Riscuri Climatice Extreme

5.2. Vânturi neperiodice asociate circulaţiei generale a atmosferei

Vânturi 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 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).

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 nisip

Reprezintă 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, 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 căldură

Ca 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 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%), 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 frig

Reprezintă 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 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 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 temperatură

în 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 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.