Fenomene meteorologice extreme în România şi cauzele producerii acestora

În atmosferă, mişcarea este permanentă. Chiar şi în absenţa vântului puternic, putem sesiza această mişcare, prin urmărirea “traseului” neinfluenţat al fumului de ţigară, de exemplu. “Responsabilul” principal şi implicit furnizorul energiei mişcărilor din atmosferă este chiar Soarele, astrul care menţine viaţa pe Pământ. O bună parte (aproximativ jumătate) din radiaţia solară care pătrunde în atmosferă este reţinută de constituenţii acesteia sau reflectată înapoi în spaţiu. Dacă atmosfera nu ar fi avut această proprietate, radiaţia solară directă ar fi fost atât de puternică încât viaţa pe Pământ nu ar mai fi fost posibilă. Prin urmare, doar cele 50 de procente din energia solară ajung să încălzească Pământul – în mod inegal – provocând creşterea temperaturii şi evaporarea apei (proces-cheie pentru următoarele fenomene tratate aici şi parte din circuitul apei în natură). Aerul încălzit astfel de către Soare, fiind bineînţeles mai uşor, se ridică vertical în atmosferă prin procesele de convecţie termică şi turbulenţă termică – acestea constituind de asemenea mişcări în atmosferă cauzate de radiaţia solară. La rândul ei, radiaţia ajunsă pe Pământ este reflectată spre altitudine (un procent foarte mic fiind absorbit la suprafaţa terestră), iar din cantitatea reflectată numai 10% apucă să “evadeze” în spaţiu, restul fiind “întoarsă” din drum, înapoi spre suprafaţa terestră, de către elementele constitutive ale atmosferei. Acesta este efectul natural de seră al atmosferei terestre.

Aşadar, Soarele încălzeşte Pământul şi determină mişcări verticale ale aerului. Până aici, totul ar fi destul de simplu, însă Pământul nu are nici forma unui ecran de televizor, nici nu stă pe loc. Soarele încălzeşte inegal Pământul, atât cantitativ, cât şi temporal, tocmai datorită formei aproximativ rotunde, poziţiei înclinate a axei imaginare, cât şi celor două mişcări – de rotaţie şi de revoluţie – ale Terrei, despre care ştim că determină succesiunea zilelor şi nopţilor, respectiv succesiunea anotimpurilor. Forma sferică a Pământului determină o încălzire inegală a suprafeţei. Aceeaşi cantitate de energie se transmite şi către Ecuator şi către poli, numai că Ecuatorul o primeşte pe o suprafaţă mai mică, în timp ce la poli se întâmplă exact invers, suprafaţa de recepţie a radiaţiei este mai mare, un metru pătrat de la poli primind o cantitate mult mai mică de energie decât acelaşi metru pătrat de la Ecuator.

Pentru a putea înţelege mecanismul mişcărilor din atmosfera terestră, apelăm în cele ce urmează la “metoda celor 4 presupuneri”, un fel de modelare fictivă a proceselor, care evoluează treptat în cea reală.

Presupunerea 1:

Pământul are o formă aproximativ sferică, are o suprafaţă netedă şi uniformă (uscat fără forme de relief) şi NU se roteşte, în schimb primeşte căldură uniform de la Soare, ca şi cum astrul s-ar roti în jurul Terrei. Pentru a ajunge la un echilibru, aerul încălzit inegal se pune în mişcare. Ştim deja că la Ecuator acesta este mai cald, iar la poli este mai rece. Aerul cald de la Ecuator se ridică peste cel rece până la o altitudine suficientă încât să se răcească, apoi se împrăştie către cei doi poli, în altitudine. Tot dintr-un capitol de meteorologie, ştim că atmosfera generează şi o presiune pe suprafaţa terestră, această presiune fiind bineînţeles mai scăzută acolo unde aerul este mai puţin dens – respectiv la Ecuator, pentru că aerul de aici este mai cald şi evadează mai repede în atmosferă. Mai ştim şi că o zonă cu presiune atmosferică mică este “bântuită” de fenomene de instabilitate meteorologică dintre cele mai diverse, aspect care va fi detaliat puţin mai jos. Ecuatorul însuşi reprezintă o centură de joasă presiune atmosferică. Revenind la ipoteza noastră, trebuie să vedem şi ce se întâmplă cu aerul mai rece dinspre poli. Acesta “evadează” de asemenea, în sens invers, adică spre Ecuator, dar pe la altitudini mai mici, generând presiune atmosferică mai mare şi condiţii meteorologice asociate, de stabilitate. Mecanismul acestei mişcări este foarte simplu. Aerul mai concentrat tinde să se transfere către zone cu aer mai puţin concentrat. Aşa cum apa unui râu curge de la deal către vale, la fel aerul din apropierea solului va “curge” din zona cu presiune mare spre zona cu presiune mică, respectiv de la poli către Ecuator. Recapitulând, ne dăm seama că aerul atmosferic are două tipuri de circulaţii, care sunt continue: circulaţia de altitudine – de la Ecuator către poli – şi circulaţia de suprafaţă – de la poli către Ecuator. Dacă ar fi să ne imaginăm tridimensional aceste două circulaţii, paralele şi de sens contrar, imaginea obţinută ar semăna cu o celulă – descoperire din Evul Mediu pe care a făcut-o meteorologul amator George Hadley, prin urmare, celula îi poartă astăzi numele: Celula Hadley.

Presupunerea 2:

Soarele rămâne fix, nu se mai roteşte în jurul Pământului ca în presupunerea anterioară, iar Pământul (menţinându-şi suprafaţa uniformă şi netedă) se roteşte în jurul axei sale imaginare, care în această presupunere este perpendiculară pe planul orbital. Ca orice obiect care se roteşte, şi Pământul este afectat de o forţă fizică descoperită relativ la scurt timp după celulele Hadley şi care de asemenea poartă numele descoperitorului ei: Forţa Coriolis. Aceasta este o forţă de inerţie care acţionează asupra unui corp când acesta se află într-o mişcare de rotaţie. Forţa Coriolis generează Efectul Coriolis, prin care obiectele în mişcare din emisfera nordică sunt deviate spre dreapta, iar cele din emisfera sudică spre stânga (este cauza directă a vânturilor alizee din sud şi a “vânturilor de vest” din nord). Ne reamintim de cele două circulaţii din atmosferă, cea de altitudine şi cea de suprafaţă. Rotaţia Pământului determină în acest caz, prin forţa Coriolis, devierea mişcării aerului spre est în cazul deplasării de la Ecuator către poli (circulaţia de altitudine) şi devierea aerului spre vest în cazul deplasării de la poli la Ecuator (ca la circulaţia de suprafaţă). Mai mult, suprafaţa Pământului se roteşte mai repede la Ecuator şi mai încet la poli, determinând un caz particular al forţei Coriolis, care creşte de la Ecuator către poli. Explicaţia este una simplă: alunecând de la Ecuator spre poli, distanţa faţă de axa de rotaţie scade, particula de aer fiind nevoită să se rotească mai repede, ca în cazul patinatorului pe gheaţă. În aceste condiţii, modelul unei singure celule Hadley nu mai poate fi aplicat, experienţele de pe teren ale călătorilor şi exploratorilor confirmând existenţa a câte trei celule de circulaţie atmosferică în fiecare emisferă, delimitate de latitudinile de 30 şi 60 de grade. La latitudinile de 30 de grade (subtropicale), aerul cald din altitudine efectuează o primă descendenţă înainte de a ajunge la poli, generând un brâu de presiune ridicată, însoţit de calm atmosferic şi lipsa fenomenelor. Acestea poartă numele legendar de “latitudinile cailor” (“horse latitudes”), deoarece aici vânturile sunt aproape absente, iar corăbiile înaintau foarte greu, marinarii fiind nevoiţi să se debaraseze de anumite “bagaje”, cum ar fi caii muribunzi sau deja morţi. Tot la aceste latitudini s-au format şi marele deşerturi ale lumii. În schimb, latitudinile de 60 de grade, de contact între celula a doua şi a treia, se comportă opus faţă de cele de 30, din cauza ridicării aerului cald şi schimbarea cursului acestuia înapoi spre Ecuator. Punctul de întâlnire al aerului cald cu cel rece se numeşte front polar. Aici se formează brâuri de presiune joasă, zonele fiind reprezentative pentru formarea principalilor cicloni atmosferici.

504

Imagine obţinută prin intermediul Administraţiei Naţionale de Meteorologie. Trade winds = vânturi alizee. Horse latitudes = latitudinile cailor. Easterlies = vânturi de est. Hadley cell = celula Hadley. Ecuatorial low = centura de joasă presiune ecuatorială; Subtropical high = centura de presiune ridicată din zona subtropicală

Presupunerea 3:

Ca la presupunerea 2, numai că axa de rotaţie a Pământului nu mai este verticală, ci face un unghi de 23,5 grade cu planul orbital. În acelaşi timp, Pământul efectuează o mişcare de revoluţie în jurul Soarelui, care durează 365 de zile şi 6 ore. Rezultatul presupunerii este chiar diferenţa primirii de energie solară din timpul unui ciclu de revoluţie, în funcţie de emisferă: vara se încălzeşte mai mult emisfera nordică (jumătatea de axă este înclinată chiar către Soare) şi iarna, cea sudică. Recapitulând mişcările atmosferei de la presupunerile 1 şi 2 şi amintindu-ne de cei doi centri barici specifici (maxim = anticiclon, minim = ciclon), vom constata că deplasarea centrilor barici va avea loc şi în funcţie de sezon, intervenind, deci, un nou termen în modelarea circulaţiei generale a atmosferei.

Presupunerea 4:

Pământul nu mai are o suprafaţă uniformă uscată şi netedă, ca în presupunerile anterioare. Suprafaţa terestră este acoperită în proporţie de 70,8% de apă şi 29,2% de uscat. Suprafaţa terestră de uscat nu este netedă, ci a căpătat o oarecare rugozitate, din cauza mişcărilor tectonice care au determinat formarea reliefului (orogenezele). Adăugăm la final viaţa de pe Pământ, însemnând vegetaţia, fauna şi activităţile umane. Pe de o parte, oceanul influenţează circulaţia atmosferei prin faptul că primeşte o cantitate de energie solară diferită faţă de uscat – are un albedo mai ridicat şi o căldură specifică mai mică, pe de altă parte formele pozitive de relief (lanţurile montane) joacă rolul de bariere orografice în calea circulaţiei maselor de aer, complicând şi mai mult teoria simplă de la presupunerea 1.

Iată, aşadar, factorii principali care contribuie la formarea maselor de aer, a ciclonilor şi anticiclonilor, care sunt împreună responsabili de fenomenele extreme care se produc pe Terra, inclusiv la latitudini temperate, inclusiv în România.

Un meteorolog, pentru a anticipa manifestările imediate ale vremii, consultă în primul rând harta sinoptică de sol, adică harta centrilor barici – a reliefului baric. El se mai ajută şi de imaginile satelitare animate, pentru că orice depresiune atmosferică (ciclon) este însoţită de o spirală noroasă vizibilă din satelit (ca în imaginea de mai jos).

34

Spirala noroasă a ciclonului islandez, activ în Europa de Vest, văzută din satelit. Produs al Administraţiei Naţionale de Meteorologie

Manifestările cele mai bogate ale timpului apar acolo unde se intersectează două mase de aer cu proprietăţi fizice diferite (temperatură, umezeală, viteză de deplasare), adică într-o zonă de contact numită front atmosferic. Masele de aer reprezintă sectoare ale atmosferei de stocare a energiei solare. Acestea se formează prin staţionarea aerului timp de mai multe zile deasupra unei suprafeţe subiacente uniforme. Astfel, în funcţie de temperatură, o masă de aer poate fi: polară, tropicală, ecuatorială şi arctică sau antarctică. Observăm rolul esenţial al latitudinii în formarea maselor de aer. De asemenea, o masă de aer poate fi uscată sau umedă. Astfel, s-au identificat în atmosfera terestră următoarele mase de aer, în ordinea latitudinii: continental-arctică şi continental-antarctică, continental-polară, maritim-polară, continental-tropicală, maritim-tropicală, maritim-ecuatorială. Datorită structurii uscatului terestru, masa maritim-antarctică lipseşte. De asemenea, remarcăm lipsa masei de aer continental-ecuatorială, în zona Ecuatorului nefiind posibilă producerea ei, din cauza centurii de presiune joasă care însoţeşte paralela.

Cauzele manifestărilor meteorologice extreme din timpul verii în România

Aminteam mai sus că zona de contact dintre oricare două mase de aer se numeşte front atmosferic şi că în această zonă se produc majoritatea fenomenelor meteorologice care ne interesează pe noi. Manifestările sunt şi mai violente atunci când cele două mase de aer se “ciocnesc”, pentru că ştim că ele nu sunt fixe, ci se află în continuă mişcare. Cele mai multe “ciocniri” de acest fel se petrec la latitudinile temperate (unde se află şi cea mai mare parte din Europa), caracterizate printr-o zonă aproape continuă de contact între masele polare şi cele tropicale, denumită în meteorologie front polar. La întâlnirea a două mase de aer, adică în zona frontală, cea mai puternică dintre ele (mai rapidă sau mai voluminoasă) îi ia locul celeilalte. Contactul din altitudine al celor două mase se numeşte suprafaţă frontală, iar intersecţia acestei suprafeţe cu solul reprezintă frontul atmosferic propriu-zis. În acest proces, parametrul fizic decisiv este temperatura, care defineşte la rândul ei tipul frontului: front rece – când masa mai rece înlocuieşte masa mai caldă; front cald – când masa mai caldă o înlocuieşte pe cea rece; front oclus – un fel de mixtură a celor două fronturi care se produce atunci când, într-un ciclon, frontul rece care se deplasează mai repede îl ajunge din urmă pe cel cald şi pătrunde pe sub acesta, pentru că masa de aer cald se ridică, fiind mai uşoară; etapa coincide cu “stingerea” sau ocluderea ciclonului şi îmbunătăţirea ulterioară a vremii. Fronturile atmosferice au fost identificate de norvegianul Wilhelm Bjerknes, părintele meteorologiei moderne, la începutul secolului XX.

25-01-front

Analiza fronturilor atmosferice pentru Europa la 25 ianuarie 2012. Frontul rece se reprezinta prin linie curbă albastră cu zimţi, frontul cald prin linie curbă roşie cu buline, frontul rece prin linie curbă violet cu zimţi si buline. Ciclonul este notat cu “D” rosu, anticiclonul cu “M” albastru. Se observă condiţiile producerii viscolelor din sudul României (detalii mai jos). Produs al Administraţiei Naţionale de Meteorologie

Ne reamintim că ciclonii atmosferici se formează în zonele cu presiune atmosferică joasă (depresiuni atmosferice), identificabile atât pe harta sinoptică de sol (prin interpolarea izobarelor), cât şi pe imaginile satelitare (prin foto-interpretare). Prin urmare, pentru a avea fenomene meteorologice “de vreme rea”, este nevoie de un centru de presiune scăzută şi de un “conflict” între două mase de aer, care de regulă se consumă chiar în preajma acelui centru. Formarea ciclonilor este chiar şi astăzi disputată, părerile fiind împărţite. Este cert că un ciclon include în faza de formare o pereche de fronturi, unul cald şi unul rece, caracteristicile fenomenelor asociate fiecăruia dintre ele fiind diferite. La acestea se adaugă şi frontul oclus, în care manifestările sunt combinate. Astfel, în cazul unui front cald, aerul cald îl înlocuieşte pe cel rece alunecând peste el şi împingându-l în acelaşi timp, producând fenomene meteorologice de tipul ploilor de lungă durată şi burniţelor, dar şi viscolele din timpul iernii, după cum vom vedea mai jos.

706

Frontul atmosferic cald. Imagine obţinută prin intermediul Administraţiei Naţionale de Meteorologie

În schimb, frontul rece este cel mai periculos şi este însoţit de cele mai violente fenomene, de tipul furtunilor de vară. În acest caz, aerul rece îl ridică pe cel cald, intrând ca o pană sub el, determinând formarea de nori cu dezvoltare verticală (Cumulonimbus). Cu cât diferenţa de temperatură dintre cele două mase de aer este mai mare, cu atât manifestările sunt mai violente, ajungându-se la grindină de mari dimensiuni, descărcări electrice care ating solul (trăsnete) şi chiar la tornade.

705

front rece 1

Frontul rece şi fenomenele asociate. Imaginea de sus este obţinută prin intermediul Administraţiei Naţionale de Meteorologie. Imaginea de jos este creaţie proprie

Pentru a înţelege “filmul” evoluţiei unei furtuni de vară, este esenţial ca mai întâi să înţelegem cum se formează norii şi cum iau naştere precipitaţiile sau fenomenele orajoase (electrice).

Norii, poate cel mai “arătos” fenomen atmosferic, indiferent de forme şi varietăţi, sunt formaţi din aceiaşi constituenţi: stropi foarte fini de apă sau cristale de gheaţă, în funcţie de altitudine. Mecanismul de formare este foarte simplu şi ne aduce aminte de principala “datorie” a Soarelui, despre care am vorbit la început: încălzirea aerului şi implicit ridicarea acestuia spre altitudine. Prima condiţie pentru formarea norilor este prezenţa vaporilor de apă în aerul încălzit. Aceştia se ridică o dată cu creşterea temperaturii şi pe măsură ce înaintează pe verticală, se răcesc prin destindere adiabatică şi ajung la saturaţie, moment în care ei condensează sau cristalizează direct – pe particulele fine de praf din atmosferă, obligatoriu prezente şi ele – numite nuclei de condensare. Aşadar, fără umezeală şi fără praful atmosferic nu putem avea un nor. În acelaşi mod se formează şi ploaia, pentru că stropii de apă sau cristalele de gheaţă se pot uni, devenind mai grele, pentru ca mai apoi să cadă gravitaţional înapoi pe Pământ. Este încheierea circuitului apei în natură. Dacă stropii de apă întâlnesc în cădere substanţe toxice eliberate de om (poluare), aceştia se contaminează şi ploaia devine acidă.

Ridicarea vaporilor de apă de la suprafaţa terestră se face în trei moduri posibile: încălzirea excesivă a suprafeţei este cel mai simplu motiv, ceea ce determină dizlocări ale aerului înspre altitudine (convecţie termică). Un al doilea proces, foarte des întâlnit la munte, este ridicarea aerului pe unul dintre versanţi, proces care se numeşte şi convecţie dinamică. Practic, în circulaţia orizontală a aerului (datorată vântului), vaporii de apă întâlnesc obstacolul reprezentat de munte şi nu au altă variantă decât să îl “escaladeze”, bineînţeles răcindu-se prin aceeaşi destindere adiabatică şi dând naştere la nori şi precipitaţii. Este explicaţia ploilor spontane de la munte, fără să existe neapărat un ciclon în zona respectivă, sau a norilor de tip orografic, care staţionează în general pe cele mai înalte creste şi blochează vizibilitatea turiştilor.

510

DSC01211

Norii formaţi prin convecţie dinamică şi efectul acestora pe munte. Imaginea de sus este obţinută prin intermediul Administraţiei Naţionale de Meteorologie. Imaginea de jos este creaţie proprie

Un al treilea mod de ridicare a aerului cald – cel mai periculos şi cu fenomene bogate – este intervenţia unui front atmosferic, aerul cald ridicându-se indiferent dacă frontul este cald sau rece.

Printre aceşti nori, care se formează în condiţiile descrise mai sus, se numără şi norii cu dezvoltare verticală din sezonul cald, mai ales Cumulonimbus. Apariţia lor este specifică verilor dintr-un motiv simplu: este mai cald decât în celelalte anotimpuri şi implicit convecţia termică este mai puternică. Observăm denumirea latină compusă a norului Cumulonimbus: “cumulo” provine de la Cumulus – un nor cumuliform, cu aspect de grămezi, care este socotit “precursorul” norului Cumulonimbus. Adăugând sufixul “nimbus”, ajungem la principala caracteristică a acestui tip de nor: ploaia. Aşadar, prin denumire, Cumulonimbus este un nor cumuliform foarte dezvoltat din care plouă. Nu toţi norii Cumulus pe care îi observăm evoluează în Cumulonimbus, ci numai speciile Cumulus congestus şi eventual Cumulus mediocris. Specia Cumulus humilis este, din contră, o prevestire a timpului frumos. De notat este că din Cumulus congestus se mai întâmplă să plouă, dar mai rar, acesta căpătând particularitatea „praecipitatio” (aceste ploi nu sunt însoţite de alte fenomene).

Ajuns la stadiul de maturitate, norul Cumulonimbus atinge în altitudine chiar şi 10.000 de metri, ajungând în partea cea mai de sus a troposferei, caracterizată prin curenţi de aer foarte puternici (jetul troposferic), o suprafaţă de la care norul nu se mai poate dezvolta în sus, partea superioară (formată din cristale de gheaţă) deplasându-se orizontal şi chiar desprinzându-se de norul iniţial. Din această cauză, norul capătă aspect de nicovală. Fragmentele de nor desprinse dau naştere norilor din genul Cirrus şi sunt transportate de vânt la distanţe foarte mari pe orizontală. Tocmai de aceea, prezenţa unor Cirrus pe cer denotă existenţa în apropiere a unui sistem noros complex şi aceştia pot sugera înrăutăţirea vremii.

803

IMGP1356

Schiţa alcătuirii unui Cumulonimbus (nu este obligatorie formarea unui mezociclon cu tornadă) şi aspectul real al unui astfel de nor, surprins de la depărtare din oraşul Cluj Napoca. Imaginea de sus este obţinută prin intermediul Administraţiei Naţionale de Meteorologie. Imaginea de jos este creaţie proprie

În acest stadiu de maturitate, norul Cumulonimbus se dezlănţuie asupra Pământului. Picăturile de ploaie devin din ce în ce mai grele, unindu-se între ele şi întâlnind noi nuclei de condensare pe traseu. De aici porneşte aversa de ploaie. La frecarea cu aerul rece din altitudine, în cădere, acestea îngheaţă. O bună parte dintre “bulgării” de gheaţă se topesc până să atingă suprafaţa terestră, rezultând tot ploaie, dar dacă aerul întâlnit la altitudine este suficient de rece, bucăţile de gheaţă nu se mai topesc, rezultând aversele cu grindină. În cădere, gheaţa sau picăturile de apă se încarcă electric, rezultând fulgerele. Picăturile de apă sau gheaţa din aversa de ploaie, fiind foarte reci, antrenează înspre sol o masă de aer descendentă mai rece decât cea caldă deja prezentă, rezultând fenomenul de “downburst” – de “prăbuşire” a aerului rece din Cumulonimbus. Aşa cum ne-am obişnuit deja, orice întâlnire a două mase de aer cu proprietăţi diferite generează un front atmosferic, care în cazul nostru se numeşte front de rafală. Acolo unde frontul de rafală atinge solul, vântul generat este extrem de puternic, căpătând aspect de vijelie şi fiind foarte periculos mai ales pentru localităţile urbane. Tot prin această coborâre bruscă a aerului rece din altitudine, alimentarea cu aer cald a norului cu dezvoltare verticală se întrerupe, acesta intrând în faza finală de disipare. Toate aceste fenomene se petrec în mai puţin de 30 de minute pentru un singur nor, dar manifestările pot dura mai mult dacă se dezvoltă asocieri de Cumulonimbus.

IMGP0792

20140625_205531 copy

Imaginea de sus: descărcarea unui cumulonimbus în nordul Bucureştiului, creaţie proprie. Imaginea de jos: “downburst” în Câmpia Bărăganului, în apropiere de Slobozia, obţinută prin intermediul Administraţiei Naţionale de Meteorologie.

O formă extremă a evoluţiei norului Cumulonimbus, mai rar întâlnită în România, este mezociclonul, care determină formarea tornadelor. Pentru formarea unei tornade, este necesar ca în distribuţia verticală a norului să existe o variaţie mare a vântului pe verticală, atingându-se stadiul de supercelulă convectivă. O supercelulă poate genera o tornadă, dar nu este obligatoriu. Acestea se limitează uneori la începuturi de tornade, care nu ating solul. Tornadele sunt extrem de distructive, provocând chiar şi pierderi de vieţi omeneşti. Viteza vântului în interiorul unei tornade poate atinge 400 de kilometri pe oră.

20140625_205641 copy

Supercelulă în apropiere de Slobozia. Imagine obţinută prin intermediul Administraţiei Naţionale de Meteorologie

IMGP1169

Celulă convectivă în stare incipientă lângă Nessebar, Bulgaria. Creaţie proprie

Cauzele manifestărilor meteorologice extreme din timpul iernii în România

Circulaţia generală şi particulară a atmosferei nu provoacă fenomene extreme numai vara ci şi la vârful anotimpului opus, iarna. Pentru România, cel mai problematic şi mai puternic este viscolul. Acesta se produce cu precădere în sudul şi estul României, durează între 2 şi 3 zile şi se repetă cam de 2-3 ori pe sezon, în general începând cu luna ianuarie, până în martie.

Viscolul reprezintă asocierea vântului cu căderile de zăpadă. Dacă în absenţa ninsorii vântul continuă să bată, transportând cantităţi importante de zăpadă, fenomenul ia numele de troienire şi din punct de vedere al pagubelor este similar viscolului. Să ne reamintim de centrii barici principali de deasupra Europei, care ne afectează şi pe noi: anticiclonul siberian şi anticiclonul azoric (când aceşti centri de presiune ridicată acoperă România, vremea este stabilă şi fără fenomene pentru o lungă durată de timp sau cu ceaţă persistentă în timpul iernii în zonele joase); ciclonul islandez şi ciclonii mediteraneeni – centri de joasă presiune care aduc precipitaţii importante în toate anotimpurile. Formarea acestor centri de presiune joasă este legată de ceea ce am tratat puţin mai sus – distribuţia celulelor Hadley de circulaţie generală a atmosferei, în combinaţie cu particularităţile fizice ale suprafeţei terestre. Un ciclon mediteranean cu front cald a fost reprezentat în imaginea de mai sus, cu analiza fronturilor.

DSC01617

Aşadar, ştim deja că pe tot parcursul anului avem precipitaţii, cauzate în special de ciclonii din Mediterană, pentru că cei din Atlantic ajung mai greu în Europa estică. Dar pentru a se produce viscolele care durează între două şi trei zile, mai e nevoie şi de un vânt suficient de puternic (10-20 de metri pe secundă) şi de persistent, pentru ca “meniul” să fie complet. Nimic mai simplu: în cultura populară românească, acest vânt este denumit Crivăţ. Crivăţul este un vânt uscat, rece, care se formează numai iarna şi se asociază cu ciclonii (presiune mică) ce avansează dinspre sud-vest (spaţiul Mediteranei) până deasupra Mării Negre, unde retrogradează (îşi schimbă sensul), fiind deja alimentaţi suplimentar cu umezeală. Ciclonii mediteraneeni care ajung în sudul României de regulă înlocuiesc o dorsală a anticiclonului siberian (presiune mare), care staţionează în mod obişnuit la noi şi care atrage după sine calm atmosferic şi temperaturi negative foarte mici, chiar extreme (datorate lipsei norilor, care funcţionează ca efect de seră pentru aerul cald de la sol). Cunoaştem deja că vântul – deplasare orizontală a aerului – ia naştere în urma diferenţelor de presiune atmosferică (rezultate din încălzirea inegală a suprafeţei terestre), astfel: aerul cald se ridică, lăsând locul aerului mai rece. Acolo unde aerul cald se ridică, avem o presiune atmosferică mai mică (cum este şi la Mediterană); în schimb, dacă aerul este mai rece, acesta exercită o presiune mai mare (cum e deasupra Siberiei) şi tinde în acelaşi timp să avanseze orizontal – prin vânt – spre zonele cu presiune joasă. În acest mod, atmosfera caută să-şi echilibreze diferenţele de presiune.

Revenim la principalii centri barici care afectează sudul şi estul României: anticiclonul siberian şi ciclonii mediteraneeni. Primul are o provenienţă nord-estică (faţă de ţara noastră), iar următorii vin din punctul opus, sud-vest. Prin urmare, dacă vântul bate de la presiunea ridicată înspre cea joasă, atunci direcţia principală a vântului va fi chiar nord-est – sud-vest. Dar noi ştim că în emisfera noastră, circulaţia generală a atmosferei este orientată chiar invers, de la vest către est. Să ne oprim aici un moment. Ne reamintim faptul că relieful poate juca un rol decisiv în influenţarea climei unui teritoriu. Un astfel de rol îl joacă cu destul de mare succes lanţul carpato-balcanic, de forma unui “S” întors, care porneşte din Europa centrală (Slovacia-Polonia) şi se termină la Marea Neagră, în Bulgaria. Acest “S” întors adăposteşte provincii climatice deosebite, cum ar fi ariile depresionare (de relief, nu de presiune) Panonică, Transilvană şi Dunăreană – spaţiul dintre Carpaţii Meridionali şi Stara Planina, drenat de fluviul Dunărea. Deasupra României, circulaţia atmosferică din timpul iernii are două strate: cel de suprafaţă (cu aer RECE dinspre nord-est), determinat de “intersecţia” dintre ciclonii mediteraneeni şi anticiclonul siberian – acesta având ca limită superioară altitudinea de 1000-2000 de metri, deci mai JOASĂ decât a Carpaţilor; cel de altitudine (cu aer mai CALD), orientat exact invers, considerată circulaţie generală a atmosferei. Dacă le privim din punct de vedere climatic, masa de aer de la sol este mai rece decât cea din altitudine, rezultând o inversiune termică. Între cele două, în zona de separaţie aflată la 1000-2000 de metri, se manifestă un vânt puternic numit “jet troposferic jos”, care afectează şi crestele montane în timpul iernii, provocând temperaturi resimţite la staţiile meteorologice de culme de până la -80 (optzeci) de grade celsius.

Recapitulând: Crivăţul, manifestare extremă meteorologică specifică sudului şi mai ales sud-estului României,  este un vânt “decuplat” din circulaţia generală a atmosferei (sud-vest / nord-est), care circulă invers (nord-est / sud-vest) într-un strat inferior de 1000-2000 de metri. Crivăţul se produce la contactul dintre depresiunile mediteraneene şi anticiclonul siberian, vântul suflând de la nord-est către sud-vest, deci spre zona de presiune mai mică. La formarea lui contribuie şi bariera orografică a Carpaţilor, în mod similar luând naştere şi alte vânturi “populare” de pe glob (Bora în Peninsula Balcanică, Mistralul în Franţa şi altele). Crivăţul este de cele mai multe ori asociat cu ninsori abundente, datorate fronturilor atmosferice aferente ciclonilor mediteraneeni.

Spectacole aeriene meteorologice

Omul trăieşte la suprafaţa terestră şi la înălţimi nesemnificative faţă de aceasta, utilizând cel mai important înveliş al planetei, care ne asigură viaţa: atmosfera. Însă această pătură gazoasă nu este stabilă şi se poate manifesta sub varii aspecte, mai agreabile sau mai mai puţin agreabile. Una dintre cele mai plăcute şi în acelaşi timp neplăcute manifestări ale atmosferei este nebulozitatea, definită în meteorologie prin gradul de acoperire cu nori a cerului. Nebulozitatea este rezultatul prezenţei apei în atmosferă, în timp ce „produsele” nebulozităţii sunt reprezentate de nori – formaţiuni albicioase vizibile de la sol. Este suficient să alegem petrecerea timpului liber într-un spaţiu deschis, fără obstacole vegetale sau antropice, pentru a putea beneficia de un spectacol aerian de excepţie, pe care atmosfera îl prestează, neprogramat, fără bilete de intrare.

04 Iulian Pufulescu

Norii se pot defini drept sisteme coloidale aflate în suspensie în atmosferă. Altfel spus, pentru a exista un nor, trebuie să avem materie chimică în stare de diviziune (dispersie), cu particule constitutive de dimensiuni între aceea a moleculelor şi aceea a suspensiilor. În cazul norilor, particulele sunt formate din apă, care poate lua două forme: de condensare (picături de apă de temperaturi pozitive sau negative) şi de sublimare (cristale de gheaţă). Astfel, norii pot fi formaţi atât din apă lichidă, cât şi din gheaţă (bineînţeles şi în compoziţii mixte). Diferenţa dintre aceste forme este determinată de altitudinea la care se formează. În zonele temperate, ca cea în care se află şi România, norii apar la altitudini de până la 13.000 de metri, în timp ce la Ecuator ajung până la 18.000 de metri, iar către poli, numai la 8000 de metri maxim. Baza norilor, în toate cazurile, reprezintă de fapt nivelul minim de condensare a vaporilor de apă.

Formarea norilor poate avea loc numai în două condiţii de bază: suprasaturaţia şi prezenţa nucleelor de condensare.

În cazul nostru, saturaţia reprezintă starea mediului gazos (apa din atmosferă) în care nu se mai poate evapora o nouă cantitate dintr-un anumit lichid. Pentru a înţelege suprasaturaţia, trebuie să cunoaștem două mărimi fizice care definesc umezeala: tensiunea reală (e) şi tensiunea maximă/tensiunea de saturaţie (E) – ambele exprimate în milibari. Tensiunea (sau forţa elastică a vaporilor de apă) este presiunea exercitată parţial de vaporii de apă în cadrul presiunii generale a atmosferei. Tensiunea reală „e” reprezintă presiunea vaporilor de apă din atmosferă la un moment dat, în timp ce tensiunea maximă este presiunea vaporilor de apă care saturează aerul la o temperatură dată (după Sterie Ciulache, 2004). Ambele tensiuni cresc o dată cu temperatura aerului (întrucât aceasta din urmă sporeşte capacitatea aerului de a înmagazina vapori de apă, şi invers. De menţionat este că această tensiune de evaporare mai depinde şi de alţi factori, cum ar fi conţinutul apei în săruri şi forma suprafeţei de evaporare; de asemenea, aceasta scade o dată cu creşterea altitudinii, implicit scăderea temperaturii.

???????

Saturaţia se exprimă astfel: e = E; suprasaturaţia se exprimă: e > E

Pentru ca un volum de aer să ajungă la saturaţie (e=E), este necesară scăderea temperaturii acestuia până la punctul de rouă – definit prin temperatura la care vaporii încep să condenseze. Pentru a se ajunge la suprasaturaţie, temperatura aerului trebuie să scadă sub punctul de rouă, iar această scădere se va produce exact la nivelul de condensare a norului – mai precis la înălţimea bazei acestuia – care variază între 800 şi 1300 de metri! Temperatura aerului poate scădea: de-a lungul fronturilor atmosferice; când aerul cald se ridică pe suprafaţa unui versant de munte, răcindu-se (ridicare orografică, ce produce nori orografici); prin convecţia cauzată de încălzirea unei suprafeţe expuse la radiaţia solară directă (la razele Soarelui).

Pe de altă parte, nucleul de condensare – a doua componentă obligatorie pentru formarea norilor – se constituie din particule minuscule solide de fum, praf, cenuşă sau sare, sau chiar sub formă de particule lichide de apă, atunci când picăturile de apă se comportă ca nuclee de condensare, datorită suprasaturaţiei. Nucleele de condensare au aproape în totalitate provenienţă terestră: suspensii minerale (particule de rocă), organice (spori, polen, microorganisme etc.), dar cele mai multe dintre aceste suspensii pătrund în atmosferă datorită oceanului planetar, prin pulverizarea de cristale şi săruri  la spargerea valurilor, substanţe transportate mai apoi de vânt la distanţe apreciabile. Altfel spus, apa din atmosferă nu este suficientă pentru geneza norilor şi a precipitaţiilor, un rol decisiv având şi aceste particule solide. Lipsind din atmosferă sau fiind insuficiente în anumite zone, oamenii de ştiinţă au fabricat „bombe” cu nuclee de condensare, trimise în aer la altitudini de mii de metri pentru a produce condensarea, apoi precipitaţiile.

06 !Mariana Bucur

În anul 1803, farmacistul englez Luke Howard a propus clasificarea morfologică a norilor, utilizată şi astăzi însoţită de unele modificări. Acesta a propus patru termeni latini, sugestivi pentru forma norilor: cirrus – fibros, păros; cumulus – zăpadă; stratus – nivel orizontal; nimbus – aducător de ploaie. Combinând termenii, apoi adăugând prefixul „alto”, pentru exprimarea înălţimii din atmosferă la care se produc nori de forme similare, au rezultat genurile de nori: cirrus, cirrocumulus, cirrostratus – nori superiori cu plafonul la peste 6000 de metri altitudine; altocumulus şi altostratus – nori de altitudine medie (2000-6000 de metri); nimbostratus, stratus, stratocumulus – nori de joasă altitudine; cumulus şi cumulonimbus – nori cu dezvoltare verticală (cu plafoane joase, uneori până la nivelul suprafeţei terestre, şi părţi superioare ce depăşesc 10.000 de metri, acestea desprinzându-se şi formând norii cirrus).

Pe site-ul Wikipedia putem consulta:

TAXONOMIA NORILOR

tabel în care avem la dispoziţie clasificarea morfologică a norilor pe genuri, fiecare dintre aceste genuri având specii, varietăţi şi particularităţi.

Norii cirrus, cei mai înalţi dintre genurile existente în troposferă, sunt alcătuiţi în totalitate din cristale de gheaţă, formându-se la altitudini de peste 8000 de metri. Aceştia pot face parte integrantă dintr-un sistem noros, reprezentând resturile superioare dintr-un nor vertical din genul cumulonimbus. Prin urmare, prezenţa unui cirrus poate anunţa (dar nu este obligatoriu) schimbarea vremii într-un timp de maxim 24 de ore. Totuşi, norii cirrus pot fi transportaţi de vânt la distanţe mari de sistemele noroase. Cirrus este unul dintre genurile de nori care se poate forma şi pe cale antropică, datorită circulaţiei avioanelor de pasageri. Acestea lasă în urmă celebrele trene de condensare (cu particule care îngheaţă la contactul cu aerul rece) pe care le observăm mai tot timpul pe cerul senin, la altitudini de 8000-10.000 de metri sau chiar mai mari.

01Claudiu Mike Serban

02 doctoru

22 DSC05212

24 DSC05263

34 IMGP0051

35 IMGP0189

Genul cirrostratus apare la altitudini ceva mai mici faţă de cirrus, dar se menţine tot peste 8000 de metri. Este format din cristale de gheaţă şi nu dă precipitaţii.

27 DSC08252

Cirrocumulus este unul dintre cei mai pitoreşti nori din troposferă, care se formează în general primăvara şi toamna sau la începutul iernii.

14 DSC02272

18 DSC03198

Altocumulus este unul dintre cele mai spectaculoase genuri. Aceştia nu dau precipitaţii, dar sunt constituiţi atât din picături lichide de apă, cât şi din cristale de gheaţă.

08 DSC00318

10 DSC00988

15 DSC02590

16 DSC02597

20 DSC04173

31 DSC09298

36 IMGP0309

Norii altostratus se prezintă sub forma unei pânze cenuşii continue, care împiedică razele Soarelui să pătrundă spre sol.

Am ajuns la norii de joasă altitudine, formaţi de regulă la altitudini sub 2500 de metri. Este şi cazul stratocumulus, un gen mixt de nori (atât stratiform, cât şi cumuliform) constituit din picături de apă sau zăpadă grăunţoasă. Pot genera precipitaţii sub formă de burniţă, ploaie slabă sau ninsoare slabă.

07 DSC00109

12 DSC08747

23 IMGP0028

Stratus este un gen de nori care se prezintă ca o pânză cenuşie, iar în funcţie de specie poate da precipitaţii slabe (stratus nebulosus – foto 27) sau nu (stratus fractus). Crestele montane, dar şi culoarele de vale, sunt adesea „năpădite” de astfel de nori, care blochează semnificativ vizibilitatea, fiind extrem de denşi. Observaţi la altitudini diferite şi cu repere verticale, oferă o panoramă de neuitat, în special în zona montană. Gradul de acoperire cu stratus mai depinde şi de umezeala relativă de la mai puţin de 2000 de metri, amestecată cu pulberi solide.

Un tip de nor caracteristic tuturor anotimpurilor, dar mai rar format vara, nimbostratus provoacă ploi şi ninsori slabe şi moderate, de lungă durată (în comparaţie cu opusul cumulonimbus). De altfel, se află pe primul loc la cantităţi de precipitaţii, fiind urmat îndeaproape de cumulonimbus, care se formează numai vara. Din nimbostratus a plouat chiar şi săptămâni la rând, aşa cum din aceiaşi nori au căzut ninsorile cele mai însemnate cantitativ din istorie. Sunt caracterizaţi prin întindere foarte mare (sute de kilometri), iar picăturile de apă din componenţă sunt deseori suprarăcite.

09 DSC00945

11 DSC01763

13 DSC02222

Iată-ne ajunşi la norii cu dezvoltare verticală. Cumulonimbus este genul cu cea mai mare extindere, ajungând chiar şi la 17.000 de metri în altitudine. Este cel mai „distructiv” nor, producând ploi torenţiale în averse, descărcări electrice şi adeseori grindină – atunci când particulele îngheţate din partea superioară a norului (care se măresc şi cad gravitaţional) nu mai au timp să se topească până la impactul cu solul. Orice cumulonimbus este la început cumulus congestus, adică evoluează (pe verticală) din aceşti nori, verticali şi ei.

28 DSC08752

Norii cumulus reprezintă un gen bine individualizat, de volume diferite, şi sunt dezvoltaţi mai mult pe verticală, până la mii de metri. Cu forme dintre cele mai diverse, cumulus se caracterizează la început prin nori „decorativi”, inofensivi, apariţia acestora fiind asociată de regulă cu menţinerea vremii stabile pentru o perioadă mai lungă de timp. Schimbarea continuă de formă şi dimensiuni determină avansarea norului la specia fractus, apoi mediocris şi congestus, ultima dintre acestea producând şi precipitaţii de scurtă durată şi putând evolua în cumulonimbus.

26 DSC07644

37 DSC07601

38 alex petrescu

29 DSC08759

19 DSC03791

21 DSC04266

17 DSC02795

Coborârea sub temperatura punctului de rouă a temperaturii stratului de aer inferior determină condensarea şi/sau sublimarea vaporilor, dând naştere unor picături fine sau cristale mici (sau amestec) care se constituie în aer ceţos şi ceaţă. Ceaţa se deosebeşte de norii propriu-zişi prin poziţionarea strict la suprafaţa terestră/acvatică. Se consideră că aerul ceţos micşorează vizibilitatea sub 10 kilometri în timp ce ceaţa micşorează vizibilitatea sub 1 kilometru. Una dintre cauzele formării ceţii, specifică pentru zonele joase, este inversiunea termică – fenomen care poate da naştere unei particularităţi a genului stratus, numită ceaţă de inversiune. Aceasta se formează cu precădere toamna şi iarna, în regim anticiclonic, caracterizat prin calm atmosferic sau vânturi foarte slabe. Denumirea de inversiune provine de la scăderea temperaturii o dată cu creşterea altitudinii, pe când în mod obişnuit temperatura scade în medie cu 0,6 grade la fiecare 100 de metri urcaţi. Cauzele principale sunt răcirea puternică a suprafeţei terestre (care răceşte şi aerul de la sol) şi absenţa vântului, care anulează amestecul turbulent şi menţine la sol acest aer rece.

32 DSC09502

Limita superioară a ceţii coincide cu limita superioară a stratului de inversiune, dincolo de care vremea este foarte frumoasă (în special în zona montană înaltă). În schimb, la baza acestui nor jos se formează adeseori brumă şi chiar polei.