semnat încă Protocolul (cazul Rusiei) sau, dacă l-au semnat, acesta nu a fost încă ratificat de către organul legislativ suprem al statului (cazul SUA). De asemenea, este de subliniat faptul că, în anul 2000, emisiile ţărilor puternic dezvoltate au crescut faţă de 1990 (cu 8,8% în SUA, cu 9,6% în Australia, cu 12,5% în Japonia), fenomen contracarat parţial de scăderea cu 38% a emisiilor în CSI şi în statele Europei Răsăritene, respectiv cu 7,6% în Germania (ca urmare a reformei industriale din fosta Germanie de Est).

76

Page 77: Riscuri Climatice Extreme

Emisiile de gaze de origine antropică, concomitent cu creşterea temperaturii în urma intensificării efectului de seră, sunt răspunzătoare şi pentru alte procese, aflate în strânsă corelaţie cu încălzirea actuală. Este vorba despre accentuarea poluării atmosferei şi de diminuarea stratului de ozon stratosferic, ambele aspecte constituind un domeniu de cercetare foarte vast şi foarte bine reprezentat în literatura de specialitate.

Pentru contracararea efectelor negative induse de creşterea emisiilor de gaze care intensifică efectul de seră, în special a dioxidului de carbon, există o gamă largă de propuneri: diminuarea subvenţionării exploatării şi folosirii resurselor energetice convenţionale şi acordarea de subvenţii pentru realizarea unor dispozitive care să utilizeze surse de energie neconvenţională (energia eoliană, energia solară, energie geotermală etc.); reducerea subvenţiilor pentru construcţiile de drumuri şi pentru dezvoltarea industriei automobilelor având motoare cu combustie internă; dotarea autovehiculelor cu dispozitive antipoluante; înlocuirea benzinei şi a motorinei cu alţi combustibili, mai puţin poluanţi (biogaz, metanol); înlocuirea pieselor autovehiculelor realizate din materiale energofage (oţel, aluminiu), cu materiale plastice şi compozite; stimularea dezvoltării şi utilizării transportului în comun; interzicerea circulaţiei auto în anumite zone şi perioade de timp; introducerea taxelor de poluare; reducerea consumului de combustibili fosili folosiţi pentru încălzirea locuinţelor, prin îmbunătăţirea termoizolării acestora şi prin utilizarea unor instalaţii mai eficiente; introducerea şi respectarea unei legislaţii de mediu mai restrictive; educarea populaţiei în spiritul protejării mediului înconjurător.

Faţă de pericolele induse de secete, respectiv de accentuarea procesului de deşertificare, comunitatea internaţională a reacţionat, în principal, pe două căi: prin intensificarea cunoaşterii ştiinţifice în domeniu, respectiv prin acordarea de ajutoare materiale şi de asistenţă tehnică ţărilor aflate în situaţii critice. Astfel, în cadrul OMM se derulează proiectul intitulat “Plan de acţiune contra deşertificării”, iar ţările africane afectate de deşertificare au fondat, în 1973, Comitetul Interstatal de Luptă împotriva Secetei din Sahel (CILSS). Alte organisme internaţionale, cum ar fi FAO, OMS, UNESCO, UNICEF, Crucea Roşie, Semiluna Roşie etc., precum şi organizaţii religioase, organizaţii non-profit, ca şi mai multe personalităţi ale lumii contemporane au contribuit la ajutorarea ţărilor afectate de secete şi de extinderea procesului de deşertificare. Din păcate, nu de puţine ori aceste acţiuni au fost zădărnicite fie datorită insuficienţei reţelelor de transport din ţările destinatare ale ajutoarelor, fie din cauza corupţiei şi ineficientei administraţiei din unele dintre aceste ţări.

În mesajul difuzat cu ocazia Zilei Mondiale a Meteorologiei din 23 martie 2003, secretarul general al OMM a schiţat câteva direcţii de acţiune în vederea diminuării efectelor negative asociate schimbărilor climatice. Măsurile se referă, în esenţă, la următoarele aspecte:

• studierea şi reconstituirea cât mai exactă a climatelor trecutului;• creşterea gradului de cunoaştere a condiţiilor climatice actuale şi, în acest context, sporirea

volumului de informaţii provenite din regiunile polare şi cele oceanice;• perfecţionarea metodelor de prognozare a fenomenelor climatice de risc;• identificarea şi cartarea zonelor vulnerabile la aceste fenomene;• reducerea emisiilor de GHG;• micşorarea incertitudinilor privind prognozele pe termen lung, printr-o mai bună

parametrizare a proceselor şi fenomenelor care condiţionează comportamentul sistemului climatic al Pământului.

Având în vedere complexitatea problemelor, în rezolvarea lor trebuie să se implice mai mulţi factori: ONU şi diferite organizaţii interguvemamentale; Organizaţia Meteorologică Mondială şi Serviciile Meteorologice şi Hidrologice Naţionale; autorităţile naţionale şi locale; universităţile şi institutele de cercetare; diferite companii aparţinând sectorului privat; publicul larg; mass-media.

7.5. Estimări privind evoluţia climei în viitorEvoluţiei viitoare a climei preocupă un mare număr de cercetători, atât din domeniul

Climatologiei, cât şi din cadrul altor discipline. Actualitatea problemei este evidenţiată şi de faptul că, în anul 2003, tematica stabilită de OMM pentru manifestările prilejuite de sărbătorirea Zilei

77

Page 78: Riscuri Climatice Extreme

Mondiale a Meteorologiei (23 martie), s-a intitulat “Climatul nostru de mâine”.Evoluţia climei în viitorul mai îndepărtat este anticipată de o categorie aparte de prognoze,

cea a estimărilor climatice. La baza acestor predicţii stă modelarea matematică, care încearcă să ţină cont de cât mai mulţi dintre factorii care alcătuiesc sistemul climatic al Pământului.

Sub egida IPCC au fost elaborate Modelele Circulaţiei Generale (Global Circulation Models - GCMs) care cuprind reprezentări matematice ale proceselor din sistemul climatic, în speţă ale cuplajului atmosferă - ocean, bazate pe legile fizicii şi având drept scop principal simularea senzitivităţii sistemului climatic la modificările suferite de diferitele sale componente, în primul rând la creşterea concentraţiei gazelor care produc efectul de seră. Diferitele scenarii întocmite pentru aprecierea evoluţiei climei în perioadele viitoare arată că, în funcţie de cantitatea de emisii de gaze cu efect de seră luată în calcul (în special dioxidul de carbon), temperatura medie la scara planetei poate să crească până în anul 2100 cu o valoare cuprinsă între 1,4..4,5° C faţă de media actuală de 15° C (fig. 56). După alte surse, această creştere ar putea ajunge până la 5,8° C, ceea ce ar însemna cea mai mare valoare din ultimii 10.000 de ani.

Scenariul A are ca suport menţinerea situaţiei actuale, concretizată prin: control modest asupra emisiilor de CO2, a cărui cantitate se va dubla până în anul 2020 faţă de era preindustrială; continuarea despăduririlor, în special în zona tropicală; necontrolarea emisiilor de metan şi de oxizi de azot rezultate în urma activităţilor din agricultură. Astfel, până în anul 2100 va rezulta o creştere a temperaturii medii la nivelul Globului cu peste 4,0° C. Scenariile B, C, şi D presupun o reducere a emisiilor de gaze, oprirea despăduririlor, renunţarea la folosirea preponderentă a combustibililor fosili, ceea ce va avea drept urmare o reducere substanţială a creşterii temperaturii aerului, în condiţiile în care se va reduce progresiv şi concentraţia de substanţe ce intensifică efectul de seră al atmosferei.

Unele modelări arată că, deoarece temperaturile vor creşte mai mult la latitudini extratropicaie, şi deplasarea limitelor zonelor climatice va fi mai importantă la aceste latitudini. În regiunile latitudinilor medii (45-60°), deplasarea spre pol este evaluată la circa 200-300 km pentru fiecare grad Celsius în plus.

Alte rezultate ale modelărilor sugerează că la latitudini mai mari de 50° vom asista la răcirea iernilor şi la încălzirea primăverilor, în timp ce în zonele tropicale temperaturile vor creşte. De asemenea, predicţiile subliniază că, în secolul 21, cantităţile de precipitaţii vor creşte la latitudini medii şi mari, în timp ce la latitudini mici vor exista zone cu cantităţi peste normală, dar şi regiuni unde valorile vor fi sub mediile multianuale.

Se apreciază că va creşte frecvenţa perioadelor secetoase şi a celor în care se vor produce inundaţii, în acest sens estimându-se, de exemplu, o creştere a variabilităţii precipitaţiilor asociate musonului asiatic. Aceleaşi predicţii pe termen îndelungat vorbesc, pentru secolul 21, despre o uşoară creştere a amplorii fenomenului ENSO, iar pentru Emisfera Nordică se apreciază că va continua tendinţa de diminuare a stratului de zăpadă şi a suprafeţei gheţurilor marine, ca şi retragerea gheţarilor montani spre altitudini mai mari.

Modelări realizate pentru teritoriul României (de exemplu, cele obţinute cu ajutorul programului COSMIC, elaborat de Global Climate Change Research Environmental Group din Palo Ato, statul California, SUA), sugerează că în anul 2100 temperaturile medii lunare vor fi mai ridicate decât în prezent, mai ales în timpul iernii. Precipitaţiile medii lunare vor marca creşteri mai ales toamna (cu excepţia lunii septembrie), iarna şi primăvara, în timp ce lunile de vară vor fi aproximativ la fel de umede ca şi astăzi.

Faţă de cele de mai sus se impune precizarea că, totuşi, modelarea sincronă a proceselor fizice specifice tuturor componentelor sistemului climatic este dificil de realizat. Cauzele care conduc la această constatare sunt mai multe: timpii de reacţie foarte diferiţi ai componentelor sistemului climatic la modificările suferite de acestea (de la câteva zile, în cazul suprafeţei uscatului, la 1500 de ani, pentru oceanul adânc); cunoaşterea incompletă a unor interacţiuni, respectiv a mecanismelor de tip feed-back specifice subsistemelor care alcătuiesc clima Pământului; dificultatea modelării unor procese de mare importanţă pentru bilanţul energetic al Pământului, cum ar fi scurgerea, evapotranspiraţia etc. (Stănescu şi colab., 1999). În aceste condiţii, rezultatele

78

Page 79: Riscuri Climatice Extreme

oferite de GCMs trebuie privite cu multă circumspecţie.BIBLIOGRAFIE

Barry R.G., Chorley R.J. (1998), Atmosphere, weather and climat, 7th edition, Routledge, London and New York.

Bălteanu D. (1992), Natural hazards in Romania, “Revue Roumaine de Géographie”, 36, Bucureşti, p. 47-55.

Bogdan Octavia, Niculescu Elena (1999), Riscurile climatice din România, Academia Română, Institutul de Geografie, Bucureşti.

Bryant E.A. (1991), Natural hazards, Cambridge University Press. Chiotoroiu Brânduşa (1997), Variaţiile climei la sfârşitul mileniului II, Editura Leda,

Constanţa. Ciulache S., Ionac Nicoleta (1995), Fenomene atmosferice de risc, Colecţia „Scientia”,

Editura Ştiinţifică, Bucureşti. Moldovan F. (2003), Fenomene climatice de risc, Editura Echinox, Cluj-Napoca. Bălteanu D., Şerban Mihaela (2005), Modificări globale ale mediului. O evaluare

interdisciplinară a incertitudinilor, Editura CNI Coresi, Bucureşti. Farcaş I., Croitoru Adina-Eliza (2003), Poluarea atmosferei şi schimbările climatice.

Cauze, efecte şi măsuri de protecţie, Editura Casa Cărţii de Ştiinţă, Cluj-Napoca. Tanislav D., Costache Andra (2007), Geografia hazardelor naturale şi antropice, Editura

Transversal, Târgovişte.

79