Importanţa meteorologiei şi climatologiei în călătorii

1. Parametri şi fenomene care influenţează activităţile turistice

Condiţiile meteorologice reprezintă un factor decisiv în desfăşurarea unei excursii, indiferent de locul şi de tipul ei. Pe lângă alte surprize care pot apărea, vremea este principalul „agent” datorită căruia socoteala de acasă nu se potriveşte cu cea din târg! Iată de ce, înainte de a stabili o perioadă (un anotimp) sau o zi anume a plecării, trebuie să dispunem de o imagine cât mai completă asupra stării vremii în următoarele zile sau ore.

Temperatura aerului, atunci când ajunge la valori extreme pentru clima temperată, poate aduce „prejudicii” importante mai ales ieşirilor în natură, de genul trekkingului şi ciclismului. Vara, excursiile pedestre în zone de relief mai joase de 1200 de metri, până la care canicula îşi face simţită prezenţa, sunt deosebit de solicitante şi necesită transportul unor rezerve importante de apă.

DSC00976

În timpul verii, un parametru meteorologic calculat este indicele de confort termic (temperatură-umezeală), care se obţine prin corelarea temperaturii aerului cu umezeala relativă (cantitatea de vapori de apă din aer raportată la cantitatea maximă care poate fi conţinută în teorie). Astfel, temperaturile ridicate în combinaţie cu valorile mari ale umezelii relative a aerului pot determina corpul uman să resimtă un disconfort termic. Atunci când ITU depăşeşte pragul de 80 de unităti, corpul uman nu mai reuşeşte să-şi regleze natural temperatura. Depăşirea se înregistrează în general atunci când temperatura aerului se ridică peste 30 de grade, iar umezeala relativă ajunge la 80-90 de procente.

Presiunea atmosferică este unul dintre cei mai importanţi parametri măsuraţi ai vremii, pe care trebuie să-l cunoaştem obligatoriu înaintea şi în timpul excursiei. Reprezintă presiunea exercitată de aerul din atmosferă asupra suprafeţei terestre. Presiunea are trei unităţi de măsură, toate folosite în meteorologie: hectopascali (hPa), milibari (mb) şi milimetri-coloană de mercur (mm Hg). Ultima dintre acestea este cel mai frecvent utilizată în prognozele difuzate la radio-TV. Pentru a transforma corect valoarea în unitatea cu care suntem familiarizaţi, trebuie să ştim că 1 milibar = 0,7501 mm Hg, iar 1 mm Hg = 1,3332 mb. Astfel, pentru a transforma valorile exprimate în milibari şi hectopascali în milimetri coloană de mercur, trebuie să înmulţim valorile cu 3/4. Atenţie! Calculele sunt valabile în cazul unei temperaturi standard de 0 grade celsius şi la latitudinea de 45 de grade! Precizăm că hectopascalul este echivalentul milibarului.

Măsurătorile presiunii sunt aplicate la întocmirea hărţilor de relief baric. „Relieful” baric se reprezintă prin izobare, adică linii ce unesc puncte geografice care au aceeaşi valoare a presiunii. Relieful baric rezultă din măsurătorile efectuate la toate staţiile din reţeaua meteorologică. Izobarele reprezintă echivalentul curbelor de nivel pentru relieful de facto. Astfel, ca şi în relieful obişnuit, rezultă zone mai „înalte” şi zone mai „joase”. Prezenţa unui centru baric negativ (depresiune/ciclon) determină vreme rea, iar prezenţa unui anticiclon (maxim barometric) determină vreme frumoasă, senină sau cu nori inofensivi.

006 Casimcea

Pentru a anticipa manifestările imediate ale vremii, meteorologul pevizionist 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.

ciclon islandez 1

ciclon islandez 3

Spiralele noroase ale ciclonului islandez (foto sus) şi ciclonului mediteranean (foto jos), celelalte regiuni fiind acoperite de anticiclonul azoric (sud-vest) şi anticiclonul siberian (nord-est). Sursa: Administraţia Naţională de Meteorologie

Din punct de vedere geografic, pentru Europa, anticiclonii principali se formează deasupra Insulelor Azore, Groenlandei şi Siberiei, în timp ce regiunile deasupra cărora se formează ciclonii sunt Oceanul Atlantic şi Marea Mediterană.

Vântul este poate cel mai supărător şi periculos fenomen petrecut în atmosfera terestră. Un vânt cu o viteză de peste 35-40 de kilometri pe oră pune probleme serioase oricărei activităţi în aer liber, inclusiv prin deplasarea obiectelor din jur (prăbuşirea copacilor, ridicarea prafului etc.). Tot vântul puternic este şi cel care transportă zăpada în timpul iernii, astfel că se poate depune strat nou chiar şi pe o vreme senină! Pe crestele montane, vântul este periculos în orice anotimp, deoarece la peste 15 metri pe secundă poate dezechilibra turistul aflat pe o potecă îngustă şi accidentată. Pentru biciclişti, o viteză mult mai mică a vântului cauzează probleme, mai ales în cazul în care acesta merge chiar în direcţia din care bate.

Vântul ameliorează temperaturile caniculare din timpul verii, dar le accentuează pe cele extreme de iarnă. Astfel, din corelarea temperaturii aerului cu viteza vântului rezultă un parametru numit indicele de răcire, ce reprezintă temperatura reală resimţită de corpul uman în bătaia vântului, stratul protector termic fiind afectat.

Înainte de a pleca pe traseele montane în perioada septembrie-iunie, obligatoriu trebuie să ţinem cont şi de starea stratului de zapadă. Acesta se măsoară ţinând cont de 3 parametri: grosimea, densitatea şi structura zăpezii. Densitatea şi structura zăpezii depind în mod exclusiv de vechimea stratului. Astfel, într-o drumeţie montană, într-un fel înaintăm prin zăpada proaspătă, pulver, şi altfel înaintăm printr-un strat vechi, tasat, cu o densitate mai mare, deci mai greu de „împins”. Mult mai greu este atunci când întâlnim strate depuse succesiv, unul peste altul, cu densităţi diferite. În schimb, în zona crestelor montane şi platourilor alpine, zăpada îngheaţă, formând la suprafaţă o crustă, prin care deseori nu intră piciorul deloc. Aceste cruste devin foarte periculoase atunci când se transformă în gheaţă, caz în care ascensiunea se va efectua numai cu echipament de specialitate (colţari, piolet, coardă, precum şi bocanci adaptaţi la montarea colţarilor). Trebuie să fim foarte atenţi şi la depozitarea zăpezii în zonele cu relief accidentat. Vântul, în direcţia în care suflă, formează cornişele, „streaşini” acumulate deasupra unei prăpăstii, foarte subţiri şi fragile, care se pot rupe sub greutatea unui om, cauzând tragedii. Nu în ultimul rând, în zona montană înaltă din România, se produc anual avalanşe, cauzate tot de stratul de zăpadă şi densitatea ei, corelate cu panta reliefului. Un alt pericol, mai ales în munţi, este acoperirea imediată a urmelor făcute în zăpadă. Ninsoarea abundentă, în combinaţie cu ceaţa persistentă (white-out), poate determina erori fatale în orientarea pe teren.

DSC01268

Descărcările electrice

În timpul verii, o drumeţie pe crestele montane mai înalte (dar nu numai) poate deveni o aventură periculoasă şi de neuitat, datorită fulgerelor. Furtunile de vară durează între 30 de minute şi 2 ore, precipitaţiile sunt însemnate (peste 50 de litri pe metrul pătrat), iar descărcările electrice sunt frecvente şi foarte zgomotoase.

06 - furtuna in larg

2. Dinamica atmosferei şi factorii determinanţi

În atmosferă, mişcarea e 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. Constituenţii atmosferei resping aproximativ jumătate din radiaţia primită de la Soare, care altfel ar fi fost atât de puternică, încât viaţa pe Pământ nu ar mai fi existat. Aerul încălzit de Soare, fiind bineînţeles mai uşor, se ridică vertical în atmosferă (prin procesele de convecţie termică şi turbulenţă termică). 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.

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, este necesară o modelare fictivă a proceselor, care evoluează treptat în cea reală (conform cursului pentru formarea de bază a meteorologilor, autor Dr. Elena Cordoneanu, Societatea Meteorologică Română).

Ipoteza 1 (falsă)

Să presupunem că 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 (FALS!). 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. 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.

Dar 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. În concluzie, aerul atmosferic are două tipuri de circulaţii, care sunt continue: circulaţia de mare altitudine – a aerului cald de la Ecuator către poli – şi circulaţia de mică altitudine – a aerului rece 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 – descoperită prin Evul Mediu de meteorologul amator George Hadley. Prin urmare, celula îi poartă astăzi numele: Celula Hadley.

Ipoteza 2 (parţial falsă)

Soarele rămâne fix, nu se mai roteşte în jurul Pământului (adevărat!), iar Pământul (menţinându-şi suprafaţa uniformă şi netedă) se roteşte în jurul axei sale imaginare, care în acest caz este perpendiculară pe planul orbital (FALS!). 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.

Ne reamintim de cele două circulaţii din atmosferă, cea de altitudine şi cea de suprafaţă. Aplicarea Forţei Coriolis la rotaţia Pământului determină devierea mişcării aerului spre est în cazul deplasării de la Ecuator către poli (circulaţia de mare altitudine) şi devierea aerului spre vest în cazul deplasării de la poli la Ecuator (ca la circulaţia de mică altitudine). 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 de circulaţie „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 (absenţa vântului) şi lipsa celorlalte fenomene. 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 atmosferic polar”. Aici se formează brâuri de presiune joasă, zonele fiind reprezentative pentru formarea principalilor cicloni atmosferici.

Ipoteza 3 (parţial adevărată)

Axa de rotaţie a Pământului nu mai este verticală, ci face un unghi de 23,5 grade cu planul orbital (adevărat!). În acelaşi timp, Pământul efectuează o mişcare de revoluţie în jurul Soarelui, care durează 365 de zile şi 6 ore. Rezultatul 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. Menţinem din ipotezele anterioare uniformitatea suprafeţei terestre (FALS!).

Ipoteza 4 (adevărată)

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 ipoteza 1.

Recapitulăm principalii factori responsabili de fenomenele meteorologice care se produc pe Terra: Soarele, mişcarea de rotaţie a Pământului, precum şi înclinarea axei, mişcarea de revoluţie a Pământului, relieful şi structura suprafeţei terestre. Toate acestea dau naştere maselor de aer şi variaţiilor de presiune atmosferică, responsabile pentru fenomenele ulterioare.

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.

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. Constatăm 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, în zona Ecuatorului nu este posibilă producerea masei de aer continental-ecuatorială, din cauza centurii de presiune joasă care însoţeşte paralela.

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.

În zona de contact dintre oricare două mase de aer, numită „front atmosferic”, se produc majoritatea fenomenelor meteorologice. Manifestările sunt 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.

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). Sursa: Administraţia Naţională de Meteorologie

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 amestec între cele două fronturi, care se produce atunci când 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.

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.

706

Frontul atmosferic cald. Sursa: Administraţia Naţională 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. Sursa (imagine sus): Administraţia Naţională de Meteorologie

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.

DSC04487

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, sau a norilor de tip orografic, care staţionează în general pe cele mai înalte creste şi anulează vizibilitatea de pe trasee.

510

DSC01211

Norii formaţi prin convecţie dinamică şi efectul acestora pe munte. Sursa (imagine sus): Administraţia Naţională de Meteorologie

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.

3. Manifestările meteorologice extreme din timpul verii

În condiţiile descrise mai sus, se formează şi norii cu dezvoltare verticală din sezonul cald, mai precis Cumulus şi 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 sunt slabe şi 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 şi aspectul real al unui astfel de nor, surprins de la depărtare din oraşul Cluj Napoca. Sursa (imagine sus): Administraţia Naţională de Meteorologie

În acest stadiu, 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.

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; sursa: Administraţia Naţională de Meteorologie

Aşa cum ne-am obişnuit deja, orice întâlnire a două mase de aer cu proprietăţi diferite generează un front atmosferic, care în cazul nostru (la scară locală) 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.

O formă extremă a evoluţiei norului Cumulonimbus 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. Sursa: Administraţia Naţională de Meteorologie

IMGP1169

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

4. Viscolul, fenomen meteorologic extrem din timpul iernii, în România

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.

DSC01614

Aşadar, precipitaţiile de pe tot parcursul anului sunt cauzate în special de ciclonii formaţi deasupra Mării Mediterane. Dar pentru ca „meniul” să fie complet, e nevoie de un vânt suficient de puternic şi de persistent, care ia naştere în condiţiile descrise în continuare. Ciclonii mediteraneeni care ajung în sudul României înlocuiesc anticiclonul siberian, pentru ca acesta din urmă să înlocuiască ulterior, la rândul său, ciclonul destrămat. Anticiclonul este caracterizat de calm atmosferic şi de lipsa norilor, datorită căreia se înregistrează temperaturi negative foarte mici, chiar extreme (norii 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.

Anticiclonul siberian are o provenienţă nord-estică (faţă de ţara noastră), iar ciclonii mediteraneeni vin din direcţia opusă, 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. Nimic mai simplu: în cultura populară românească, acest vânt uscat şi rece este denumit „Crivăţ”. Acesta se formează în special în timpul iernii, dar poate sufla şi vara, în aceleaşi condiţii sinoptice, denumirea lui populară modificându-se în „Traista-goală”. Crivăţul reprezintă o circulaţie a atmosferei de joasă altitudine (până la 2000 de metri), dincolo de care se revine la circulaţia generală a atmosferei, desfăşurată în emisfera nordică de la vest către est.

Aşadar, deasupra României, circulaţia atmosferică din timpul iernii are două strate: cel de altitudine joasă (cu aer RECE dinspre nord-est) şi cel de altitudine (cu aer mai CALD), orientat exact invers. 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 vârf de munte, de până la minus 80 (optzeci) de grade Celsius.

IMGP0068

5. Generalităţi despre clima României

Aşa cum am învăţat din manualul de geografie, România se află în zona de climă temperat-continentală. Totuşi, acest tip de climă nu se manifestă uniform pe teritoriul întregii ţări, ci este nuanţat, atât datorită circulaţiei maselor de aer, cât şi datorită reliefului. România primeşte influenţe climatice dinspre Oceanul Atlantic, Marea Mediterană, Câmpia Est-Europeană, precum şi dinspre zona scandinavo-baltică. Prin urmare, s-a stabilit că România face parte din aşa-zisul climat temperat de tranziţie, specific Europei Centrale. Totodată, centrul României este traversat de lanţul Munţilor Carpaţi, care pe de o parte, prin altitudinile de peste 2500 de metri, crează un tip separat de climă (climatul montan), şi pe de altă parte joacă rol de barieră orografică între masele de aer vestice şi cele sudice şi estice, cu proprietăţi fizice diferite. În funcţie de aceste particularităţi, putem spune că România este împărţită din punct de vedere climatologic în trei mari regiuni.

A) Teritoriul intracarpatic (toate unităţile de relief din interiorul arcului carpatic care nu depăşesc altitudinea de 800 de metri) este dominat de influenţa oceanică a climei temperate, de origine vestică, o influenţă caracterizată prin umezeală, generând precipitaţii mai bogate decât în restul ţării, dar prin temperaturi mai mici. Interiorul arcului carpatic (aferent Depresiunii Colinare a Transilvaniei, Câmpiei şi Dealurilor de Vest, inclusiv Munţii Apuseni) se caracterizează printr-o climă mai blândă, atât vara cât şi iarna, fenomenele extreme ale celor două anotimpuri fiind mai atenuate (uneori chiar împiedicate) faţă de teritoriul extracarpatic. Astfel, viscolele puternice sunt aproape absente, acestea fiind generate de masele de aer dinspre sud, care la rândul lor generează viscolele puternice cu vânt din sector estic (Crivăţul); aceste fenomene nu pătrund dincolo de munţii înalţi, către nord. Temperaturile medii anuale au valori de 8-9 grade Celsius. Precipitaţiile sunt însă consistente, mai ales în spaţiul Munţilor Apuseni, care reprezintă unul dinte polii ploilor din România (1800-2000 de milimetri pe an). În extremitatea de sud-vest a teritoriului este prezentă influenţa climatică mediteraneană, cu mase de aer calde şi umede.

B) Carpaţii, sau mai corect spus teritoriul situat la peste 800 de metri altitudine, sunt afectaţi de un climat mai aspru, montan, care favorizează mai puţin activităţile umane. Intensitatea fenomenelor meteorologice este cea mai accentuată (mai puţin temperaturile maxime). Carpaţii reprezintă „graniţa” dintre influenţele de ariditate (de origine est-europeană), respectiv influenţa mediteraneană, şi influenţa oceanică, de origine atlantică (vestică). Datorită scăderii temperaturii medii odată cu altitudinea (0,6 grade Celsius la 100 de metri; distribuţie specifică troposferei), în Carpaţi se înregistrează cele mai scăzute temperaturi medii anuale, cuprinse între -2 şi 4 grade Celsius. Depresiunile şi culoarele de vale intramontane prezintă un topoclimat specific, cu geruri năprasnice iarna (datorate inversiunilor termice din timpul anticiclonilor) şi temperaturi semnificativ mai scăzute vara, în ciuda situării lor la altitudini sub 800 de metri. În aceste depresiuni s-au înregistrat pe timp de iarnă minimele istorice din România, cuprinse între minus 35 si minus 38 de grade Celsius. Suprafeţele cu altitudini mai modeste din Munţii Banatului şi din sud-vestul grupei Retezat-Godeanu sunt afectate şi de influenţa mediteraneană, care generează un topoclimat mai blând.

C) Teritoriul extracarpatic, constituit de Dobrogea, Câmpia Română, Podişul Moldovei, Podişul Getic şi o parte din Subcarpaţi, este dominat de climatul temperat continental excesiv sau influenţa de ariditate, cu fenomene severe atât vara, cât şi iarna. Iarna, cele mai aspre viscole se înregistrează în Câmpia Română, Podişul Moldovei şi Podişul Dobrogei. Vara, cele mai violente furtuni şi vijelii se petrec în aceleaşi unităţi de relief, precum şi temperaturi extreme, atât maxime, cât şi minime. Podişul Dobrogei, estul Câmpiei Române sunt singurele unităţi unde s-au observat (şi fotografiat) tornade, care mai pot fi văzute şi în largul Mării Negre. Regiunea cu cele mai frecvente trăsnete (fulgere care ating solul) este Dobrogea. Temperaturile medii anuale sunt uşor mai crescute faţă de intracarpatic (10-11 grade Celsius), iar extremele pozitive istorice au ajuns chiar şi la 44 de grade Celsius (la umbră) în Câmpia Bărăganului. Precipitaţiile au valori considerabil mai mici, în Dobrogea fiind cele mai scăzute din România (cu o medie sub 300 de milimetri pe an).

Sursa bibliografică a materialului: Administraţia Naţională de Meteorologie, cursul de formare iniţială în meteorologie, autor Dr. Elena Cordoneanu