Căpitan-comandor [311583]

Căpitan-[anonimizat] – [anonimizat] a II-a –

EDITURA MIRACOL

2003

Coperta I – IV

și tehnoredactare

computerizată: Dan-Gabriel Florea

Toate drepturile asupra acestei ediții

sunt rezervate autorului.

EDITURA MIRACOL

ISBN 923-6315-14-2

C U P R I N S

C A P I T O L PAGINA

I N T R O D U C E R E

[anonimizat] 1991 – 2000, sub egida U.N.E.S.C.O. s-a derulat programul I.D.N.D.R. – "Deceniul Internațional pentru Reducerea Efectelor Dezastrelor Naturale". Acest program a [anonimizat], [anonimizat], mediatizării, reducerii și combaterii efectelor dezastruoase ale acestora asupra mediului natural și societății umane.

În accepțiunile dicționarului de termeni ai I.D.N.D.R. [anonimizat] "fenomene geografice de risc", [anonimizat], climatice, biogeografice, pedogeografice, [anonimizat], etnice, economice, geopolitice.

În secolul nostru și mai cu seamă în a [anonimizat] a [anonimizat], în dualitatea sa naturală: [anonimizat]. Din această viziune a mediilor științifice și politice a rezultat dezvoltarea constantă a preocupărilor pentru cunoașterea condițiilor care favorizează declanșarea fenomenelor atmosferice de risc, a legităților care le guvernează evoluția și răspândirea, a [anonimizat] – globale, [anonimizat] a [anonimizat] o [anonimizat], datorită riscurilor naturale.

Fenomenele atmosferice de risc se definesc ca situații ce pot provoca victime omenești și pagube materiale. [anonimizat], sunt determinate pe de o [anonimizat], poziția geografică și dezvoltarea tehnologică a [anonimizat].

[anonimizat], uneori, consecințe dezastruoase. [anonimizat]: fenomene cu declanșare rapidă ([anonimizat], trombele, orajele, aversele, grindina), fenomene cu viteză de apariție intermediară (bruma, chiciura, poleiul, înghețul, ceața, viscolul) și fenomene cu apariție lentă (secetele). Acestor categorii li se adaugă fenomene de risc climatologic datorate combinării unor factori meteorologici și de altă natură (avalanșele, undele de maree), precum și altele ([anonimizat], [anonimizat], umezeala aerului) (S. Ciulache, N. Ionac, 1995).

Printre factorii de risc atmosferic din cea de-a [anonimizat]fic zonelor temperate și reci, caracterizat prin consecințe grave și efecte spectaculoase. Acțiunea sa distructivă se derulează prin forța mecanică a vântului și, mai ales, prin spulberarea zăpezii din spațiile deschise și acumularea ei în locurile mai adăpostite. Pagubele cele mai însemnate se produc în domeniile agriculturii, transporturilor de toate genurile, telecomunicațiilor, construcțiilor; pe lângă acestea, multe activități social-economice pot fi îngreunate sau întrerupte temporar, în majoritatea teritoriilor de la latitudinile medii și mari.

Potrivit normelor folosite de statele membre ale Organizației Meteorologice Mondiale, denumirea generică de viscol include fenomene complexe, ale căror formare și dezvoltare depind de intensitatea vântului, caracterul ninsorii, cantitatea, starea și vechimea zăpezii depuse. Aceste fenomene se pot produce diferențiat, la sol și în altitudine, având diferite denumiri.

Transportul de zăpadă se produce când, fără să ningă, zăpada afânată și proaspătă este ridicată și spulberată de la sol de un vânt turbulent, cu viteza de peste 6 m/s.

Transportul de zăpadă la sol se desfășoară aproape paralel cu solul, în stratul de aer inferior (stratul de aer microclimatic, până la 2 m de la sol), obiectele joase fiind voalate sau mascate din cauza reducerii vizibilității orizontale, în funcție de viteza vântului: la 11-14 m/s, 4 – 2 km; la 15-18 m/s, 2 km – 500 m; peste 20 m/s, sub 500 m.

Transportul de zăpadă la înalțime (zăpadă viscolită) se desfășoară la înălțimi cuprinse între câțiva m și câteva zeci de m de la sol când, fără să ningă, zăpada este răscolită și spulberată de la sol, uneori voalând Soarele și cerul. În aceste condiții, vizibilitățile orizontală și verticală scad sub 1 km.

Când, din cauza zăpezii spulberate de vânt, nu se pot observa norii și nu se poate distinge dacă zăpada cade din nori sau este doar ridicată de la sol, vizibilitățile orizontală și verticală fiind foarte reduse, complexul de fenomene meteorologice asociate este denumit viscol (viscol general, viscol superior).

Situațiile sinoptice favorabile producerii transportului de zăpadă la sol și la înălțime se regăsesc în zonele cu vânturi puternice din partea posterioară a ciclonilor și de la periferia anticiclonilor, după ce ninsoarea a încetat. Pentru producerea viscolului general, cele mai favorabile situații sinoptice se regăsesc în zonele de interferență cu gradienți barici mari, create la apropiera ciclonilor activi de anticicloni în dezvoltare. În aceste cazuri, viscolul se produce în fața și pe fronturile atmosferice calde aferente ciclonilor, într-o zonă lată de 100-200 km, precum și pe fronturile reci corespunzătoare și în masele de aer rece instabil din spatele acestora, într-o zonă lată de 10-20 km.

Lucrarea de față este structurată pe patru capitole și cuprinde 14 tabele și 13 hărți și seturi de hărți, care conțin informații sintetice explicative. Pentru asigurarea unei fluențe maxime în prezentarea problematicii lucrării, acestea au fost integrate în cuprinsul capitolelor și subcapitolelor la care se referă, în măsura posibilităților oferite de cerințele editării.

Primul capitol al lucrării cuprinde principalele aspecte ale cadrului fizico-geografic din zona sinoptică și mezoscalară a României, cu valențe favorizante pentru producerea riscului atmosferic de viscol, urmărind natura suprafeței subiacente active și caracterele dominante ale circulației atmosferei în zona geografică a țării noastre.

În capitolul al doilea se regăsește analiza detaliată a fenomenului de viscol în țara noastră, sub aspectele tipologiei, repartiției, duratei și frecvenței, în contextul configurațiilor sinoptice majore și caracteristice din Europa, precum și unele considerente și observații asupra unor situații parțiale de viscol, a căror desfășurare poate produce efecte cu aspect de calamitate.

În capitolul al treilea al lucrării sunt prezentate aspectele speciale ale fenomenului de viscol, ca factor de risc pentru zborul aeronavelor în spațiul aerian al României, prin prisma creațiilor în domeniu ale precursorilor și întemeietorilor meteorologiei aeronautice din țara noastră, precum și a experienței proprii a autorului în activitatea de asigurare meteorologică a aviației.

Capitolul al patrulea conține principalele concluzii rezultate din studierea fenomenului de viscol în spațiul geografic românesc, care au condus la construirea hărții ce redă ponderea acestui risc climatic în zonele de dispunere a aeroporturilor și aerodromurilor din țara noastră.

C A P I T O L U L I

CONDIȚII FIZICO-GEOGRAFICE CARE FAVORIZEAZĂ

FENOMENUL DE VISCOL

ÎN SPAȚIUL GEOGRAFIC AL ROMÂNIEI

Repartiția teritorială a tipurilor de climă reflectă interacțiunea complexă a factorilor care determină regimul climatic, atât pe teritoriul țării noastre și în zona geografică a României, cât și în orice zonă a Terrei: suprafața subiacentă activă, radiația solară și circulația atmosferei. Dintre acești factori climatogeni, în geneza, evoluția și repartiția fenomenului de viscol, efectul favorizant primordial îl reprezintă suprafața subiacentă activă împreună cu circulația atmosferei.

Oriunde pe glob, procesele atmosferice sunt generate și evoluează în strânsă legătură cu un complex de condiții fizico-geografice; intensitatea acestor procese, frecvența, durata și succesiunea lor, depind de latitudinea geografică a locului, de natura suprafeței solului, de orientarea și de expunerea reliefului față de principalele direcții de advecție a maselor de aer.

Suprafața subiacentă activă este sursa principală de transformare a energiei radiante solare în căldură si, totodată, sursa principală generatoare de vapori de apă (de umezire a aerului). Această suprafață are și rolul esențial în transformarea și deplasarea maselor de aer.

Marea diversitate a reliefului României se reflectă și în marea diversitate a caracterelor climatice din diferite regiuni geografice ale teritoriului. Fragmentarea și complexitatea reliefului, marea diversitate a formelor și altitudinilor, dispunerea lanțurilor muntoase, orientarea și înclinarea pantelor sunt principalele cauze care determină diferențierea condițiilor de dezvoltare a proceselor și fenomenelor atmosferice, deci a tipurilor, subtipurilor, varietăților și nuanțelor climatice din ansamblul climei temperat-continentale moderate caracteristice României.

Întrucât în practica sinoptică se operează cu elemente din domeniul macroscalar și mezoscalar, așa cum va reieși mai ales în capitolul al II-lea, prezentarea aspectelor legate de relief va avea aceeași orientare, în cele ce urmează.

1. Relieful

În cadrul zonei geografice a României, preponderent sud-est europeană, suprafața subiacentă activă prezintă importante particularități fizico-geografice, capabile să modifice în mod semnificativ caracteristicile evoluției sinoptice, mai frecvent în domeniul mezoscalar (harta 1).

În partea centrală a zonei se situează lanțul puternic arcuit al Carpaților Românești; pe lateral, la o distanță radială de 300 – 500 km față de centru, începând din sectorul sud-estic, se situează: Marea Neagră, cu zona de câmpie din nord-vestul și nordul său; Podișul Podolic și ramura de nord și nord-vest a Carpaților; Depresiunea Panonică; colinele nord-estice ale Munților Dinarici; cursul inferior al Dunării și Munții Balcani. Oricare dintre aceste unități fizico-geografice joacă rolul său în evoluția vremii din cadrul ariei interioare pe care o delimitează.

1 – ZONA GEOGRAFICĂ A ROMÂNIEI.

UNITĂȚI MAJORE DE RELIEF

Carpații Românești au înălțimi medii cuprinse între 1000 și 1500 m, pe latura lor sudică – în Carpații Meridionali – atingându-se relativ frecvent 2000 m. Deosebit de importantă pentru devierea și canalizarea curgerilor dinspre Câmpia Rusă este forma puternic arcuită, convexă către sud-est, în zona de racordare a Carpaților Orientali cu Carpații Meridionali. Ramura vestică are înălțimi, extindere și masivitate relativ reduse dar, în esență, "se închide" împreună cu celelalte două ramuri, delimitând în interior Podișul Transilvaniei, cu un regim climatic mult diferit de cel al regiunilor extracarpatice.

Din punct de vedere meteorologic, deosebit de importantă este și legătura Carpaților cu Balcanii, în zona Timocului. Astfel, în zona Dunării la Cazane, se realizează a doua mare curbură a lanțului montan carpatic; aceasta este convexă spre vest, astfel încât, privit în ansamblu, întregul sistem Carpato – Balcanic delimitează net forma unei litere S inversată.

Spre est, pe o distanță de peste 2500 km (până la Munții Urali), sistemul Carpato – Balcanic reprezintă singurul obstacol orografic important în calea aerului extrem de rece – continental-polar sau arctic – antrenat de anticiclonul de iarnă euro-asiatic către Europa Centrală și Peninsula Balcanică. Totodată, se remarcă faptul că advecțiile reci către sud, peste zona de uscat dintre Marea Caspică și Marea Neagră, sunt blocate masiv de Munții Caucaz, cu vârfuri ce depășesc 5500 m. În aceste condiții, singura trecere către sud ramâne cea pontică.

Marea Neagră este o mare închisă, de adâncime medie, marginită la sud, est și nord-est de Munții Pontici și de Munții Caucaz. Temperatura medie a apei este de 5 – 7 grade C. Țărmurile vestic și nord-vestic sunt de înălțimi mici; totuși, în Munții Crimeei, unele vârfuri depașesc 1500 m, iar în Munții Dobrogei, 300 – 400 m. De reținut că aceștia din urmă se ridică imediat la sud-vest de Delta Dunării, zonă cu numai câțiva metri deasupra nivelului mediu al mării.

Țărmul vestic are o orientare generală de la nord – nord-est spre sud – sud-vest și, împreună cu orientarea generală a Carpaților Orientali (de la nord – nord-vest spre sud – sud-est) conturează o "pâlnie" meridianală, mai largă către nord și mai îngustă către sud. Zona de lățime minimă a acestei pâlnii se identifică cu o bandă cvasilatitudinală ce leagă curbura Carpaților de țărmul românesc al Mării Negre. Iarna, prin această pâlnie, aerul rece dinspre nord – nord-est se infiltrează ușor până în Câmpia Română.

Țărmurile vestic și nordic, împreună cu Peninsula Crimeea, delimitează Golful Odessa. În ansamblu, în această parte nord-vestică, țărmul are o configurație ciclonică cu o rază de curbură medie de aproximativ 100 km. Această zonă corespunde, în general, cu partea cea mai puțin adâncă a mării și, de asemenea, are cea mai mare variabilitate a temperaturii apei.

Câmpia Mării Negre și Podișul Podolic desemnează o bună parte din sectorul de est și nord-est al zonei noastre de interes. Câmpia situată la nord de Marea Neagră este relativ plată, ușor mai joasă spre sud, către țărmul mării terminându-se cu o zonă de lunci și bălți. Și în partea de est, unde se face racordarea cu Stepa Rusă, sunt aceleași înălțimi relativ reduse. Trebuie reținute cel puțin două aspecte în această regiune: efectele radiative ale stratului de zăpadă în timpul iernii și încălzirea puternică a suprafeței terestre în timpul verii, care accentuează climatul continental uscat.

Spre nord, Podișul Podolic are înălțimi relativ mici care, în esență, nu pot exercita un blocaj important în calea maselor de aer.

Ramura nordică a Carpaților are o orientare nord-vestică – sud-estică, ceea ce favorizează alunecarea maselor de aer rece, antrenate de anticiclonul scandinav către sud, pe latura vestică a obstacolului montan, precum și circulațiile nord-vestice de origine atlantică. Denumirea nu respectă terminologia geografică consacrată, fiind introdusă pentru simplificare și referindu-se la sistemul montan carpatic din nordul granițelor României.

Având o înălțime considerabilă, dar o extindere laterală redusă, Munții Tatra au un impact relativ redus asupra curgerilor la scară sinoptică. Prin zona de podiș dintre masivul Tatra și Carpații Păduroși, circulațiile meridianale sunt putin perturbate, în general, iar aerul rece poate pătrunde mult către sud, până în bazinul mijlociu al Dunarii.

Depresiunea Panonică reprezintă zona cu altitudine coborâtă din Europa Centrală. Aerul antrenat de la latitudinile nordice poate pătrunde aici pe la vest sau pe la est de masivul Tatra. În cazul infiltrațiilor deosebit de reci, după ce acoperă și nordul Iugoslaviei și vestul României, aerul continental – polar sau arctic se tasează, formându-se configurații staționare stabile, cu puternice inversiuni termice, preponderent de natură radiativă.

În cazul circulațiilor sudice – asociate, de regulă, cu ciclonii mediteraneeni – traiectoria cea mai probabilă este dinspre nordul Mării Adriatice sau nordul Munților Dinarici. Ajunși deasupra Câmpiei Panonice, acești cicloni au o perioadă de stagnare și de reintensificare, după care își continuă evoluția, cel mai adesea către est – nord-est. Același lucru este valabil și în cazul circulațiilor vestice – nord-vestice asociate nucleelor depresionare formate în talvegul ciclonilor islandezi care evoluează peste nordul Europei. În timpul sezonului cald, pe partea anterioară a anticiclonului azoric se pot produce infiltrații reci rapide, care produc o puternică instabilitate convectivă, eventual asociată cu vijelii.

Peninsula Balcanică acoperă sectorul sud-vestic și sudic al zonei noastre de interes. Alpii Dinarici, Munții Pindului, Balcani și Rodopi au o înălțime medie comparabilă cu cea a Carpaților (unele vârfuri depașesc 2500 m, izolat chiar 2900 m). În ansamblu, acești munți acoperă o arie considerabilă din Peninsula Balcanică și constituie un important blocaj în calea maselor de aer, fie că acestea sunt antrenate dinspre sud – sud-vest de ciclonii mediteraneeni, fie dinspre est – nord-est de anticiclonul est – european. Desigur că blocarea masei de aer mediteranean (relativ cald și umed) este mult redusă în comparație cu blocarea masei de aer continental (rece și uscat).

Către est, înălțimea Munților Balcani și Rodopi diminuează apreciabil; masele de aer rece din Câmpia Rusă – ajunse pe latura estică a Carpaților – se pot infiltra uneori mai departe către sud, pe lângă țărmul vestic al Mării Negre, până în zona Bosforului. Tot prin acest culoar de înălțime mică, ciclonii mediteraneeni sud-est – europeni evoluează frecvent din nordul Mării Egee, sudul Munților Rodopi către vestul Mării Negre, Golful Odessa.

2. Circulația atmosferică

Acționând în strânsă legătură cu suprafața subiacentă activă, circulația atmosferică este cel de-al doilea factor climatogen important care favorizează configurațiile sinoptice ce determină fenomenul de viscol în spațiul geografic al României.

În sens larg, se consideră că circulația generală a atmosferei include totalitatea mișcărilor care caracterizează curgerile atmosferice la scară globală. Mai precis, studiul circulației generale este legat de dinamica climatului, adică de studiul structurilor mediate temporal ale câmpurilor vântului, temperaturii, umidității, precipitațiilor și altor variabile meteorologice. Circulația generală poate fi considerată ca fiind formată dintr-o curgere mediată în timp pe o perioadă suficient de mare pentru a îndepărta variațiile aleatoare asociate sistemelor individuale de vreme, dar în același timp, suficient de scurte pentru a reține variațiile lunare și sezoniere.

Procesul fundamental care dirijează circulația atmosferei este încălzirea radiativă diferențiată, care rezultă din faptul că absorbția radiației solare la suprafața terestră este mai mare decât emisia în spațiu a radiației de unde lungi, la latitudini mici, în timp ce emisia radiației de unde lungi predomină față de absorbția radiației solare, la latitudini mari, cu precădere în emisfera în care este iarnă. Circulația generală a atmosferei și a oceanelor asigură transportul de caldură meridianal și vertical necesar realizării echilibrului.

Cea mai mare parte a radiației solare absorbite la suprafața terestră este utilizată în procesul de evaporare a apei și, în consecință, pentru încălzirea atmosferei. Încălzirea datorată radiației solare se realizează în atmosferă, în principal, sub forma căldurii latente eliberate în asociație cu procesele convective din nori. Distribuția globală a evaporației depinde de temperatura apei la suprafața mării, ea însăși dependentă de circulația generală a oceanelor și de interacțiunile cu atmosfera.

Circulația generală a atmosferei poate fi interpretată calitativ ca fiind rezultatul interacțiunilor tridimensionale între procesele radiative și cele dinamice. În medie, energia solară netă absorbită de atmosferă și de Pamânt ar trebui să fie egală cu energia radiativă din domeniul infraroșu, emisă în spațiu de planetă. Media anuală a radiației solare absorbite este puternic dependentă de latitudine, prezentând un maxim la ecuator și câte un minim la poli. Pe de altă parte, radiația infraroșie emisă depinde puțin de latitudine. Astfel, există un surplus de radiație netă în regiunea ecuatorială și un deficit în regiunile polare.

Această încălzire diferențiată determină o încălzire mai accentuată a atmosferei ecuatoriale față de cea de la latitudini mai mari și crează un gradient termic orientat de la poli spre ecuator, care produce o acumulare crescândă de energie potențială disponibilă medie zonală. Echilibrarea deficitului de radiație din zonele polare se face prin transportul căldurii de la ecuator spre poli de către undele barocline (rezultate prin instabilizarea baroclină a vântului termic de vest), undele planetare și curenții oceanici; efectul acestui transport se concretizează în stoparea creșterii gradientului termic dintre poli și ecuator. Pe de altă parte, undele barocline transformă energia potențială în energie cinetică, menținând astfel energia cinetică a atmosferei la valori superioare efectelor disipative ale frecării.

Este de remarcat faptul că, pentru menținerea circulației atmosferei, doar o mică parte din energia solară incidentă este transformată în energie cinetică.

Circulația medie zonală (latitudinală) are două caractere principale: predominanța vânturilor de vest (zonale) între latitudinile de 30 și 90 de grade, în ambele emisfere și predominanța musonilor și alizeelor în zona intertropicală. Viteza vânturilor de vest crește odată cu altitudinea, până la limita superioară a troposferei, unde se întâlnesc curenții-jet (jet-stream), a căror poziție variază spațial între latitudinile de 30 și 60 de grade.

Acest tip de circulație nu justifică nici măcar teoretic complexitatea circulației observate a atmosferei. Topografia globală a planetei și contrastul dintre încălzirea uscatului și a oceanului reprezintă un forcing puternic pentru mișcările asimetric longitudinale la scară planetară mediate temporal. Aceste mișcări, denumite uzual unde staționare, sunt deosebit de intense iarna în emisfera nordică și reprezintă tipul generic de circulație medie longitudinală.

Undele staționare troposferice au, în general, o structură echivalent barotropă, adică amplitudinea lor crește odată cu înălțimea, iar configurația lor climatologică poate fi descrisă prin teoria undelor Rossby. Atunci când circulația specifică acestor unde se suprapune peste o circulație medie zonală, se produc local zone de creștere sau de scădere a mediei temporale a vânturilor de vest, care influențează puternic dezvoltarea și propagarea perturbațiilor tranzitorii de vreme. Astfel, undele staționare se constituie în caracteristici fundamentale ale curgerii climatologice.

O imagine relativ completă asupra circulației generale a atmosferei necesită considerarea nu numai a componentelor medii zonale, a componentelor ondulatorii staționare și a variațiilor anuale ale acestora, ci și a variabilității neregulate a acestora la scări temporale mai mari decât scara turbioanelor tranzitorii individuale. Descrierea unor asemenea componente ale circulației generale a atmosferei se face prin termenul de variabilitate de frecvență joasă. Spectrul observat al acestei variabilități cuprinde anomalii de vreme a caror durată variază de la 7 – 10 zile până la câțiva ani.

O posibilă cauză a variabilității atmosferice de frecvență joasă este forcing-ul datorat anomaliilor de temperatură la suprafața mării, care rezultă din interacțiunea coerentă dintre aer și ocean. Datorită inerției termice mari a stratului de amestec de la suprafața oceanului, astfel de anomalii tind să aibă scări temporale mult mai mari decât cele asociate variațiilor subsezoniere din atmosferă; se crede că acestea au cea mai mare semnificație în variabilitatea atmosferică la scări temporale sezoniere și interanuale (James Holton – 1996).

O variabilitate substanțială la scări temporale subsezoniere poate apărea la latitudini medii și în absența forcingului prezentat inițial; cauza poate fi dinamica neliniară internă a atmosferei. Un exemplu de variabilitate de frecvență joasă generată intern este forcingul anomaliilor la scară mare datorat fluxurilor vorticității potențiale ale undelor tranzitorii de frecvență înaltă. Acest proces este important în menținerea perturbațiilor ondulatorii cvasi-staționare de mare amplitudine, numite configurații de blocaj (specifice și zonei geografice a României în sezonul rece, inclusiv situațiilor sinoptice determinante pentru fenomenul de viscol).

Circulațiile atmosferice extratropicale alternează între curgeri zonale intense peste care se suprapun unde de amplitudine mică (stări de indice ridicat) și curgeri zonale slabe peste care se suprapun unde de amplitudine mare (stări de indice scăzut). Acest comportament sugerează posibilitatea existenței mai multor regimuri climatice compatibile cu un anumit forcing extern, iar stările atmosferice de indice ridicat și, respectiv, de indice scăzut corespund, în realitate, unor regimuri climatice cvasi-stabile distincte ale atmosferei.

C A P I T O L U L II

CONDITII AERO-SINOPTICE CARE DETERMINĂ

FENOMENUL DE VISCOL

ÎN SPAȚIUL GEOGRAFIC AL ROMÂNIEI

1. Tipuri de circulație atmosferică în zona geografică a

României și configurații sinoptice europene majore

Evoluția sinoptică deasupra țării noastre este strâns legată de poziția României pe continent și de poziția continentului pe glob. Concordant cu caracteristica generală a latitudinilor temperate, la sol se constată o succesiune cvasiregulată a ciclonilor extratropicali, în timp ce la altitudinea de 5 – 10 km predomină circulația vestică (latitudinală, zonală). În cadrul acestor succesiuni de o mare diversitate, se individualizează câteva formațiuni barice cu arii preferențiale de formare și de acțiune.

Zona Mediteranei Centrale – Marea Ligurică – Golful Genova constituie aria cea mai ciclogenetică de pe Terra. În această situație – având în vedere și circulația generală a atmosferei de la vest către est – ciclonii mediteraneeni sud-europeni joacă un rol de seamă în evoluția vremii din țara noastră. Majoritatea situațiilor de "vreme severă" din România apar în legatură cu acești cicloni, care aduc mase de aer relativ cald și umed, de tip mediteranean.

O altă zonă ciclogenetică importantă o constituie aria situată imediat la sud – sud-est de Islanda, de unde, îndeosebi iarna, se desprind frecvent cicloni intenși care afectează preponderent jumătatea nordică a Europei, de multe ori și cu efecte asupra regiunilor nord-vestice ale țării noastre. Acest centru de acțiune atmosferică permanentă este denumit ciclonul islandez.

Cu o frecvență relativ mare, deasupra Europei Vestice și Sud-Vestice acționează un câmp de presiune atmosferică ridicată, cu centrul în zona Insulelor Azore; uneori acest anticiclon azoric se extinde peste Europa Centrală și chiar peste zona țării noastre. Ca și ciclonul islandez, acesta antrenează peste continent mase de aer maritim.

În sezonul rece, deasupra Europei de Est, Asiei Occidentale și Centrale, cel mai adesea se formează un câmp de presiune atmosferică ridicată, extins și puternic, ce antrenează pe partea sa estică – sud-estică mase de aer rece și uscat de origine continental – polară sau chiar arctică; uneori aceste mase de aer acoperă estul și sudul României. Acest centru de acțiune atmosferică permanentă este anticiclonul est – european (nord-est – european, siberian, euro – asiatic).

Semnificativ pentru evoluția vremii din țara noastră este și anticiclonul scandinav. Uneori acesta se extinde mult spre sud, cuprinzând și aria României și aducând mase de aer rece, ocazional extrem de rece, de origine continental – polară sau arctică.

Este de remarcat faptul că niciuna dintre principalele configurații barice europene nu își are locul de formare pe teritoriul României sau în imediata sa apropiere, dar fiecare dintre acestea poate afecta, mai mult sau mai puțin, aria țării noastre. Caracteristica sinoptică cea mai importantă a ariei carpato – pontice o constituie situarea sa în zona de interacțiune a cel putin două dintre formațiunile barice tipice. În imensa majoritate a cazurilor, interacțiunea se produce între ciclonul mediteranean sud-est – european și o perturbație duală care activează peste partea central – vestică, central – nordică și/sau central – estică a Europei.

Dupa natura perturbației duale și potivit teoriei termohidrodinamice a interacțiunilor, se disting două feluri de interacțiuni ale ciclonului mediteranean (Ion Drăghici – 1988):

Interacțiuni tari – atunci când celălalt factor este un câmp de presiune atmosferică ridicată (cel mai tipic exemplu este cel al anticiclonului siberian);

Interacțiuni slabe – atunci când celălalt factor este un câmp de presiune atmosferică scăzută (cel mai tipic exemplu este cel al unui ciclon islandez coborât peste partea central – nordică a continentului).

Există și unele situații, în general cu o frecvență mică, în care o singură formațiune barică europeană majoră domină intreaga zonă geografică a României; aceasta poate fi un ciclon mediteranean sau islandez, precum și un anticiclon estic, nordic sau vestic. În cadrul acestei categorii de perturbații, o poziție aparte dețin ciclonii cu deplasare retrogradă. Cel mai adesea aceștia provin dintr-un ciclon mediteranean sud-est – european; ei evoluează în general lent, traiectoria tipică fiind din zona Mării Negre către vest – nord-vest. Manifestarea lor este strâns legată de prezența unei situații de blocaj (anticiclon) deasupra Europei Orientale.

În continuare vor fi prezentate tipurile de circulație atmosferică în zona geografică a României, specifice sezonului de iarnă, cu accent pe impactul combinat al Munților Carpați și Mării Negre asupra manierei în care diferite mase de aer abordează aria de referință, potrivit traiectoriilor caracteristice (schema 2).

1.1 Advecția nord-vestică de iarnă

Acest tip de circulație atmosferică în zona geografică a României este determinat, în sezonul rece, de un relief baric concretizat, în principal, printr-un vast câmp ciclonic care acoperă centrul, sudul și estul Europei, cu centrul principal în Câmpia Rusă și cu un eventual centru secundar în zona Italiei. În această situație, frontul polar, orientat cvasilatitudinal în lungul paralelei de 50 grade nord, se extinde apreciabil către sud, dinspre nord-vest, activitatea sa cea mai intensă realizându-se chiar deasupra zonei noastre de interes.

Imensul val de aer rece ocupă mai întâi zonele cu altitudine joasă din regiunile nord-vestice și, pe la nord-est de Carpați, se canalizează pe văile Siretului și Prutului. De asemenea, în regiunile sud-estice, aerul rece se infiltrează prin culoarul Dunării peste sudul Olteniei.

După această scurtă perioadă inițială a incidenței frontului polar cu teritoriul României, în care aerul rece ocolește, în deplasarea sa către sud, obstacolul orografic carpatic prin lateral, pe la nivelurile joase, ca urmare a acumulării masei de aer postfrontale și în funcție de înălțimea și stabilitatea acesteia, se poate produce escaladarea Carpaților. Ca urmare, pe pantele sudice ale Carpaților Orientali și Meridionali, pot apare spectaculoase manifestari de fohn sau unde de adăpost, cu importante consecințe în evoluția vremii.

După deversarea aerului polar peste culmile montane, regiunile sudice ale țării sunt invadate rapid și câmpul termic se omogenizează, în bună măsură, pe întregul teritoriu.

1.2 Advecția sudică de iarnă

Cele mai complexe situații create de acest tip de circulație atmosferică în zona geografică a României sunt produse de interacțiunea ciclonilor mediteraneeni care abordează vestul Peninsulei Balcanice cu anticiclonii est-europeni aflați în deplasare lentă către vest.

În aceste cazuri, Munții Carpați și Balcani blochează deplasarea spre vest și sud-vest a aerului rece din Câmpia Rusă. Astfel, în perioada inițială a acestei advecții, în regiunile vestice ale țării se găsește aer cald la nivelurile troposferice inferioare și aer rece la nivelurile medii, pe când în regiunile estice lucrurile stau tocmai invers. Această situație se datorează unui front cald care avansează la vest de Carpați aer cald și umed mediteranean, pe de o parte și unei puternice inversiuni termice în zona noastră est – sud-estică, ce facilitează curgerea aerului dinspre est și nord-est în stratul de sub ea, iar în stratul de deasupra curgerea aerului dinspre sud și sud-est, pe de altă parte.

2 – DIRECȚIILE PRINCIPALELOR TIPURI DE CIRCULAȚIE

ATMOSFERICĂ ÎN ZONA GEOGRAFICĂ A ROMÂNIEI

LEGENDA: m = maritim; c = continental; A = arctic;

P = polar; T = tropical.

Perioada următoare este marcată de apropierea frontului rece mediteranean dinspre vest, care în final fuzionează cu inversiunea termică din est deasupra țării noastre, unde vremea continuă să se deterioreze, iar în regiunile sud-estice și sudice se produce viscol.

Este de remarcat faptul că, în contextul acestei advecții de iarnă, pasajele frontale calde dinspre sud și sud-vest, de multe ori, nu au un efect ameliorativ asupra regimului termic de la sol al regiunilor depresionare recunoscute pentru stratificarea de inversiune termică și chiar suprastabilizarea aerului din cuprinsul lor (Miercurea-Ciuc, Joseni, Toplița, uneori intreaga Transilvanie).

1.3 Advecția nord-estică de iarnă

Acest tip de circulație atmosferică este caracteristic Europei Sud-Estice în sezonul rece și se concretizează prin interacțiunea dintre un puternic anticiclon est-european și un câmp de presiune atmosferică relativ scăzută deasupra părților central-estice ale Mării Mediterane și sudice ale Peninsulei Balcanice; în evoluția sa, acest proces domină Europa Centrală și de Sud-Est, producând manifestări de vreme severă în aceste zone, în principal viscol.

Într-o perioadă inițială, pozitia frontului polar urmărește, în principiu, țărmurile sudice și sud-estice ale continentului, aerul rece polar situându-se deasupra uscatului, iar aerul cald tropical deasupra întinderilor de apă. În această situație, pe fondul unei circulații predominant sudice și sud-vestice, aerul cald avansează mult către nord deasupra României, pentru ca în perioada intermediară să se retragă în regiunile sud-estice, iar în perioada finală să dispară în fața invaziei reci dinspre nord-est.

În ansamblu, evoluția sinoptică se produce pe fondul unei scăderi de presiune relativ uniforme, mai amplă în zona geografică a țării noastre; situația este la fel de tipică precum și geneza inversiunilor termice din aria est – sud-estică. În câmpul presiunii atmosferice se pot constata remarcabile deviații ageostrofice, iar în câmpul termic gradienți foarte intenși, generați de susținuta infiltrație de aer rece dinspre nord-est, care urmăresc cu mare fidelitate curbura Carpaților și linia litoralului.

În aceste situații, cele mai aspre manifestări ale vremii – viscolul – se înregistrează peste sudul Moldovei, nordul și centrul Bărăganului.

2. Repartiția, durata și frecvența viscolului în România

2.1 Repartiția fenomenului de viscol în România

2.1.1 Repartiția anuală

Cel mai mare număr mediu anual de zile cu viscol se înregistrează în regiunile estice și sudice ale României, unde este mai mare de două zile, iar în unele regiuni depășește patru zile (nord-estul extrem și Podișul Central Moldovenesc) și chiar șase zile (Bărăgan). Cel mai mic număr mediu anual de zile cu viscol se înregistrează în Podișul Transilvaniei, Câmpia de Vest și sud-vestul Câmpiei Române, unde coboară sub o zi.

Reprezentarea generalizată a repartiției teritoriale a fenomenului de viscol în România se regăsește pe harta 3, prin trasarea liniilor de egală valoare medie multianuală a zilelor cu viscol (izohieme: isos = aceeași, hiema = iarnă).

Valorile mari caracteristice Bărăganului se explică prin efectul de canalizare a curentului general de aer, determinat de obstacolul orografic al Carpaților de Curbură și de obstacolul termic reprezentat de Marea Neagră. În interiorul acestui "canal", care îngustează, comprimă și accelerează dinamic curentul de aer rece care vine dinspre nord-est, horstul dobrogean intensifică suplimentar fenomenul.

Valorile mici din Transilvania, Câmpia de Vest și sud-vestul Câmpiei Române se datorează adăpostului creat de Carpații Orientali și Meridionali în aceste regiuni, care limitează extinderea teritorială a fenomenului.

Face excepție de la cele prezentate zona montană înaltă unde, de la altitudinea de 1000-1500 m în sus, numărul anual de zile cu viscol depășește 40 (Rarău, Iezer), până la 94 (Vârful Omu), observându-se o dependență directă a acestui indicator de altitudine.

2.1.2 Repartiția lunară

Datele statistice cuprinse în tabelele 1 și 2 evidențiază faptul că lunile ianuarie și februarie conțin cel mai mare număr de zile cu viscol, în ianuarie pentru zonele estice și sudice ale țării, iar în februarie pentru zonele vestice și nordice.

Lunile decembrie și martie înregistrează un număr comparabil de zile cu viscol, cu o frecvență mai ridicată în zonele estice și sud-estice ale României. Cu totul întâmplător, viscolul se produce și în lunile octombrie și aprilie, mai ales în zonele estice și sudice ale țării.

Se impune a fi menționat faptul că datele numerice sau procentuale cuprinse în tabelele la care se fac trimiteri spre exemplificare în acest capitol, se referă la zonele microclimatice reprezentative pentru aeroporturile aviației civile și aerodromurile aviației militare, utilitare și sportive, chiar dacă, în unele cazuri, denumirile localităților nu reflectă exact locurile de dispunere ale acestora. De asemenea, datele statistice acoperă integral necesitatea reprezentării microclimatice exacte a unor regiuni geografice ale teritoriului României, în contextul fenomenului analizat.

Pe de altă parte, în zonele montane viscolul se produce în tot timpul anului, cu ponderea cea mai mare în lunile februarie și decembrie.

2.2 Durata fenomenului de viscol în România

2.2.1 Zile succesive

Viscolele cu durata de o zi sunt caracteristice pentru întreaga țară, mai ales pentru Transilvania (cu excepția zonei sale centrale), jumătătea nordică a Olteniei și regiunea dintre Turnu-Severin și Giurgiu (75%).

Viscolele cu durata de două zile predomină în nordul Moldovei, centrul Transilvaniei, sudul țării, sud-estul Moldovei și vestul Bărăganului (20%). Cele mai frecvente (40%) se produc în centrul Transilvaniei, sud-estul Moldovei și nordul Dobrogei.

Viscolele cu durata de trei zile sunt mai frecvente în sud-estul țării, sud-vestul Olteniei și, local, în Moldova (10%).

Viscolele cu durata de patru zile se produc mai puțin frecvent (5%), în sudul țării și jumătatea sudică a Moldovei.

În mod excepțional (până la 3%) se produc viscole cu durata mai mare de patru zile în Bărăgan.

Ca și la câmpie, viscolele montane, în marea lor majoritate, durează 1-2 zile, în mod excepțional ajungându-se la 5 zile succesive. Duratele viscolelor montane sunt proporționale cu altitudinea.

3 – REPARTIȚIA MEDIE MULTIANUALĂ A

NUMĂRULUI DE ZILE CU VISCOL ÎN ROMÂNIA

Datorită condițiilor sinoptice de producere a viscolelor, specifice teritoriului României, cât și condițiilor fizico-geografice care favorizează producerea acestui fenomen, durata viscolelor în zile succesive nu este prea mare, deși intensitatea lor este remarcabilă.

2.2.2 Zile nesuccesive

În estul și sudul țării, cu excepția vestului Olteniei și regiunii subcarpatice, predomină situațiile în care viscolele se produc între una și trei zile pe an. De asemenea, sunt destul de frecvente situațiile în care viscolul se produce în mai mult de nouă zile pe an (Bărăgan). În restul teritoriului, procentajul situațiilor în care viscolul nu apare în nici o zi are valoarea cea mai ridicată.

1 – Repartiția medie lunară a numărului de zile cu viscol

2 – Repartiția medie lunară a numărului de zile cu viscol (%)

2.2.3 Datele producerii viscolelor

Prima zi de viscol se produce la date care variază sensibil de la o regiune la alta. În Moldova, cel mai timpuriu prim viscol are loc în jurul datei de 27 octombrie (probabilitate 2%), iar cel mai târziu prim viscol are loc în luna martie (2%).

În Dobrogea, aceste date sunt 13 noiembrie (2%) și luna martie (5%); în Muntenia, 27 octombrie (2%) și luna martie (2%); în Oltenia, 14 noiembrie (2%) și prima jumătate a lunii martie (3%); în Banat și în Transilvania, între 14 noiembrie și 13 decembrie și decadele a doua și a treia ale lunii martie (3%).

Data medie a producerii primului viscol se încadrează între ultimele zile ale lunii decembrie și prima jumătate a lunii ianuarie, pentru regiunile estice și sudice ale țării, iar pentru restul teritoriului, în ultima decadă a lunii ianuarie.

Ultima zi cu viscol este 23 aprilie în Moldova (2%), 27 martie pe litoral, între 23 martie și 7 aprilie pe Dunăre, prima jumătate a lunii martie în Transilvania, 23 martie în Banat. În general, în regiunile sudice ale țării, data producerii ultimului viscol trece treptat din luna aprilie spre luna martie, de la est spre vest.

Diferențele mari între datele medii ale apariției și dispariției fenomenului de viscol, în diferite regiuni ale țării, se explică prin condițiile fizico-geografice locale, care pot devansa sau avansa datele medii respective, producând efecte de intensificare a vântului, prin canalizarea aerului de-a lungul văilor sau de diminuare a sa, prin blocare orografică. Deși distribuția barică ar condiționa producerea viscolului în jurul aceleiași date, într-o mare parte a unei regiuni geografice, determinarea vântului de către orografie accentuează caracterul local al fenomenului, sub aspectul extinderii lui spațiale, în multe situații sinoptice bine definite.

2.3 Frecvența fenomenului de viscol în România

Datele statistice evidențiază faptul că, în lunile de iarnă (decembrie, ianuarie, februarie), viscolele se produc în proporție de 70,1% din totalul situațiilor, restul de 29,9% împărțindu-se între celelalte luni, cu predominanța lunii martie. Ultimele luni de toamnă (octombrie și noiembrie) au un procentaj mai mic – 7,5% – decât cel al primelor luni de primăvară (martie și aprilie) – 22,4%.

Fenomenul de viscol se poate produce din noiembrie până în aprilie și numai excepțional în octombrie. Procentajul cel mai mare de situații de viscol îl deține luna februarie – 29,8%, urmată de ianuarie – 23,9%, martie – 19,4%, decembrie – 16,4%, noiembrie – 7%, aprilie – 3% și octombrie – 0,5% (tabelul 5).

3 – Frecvența medie a duratei viscolelor – zile succesive (%)

În lunile octombrie, noiembrie și decembrie, frecvența perioadelor de viscol este maximă în ultimele decade, iar în lunile ianuarie, februarie, martie și aprilie, în primele decade.

A doua jumătate a iernii astronomice este mai bogată în viscole decât prima jumătate; astfel, primele decade ale lunilor ianuarie, februarie și martie conțin cele mai mari procentaje ale perioadelor de viscol: 11,4% (februarie), 10% (martie) și 9% (ianuarie).

4 – Frecvența medie a duratei viscolelor – zile nesuccesive (%)

5 – Frecvența medie lunară a perioadelor de viscol în România (%)

Frecvența tipurilor barice care produc viscole

Cea mai ridicată frecvență multianuală a tipurilor barice care produc viscole este înregistrată de tipul I – 38,8%, urmat de tipul II – 25,9% și de tipul III – 24,4%. În cadrul tipului baric I predomină subtipul I-a (19,9%), iar în cadrul tipului baric III predomină subtipul III-b (13,5%). Tipul baric IV deține 4,5%, iar tipurile barice V, VI și VII dețin, împreună, 6,5%.

6 – Frecvența medie lunară a tipurilor barice de viscol în România (%)

Dintre toate tipurile barice, tipul I predomină în luna ianuarie, iar celelalte în luna februarie.

Cel mai timpuriu viscol este produs de tipul baric III, subtipul III-a, în octombrie, iar cel mai târziu viscol poate fi produs, în aprilie, de toate tipurile barice, în afară de tipul IV.

În luna noiembrie, tipul baric cel mai frecvent este I (50%), cu subtipul I-a, fiind urmat de tipul III (28,5%), mai frecvent subtipul III-b și de tipul II (21,5%); celelalte tipuri nu s-au produs niciodată.

În luna decembrie, cel mai frecvent tip baric este tipul I (42,4%), cu subtipul I-a, fiind urmat de tipul II (27,3%), de tipul III (24,3%) și de tipul IV (6%); celelalte tipuri nu apar.

În luna ianuarie, tipul baric cel mai frecvent este tipul I (52,1%), cu subtipul I-c, fiind urmat de tipul II (25%) și tipul III (18,7%); tipul IV și celelalte tipuri dețin procente reduse (2,1% fiecare).

În luna februarie predomină tipul baric I (35%), cu subtipul I-a, fiind urmat de tipul II (25%), de tipul III (23,3%), cu subtipul III-b și de tipul IV (6,7%); celelalte tipuri dețin un procentaj mai însemnat față de luna precedentă (10%).

În luna martie, tipurile barice I, II și III au o frecvență apropiată (25,7%, 28,2% și, respectiv, 28,2%); tipul IV detine un procent redus (5,1%) față de celelalte tipuri (12,8%), care cresc în frecvență.

În luna aprilie tipurile barice II și III predomină, cu frecvențe foarte apropiate (33,2% și, respectiv, 33,4%), fiind urmate de tipul I, cu subtipul I-a (16,7%), care are aceeași pondere cu celelalte tipuri – V, VI și VII (16,7%); nu apare tipul IV.

3. Vântul și precipitațiile pe timpul viscolului

3.1 Direcția și viteza vântului în timpul fenomenului de viscol

Pe baza analizelor și studiilor efectuate, au fost stabilite datele statistice cuprinse în harta 4 și în tabelele 7 – 10, din care rezultă cele ce urmează.

3.1.1 Direcțiile predominante ale vântului pe timpul viscolului:

– în nordul Moldovei predomină viscolul de la nord-vest, iar treptat, spre sud, frecvența acestei direcții se micșorează în favoarea direcției nord;

– în restul Moldovei, în estul Bărăganului, în nordul Dobrogei și pe litoralul Mării Negre predomină viscolul de la nord, iar în sudul Dobrogei viscolul de la nord-vest;

– în Muntenia, până aproape de Valea Oltului, predomină viscolul de la nord-est; frecvența acestei direcții scade spre vest în favoarea direcției est, astfel încât în Oltenia (în afara regiunii vestice) predomină viscolul de la est; în vestul Olteniei predomină viscolul de la vest și nord-vest;

– în vestul țării predomină viscolul de la nord, iar în centrul Transilvaniei, de la nord-vest.

În privința direcției vântului pe timpul viscolului se impune a fi subliniate unele particularități. Astfel, în nordul Bărăganului se produce o divergență a vântului spre vestul Munteniei și spre sudul Dobrogei, direcția nord păstrându-se în estul Bărăganului. Acest fenomen se datorează comprimării dinamice a curentului general de aer dinspre nord și nord-est între obstacolele orografice ale Carpaților de Curbură și dealurilor înalte nord-dobrogene, urmată de destinderea ulterioară în Câmpia Română; această divergență se extinde și în sudul Dunării.

Cauza care produce vântul în timpul viscolului este gradientul baric de valoare ridicată, produs de un câmp anticiclonic situat în nordul teritoriului României, în corelație cu un câmp ciclonic situat în sud-estul Europei. În aceste condiții, orientarea reliefului baric face ca circulația atmosferică în zona geografică a țării noastre să aibă o componentă mai mult estică sau una mai mult vestică. Frecvența acestor influențe se regăsește procentual în tabelul 7. Însumarea direcțiilor nord-est și est s-a făcut pe baza considerentului că ele sunt determinate de prelungirea europeană a anticiclonului siberian, iar însumarea direcțiilor nord-vest și vest pe baza considerentului că acestea sunt produse, mai ales, de anticiclonul scandinavic unit cu anticiclonul azoric.

În Carpații Meridionali predomină direcțiile sudice și sud-vestice ale vântului pe timpul viscolului, iar în Carpații Orientali direcțiile nordice.

În sudul țării, inclusiv în sudul Moldovei, influența curentului siberian este mai accentuată, pe când celelalte regiuni se găsesc mai mult sub influențe atlantice. În sudul Dobrogei, anomalia care apare sub forma de influență a curentului atlantic, nu se datorează câmpului baric caracterizat prin unirea anticiclonilor scandinav și azoric, ci este produsă de divergența curentului siberian, în condițiile prezentate anterior.

Frecvența mare a curentului siberian în sudul țării, pe lângă influența prelungirii europene a anticiclonului siberian, se datorează și rotirii vântului potrivit orientării lanțului carpatic, fenomen evident în situațiile în care câmpul baric condiționează un vânt de nord pe întregul teritoriu al României, iar în regiunile sudice acesta capătă o direcție dinspre nord-est și est.

Totodată, în interiorul aceleiași regiuni geografice, cele două influențe majore acționează neuniform; astfel, influențele siberiene sunt mai accentuate în partea centrală a sudului țării, pe când influențele atlantice sunt mai pregnante în centrul Transilvaniei și în nordul Moldovei.

4 – DIRECȚIA PREDOMINANTĂ A VÂNTULUI

PE TIMPUL VISCOLULUI ÎN ROMÂNIA

7 – Direcția predominantă a vântului pe timpul viscolului în România

(% pe direcții)

* – SIBERIAN

** – ATLANTIC

3.1.2 Viteza vântului pe timpul viscolului:

-vitezele medii oscilează între 11 și 17 m/s (40 – 60 km/h);

-vitezele medii se produc odată cu direcția dominantă și cu cea care are frecvență apropiată de direcția dominantă;

-local, în Transilvania, se înregistrează viteze medii sub 11 m/s.

Vitezele maxime ale vântului, cu cele mai mari valori, se produc în nordul și centrul Moldovei, precum și pe litoralul Mării Negre. Aceste viteze se produc, cu cea mai mare frecvență, în lunile ianuarie și februarie, apoi în decembrie și martie, iar în mod excepțional și în luna noiembrie.

Vitezele vântului pe timpul viscolelor montane sunt semnificativ mai mari decât cele din zonele mai joase, înregistrându-se și aici frecvențe mari la viscolele moderate.

8 – Viteza medie a vântului pe timpul viscolului (m/s pe direcții)

Convențional, după viteza vântului, viscolele se pot grupa în trei categorii: violente (peste 17 m/s), puternice (11 – 16 m/s) și moderate (6 – 10 m/s). Din datele tabelului 10 se poate constata că sud-estul Moldovei și Bărăganul sunt caracterizate, în mare măsură, de viscole violente. La nivelul întregului teritoriu al României, conform acestei clasificări, frecvența cea mai mare o au viscolele puternice.

Trebuie remarcat faptul că direcția și viteza vântului au fost calculate după datele înregistrate la orele sinoptice de observație de către stațiile meteorologice (08, 14, 20 și 02), ceea ce, în multe cazuri, nu marchează intensitatea maximă a fenomenului, care se poate produce între aceste ore.

9 – Frecvența lunară a vitezelor maxime ale vântului

pe timpul viscolului (m/s, %)

3.2 Precipitațiile în timpul fenomenului de viscol

Al doilea element definitoriu pentru fenomenul de viscol îl constituie precipitațiile și, în special, cantitatea de zăpadă. În legatură cu aceasta se impune precizarea că, potrivit metodologiei de lucru, ca și în cazul măsurării și înregistrării vântului, precum și a altor elemente meteorologice, cantitățile de apă provenite din topirea zăpezii colectate în pluviometre pe timpul viscolelor, se măsoară la orele sinoptice de observație. În acest sens, se remarcă două aspecte:

-începerea sau terminarea viscolului între aceste ore de observație, ninsoarea putând cuprinde un interval de timp mai mare decât cel al fenomenului propriu-zis, ceea ce determină înregistrarea unor cantități de precipitații mai mari decât în realitate;

-spulberarea unei părți din zăpada colectată în pluviometru, datorită vântului turbulent (în general, 25 – 30% din cantitatea totală), ceea ce determină înregistrarea unor cantități de precipitații mai mici decât în realitate.

Acest al doilea aspect este dominant în ceea ce privește măsurarea cât mai exactă a cantității de precipitații pe timpul viscolului dar, în cea mai mare parte, efectul său este compensat de cel al primului aspect prezentat.

Cantitatea de zăpadă pe direcția vântului este unul din indicatorii folosiți în această analiză, datele sintetice fiind cuprinse în tabelul 11. Se remarcă faptul că, în cea mai mare parte a țării, direcțiile nord și nord-vest ale vântului sunt cele în care predomină cele mai ridicate valori ale cantităților medii multianuale de precipitații pe timpul viscolului. Numai în regiunile sudice și în apropierea litoralului Mării Negre aceste valori se suprapun direcțiilor est și nord-est. Considerând strict aspectul cantitativ al valorilor analizate, se remarcă mediile crescute din sudul Olteniei, Muntenia, Dobrogea, sud-estul și nord-estul Moldovei, centrul Transilvaniei, precum și din Banat și nord-vestul Transilvaniei, dar aici cu caracter izolat.

10 – Frecvența medie a grupelor de viteze ale vântului

pe timpul viscolului (%)

Ca un caz particular, în zona montană se înregistrează cele mai mari cantități de precipității medii și maxime căzute pe timpul viscolelor.

Cantitățile maxime de precipitații căzute pe timpul viscolelor, pe direcțiile de vânt (tabelul 12) se înregistrează în estul țării (cu excepția sud-estului Moldovei și Deltei Dunării) pe direcțiile nord și nord-vest și, de asemenea, în vestul țării (inclusiv centrul Transilvaniei) și vestul Olteniei.

În sectorul cuprins între aceste două zone, în sud-estul Moldovei și în Delta Dunării, aceste valori sunt maxime pe direcțiile est și nord-est.

11 – Cantitatea medie multianuală de precipitații (sub formă de apă)

căzute pe timpul viscolului (l/mp, pe direcțiile de vânt)

Cantitățile de precipitații căzute intr-o zi cu viscol au cele mai mari valori medii în sud-estul Olteniei și sud-vestul Munteniei, nordul și sud-vestul Dobrogei (tabelul 13). Această distribuție conduce la concluzia că regiunile cu cele mai frecvente viscole din țară nu coincid cu regiunile în care se acumulează cele mai mari cantități zilnice de precipitații pe timpul viscolului.

Pentru a estima grosimea stratului de zăpadă care s-ar depune pe sol în timpul unei perioade de viscol, considerând însă această perioadă cu ninsoare liniștită, se pot transforma – ipotetic – cantitățile de apă măsurate pluviometric în grosimi ale unui strat de zăpadă cu densitatea medie de 0,1 g/cm3. Prelucrând statistic datele astfel obținute, rezultă grosimi ale stratului de zăpadă între 42 și 88 cm, pentru estul Munteniei și între 24 și 62 cm, pentru sudul Moldovei, zone deosebit de expuse viscolului care, în condiții reale, poate crea din acest strat de zăpadă troiene cu înălțimi până la 4 – 6 m (București, februarie 1954).

12 – Cantitatea maximă de precipitații căzute pe timpul

viscolului (l/mp, pe direcțiile de vânt)

Cantitățile medii multianuale de precipitații căzute pe timpul viscolului sunt mai abundente în lunile ianuarie și februarie (tabelul 14), iar teritorial, în regiunile sudice ale țării și estice ale Moldovei (peste 10 l/mp anual), precum și în zona de munte (peste 150 l/mp anual) – harta 5.

13 – Cantitatea medie multianuală de precipitații

căzute într-o zi cu viscol (l/mp)

5 – CANTITATEA MEDIE MULTIANUALĂ DE PRECIPITAȚII

CĂZUTE PE TIMPUL VISCOLULUI ÎN ROMÂNIA (l/mp)

14 – Cantitatea medie multianuală de precipitații

căzute în lunile cu viscol (l/mp)

4. Tipologia viscolului în România

În practica previzionistă, cunoașterea situațiilor sinoptice care produc viscolele prezintă o importanță deosebită, creând posibilitatea prevederii acestor fenomene. Determinarea tipurilor de relief baric în contextul cărora se produc viscolele s-a făcut în funcție de aspectul general al câmpului baric, de amplasarea și deplasarea centrilor barici de la sol, în legătură cu relieful baric din altitudine.

Astfel, au fost stabilite șapte tipuri barice, dintre care, tipul I conține patru subtipuri, iar tipul III conține două subtipuri (O. I. Bălescu, N. Beșleagă – 1962). Datorită faptului că tipurile barice I, II, III și IV determină cele mai multe situații de viscol (93,6%), iar tipurile barice V, VI și VII numai 6,4% din totalul acestora, s-a convenit că, acestea din urmă, să fie înglobate într-o categorie aparte – grupul baric "diverse" sau "alte tipuri" – în acest subcapitol. Hărțile câmpului baric reprezentativ, la care se va face trimitere în continuare, reprezintă hărți mijlocii, obținute prin calcularea mediilor presiunilor atmosferice din hărțile sinoptice care au caracterizat diferite perioade de viscol în fazele intensităților maxime ale fenomenului.

4.1 Tipul baric I

Se caracterizează printr-un brâu continental de mare presiune atmosferică, întins din Insulele Azore până în Siberia, având axul orientat aproximativ de la sud-vest spre nord-est. În jumătatea estică a Mării Mediterane și în zona Peninsulei Balcanice se află un câmp depresionar centrat în sudul Greciei (set hărți 6, 6.1).

6.1 – Câmpul baric reprezentativ pentru tipul I de viscol

Subtipul I-a (6.2) este format dintr-un brâu anticiclonic continental, rezultat prin unirea anticiclonului azoric cu anticiclonul siberian, având axul orientat de la est la vest și dintr-un câmp depresionar ce acționează în Marea Mediterană și Peninsula Balcanică, având centrul în sudul Italiei.

Faza inițială a acestui subtip are două variante:

a) un culoar depresionar pe deasupra vestului Europei separă anticiclonul azoric de cel siberian (6.3). Datorită înaintării rapide spre interiorul continentului a anticiclonului azoric, sub influența unui puternic nucleu izalobaric pozitiv ce intră din Oceanul Atlantic în Europa, se produce o convergență ce determină formarea anticiclonului azoric-siberian, separând depresiunea din Islanda de cea din vestul Mării Mediterane.

b) brâul anticiclonic azoric-siberian este format, dar gradientul baric în zona României nu este mare (6.4).

6.2 – Câmpul baric reprezentativ pentru subtipul I-a

6.3 – Faza inițială a)

6.4 – Faza inițială b)

6.5 – Faza maximă

Faza de intensitate maximă are aproape același aspect, pentru ambele variante inițiale (6.5).

Depresiunea din bazinul vestic al Mării Mediterane, sub influența asimetriei termice de pe cursul inferior al Dunării și din vestul Mării Negre, condiționată de direcția și grosimea advecției calde de la periferia anterioară a anticiclonului din altitudine, amplasat spre estul ciclonului în dezvoltare, se adâncește și se deplasează spre Marea Neagră, în timp ce brâul anticiclonic se intensifică prin advecțiile reci de la sol, determinate de anticiclonul siberian. În zona geografică a României, gradientul baric crește; se produc ninsori abundente, cu intensificări ale vântului.

Faza finală prezintă două variante:

a) depresiunea din sudul Munților Balcani se umple, continuându-și deplasarea spre Asia Mică (6.6). În zona țării noastre, presiunea atmosferică va crește ușor, iar gradientul baric va scădea semnificativ.

b) depresiunea din sudul Munților Balcani se umple și se deplasează spre est (6.7).

Anticiclonul azoric se dezvoltă, iar cel siberian slăbește. În zona țării noastre, gradientul baric scade. Presiunea atmosferică scade, mai ales în estul țării noastre.

Totodată, ciclonul islandez se deplasează rapid spre est, iar în spatele său presiunea crește.

6.6 – Faza finală a)

6.7 – Faza finală b)

6.8 – Câmpul baric reprezentativ pentru subtipul I-b

Subtipul I-b (6.8) se caracterizează prin faptul că, înainte de unirea celor doi anticicloni, depresiunea care determină declanșarea viscolului s-a deplasat din nordul continentului, peste Polonia, Ucraina și bazinul estic al Mării Negre.

Această depresiune se extinde deasupra Mării Negre și ramâne centrată în această zonă.

În faza inițială a fenomenului, anticiclonul azoric din sud-vestul Europei, întinde o dorsală până în nord-estul Angliei (6.9). Între anticiclonul azoric și cel siberian (extins numai până în nordul Mării Negre) se crează un culoar depresionar ce are un centru în zona Poloniei.

Datorită convergenței care se formează în sudul Scandinaviei, în această zonă este generat un centru anticiclonic.

Depresiunea din zona Poloniei, alimentată de anticiclonul azoric, coboară spre sud-est, centrându-se în zona Mării Negre (6.10). Axul brâului anticiclonic are o orientare de la nord-est spre sud-vest.

6.9 – Faza inițială

Faza intensității maxime a viscolului este caracterizată de brâul anticiclonic continental, format prin unirea anticiclonului azoric cu cel siberian, ca urmare a advecției reci de origine arctică.

În regiunile țării noastre pătrund, la sol, mase de aer rece ale anticiclonului siberian, iar gradientul baric crește mult.

Faza finală este caracterizată prin retragerea depresiunii din Marea Neagră spre estul Asiei Mici.

Câmpul anticiclonic slabește, iar nucleul anticiclonic din Peninsula Scandinavică dispare (6.11). Gradientul baric se micșorează foarte mult.

6.10 – Faza maximă

6.11 – Faza finală

6.12– Câmpul baric reprezentativ pentru subtipul I-c

Subtipul I-c (6.12) se aseamănă cu subtipul I-b, cu deosebirea că depresiunea din sudul Europei își are originea în Islanda. Aceasta se centrează în sudul Italiei, iar activitatea anticiclonului azoric este și mai intensă. Brâul anticiclonic continental este mai slab în acest caz, în comparație cu subtipurile precedente.

În faza inițială (6.13), un culoar depresionar este întins peste Europa Centrală, din zona Islandei până în bazinul central al Mării Mediterane, cu o depresiune secundară ce se conturează în zona Italiei. Acest culoar separă anticiclonul azoric, puțin dezvoltat, de anticiclonul siberian, bine dezvoltat.

6.13 – Faza inițială

În faza intensității maxime (6.14), se formează un brâu anticiclonic peste nordul și centrul Câmpiei Ruse, care separă ciclonul islandez de depresiunea izolată acum și activă din Marea Mediterană.

6.14 – Faza maximă

6.15 – Faza finală

În faza finală (6.15), presiunea atmosferică va crește în zona României, iar depresiunea sudică (mediteraneană) se umple și se retrage în nordul Africii. Gradientul baric scade semnificativ.

6.16 – Câmpul baric reprezentativ pentru subtipul I-d

Subtipul I-d (6.16) are brâul anticiclonic continental mai accentuat orientat de la sud-vest spre nord-est.

Câmpul depresionar ocupă jumătatea estică a Mării Mediterane și Asia Mică, fiind centrat în Asia Mică. În acest subtip baric, depresiunea provine din zona Mării Roșii.

Faza inițială (6.17) se caracterizează prin brâul anticiclonic continental cu axul orientat dinspre nord-est spre sud-vest, din nordul Rusiei până în nordul Africii.

Într-o zonă cuprinzând jumătatea sudică a cursului Volgăi, Marea Neagră și estul Mării Mediterane, se găsește un câmp depresionar slab.

6.17 – Faza inițială

6.18 – Faza maximă

În faza intensității maxime (6.18), orientarea câmpului baric de la sol și din altitudine, în care se evidențiază un puternic centru anticiclonic în vestul Europei și o depresiune în estul Mării Mediterane, determină pătrunderea unor mase de aer rece peste Europa Centrală.

Depresiunea din nordul Egiptului se deplasează spre nord și se unește cu depresiunea din zona Munților Caucaz, centrându-se în nordul Turciei. Prelungirea europeană a anticiclonului siberian coboară spre sud-est. În zona României, gradientul baric crește mult.

6.19 – Faza finală

În faza finală (6.19), depresiunea se retrage spre nord-estul Mării Roșii, iar regiunile României se acoperă cu un câmp anticiclonic de valori ridicate și gradientul baric slăbește foarte mult.

4.2 Tipul baric II

Se deosebește esențial de tipul baric I și de subtipurile sale. În acest caz, rolul esențial revine anticiclonului azoric, a cărui dorsală foarte puternică se extinde pe continent până în regiunile noastre. Se remarcă lipsa totală a dorsalei anticiclonului siberian, depresiunea din Marea Neagră fiind legată, printr-un culoar depresionar ce cuprinde tot teritoriul european al Rusiei, cu câmpul depresionar din mările polare (set hărți 7, 7.1).

7.1 – Câmpul baric reprezentativ pentru tipul II de viscol

7.2 – Faza inițială

În faza inițială a producerii fenomenului (7.2), anticiclonul azoric ocupă sud-vestul Europei, iar cel siberian este retras în zonele estice extreme ale continentului. Între cei doi anticicloni se găsește un câmp de joasă presiune atmosferică, ce se extinde din nordul Europei până în bazinul Mării Mediterane, centrat în zona carpato-balcanică.

În faza de intensitate maximă a fenomenului (7.3), anticiclonul azoric, alimentat cu mase de aer de origine subpolară, pătrunde în interiorul continentului unde își formează o dorsală cu axul orientat dinspre sud-vest spre nord-est, înlesnind umplerea câmpului depresionar din estul Peninsulei Scandinavice.

Depresiunea din zona României se intensifică prin crearea unei asimetrii termice bine dezvoltate în aceste regiuni, apoi intră în Marea Neagră. Gradientul baric crește.

În faza finală a fenomenului (7.4), dorsala anticiclonului azoric, continuând să fie alimentată cu mase de aer subpolar, pătrunde și deasupra teritoriului României. Cea mai mare parte a Europei este acoperită de un câmp anticiclonic care formează brâul continental azoric-siberian. Depresiunea din zona Mării Negre se umple treptat și se îndreaptă către Marea Caspică. Gradientul baric slăbește în zona țării noastre.

7.3 – Faza maximă

7.4 – Faza finală

4.3 Tipul baric III

Se caracterizează printr-un câmp anticiclonic continental, localizat în nordul Europei. Câmpul depresionar din sudul continentului are corespondență cu vasta zonă depresionară nord-atlantică, centrată în Groenlanda. Depresiunea din sudul Europei are centrul în sudul Greciei (set hărți 8, 8.1).

8.1 – Câmpul baric reprezentativ pentru tipul III de viscol

Subtipul III-a (8.2) are un anticiclon situat în estul Țărilor Baltice, ce nu are legatură cu anticiclonii siberian și azoric. Zona depresionară este centrată în sudul Greciei.

8.2 – Câmpul baric reprezentativ pentru subtipul III-a

În faza inițială a acestui subtip, există două variante:

a) anticiclonul scandinavic este centrat în nordul Golfului Finic, având legătură polară; anticiclonul azoric este aproape inexistent, în Oceanul Atlantic fiind un vast câmp depresionar, al cărui talveg ajunge până în nordul Insulelor Azore; în estul Mării Negre apare, puțin pronunțată, prelungirea (dorsala) anticiclonului asiatic (siberian). Marea Mediterană este acoperită de o depresiune centrată în sudul Balcanilor (8.3);

b) se aseamănă cu prima variantă, cu deosebirea că anticiclonul azoric este prezent și formează un brâu cu anticiclonul scandinavic, pe deasupra vestului Europei (8.4).

8.3 – Faza inițială a)

8.4 – Faza inițială b)

8.5 – Faza maximă

În faza intensității maxime (8.5), datorită alimentării cu mase de aer arctic (anticiclonul scandinavic are legatură polară), anticiclonul scandinavic se intensifică și se deplasează spre nordul Poloniei. Sub influența contrastului termic determinat de invazia maselor de aer rece nordice, depresiunea balcanică se adâncește, păstrându-și aproximativ aceeași poziție. În zona României gradientul baric crește considerabil.

În faza finală (8.6), anticiclonul scandinavic continuă să înainteze spre sud, centrându-se în nordul României.

Depresiunea din Balcani se retrage în nordul Mării Roșii, fiind în curs de ocludere rapidă.

8.6 – Faza finală

Subtipul III-b (8.7) are un anticiclon continental centrat în câmpia nordică a Europei, legat cu anticiclonul siberian, dar nu și cu cel azoric. Zona depresionară este centrată în sudul Greciei.

În faza inițială (8.8), anticiclonul din nordul câmpiei europene ruse se unește cu anticiclonul azoric peste Peninsula Iberică, formând un brâu anticiclonic. Anticiclonul azoric este puțin dezvoltat și situat la latitudini mai coborâte (25 – 30 grade nord).

În Atlanticul de Nord, ciclonul islandez este bine dezvoltat și are o mare extensie orizontală. În bazinul mediteranean se adâncește un câmp depresionar bine conturat.

În faza intensității maxime (8.9), brâul anticiclonic se rupe, iar depresiunea din Oceanul Atlantic, în deplasare lentă spre sud-est, se unește cu depresiunea din Marea Mediterană și formează cu aceasta un vast câmp depresionar.

Depresiunea mediteraneană este activată intens de masele de aer rece introduse de anticiclonul nordic, care determină un accentuat contrast termic. Deplasându-se spre est, datorită poziției dorsalei calde de altitudine față de poziția depresiunii mediteraneene, centrul acestei depresiuni pătrunde în Marea Egee. Anticiclonul nordic păstrează un caracter cvasistaționar, în ușoară intensificare.

8.7 – Câmpul baric reprezentativ pentru subtipul III-b

8.8 – Faza inițială

8.9 – Faza maximă

8.10 – Faza finală

În faza finală (8.10), depresiunea din sudul continentului își continuă deplasarea rapidă spre est, ocluzându-se rapid. În spatele său, presiunea atmosferică va crește vertiginos, ca rezultat al unei puternice advecții reci.

Anticiclonul azoric începe să se manifeste în spatele talvegului pe care ciclonul islandez, în coborâre lentă spre sud-est, îl trimite până în nordul Africii. Centrul anticiclonului nord-est-european își păstrează aproape aceeași poziție, dar slăbește ușor.

4.4 Tipul baric IV

Se caracterizează prin unirea anticiclonilor azoric și scandinavic, fără cel siberian și prin acțiunea unei zone depresionare în Marea Mediterană și Peninsula Balcanică, cu centrul situat frecvent în sudul Italiei (set hărți 9, 9.1).

9.1 – Câmpul baric reprezentativ pentru tipul IV de viscol

9.2 – Faza inițială

Faza inițială a acestui tip baric (9.2) se caracterizează printr-un brâu de mare presiune atmosferică, ce unește anticiclonul azoric cu anticiclonul situat în sudul Peninsulei Scandinavice. Acesta din urmă este bine dezvoltat, având un rol activ în evoluția ulterioară a fenomenului. Bazinul mediteranean este acoperit cu o zonă depresionară destul de adâncă.

Lipsește complet anticiclonul siberian; în locul său se întinde un culoar depresionar, pe deasupra estului continentului, care leagă depresiunea din Marea Mediterană cu cea din nordul Munților Urali. Ciclonul islandez este bine dezvoltat.

9.2 – Faza inițială

În faza dezvoltării maxime a fenomenului (9.3), anticiclonul scandinavic își continuă intensificarea, păstrându-și poziția aproape neschimbată (doar o ușoară deplasare spre sud), iar ciclonul mediteranean se mai adâncește, înaintând spre nord-est și se centrează în Grecia, datorită contrastului termic accentuat.

Gradientul baric crește mult în zona României, iar viscolul este mai intens în regiunile sudice.

9.3 – Faza maximă

9.4 – Faza finală

În faza finală (9.4), depresiunea din Marea Mediterană intră într-un proces de ocludere, deplasându-se foarte puțin. Gradientul baric slabește.

Caracteristica tipului baric IV este faptul că viscolele determinate de relieful baric specific au o intensitate mai mare în regiunile sudice ale României.

Relieful baric al tipurilor V, VI și VII se caracterizează, în general, prin diverse moduri de asociere între anticiclonii groenlandez, scandinavic și siberian, ale căror câmpuri de înaltă presiune interacționează cu câmpul depresionar situat în sudul continentului, cu centre în poziții variabile, din Marea Mediterană și Peninsula Balcanică până în Marea Neagră.

În încheierea prezentării tipologiei fenomenului de viscol din țara noastră, se impune a fi remarcat faptul că între tipurile și subtipurile barice menționate nu există o delimitare netă, deoarece unele situații sinoptice intermediare îngreunează această departajare. În practica meteorologică modernă, folosirea hărților de topografie a nivelurilor izobarice standard din altitudine, precum și a hărților termobarice în faza inițială a fenomenului, dă posibilitatea identificării corecte a tipologiei viscolului și prognozării eficiente a evoluției acestuia.

4.5 Viscolul în zona montană

În continuare este prezentată situația caracteristică producerii viscolelor numai în zona montană a României, care reliefează diferențierile existente între particularitățile circulației atmosferei în cazurile de viscol general, în toate regiunile țării și cele de viscol exclusiv montan (set hărți 10). Și în această situație, deosebit de importantă este componenta izalobarică a vitezei vântului care, alături de componenta barică, determină vitezele mari caracteristice fenomenului de viscol.

În faza inițială a fenomenului țara noastră se găsește într-un câmp de gradienți izalobarici destul de slabi (10.1).

În faza de intensitate maximă cele două componente ale vântului real (barică și izalobarică) se echilibrează, fapt care contribuie la absența fenomenului în zona de câmpie (10.2).

În faza finală a fenomenului, în spațiul țării noastre gradienții barici scad mult și condițiile de viscol dispar (10.3).

Izohipsele nivelului izobaric de 500 mb evidențiază circulația sudică intensă în zona geografică a țării noastre în situația analizată de producere a viscolului montan (10.4).

10.1 – Faza inițială

10.2 – Faza maximă

10.3 – Faza finală

10.4 – Situația sinoptică tipică din altitudine (500 mb)

pentru viscolul din zona montană

5. Situații parțiale de viscol

Definirea situațiilor parțiale de viscol s-a făcut în funcție de definirea generală a fenomenului, de repartiția, durata și frecvența sa, de clasificarea viscolelor după viteza vântului și în corelație cu efectele produse, în special depunerea și troienirea zapezii, apoi cantitățile de precipitații și felul acestora. În acest context, se evidențiază faptul că, la nivelul întregului teritoriu al României, frecvența cea mai mare o au viscolele tari, caracterizate prin viteze ale vântului cuprinse între 11 și 16 m/s.

Reținând aceste probleme, conceptul de "situație parțială de viscol" înglobează două aspecte esențiale, prin care se caracterizează și se definește:

producerea unor efecte severe, dar mult limitate spațial, în cuprinsul unor arii din cadrul unor regiuni geografice, sau în cuprinsul unor regiuni geografice (de exemplu: nordul Moldovei, Dobrogea și Bărăganul, Oltenia și Banatul, zona montană, etc.);

producerea unor efecte superficiale, dar pe arii extinse (în principal, estul, sud-estul și sudul țării).

În evoluția unei asemenea situații de viscol, de obicei, cele două tipuri de efecte se produc simultan și diferențiat, fiind rare cazurile în care acestea se produc singular. Această manifestare majoră înregistrată în decursul anilor de observație a fenomenului, poate crea impresia unei similitudini între situațiile parțiale de viscol și categoria de "viscole moderate" (viteza vântului cuprinsă între 6 și 11 m/s), care ar fi total incorectă, chiar în cazul medierii temporale și comparării selective a elementelor meteorologice înregistrate în cele două cazuri distincte.

Repartiția anuală a situațiilor parțiale de viscol respectă valorile medii deduse pentru repartiția anuală a viscolelor din România, cu același accent pentru regiunile estice și sudice ale teritoriului țării.

Repartiția lunară se grupează majoritar în lunile noiembrie, decembrie și martie, mai putin în lunile octombrie și aprilie. Densitatea maximă a acestor situații se regăsește, în general, înainte de primul viscol și în preajma ultimului viscol dintr-un sezon. Acest lucru se poate explica prin nerealizarea cumulativă – în aceste perioade – a condițiilor energetice din troposfera medie și superioară, necesare pentru efectuarea interacțiunilor mezo-sinoptice care să creeze configurațiile barice total determinante ale fenomenului.

Durata situațiilor parțiale de viscol nu este niciodată mai mare de două zile succesive sau de o zi, nesuccesiv.

În ce priveste frecvența acestor situații, se remarcă deosebirea esențială față de perioadele "clasice" de viscol, ele prezentând valori importante în lunile noiembrie, decembrie, martie, aprilie și octombrie (in ordine descrescătoare).

Situațiile parțiale de viscol sunt produse, în ordinea importanței, preponderent de tipurile barice I (noiembrie, decembrie, martie, aprilie), II (decembrie, martie) și III (decembrie, martie, aprilie, octombrie).

Dacă în privința direcției și vitezei vântului sunt valabile valorile descrise în subcapitolul al treilea, lucrurile stau cu totul altfel în privința precipitațiilor dintr-o perioadă parțială de viscol, care sunt mult diferențiate spațio-temporal, ca formă și cantitate, în funcție de situația și evoluția câmpurilor baric și termic de la sol și din altitudine.

Pe lângă cele două aspecte esențiale prezentate la început, situațiile parțiale de viscol se caracterizează aero-sinoptic prin gradienți termici scăzuți, orizontali și verticali, în zona geografică a țării noastre, determinați de advecția rece mai puțin intensă a anticiclonului siberian, astfel încât, într-o bună parte a unei astfel de perioade și pe arii largi din teritoriu, predomină temperaturi relativ ridicate ale aerului (în comparație cu o situație clasică de viscol), atât la sol cât și în altitudine, determinate de advecția caldă a ciclonului mediteranean. Consecința directă a acestei situații termice este predominanța zonală a precipitațiilor lichide și mixte, precipitațiile solide repartizându-se altitudinal, în zonele montane. Este de remarcat faptul că, în aceste cazuri, cantitățile sporite de ploaie, în mod direct sau indirect (prin topirea stratului de zăpadă preexistent), pot genera riscuri hidrologice (inundații).

Sub aspect baric, situațiile parțiale de viscol se caracterizează prin aceleași tipuri de relief baric ca și situațiile "clasice" de viscol în mod obișnuit, însă trebuie remarcate două aspecte speciale:

situațiile sinoptice particulare care îngreunează departajarea netă a tipologiei perioadelor de viscol sunt mai frecvente în aceste cazuri;

poziționarea centrilor barici interactivi este uneori atipică (de exemplu, situarea dorsalei anticiclonice siberian – azorice, în faza inițială a fenomenului, ușor în sudul paralelei de 50 de grade latitudine nordică), fapt care, în corelație cu amplasarea și evoluția câmpului termobaric din altitudine, contribuie la realizarea efectelor viscolului în maniera ameliorată și diferențiată teritorial prezentată la început.

În continuare, va fi prezentată sumar situația parțială de viscol din perioada 16 – 17 aprilie 1997, creată de un complex de factori care se integrează tipului baric II și care reprezintă, totodată, ultimul viscol al sezonului de iarnă 1996 – 1997. Trebuie reținut faptul că această perioadă a marcat finalul unei perioade sinoptice naturale extinse, caracterizate printr-o succesiune de intervale asemănătoare ca aspect al vremii: 30 martie – 1 aprilie și 13 – 14 aprilie.

În intervalul 16 aprilie 1997, orele 09.00 – 17 aprilie 1997, orele 09.00, vremea în România a fost deosebit de rece, cu cerul noros, exceptând regiunile vestice și sud-vestice. A nins pe arii extinse în Transilvania, Maramureș, nordul și vestul Moldovei, nordul și centrul Munteniei și la munte (set hărți 11; 11.1, 11.2, 11.3 – hărțile România cu analiza câmpurilor meteorologice reprezentative). În restul Moldovei și Munteniei, în Dobrogea și Oltenia, au căzut precipitații mai ales sub formă de lapoviță și ploaie. În Banat au căzut ninsori izolate, temporare, mai ales cu caracter de aversă. Cantitățile de precipitații căzute în acest interval se regăsesc în harta cu distribuția cantităților de precipitații (harta 11.4). Vântul a prezentat intensificări cu viteze până la 55 km/h în Moldova, Oltenia, sudul Banatului și la munte, iar spre sfârșitul intervalului în Dobrogea. Temperaturile maxime au fost cuprinse între -1 grad C (Agnita, Târnăveni) și 14 grade C (Chilia, Gorgova), iar cele minime între -4 grade C (Miercurea-Ciuc, Joseni, Jimbolia) și 4 grade C (Sulina).

11.1 – Câmpurile meteorologice reprezentative din 16.04.1997; 06.00

LEGENDA:

– limita câmpului de nebulozitate cu acoperire > 7/10

– limita câmpului izalobaric pozitiv/negativ cu valori

+/- 1mb

– direcția dominantă a vântului cu viteze > 6 m/s

– aversă de ploaie

– ploaie

– aversă de ninsoare

– ninsoare

– lapoviță

11.2 – Câmpurile meteorologice reprezentative din 16.04.1997; 12.00

11.3 – Câmpurile meteorologice reprezentative din 16.04.1997; 21.00

11.4 – Cantitatea de precipitații căzute în intervalul

16.04.1997; 09.00 – 17.04.1997; 09.00

În intervalul 17 aprilie 1997, orele 09.00 – 18 aprilie 1997, orele 09.00, vremea în România a continuat să fie deosebit de rece pentru această perioadă. Cerul a fost variabil în regiunile sudice, unde au căzut precipitații izolate, dar vântul a prezentat intensificări susținute, cu viteze până la 60 km/h. În restul teritoriului țării, cerul a fost mai mult acoperit și intensificările vântului izolate; au căzut precipitații pe arii extinse, sub formă de ploaie, lapoviță și ninsoare. La munte a nins (hărțile 11.5, 11.6, 11.7, 11.8 – hărțile România cu analiza câmpurilor meteorologice reprezentative). Temperaturile maxime au fost cuprinse între -1 grad C (Întorsura Buzăului) și 10 grade C (Gura Portiței, Mangalia, Călărași), iar cele minime între -3 grade C (Câmpulung) și 4 grade C (Calafat, Drobeta Turnu-Severin). Cantitățile de precipitații cumulate, căzute în intervalul de 48 de ore analizat (16.04.1997, 09.00 – 18.04.1997, 09.00) se regăsesc în harta cu distribuția cantităților de precipitații (harta 11.9).

11.5 – Câmpurile meteorologice reprezentative din 17.04.1997; 03.00

11.6 – Câmpurile meteorologice reprezentative din 17.04.1997; 09.00

11.7 – Câmpurile meteorologice reprezentative din 17.04.1997; 15.00

11.8 – Câmpurile meteorologice reprezentative din 17.04.1997; 21.00

11.9 – Cantitatea de precipitații căzute în intervalul

16.04.1997; 09.00 – 18.04.1997; 09.00

La scară sinoptică și mezo-sinoptică, situația meteorologică de debut a perioadei parțiale de viscol, în 16.04.1997, se caracterizează prin dominanța anticiclonului azoric în estul și nordul Oceanului Atlantic (1032 mb, staționar), precum și în vestul Europei. În contact nemijlocit cu acest vast câmp anticiclonic se afla ciclonul islandez, dislocuit din zona de origine în nordul Scandinaviei (980 mb, staționar) și care influențează nordul Europei. Estul, centrul și sud-estul continentului, inclusiv zona geografică a României, se găsesc sub influența unui ciclon de origine mediteraneană, centrat în nord-estul țării noastre, în zona Kievului (1005 mb, în adâncire). Anticiclonul euro-asiatic este izolat în estul extrem al Europei (1034 mb, în scădere) și nu formează dorsala caracteristică cu anticiclonul azoric. Pe harta sinoptică Europa din 16.04.1997, ora 06.00 U.T.C. (11.10) este evidentă coborârea spre sud a masei de aer polar, peste teritoriul țării noastre, în intervalul 03.00-21.00 producându-se fenomenele meteorologice prezentate anterior.

Sub aspect aerologic, reține atenția poziționarea centrilor barici din troposfera inferioară, care aproape se suprapun formațiunilor similare de la sol, de interes major fiind depresiunea centrată imediat în nordul României (136 dam gp) și advecția rece polară de la nivelul T.A. 850 mb (în 16.04.1997, ora 03.00 U.T.C.). În troposfera medie și superioară se remarcă și mai mult înclinarea spre vest a axelor centrelor formațiunilor barice, în comparație cu cele de la sol, care au corespondenți până la nivelul tropopauzei (îndeosebi depresiunea centrată în nord-vestul țării noastre – Polonia – 868 dam gp la nivelul T.A. 300 mb) și situarea unui curent-jet bine dezvoltat din nordul Scandinaviei până în centrul Italiei, direcționat aproximativ meridianal, de la nord spre sud, de care se leagă poziția frontului polar din altitudine și advecția rece constantă în toată coloana de aer din zona geografică a României. Datele aerologice de radiosondaj indică, pentru această oră sinoptică, temperaturi de -6 grade C la Cluj-Napoca și -2 grade C la București, la nivelul de 850 mb și de -54 grade C, respectiv -57 grade C, la nivelul de 300 mb.

11.10 – Harta sinoptică Europa din 16.04.1997, ora 06.00 U.T.C.

LEGENDA:

– izoliniile câmpului baric de la sol (izobare)

– limita câmpului izalobaric pozitiv/negativ cu valori

+/-1mb

– nucleul rece din câmpul termic de la nivelul TA 850 mb

– transpunerea pe sol a poziției curentului-jet de la nivelul

TA 300 mb

Agravarea situației parțiale de viscol se produce la începutul zilei de 17.04.1997, odată cu generalizarea advecției reci polare peste întregul teritoriu al țării. În această zi, formațiunile barice majore își păstrează, în general, configurațiile anterioare, la scară sinoptică, cu excepția depresiunii care afectează zona geografică a României și care se adâncește la 1002 mb în cursul zilei, centrându-se în nord-estul țării noastre, alimentată de advecția rece și deplasată spre sud-vest față de ziua precedentă, caz în care, majoritatea precipitațiilor vor fi sub formă de ninsoare. Anticiclonul azoric își păstrează staționaritatea și zona de influență, iar anticiclonul est-european scade remarcabil (1024 mb), în aceleași coordonate geografice. Semnificativă este preluarea depresiunii central – est-europene în amplul talveg descris de ciclonul islandez (in curs de ocludere, 980 mb), al cărui centru s-a deplasat și mai mult către Polul Nord, dar care influențează – ca aspect al vremii – cea mai mare parte a continentului. Aceste evoluții pot fi remarcate pe harta sinoptică de sol din 17.04.1997, ora 12.00 U.T.C (11.11).

Aerologic se constată aceeași ciclogeneză intracarpatică deasupra României, ca și la sol, cu formarea celui de-al doilea nucleu ciclonic (136 dam gp la nivelul T.A. 850 mb, ora 03.00 U.T.C) numai în troposfera inferioară. În troposfera medie și superioară, centrul depresiunii ocupă acum regiunile vestice ale țării noastre și din vestul României (870 dam gp), iar axa curentului-jet s-a ondulat caracteristic, urmând orientarea izohipselor de la nivelul T.A. 300 mb. Această evoluție termobarică din altitudine marchează începutul finalului advecției reci, evidentă acum peste întregul teritoriu al României.

Sub presiunea anticiclonului azoric, care începe extinderea unei dorsale dinspre nord-vestul continentului către sud-est, circulația curentului director în zona geografică a țării noastre se transformă din nordică (polară și ultrapolară) în nord-vestică și vestică, determinând deplasarea depresiunii responsabile de vremea nefavorabilă din această perioadă, odată cu fronturile atmosferice aferente – și ocluderea treptată a acesteia – către estul și sud-estul Europei. Astfel, începând cu 18.04.1997, aspectul vremii se ameliorează treptat în România, pe fondul unui proces lent de încălzire, de origine atlantică (precipitațiile încetează, gradienții barici scad și vântul diminuează în intensitate).

Este de remarcat faptul că gradienții barici generatori ai situației parțiale de viscol prezentate s-au realizat în condițiile unei interacțiuni slabe, dintre două formațiuni barice similare (ciclonii islandez și mediteranean), în absența influențelor anticiclonice siberian – azorice.

11.11 – Harta sinoptică Europa din 17.04.1997, ora 12.00 U.T.C.

De asemenea, pentru estul, sud-estul și sudul țării, dominant în aspectul vremii a fost vântul puternic asociat cu ploaie și mai puțin cu lapoviță și ninsoare, pe când vestul, sud-vestul, centrul și nordul țării, precum și zona montană, au fost afectate, în special, de ninsoare și vânt puternic – viscol. Datorită gradienților termici scăzuți de la sol și din altitudine, determinați de interacțiunea slabă amintită, zăpada depusă și troienită a fost, în cea mai mare parte, umedă, fapt care a afectat îndeosebi căile de comunicație din trecătorile Carpaților Meridionali și Orientali, îngreunând totodată degajarea acestora. Pe de altă parte, pe cursurile mijlocii și inferioare ale unor râuri din estul și sudul țării, s-au produs creșteri ale debitelor și nivelurilor, local atingându-se cotele de atenție.

6. Analiza aero-sinoptică a situației de viscol din perioada

8 – 12 februarie 1984, cu vreme deosebit de aspră în România

Situația analizată prezintă un grad înalt de complexitate, conținând procese atmosferice cu implicații majore în schimbarea bruscă a vremii, concludente și semnificative pentru diagnoza și prognoza fenomenului de viscol în spațiul geografic al României. Astfel, în perioada 8 – 12 februarie 1984, modificarile circulației atmosferice deasupra Europei și Oceanului Atlantic au condus la crearea condițiilor de viscol în Moldova, Muntenia, Dobrogea și parțial în Banat, Crișana și Transilvania, precum și căderilor liniștite de ninsoare în restul țării.

Dacă în cursul zilei de 8 februarie și al nopții de 8 spre 9 februarie vremea s-a menținut caldă în toată țara, cu temperaturi maxime de 6-8 grade C, cu ploi și burnițe în sud, în ziua de 9 februarie și în noaptea de 9 spre 10 februarie a început să ningă viscolit în Banat, Crișana, nordul Transilvaniei și al Moldovei. În regiunile sudice, unde continua să plouă, intensificările de vânt au fost frecvente, depășind ore în șir viteze de 100 km/h.

În zilele de 11 și 12 februarie vremea a căpătat un aspect de iarnă în toate regiunile, vântul tare, persistent, viscolind zăpada în Moldova, centrul Munteniei, Crișana, Banat și Maramureș.

În urma precipitațiilor căzute în intervalul 8 februarie, ora 08.00 – 13 februarie, ora 08.00, s-au inregistrat următoarele cantități de apă: între 10 și 56 l/m2 în Moldova, între 14 și 92 l/m2 în Muntenia, între 37 și 94 l/m2 în Oltenia. În regiunile intracarpatice, cantitățile de apă au fost moderate, depășind doar local media lunară a precipitațiilor (set hărți 12, 12.1).

Complexitatea condițiilor aerosinoptice din perioada analizată rezidă în faptul că, în timp ce în troposfera liberă – între 3000 și 5500 m altitudine – circulația aerului tindea către o modificare lentă și de sens apropiat perioadei sinoptice anterioare (din vest-nord-vestică să devină nord-vestică), în stratul atmosferic limită și în troposfera inferioară circulația aerului tindea către forme noi de structurare barică.

Astfel, în ziua de 8 februarie 1984, Europa era puternic dominată de o depresiune barică de origine islandeză, cu un talveg larg peste țările central și sud-est europene.

Sistemele frontale aferente depresiunii islandeze erau marcate de nuclee de tendință barică la valori deosebit de ridicate pentru luna februarie: 7 până la 11 mb creșteri sau scăderi de presiune de la o hartă la alta.

12.1 – Distribuția cantităților de precipitații căzute în România

în intervalul 8 februarie 1984, ora 08.00 –

13 februarie 1984, ora 08.00

Acesta a fost primul indiciu concret că în următoarele 24 de ore, la sol, se vor produce restructurări importante la scară sinoptică. În numai 12 ore centrul ciclonic islandez s-a oclus complet, zona de contraste termice și de perspectivă ciclogenetică transferându-se din acest moment la periferia sa sudică, suprapusă geografic bazinului nord-vestic al Mării Mediterane și Italiei de Nord (12.2).

Schimbarea direcției de curgere a aerului peste vestul extrem al Europei (din vest, până la ora 00.00, apoi din nord, la ora 12.00) a fost rapidă. Infiltrat brusc deasupra bazinului nord-vestic al Mării Mediterane, aerul rece a dislocat energic masele calde preexistente aici, angajându-le într-o mișcare turbionară ascendentă de mare anvergură. Harta sinoptică Europa din 8 februarie 1984, ora 12.00 U.T.C. (12.2) ilustrează apariția primei izobare închise deasupra Golfului Genova și a Câmpiei Padului, ca moment de schimbare esențială în relieful baric al troposferei inferioare. Nici o hartă de altitudine (de topografie a suprafetelor izobarice standard) nu reliefează acest moment în ziua de 8 februarie 1984.

12.2 – Harta sinoptică Europa din 8 februarie 1984, ora 12.00 U.T.C.

12.3 – Harta sinoptică Europa din 10 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C

Hărțile sinoptice Europa din 10 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C. și din 12 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C. (12.3 și 12.4) prefigurează dezvoltarea ulterioară a ciclonului mediteranean apărut în 8 februarie ca nucleu secundar în talvegul depresiunii islandeze, deasupra Golfului Genova, până în momentul ajungerii sale deasupra Mării Negre. Valoarea acestuia la centru s-a menținut sub 990 mb până în ziua de 12 februarie 1984, când turbionul a ajuns pe coasta vestică a Greciei, de aici începând să crească, până la 1005 mb în ziua de 12 februarie 1984, când a ajuns deasupra bazinului estic al Mării Negre.

12.4 – Harta sinoptică Europa din 12 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C.

Aria sa de desfășurare s-a amplificat continuu până în ziua de 10 februarie 1984, când a început să se restrângă prin nord, datorită infiltrării aerului rece de la periferia sudică a celor doi anticicloni, azoric și est-european, separați la începutul perioadei analizate, conjugați însă în ziua de 10 februarie 1984.

Tot acest interval este marcat de creșterea presiunii aerului la sol peste cea mai mare parte a Europei, cu valori maxime de 50 mb deasupra Arhipelagului Britanic, Franței și Poloniei, 30-40 mb deasupra Cehiei, Slovaciei și Ungariei, 20-25 mb deasupra zonelor pericarpatice ale României.

Cu atât mai însemnată a fost pentru țara noastră conjugarea ciclonului mediteranean cu brâul anticiclonic ce se contura foarte puternic la nord de paralela de 50 grade latitudine nordică, cu cât gradienții barici și termici erau mai puternici de la o zi la alta (harta sinoptică Europa din 10 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C. – orientarea gradienților baric și izalobaric; 12.5).

12.5 – Harta sinoptică Europa din 10 februarie 1984,

ora 00.00 U.T.C. – orientarea gradienților baric și izalobaric

Hărțile sinoptice Europa din 10 și 12 februarie 1984 reflectă modul particular în care relieful baric al zonei de contact ciclon – anticiclon s-a suprapus peste relieful complex al României: masele reci de aer anticiclonice, mulând relieful carpatic, au ocupat ariile geografice joase pericarpatice, cu o intensitate crescândă, prin însăși apariția obstacolului carpatic. În aceste condiții, gradientul baric a crescut și mai mult în estul și sud-estul țării, tăria vântului atingând 100 km/h în ziua de 10 februarie, la Drăgășani, Slatina, Craiova și în ziua de 11 februarie, la Urziceni. În Moldova, în toată perioada, vântul a suflat tare și în rafale dinspre nord, viscolind sau spulberând zăpada timp de 5 – 6 zile în șir.

Deși secundară ca importanță la scară sinoptică și ca moment de apariție, în zilele de 11, 12 și 13 februarie 1984 s-a evidențiat deformarea câmpului baric la sol pe teritoriul României în sensul ciclogenezei orografice carpatice, ca proces atmosferic specific țării noastre și în asemenea condiții sinoptice. Pe acest fond local de evoluție a câmpurilor atmosferice, se realizează, întotdeauna, o intensificare a precipitațiilor în sudul și centrul României.

În ce privește circulația aerului în atmosfera liberă, pentru analiza aerologică s-a preferat nivelul izobaric standard de 500 mb, deoarece la nivelul de 700 mb temperaturile înregistrate deasupra celei mai mari parți a continentului nu au fost caracteristice unei situații atmosferice tipice de iarnă, considerându-se în acest caz configurația izohipselor de pe harta T.A. (topografie absolută) 500 mb drept curent director al formațiunilor barice existente sau în curs de formare la nivelul solului.

Astfel, depresiunea islandeză de referință pe data de 8 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C., avea corespondență până în straturile superioare ale troposferei, iar axa perturbației era aproape de verticală. Exista un singur indiciu al viitoarelor transformări: abaterea deosebit de mare a vântului de la condiția de geostroficitate.

12.6 – Harta Europa – T.A. 500 mb, din 8 februarie 1984,

ora 00.00 U.T.C.

Se remarcă în acest sens unghiuri de până la 90 de grade între vectorul vânt și izohipse, în partea posterioară a talvegului, ceea ce indică tendința reorientării circulației la o nouă direcție: nord-sud, începând din Arhipelagul Britanic și până în bazinul vestic al Mării Mediterane (harta Europa – T.A. 500 mb, din 8 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C.; 12.6).

În decurs de 12 ore, în zona Franței și Arhipelagului Britanic, la nivelul izobaric standard de 500 mb, a apărut un nucleu negativ de variație a geopotențialului, asociat cu scăderi ale temperaturii de până la 10 grade C, din cauze preponderent dinamice și nu advective (distribuția anterioară a nucleelor izalohipsice nu susține ideea advectării sale după liniile curentului dintr-o altă regiune a continentului).

"Reajustarea" între câmpul vântului și cel al geopotențialului a condus rapid la adâncirea talvegului depresiunii islandeze deasupra Europei de Vest (harta Europa – T.A. 500 mb, din 9 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C.; 12.7). Circulația intensă de la nord la sud în această parte a continentului a fost deosebit de favorizantă pentru dezvoltarea ulterioară a ciclonului mediteraneean de adăpost, apărut în ziua de 8 februarie 1984 deasupra Golfului Genova și Câmpiei Padului, sub nivelul troposferic de 500 mb. Din acest moment, evoluția fazică a ciclonului mediteraneean a fost dirijată de curentul director de la nivelul izobaric de 500 mb; de asemenea și nucleele izalobarice conturate la nivelul solului.

12.7 – Harta Europa – T.A. 500 mb, din 9 februarie 1984,

ora 00.00 U.T.C.

După formarea undei ciclonice la sol, la un interval de 18 ore, a apărut nucleul închis la nivelul de 700 mb (9 februarie 1984, ora 00.00 U.T.C), iar la un interval de 24 ore, la nivelul de 500 mb (9 februarie 1984, ora 12.00 U.T.C.). Dacă până acum, ciclonul tânăr de mică dezvoltare verticală, a fost liber să se deplaseze rapid după liniile de curent, în continuare el este obligat să-și reducă viteza de deplasare pe traiectorie, curentul director de altitudine dirijându-l către bazinul Mării Negre.

În ce privește câmpul termic din altitudine, se remarcă faptul că cea mai accentuată scădere a temperaturii în troposfera medie și superioară a avut loc în intervalul 10 februarie, ora 00.00 U.T.C. – 11 februarie, ora 00.00 U.T.C., când la sol s-au înregistrat și cantitățile cele mai mari de precipitații (în sudul și estul țării). La punctele de radiosondaj București și Constanța, temperatura aerului a scăzut cu 4 și, respectiv, 5 grade C, mărind instabilitatea activității frontale, iar ulterior acesteia, anulând efectul stabilizator al creșterii presiunii la sol. După acest moment intervine ciclogeneza orografică carpatică, ce aduce modificari specifice în echilibrul particulelor de aer aflate în mișcare în troposfera inferioară, reflectate în evoluția nefavorabilă a vremii din următoarele două zile.

Integrând această complexă situație aerosinoptică din perioada 8 – 12 februarie 1984 în domeniul generalizator al perioadelor sinoptice naturale, se constată că ea cuprinde zile din două perioade relativ distincte: 5 – 9 februarie și 10 – 15 februarie 1984. Acestea se stabilesc având în vedere macroprocesele atmosferice nord-emisferice și în baza unor criterii generalizatoare pentru circulația aerului în atmosfera liberă. Astfel, caracterizând perioada 5 – 9 februarie 1984 prin evoluția zonei frontale planetare înalte – Z.F.P.I. – (la nivelul de 500 mb), se evidențiază transformarea lentă, dintr-o circulație zonală desfășurată la latitudini de 50 – 60 de grade nord, într-o circulație meridianală de tip polar, marcată printr-un talveg cu amplitudinea din ce în ce mai mare și care, în ultima zi, a ajuns până la 37 de grade latitudine nordică, îngustându-se accentuat (harta Europa – evoluția Z.F.P.I. în intervalul 5 – 10 februarie 1984; 12.8).

A doua perioadă sinoptică, 10 – 15 februarie 1984, s-a caracterizat prin bifurcarea Z.F.P.I., într-o ramură cvasiorizontală la latitudini mai înalte și o alta, de forma unei curbe închise, centrată deasupra bazinului mijlociu al Mării Mediterane. Ramura înaltă s-a ridicat continuu spre nord în cadrul perioadei, iar turbionul cu aer mai rece, închis de izohipsa caracteristică din sudul continentului, și-a micșorat aria de influență, deplasându-se totodată către nord-est.

12.8 – Harta Europa – evoluția Z.F.P.I. în intervalul

5 – 10 februarie 1984

Informațiile furnizate de hărțile primei perioade sinoptice au făcut posibilă aprecierea restructurărilor importante ale câmpului geopotențialului asolut (T.A. 500 mb) și relativ (T.R. 500/1000 mb). Evoluția proceselor atmosferice din troposfera medie, care a culminat cu realizarea unei circulații ultrapolare deasupra regiunii sinoptice naturale atlantic-europeane, s-a corelat de așa natură cu cea din nivelurile troposferice inferioare, încât a determinat schimbări importante în aspectul vremii.

12.9 – Harta Europa – cinematica nucleelor de anomalie

T.R. 500/1000 mb în intervalul 7 – 11 februarie 1984

În ce privește rezervele de energie calorică ale coloanei de aer din partea inferioară a troposferei, până la stratul de 500 mb, s-a făcut o apreciere cantitativă calculând valorile anomaliilor stratului mediu, cuprins între suprafețele izobarice standard de 1000 și 500 mb. Dispunerea principalelor nuclee de anomalie T.R. 500/1000 mb în intervalul 7 – 11 februarie 1984 a prefigurat instalarea unui regim de presiune atmosferică ridicată deasupra celei mai mari părți a continentului, exceptând sud-estul Europei, unde condițiile au rămas favorabile ciclogenezei de sol (harta Europa – cinematica nucleelor de anomalie T.R. 500/1000 mb în intervalul 7 – 11 februarie 1984; 12.9).

Având în vedere cele prezentate, se poate concluziona că perioada 8 – 12 februarie 1984 s-a remarcat prin înrăutățirea treptată, dar de lungă durată, a vremii în România, cu aspecte de severitate excesivă.

C A P I T O L U L III

VISCOLUL – FACTOR DE RISC PENTRU

NAVIGAȚIA AERIANĂ

1. Viscolul – factor de risc atmosferic în România

Poziția geografică subordonează teritoriul României caracterelor climei temperate europene, cu toate influențele și nuanțele specifice latitudinii și altitudinii suprafeței subiacente active, în toate anotimpurile. Între acestea, advecțiile de iarnă se remarcă prin aspectele de vreme nefavorabilă activităților social-economice sau severă, adeseori de lungă durată, cu implicații deosebite în viața comunităților umane și, uneori, cu efecte de calamitate, constituind elemente de risc climatic în spațiul geografic al țării noastre.

Ca fenomen de risc atmosferic cu viteză de apariție intermediară, viscolul afectează teritoriile zonelor climatice temperate și reci, generând consecințe grave pentru mediul natural și antropic. Acțiunea sa distructivă se concretizează prin forța mecanică a vântului puternic și turbulent, combinată cu spulberarea zăpezii, la sol și în altitudine.

În situații de viscol, pagube însemnate se produc în domeniul agricol, prin îndepărtarea stratului protector al culturilor de toamnă împotriva înghețului și diminuarea umezelii necesare fazelor vegetative de primavară, ca urmare a spulberării zăpezii de pe spațiile deschise ale terenurilor de cultură a plantelor agricole. Datorită vânturilor puternice, crengile arborilor și ale pomilor fructiferi pot fi rupte în proporții însemnate.

Transporturile rutiere și feroviare sunt mult îngreunate sau întrerupte, iar mijloacele de transport pot fi blocate pe timpul viscolului, datorită acumulărilor masive de zăpadă spulberată din terenurile deschise spre locurile mai adăpostite, dar și reducerii drastice a vizibilității. Fenomenul caracterizează zonele de câmpie expuse riscului, dar și zonele deluroase și montane, cu precădere văile și trecătorile din Carpații Orientali și Meridionali, Subcarpații Moldovei, de Curbură și Getici.

Transporturile maritime și activitățile portuare sunt de asemenea blocate, datorită agitației mării produse de vântul violent din zona litorală, care poate atinge gradul 8 pe scara Beaufort (valuri înalte de 9 – 14 m, vânturi cu viteze de 120 – 150 km/h). Și aici se pot produce pagube și avarii, atât la instalațiile portuare, cât și la navele neadăpostite la ancoră în sectoarele special destinate și care nu ies din rada porturilor spre larg, unde agitația mării se diminuează.

Conductorii electrici aerieni și cablurile de comunicații pot suferi avarii grave, greu remediabile în condiții atmosferice severe, prin rupere datorită forței vântului, în asociere cu creșterea greutății lor ca urmare a depunerilor de zăpadă umedă, care ulterior îngheață. Sarcinile suplimentare produse de aceste depuneri pot depăși 20 – 30 kgf/m2, la care se adaugă tensiunile produse în material de influența vântului puternic. Disfuncționalități sau întreruperi în funcționare se pot produce, în aceste condiții, în cazul emisiilor radio și de televiziune, datorită givrării antenelor pentru unde ultrascurte.

Depunerile de zăpadă care stagnează pe acoperișuri produc încărcări statice suplimentare construcțiilor din zonele afectate de viscol, mai ales când se tasează în straturi succesive. Riscul avariilor din acest domeniu depinde de durata stagnării, grosimea și densitatea zăpezii, pe de o parte, iar pe de altă parte de forma și materialele de construcție ale acoperișurilor, fiind mai crescut în zonele montane, cu ninsori abundente. Un strat de zăpadă cu grosime de 10 cm și densitate de 0,2 g/cm3 produce o sarcină de 20 kgf/m2.

Semnificative sunt efectele complexe produse de viscol prin cumularea efectelor parțiale din domeniile prezentate și care se concretizează prin înzăpezirea și izolarea unor localități sau chiar microzone geografice, foarte afectat fiind în acest sens județul Buzău, în cazul viscolelor din perioada 4 – 6 decembrie 1995 și din 26 decembrie 1996.

Pe timpul perioadelor de viscol, pagube deosebite se produc și în domeniul silvic, "doborâturile de vânt" de pe pantele expuse afectând calitativ și cantitativ fondul forestier, în special și mediul natural, în general. Sunt supuse riscului îndeosebi pădurile de rășinoase și fag de pe versanții estici ai Carpaților Orientali. În acest sens, numai în perioada 5 – 7 noiembrie 1995 pagubele produse de viscol au cumulat peste 1.000.000 m3 de lemn doborât în Munții Covasnei și peste 500.000 m3 de lemn în judetul Mureș unde, din cauza accesului dificil sau imposibil, nici după două sezoane de vară nu s-a reușit decât exploatarea unei mici părți din suprafețele afectate în Munții Calimani și Gurghiu.

Unul dintre cele mai afectate domenii ale activității umane de către condițiile climatice și starea atmosferei este cel aviatic, al activităților aeriene de toate tipurile (transporturi de mărfuri și pasageri, sanitar – umanitare, utilitare, militare).

Prin condiționarea directă și nemijlocită de către starea atmosferei, zborul aeronavelor se confruntă cu probleme deosebite în cazul condițiilor nefavorabile – cum este și cel al fenomenului de viscol, sub toate aspectele sale – atât în faza activităților profilactice și de întreținere de la sol, cât și în fazele decolării, aterizării și zborului propriu-zis. Cunoașterea și rezolvarea operativă a acestor probleme intră în conținutul conceptului de securitate a navigației aeriene, concept esențial în egală măsură pentru aviația civilă și aviația militară.

2. Influența viscolului asupra infrastructurilor aeroportuare

și instalațiilor de la sol

Dacă aeronavele aflate în zbor au posibilitatea de a evita sau de a ieși relativ rapid și fără urmări din sectoarele spațiului aerian afectate de viscol, aeroporturile și aerodromurile de plecare sau de destinație, expuse acestui risc climatic, nu se pot sustrage rigorilor condițiilor atmosferice și aspectelor de vreme nefavorabilă create de acest fenomen.

Pe timpul viscolului și după încetarea acestuia, până la definitivarea operațiunilor de înlăturare a efectelor sale, sunt afectate, chiar scoase din starea de operativitate (indisponibilizate), în proporții diferite, clădirile, hangarele, sistemele de conducere și dirijare a zborurilor, sistemele de comunicații, instalațiile energetice și de balizaj, pistele de decolare – aterizare, căile de acces și de rulare, aeronavele și tehnica de la sol (mijloace de transport și de intervenție, autospeciale, agregate și dispozitive, aparatura meteorologică).

Efectul imediat al fenomenului de viscol se concretizează prin depunerile masive de zăpadă, în general și prin troienirea acesteia în zona obstacolelor de pe sol, potrivit direcției dominante a vântului, în special. Astfel, căile de acces, pistele și bretelele de rulaj din infrastructurile aeroportuare sunt înzăpezite, blocate parțial sau total. De asemenea, sunt înzăpezite spațiile de parcare a aeronavelor și locurile de dispunere a altor categorii de tehnică de la sol. Numai acest efect negativ al viscolului este suficient pentru a face indisponibil un aeroport sau aerodrom.

Deoarece construcțiile aeroportuare și îndeosebi hangarele beneficiază de structuri consolidate în mod special, efectul acumulărilor de zăpadă pe părțile lor superioare, chiar și în zonele cu ninsori mai abundente și strat de zăpadă persistent, nu este semnificativ în comparație cu limitarea sau blocarea accesului către acestea din cauza înzăpezirilor.

Deși majoritatea căilor de transport energetic sunt dispuse subteran și există surse energetice autonome, conductorii aerieni și cablurile aeriene de altă natură sunt afectate mai ales dacă viscolul debutează cu căderi de zăpadă umedă, lapoviță sau ploaie care, prin îngheț și acumulare, pot produce ruperea acestora prin sporirea tensiunilor la care sunt supuse, datorită creșterii greutății lor și a vântului puternic, în rafale. Astfel, se pot produce avarii la instalațiile energetice și la sistemele de comunicații, precum și la instalațiile de balizaj și semnalizare din zona aeroportuară (zona de aerodrom).

Sistemele de conducere și dirijare a zborului, de protecție și asistență tehnică a navigației aeriene de la sol – sisteme radar integrate sau independente, sisteme de dirijare la aterizare, radare pentru apropierea de precizie, radiolocatoare, radare meteorologice, radiogoniometre, radiofaruri și radiobalize terestre, stații de radiolegatură, sisteme de armament pentru apărarea antiaeriană și conducerea centralizată a focului – pot fi afectate în funcționare mai ales prin givrarea antenelor care funcționează în domeniul undelor ultrascurte, în situațiile în care natura și intensitatea depunerilor depășesc capacitatea dispozitivelor de degivrare. Aceste situații pot perturba activitatea de coordonare și dirijare a traficului aerian din sectorul spațiului aerian aflat în responsabilitatea organului de control de aeroport din zonă.

Aeronavele și celelalte categorii de tehnică (auto, autospeciale, agregate) de la sol suportă pe timpul viscolului depuneri de zăpadă umedă, lapoviță sau picături suprarăcite de apă care îngheață, toate acestea constituind fenomenul de givraj la sol. La aeronave, acest tip de givraj se formează pe partea superioară a planurilor, fuselajului și ampenajului, precum și pe cupola cabinei. În acest caz, calitățile aerodinamice ale aeronavelor se deteriorează foarte mult datorită asperităților stratului de gheață, fapt ce duce la mărirea rezistenței la înaintare. Totodată, se mărește considerabil greutatea aeronavelor aflate în această situație; un strat de gheață cu grosime de 5 mm, depus pe o suprafață de 100 m2, cântărește 400 – 450 kg.

Un aspect deosebit al efectelor viscolului asupra infrastructurilor aeroportuare îl reprezintă depunerile de apă, lapoviță, zăpadă și gheață pe pistele de decolare – aterizare, aspect care ia o importanță majoră în starea de disponibilitate a aerodromurilor aviației militare. Deși aeroporturile moderne dispun de numeroase utilaje cu înaltă productivitate și de un bun drenaj al pistelor – condiții în care curățarea depunerilor se poate face eficient și operativ – în timpul viscolelor cu ninsori abundente și după încetarea acestora, pistele betonate se pot menține umede sau acoperite parțial ori integral cu diverse forme de depuneri: zăpadă afânată, zăpadă tasată, zăpadă umedă, zăpadă înghețată, gheață.

Pe timpul decolării de pe o pistă cu zăpadă, mai ales umedă, avionul întâmpină o mare rezistență la înaintare, direct proporțională cu pătratul vitezei. În ultima parte a rulajului rezistența este maximă, desprinderea de pe pistă se face cu multă greutate, iar zăpada refulată de roțile trenului de decolare – aterizare poate provoca avarii grave la bordul de atac și intradosul aripii, la flapsuri. În afara înrăutățirii condițiilor de accelerare a aeronavei și a deteriorărilor de structură, se pot produce și perturbații în funcționarea motoarelor. Existența unui strat uniform de zăpadă pe pistă, gros de 60 mm sau de apă, gros de 15 mm, implică o creștere a distanței de rulare la decolare cu aproximativ 20%. În cazuri deosebite, viteza la care mai poate fi întreruptă decolarea de pe pista udă este cu 15 – 20 km mai mică decât de pe pistă uscată. De asemenea, în cazul decolării cu un motor oprit, distanța necesară de rulare crește substanțial. Având în vedere aceste probleme, se recomandă a nu se decola de pe piste acoperite cu un strat de zăpadă umedă mai gros de 10 – 12 mm; în cazuri de necesitate se vor adopta tehnici aparte de pilotaj, combinate cu ajustarea centrului de greutate al avionului.

Aterizarea pe o pistă udă sau acoperită cu zăpadă umedă are, de asemenea, unele particularități concretizate în fenomenul de acvaplanare (hidroplanare), care constă în formarea unei pelicule alunecoase între cauciucuri și suprafața pistei, roțile neavând aderența necesară pentru o conducere sigură a aeronavei și o frânare corespunzătoare. Această peliculă de depuneri mărește rezistența la înaintare a avionului, componenta ei verticală ridicând roțile și reducând suprafața de contact cu pista, până când avionul plutește pe stratul de apă sau de vapori rezultați în urma creșterii temperaturii prin frecare. Acvaplanarea apare, de obicei, când stratul de apă sau de zăpadă umedă de pe pistă depășește grosimea de 4 – 5 mm și se manifestă pregnant când trenul de aterizare este constituit din mai multe perechi de roți dispuse în tandem, iar desenul anvelopelor nu este pronunțat – în special la avioanele mari de transport și la avioanele cu viteze mari de venire la aterizare și de rulaj pe pistă (vânătoare și vânătoare – bombardament).

În timpul acvaplanării condițiile de frânare se alterează, distanța de aterizare crește cu 25% la avioanele care au la motoare reversoare de jet și cu 50% la avioanele care nu posedă aceste dispozitive. Coeficientul de frânare al pistelor betonate scade în funcție de gradul lor de umezire: 0,3 pe piste uscate; 0,15 pe piste umede și doar 0,05 pe piste cu condiții de acvaplanare. Deosebit de periculoase pe timpul acvaplanării sunt vântul lateral și tracțiunea asimetrică a motoarelor, ce pot provoca scoaterea laterală a avionului de pe pistă. Din această cauză, în condițiile riscului de acvaplanare, nu se recomandă aterizarea cu un vânt lateral față de axul pistei peste 5 m/s.

În domeniul protecției și informării navigației aeriene, printre aparatura și dispozitivele instalate la sol și afectate de viscol, sunt și cele care servesc asigurării meteorologice a zborurilor aviației civile și militare. Din cauza vântului puternic și căderilor masive de zăpadă, înzăpezirii și troienirii parcurilor meteorologice, precum și datorită givrajului, pot apare disfuncționalități, întreruperi în funcționare, furnizări de date eronate sau avarii la instrumentele electrice, mecanice și electrono – optice de măsurare și indicare a vizibilității, înălțimii norilor, direcției și vitezei vântului, temperaturii aerului și a umezelii relative, presiunii și cantității de precipitații, la receptoarele radio specializate.

3. Influența viscolului asupra elementelor meteorologice

și zborului aeronavelor

Progresul tehnic necontenit al aviației, reflectat în creșterea considerabilă a înălțimilor și vitezelor de zbor, a duratei de zbor fară escală, a distanțelor parcurse, precum și a numărului de pasageri care pot fi transportați, ca și mijloacele ultraperfecționate de la sol destinate asistenței tehnice terestre a navigației aeriene, instalațiile și aparatura modernă de la bordul aeronavelor, nu au reușit decât într-o mică măsură să limiteze influența condițiilor meteorologice asupra activității de zbor.

Atmosfera reală, prin fenomenele meteorologice pe care le generează, influențează decisiv activitatea de zbor, iar atmosfera standard, pe baza uniformității sale convenționale, îi crează condiții de executare în deplină siguranță. Proprietățile atmosferei sunt utilizate pentru măsurarea și respectarea vitezei și înălțimii de zbor; de caracteristicile ei depind condițiile de lucru ale piloților și echipajelor, puterea motoarelor, rezistența la înaintare, portanța aripilor, performanțele aeronavelor.

Mediul aerian în care se desfașoară orice activitate de zbor este spațiul aerian, considerat în mod generic ca fiind volumul de aer situat deasupra suprafeței terestre. Spațiul aerian se delimitează de spațiul cosmic prin limitarea la acel volum de aer în care este posibilă deplasarea vehiculelor a caror sustentație și propulsie se realizează cu ajutorul aerului. În plan orizontal, delimitarea spațiului aerian este foarte strictă, fiind asigurată prin reglementari supuse normelor de drept internațional; cele mai frecvente și recunoscute delimitări sunt cele suprapuse frontierelor statelor.

Din perspectiva circulației aeriene, spațiul aerian se împarte în: spațiul aerian controlat – în interiorul căruia se asigură regulat dirijarea și controlul traficului aerian pentru avioanele care zboară după regulile de zbor instrumental (I.F.R.); cuprinde căi aeriene (A.W.Y.). regiuni de control (A.T.C.), zone de control de aeroport (C.T.R.), regiuni terminale de control (T.M.A.), regiuni de informare a zborului (F.I.R.) și spațiul aerian necontrolat – în interiorul căruia se execută zborurile avioanelor militare, zboruri de încercare (tehnice), trageri de artilerie; cuprinde mai multe categorii de zone speciale (interzise zborului, periculoase și restricționate).

Aviația civilă își desfășoară activitatea de zbor exclusiv în spațiul aerian controlat, folosind în acest scop căile aeriene interne și internaționale. Căile aeriene sunt porțiuni din spațiul aerian, de forme paralelipipedice, cu dimensiuni orizontale și verticale stabile și cuprinzând mai multe nivele de zbor. În România, nivelul cel mai de jos al căilor aeriene este de 900 m standard, iar limita lor superioară este de 14.950 m.

Având în vedere aceste considerente, se poate concluziona că fenomenele meteorologice periculoase – precipitațiile, ceața, orajele, turbulența, givrajul – printre care și viscolul, afectează în mod deosebit zborurile executate în spațiul aerian necontrolat: zborurile avioanelor ușoare clasice, de școală și antrenament, zborurile elicopterelor și, îndeosebi, zborurile aviației militare la joasă înălțime, precum și fazele de decolare – aterizare ale tuturor categoriilor de aeronave, la aeroporturile și aerodromurile aflate sub incidența fenomenului respectiv.

Referitor la noțiunea de "spațiu aerian necontrolat" și în legatură cu definirea spațiului aerian controlat, se impune precizarea că acest prim concept este relativ impropriu, pentru că și acest segment al spațiului aerian este riguros controlat de organe abilitate în acest sens, altele decât cele care asigură controlul, dirijarea și coordonarea traficului aerian civil. De semenea, noțiunile de "aeroport" și de "aerodrom" se referă la aviația civilă și, respectiv, la aviația militară, fiind utilizate atunci când cerințele prezentării impun această delimitare, iar denumirea generică de "aeronave" se referă la toate categoriile de vehicule zburătoare supuse legislației aeriene.

Elementele care definesc starea reală și prevăzută a atmosferei – temperatura, presiunea și umezeala aerului, nebulozitatea (gradul de acoperire cu nori a bolții cerești), plafonul norilor (limita inferioară), grosimea și limita superioară a norilor sau a straturilor de nori, vizibilitatea, vântul la sol și în altitudine – prezintă evoluții caracteristice, care pot fi prognozate în cea mai mare masură, pe timpul desfășurării diferitelor fenomene meteorologice, mai mult sau mai puțin periculoase pentru securitatea navigației aeriene.

Proprietățile aerului atmosferic – presiunea, densitatea, temperatura și umezeala – se află în relații puternice de condiționare reciprocă, potrivit legilor fizice ale termohidrodinamicii. Pe timpul viscolului, presiunea și temperatura prezintă variații negative, pe când umezeala aerului variază pozitiv. Odată cu apropierea frontului atmosferic, presiunea scade la sol, mai accentuat în fața fronturilor calde decât a celor reci, cu amplitudini diferite în cele două situații; după trecerea zonei frontale presiunea scade sau crește lent în spatele fronturilor calde și crește mai accentuat în spatele celor reci. Temperatura la sol are variații negative, pe ansamblu, în întreaga perioadă de viscol; în interiorul acesteia, în funcție de succesiunea fronturilor atmosferice și de felul lor, există variații succesive de semne contrare, dar dominantă este advecția rece finală. Umezeala relativă și absolută ale aerului cresc treptat, pe măsura apropierii fronturilor atmosferice, fiind maxime pe timpul viscolului, pentru ca apoi, să scadă ușor și să se mențină la valori ridicate pentru mai multe zile.

3.1 Influența presiunii aerului asupra zborului

Presiunea aerului atmosferic, direct proporțtională cu densitatea sa, influențează nemijlocit portanța aeronavelor, plafonul practic de zbor, consumul de combustibil și tracțiunea motoarelor. Variația presiunii aerului determină modificarea proporțională a portanței, plafonului practic de zbor și forței de tracțiune a motoarelor, precum și modificarea invers proporțională a consumului de carburant. Pe valorile presiunilor atmosferice la nivelul mediu al mării și la nivelurile izobarice standard se bazează navigația izobarică și permanenta cunoaștere a înălțimii de zbor a aeronavelor.

În cazuri concrete de viscol, cu scăderea evidentă a presiunii atmosferice, acest efect se concretizează prin creșterea vitezei de desprindere a avionului de pe pistă, la decolare, cu 0,65% pentru fiecare 10 mm coloană Hg de variație negativă a presiunii. Și în cazul vitezei de aterizare sunt valabile aceleași valori, iar pentru cazurile de creștere ulterioară a presiunii, situația se inversează.

De asemenea, presiunea aerului mai scăzută reduce considerabil tracțiunea motoarelor și tracțiunea reversibilă a reversoarelor de jet folosite la frânare, după contactul roților cu pista. Situația este caracteristică aeroporturilor și aerodromurilor amplasate la cote mai înalte de relief, precum și contextelor sinoptice ce crează scăderea accentuată a presiunii atmosferice. Tot în acest sens, pe o pistă situată la altitudinea de 1000 m, distanța de rulare la decolare a unui avion reactiv crește cu 33% față de distanța necesară pe o pistă situată la nivelul mării.

3.2 Influența temperaturii aerului asupra zborului

Dintre proprietățile caracteristice și instantanee ale atmosferei, temperatura are cele mai importante determinări asupra activităților aeriene, atât prin ea însăși, ca element fizic, cât și prin influențele directe asupra presiunii, densității și umezelii aerului.

Variațiile de temperatură influențează direct caracteristicile de zbor ale aeronavelor, caracteristici obținute în condițiile atmosferei standard (presiunea atmosferică = 1.013,25 mb, temperatura aerului = 15 grade C, gradientul termic vertical = -6,5 grade C/km, densitatea aerului = 1,225 kg/m3; acești parametri sunt considerați la nivelul mării și au fost obținuți prin calculul valorilor medii multianuale ale elementelor meteorologice, fiind stabiliți de Organizația Aviației Civile Internaționale – O.A.C.I.), prin determinarea variației invers proporționale a densității aerului.

Distanța de rulare la decolare – aterizare variază direct proporțional cu variația temperaturii aerului pe pistă. Pentru avioanele reactive, încălzirea aerului cu 10 grade C, nemodificând turația motorului, determină mărirea distanței de rulare cu 13% (aproximativ 130 m la fiecare 1000 m de rulare); la răcirea aerului cu 10 grade C, această distanță scade cu aproximativ 10%.

Viteza de zbor variază direct proporțional cu variația temperaturii aerului, iar timpul de zbor și timpul necesar obținerii altitudinii de zbor, invers proporțional. Variația temperaturii aerului cu 10 grade C duce la modificarea vitezei de desprindere a avioanelor de pe pistă cu 1,75%. Dacă temperatura aerului este mai coborâtă cu 20 grade C față de cea standard, pentru un avion ce zboară cu viteza de 3 Mach pe un traiect de 3700 km, timpul de zbor se mărește cu 4,5 minute, datorită creșterii rezistenței la înaintare determinată de creșterea presiunii aerului; această situație poate avea ca echivalent același zbor cu vânt de față de 185 km/h.

Consumul de combustibil și randamentul motoarelor variază invers proporțional cu variația temperaturii. Astfel, consumul de combustibil crește odată cu creșterea timpului de zbor datorită scăderii temperaturii și invers. Randamentul motoarelor (forța de tracțiune) scade odată cu creșterea temperaturii, care determină scăderea densității aerului și invers. Motoarele turboreactive cu o turație de 4000 – 5000 ture/minut își reduc randamentul cu 2% la o creștere a temperaturii cu 1%; motoarele cu dublu flux și cele cu turboventilatoare își reduc randamentul cu 1 – 1,5% la aceeași valoare de creștere a temperaturii.

Înălțimea plafonului practic de zbor al avioanelor variază invers proporțional cu variația temperaturii. Zborul în apropierea plafonului practic – cu 1000 – 1500 m sub nivelul acestuia – reprezintă varianta cea mai avantajoasă din punct de vedere economic pentru navigația pe căile aeriene, deoarece consumul minim de combustibil realizat la acest nivel duce la realizarea distanțelor maxime de zbor ale avioanelor.

Înălțimea plafonului practic de zbor depinde de starea fizică a atmosferei. În cazul avioanelor supersonice, regimul termic din stratosferă se determină după datele existente la nivelul izobaric standard de 100 mb (de pe hărțile T.A. 100 mb). Dacă temperatura aerului la acest nivel crește cu 10 – 15 grade C, plafonul practic al unui avion ce zboară cu viteza de 2 Mach scade cu 1 – 1,5 km.

Temperatura la sol condiționează greutatea totală a avionului la decolare, deoarece influențează distanța de rulaj; cu cât temperatura aerului este mai ridicată, cu atât distanța va fi mai mare, iar greutatea maximă a aeronavei va trebui redusă corespunzător. Creșterea temperaturii aerului pe pistă cu 10 grade C atrage necesitatea diminuării încărcăturii maxime a unui avion turboreactiv cu 2000 kg.

Temperatura mediului înconjurător are o mare influență asupra încălzirii cinetice a avioanelor. Această încălzire este semnificativă doar dacă se zboară cu viteze mari (supersonice) și timp îndelungat.

Viteza sunetului variază direct proporțional cu temperatura aerului, de la sol (340 m/s) reducându-se cu aproximativ 1 m/s pentru fiecare 250 m de creștere a înălțimii de zbor (la înălțimi de peste 11.000 m, în stratosferă, ajunge la 295 m/s).

3.3 Influența vântului asupra zborului

Vântul este unul dintre cele mai importante elemente meteorologice care exercită o influență deosebită asupra zborului aeronavelor, atât în apropierea solului, cât și în altitudine. Vântul la sol influențează direct decolarea și aterizarea avioanelor și elicopterelor, iar vântul din altitudine influențează navigația acestora, prin ambele sale componente: direcție și viteză.

În condiții de viscol, vântul suflă puternic și în rafale, cu viteze ce pot atinge 20 – 25 m/s (70 – 90 km/h), dar și 30 – 35 m/s uneori (110 – 130 km/h), situații în care decolarea și aterizarea nu sunt posibile, nici zborul aeronavelor în stratul de aer și în zonele afectate de acest fenomen.

De regulă, decolarea și aterizarea avioanelor se execută cu vânt de față, ceea ce scade vitezele și distanțele necesare pentru desprinderea de pe pistă si, respectiv, pentru aterizare. Dacă la o viteză de decolare de 320 km/h, viteza vântului de față este de 10 m/s, distanța de rulare se reduce cu 21%. Dacă, din diferite motive, se impune decolarea sau aterizarea cu vânt de spate, distanțele de rulare cresc considerabil, iar manevrele de pilotaj sunt îngreunate.

Decolarea și aterizarea avioanelor se complică mult atunci când vântul suflă lateral pe pistă sau când apar forțe componente laterale. Forțele aerodinamice suplimentare care apar îngreunează mult pilotajul, sub influența lor apărând momente de ruliu și răsucire, cauzate de acțiunea neuniformă a aerului asupra planurilor și de faptul că centrul de greutate al avionului nu coincide cu centrul de presiune al vântului lateral. Influența vântului lateral se poate manifesta prin mărirea distanței de aterizare cu 10 – 15%, îngreunarea apropierii de axul pistei și planării pentru aterizare, sau chiar prin scoaterea avionului din pistă la aterizare. De regulă, nu se admite aterizarea când vântul lateral depășește 10 – 15 m/s. În funcție de particularitățile constructive, fiecare tip de avion are stabilite bareme maxime de vânt lateral pentru decolare și aterizare (avioanele ușoare: 8 – 10 m/s, avioanele supersonice cu aripă delta: 15 m/s, etc.). Aceste bareme sunt stabilite și pentru vântul de față și de spate, pentru fiecare tip de aeronavă, în ce privește decolarea și aterizarea.

Zborul în urcare și coborâre este, de asemenea, influențat de vânt, prin modificarea unghiului de incidență al aripii, a vitezei ascensionale și a vitezei reale. Zborul orizontal este influențat de direcția și de viteza vântului, sub aspectele duratei (timpului) de zbor până la destinație și al derivei avionului, aspecte esențiale în navigația aeriană.

3.4 Influența nebulozității și plafonului norilor asupra zborului

Navigația aeriană pe timp noros – cu nebulozitate mare sau cu acoperire totală și cu plafoane joase – sau în nori, deasupra norilor și între straturile de nori, în funcție de unele particularități ale microclimatului din zonele aerodromurilor, tipul aeronavelor și gradul de pregătire al piloților și echipajelor, este declarată ca zbor în condiții meteorologice grele. Situația este considerată similar și în cazul zborului pe traiecte în care se întâlnesc aceste condiții.

Complexitatea zborului în nori este determinată de necesitatea adoptării regulilor de zbor instrumental (I.F.R.), fară orientare vizuală, datorată reducerii drastice a vizibilității, în toate variantele sale, neputându-se observa detaliile terenului și reperele de pe sol, ca în cazul zborului la vedere (V.F.R.). În plus, în interiorul norilor, la temperaturi negative, există posibilitatea formării givrajului, care exercită o puternică influență negativă asupra proprietăților aerodinamice ale aeronavelor. De asemenea, în multe tipuri de nori, se dezvoltă schimbul turbulent și mișcarea verticală a aerului, ceea ce generează turbulența atmosferică, concretizată pe timpul zborului în scuturături și suprasarcini în structura aeronavelor.

Norii reprezintă unul dintre cele mai interesante fenomene naturale, fiind sisteme vizibile de picături de apă, picături de apă suprarăcită sau cristale de gheață, aflate în suspensie la o oarecare înălțime deasupra suprafeței terestre. Sistemele noroase se formează ca urmare a creșterii conținutului general de umezeală din aer, sau în urma scăderii temperaturii aerului. În condiții reale, cei doi factori acționează combinat, cu predominarea cantitativă a unuia sau a altuia dintre ei.

Din perspectivă genetică, mișcările verticale convective ale aerului duc la formarea norilor convectivi (Cumulus, Cumulonimbus, Cirrocumulus), mișcările ondulatorii din atmosferă generează norii ondulați (Altocumulus, Stratocumulus, Stratus), iar mișcările ascendente stabile ale aerului (curenți ascendenți ordonați, de obicei în zonele frontale), determină formarea norilor stratiformi (Cirrus, Cirrostratus, Altostratus, Nimbostratus). Ultima clasificare importantă a norilor a fost făcută în 1956 și cuprinde 10 genuri (cele menționate anterior), 14 specii și 9 varietăți. Pentru navigația aeriană, un interes deosebit prezintă următoarele caracteristici ale norilor: structura microfizică, aspectul exterior și structura internă, baza (plafonul), grosimea și limita superioară, nebulozitatea (acoperirea), fenomenele periculoase din interiorul lor și asociate cu aceștia.

În condiții concrete de viscol, norii prezenți sunt din genurile Nimbostratus, Stratus și Altostratus, combinația speciilor și varietăților acestora determinând o acoperire totală a bolții cerești, plafoane joase și foarte joase (dificil sau imposibil a fi măsurate instrumental sau estimate vizual din cauza precipitațiilor și vântului puternic) și vizibilități extrem de reduse (din cauza fenomenului în sine, dar și din cauza apropierii accentuate a bazei norilor de suprafața terestră).

Norii Stratus au limita inferioară (plafonul) situată între 100 și 300 m, dar aceasta poate să scadă la 50 m și uneori până la sol. Datorită oscilațiilor mari pe distanță mică, zborul la vedere sub plafon este dificil sau imposibil.

În aceste condiții, decolarea și îndeosebi aterizarea, sunt dificile și uneori imposibile. Înălțimea limitei superioare a acestor nori este de 500 – 800 m, iar extinderea lor orizontală de câteva sute sau chiar mii de km. În funcție de temperatura aerului, pot conține picături de apă, cristale de gheață sau ambele, în amestec. Dacă temperatura este negativă, iar picăturile de apă sunt suprarăcite, apar condiții de givraj, mai ales la partea lor superioară. Vizibilitatea în interiorul lor este cuprinsă între 30 și 300 m, iar turbulența este slabă și moderată, atât în nori, cât și sub ei. Dau precipitații slabe, cu caracter continuu, sub formă de burniță, zăpadă grăunțoasă sau ace de gheață.

Norii Nimbostratus au plafonul situat adeseori sub 2000 m și se extind până la 7 – 8 km înălțime. Au aspectul unei pânze dense și uniforme, întunecate, din care cad întotdeauna precipitații continue sub formă de ploaie sau ninsoare, fiind nori frontali, prin excelență. La bază sunt formați din picături de apă, în zona mediană din picături de apă suprarăcită și cristale de gheață, iar la partea superioară numai din cristale de gheață. Vizibilitatea în interiorul lor este foarte redusă, adesea sub 50 m. Givrajul este caracteristic acestor nori, de intensitate variabilă, iar turbulența este moderată și puternică, mai ales când în interiorul lor se dezvoltă nori Cumulus congestus sau Cumulonimbus, situație de asemenea caracteristică pentru Nimbostratus.

Norii Altostratus sunt denși și uniformi, de culoare cenușiu-deschisă și cenușiu-închisă. Au plafonul situat ușor peste 2000 m înălțime și grosime foarte variată, între 1000 și 5000 m. Sunt compuși din picături de apă suprarăcită și cristale de gheață. Vizibilitatea în interiorul lor este, în general, de 80 – 100 m. Fiind de natură frontală, întotdeauna produc precipitații continue, sub formă de ploaie, ninsoare sau granule de gheață, care pot să nu atingă solul (virga). Givrajul și turbulența sunt slabe, în general, dar se pot amplifica în condițiile dezvoltării norilor Cumulus congestus și Cumulonimbus în interiorul masei de Altostratus.

Este de remarcat posibilitatea dezvoltării norilor convectivi Cumulus și Cumulonimbus pe suprafețele frontale și care sunt mascați în interiorul norilor Nimbostratus și Altostratus. Fenomenul este mult atenuat și relativ puțin frecvent, datorită faptului că particularitățile atmosferice din timpul iernii – îndeosebi temperaturile scăzute – nu favorizează semnificativ mișcările convective ale aerului, acestea limitându-se la aspectul dinamic. În aceste condiții, pe timpul ninsorii se pot sesiza intensificări de scurtă durată ale fenomenului, calificate ca "averse de ninsoare".

În concluzie, dificultățile majore produse navigației aeriene de norii caracteristici situațiilor de viscol, se concretizează în: limitarea sau excluderea orientarii vizuale în timpul zborului în nori și sub plafon, dar mai ales în fazele de apropiere la aterizare, planare și aterizare, cu efecte periculoase pentru securitatea zborului; deteriorarea aerodinamicii aeronavelor la zborul în nori și sub plafon; perturbarea mijloacelor de radionavigație, comunicație și a unor instrumente de masură și control de la bord, care pot da indicații eronate. Toate acestea sunt cauzate de nebulozitatea mare, plafonul foarte jos al norilor, precipitațiile pe care le generează, scăderea vizibilității orizontale, oblice și verticale, givraj și turbulență. Toate aceste fenomene sunt legate nemijlocit de activitatea fronturilor atmosferice implicate în geneza și evoluția situațiilor de viscol (calde, reci și ocluse).

3.5 Influența vizibilității atmosferei asupra zborului

Alături de nebulozitate, vizibilitatea reprezintă un element meteorologic foarte important pentru navigația aeriană, trageri aeriene și bombardament, aerofotografiere, decolarea și aterizarea aeronavelor. Pentru fiecare aeroport și aerodrom (în funcție de condițiile microclimatice și de relief) și pentru fiecare tip de aeronavă (în funcție de particularitățile constructive, viteza de aterizare și nivelul pregătirii piloților și echipajelor) sunt stabilite bareme minime ale plafonului norilor și vizibilității, sub care nu se permite aterizarea, în scopul asigurării securității zborului.

Vizibilitatea se definește ca fiind cea mai mare distanță la care un obiect sau un reper poate fi descoperit și identificat.

La suprafața terestră, vizibilitatea este influențată de următorii factori: transparența atmosferei, luminozitatea reperului și a fondului, culoarea și claritatea reperului și a fondului, dimensiunile geometrice ale reperului, cauze geodezice și topografice, însușiri subiective ale vederii observatorului.

Variantele vizibilității

Vizibilitatea orizontală la sol reprezintă distanța maximă la care, în plan orizontal, poate fi văzut și identificat un obiect sau reper cu caracteristici definite. Aceasta se determină cu ajutorul unor repere fixe, aflate la distanțe măsurate, cunoscute exact.

Dintre fenomenele atmosferice, ceața, ploile puternice, ninsoarea, viscolul, furtunile de praf reduc cel mai mult vizibilitatea orizontală, așa cum rezultă în continuare.

Vizibilitatea orizontală la sol, în afara fenomenelor menționate, este redusă și de coborârea plafoanelor noroase: la 100 – 200 m: peste 4 km; la 60 – 100 m: 1,5 – 4 km; la 30 – 60 m: sub 1,5 km.

Vizibilitatea orizontală la înălțime este foarte variată și depinde, în mare masură, de caracterul maselor de aer. Astfel, în masele de aer stabile, la înălțimi de 1 – 2 km, vizibilitatea este mai bună decât la sol.

Vizibilitatea verticală, determinată de la sol, se confundă adesea cu înălțimea bazei (plafonul) norilor; vizibilitatea de jos în sus este mai bună decât de sus în jos.

Vizibilitatea oblică (de aterizare) este distanța de la care pilotul aeronavei aflate pe panta de aterizare poate să vadă bine capul pistei. Aceasta depinde de următorii factori: structura microfizică a norilor, gradul de iluminare naturală, contrastul dintre pista de decolare – aterizare și mediul înconjurator, luminozitatea sistemului de balizaj, viteza pe panta de aterizare, sensibilitatea vizuală, precipitații, plafonul norilor, relieful locului, transparența atmosferei.

Valoarea acestei vizibilități, deosebit de importante în fazele apropierii de pistă, planare și aterizare, poate fi mult redusă sau anulată de fenomenele de viscol, transport de zăpadă la sol și ninsoare, printre altele, situație în care aterizarea nu mai este posibilă. De asemenea, variabilitatea plafonului norilor are o influență deosebită asupra vizibilității oblice: în cazul unui plafon de 100 – 200 m, vizibilitatea oblică atinge, în medie, 40 – 70% din valoarea vizibilității orizontale la sol.

Vizibilitatea oblică prezintă importanță și pentru orientarea vizuală, în cazul zborului la vedere. Din practică s-a stabilit că, în condiții de vizibilitate medie, contururile reperelor pot fi deosebite de la o distanță de 10 ori mai mare decât înălțimea de zbor, iar amănuntele acestora, într-o zonă cu raza de 3 – 5 ori înălțimea de zbor, cu condiția ca aceste repere să aibă dimensiuni de cel putin 1/500 – 1/1000 din înălțimea de zbor.

În continuare sunt prezentate distanțele de vizibilitate medie (în km) a unor repere, în funcție de înălțimea de zbor (în m) din spațiul aerian necontrolat.

În cazul zborului aeronavelor prin zone cu ninsoare, vizibilitatea este mult redusă, în funcție de intensitatea ninsorii: ninsoare slabă: sub 1 – 2 km; ninsoare moderată sau aversă de ninsoare: 200 – 300 m. În aceste condiții, zborul la vedere este mult îngreunat, apărând necesitatea trecerii la zborul instrumental, situație la care contribuie și reducerea substanțială a contrastului dintre obiectele de pe sol, acoperite de zăpadă. Totodată, ninsoarea puternică poate pătrunde în unele compartimente ale aeronavelor, producând deteriorarea izolației, blocarea sistemelor cinematice, etc.

Vizibilitatea în nori este întotdeauna diminuată față de spațiul aerian înconjurator, în funcție de structura microfizică a norilor respectivi. Aprecierile necesare au fost făcute în subcapitolul precedent.

3.6 Fenomene meteorologice periculoase zborului

asociate fenomenului de viscol

3.6.1 Givrajul

Fenomenul constă în depunerea unui strat de gheață pe profilurile aerodinamice ale aeronavelor, pe timpul zborului în nori sau sub nori, precum și în zone cu precipitații (ploaie, ninsoare) sau ceață, îndeosebi la temperaturi cuprinse între 0 și -10 grade C. Cu toate progresele tehnice realizate în construcția de aeronave, givrajul rămâne unul dintre fenomenele meteorologice care influențează în cel mai înalt grad securitatea navigației aeriene, deoarece apare la toate tipurile de avioane și elicoptere, inclusiv la cele supersonice (la acestea din urmă, mai ales în fazele de decolare și aterizare cu spargerea plafonului de nori).

Intensitatea givrajului se caracterizează prin grosimea stratului de gheață ce se depune pe profilurile aerodinamice ale aeronavelor în unitatea de timp și este influențată de următorii factori: condițiile sinoptice, existența norilor la înălțimea de zbor, conținutul de apă al norilor, dimensiunea picăturilor de apă și acelor de gheață din nori, cantitatea precipitațiilor care cad pe unitatea de suprafață în unitatea de timp, timpul de îngheț al picăturilor de apă, particularitățile aerodinamice ale profilurilor aeronavelor, viteza de zbor și, în mod deosebit, temperatura aerului.

Givrajul se formează în sistemele noroase ale fronturilor atmosferice și în norii din interiorul maselor de aer, constituiți din picături de apă suprarăcită: Stratus, Stratocumulus, Altocumulus, Nimbostratus, Altostratus, Cumulus congestus și Cumulonimbus. Lățimea zonei cu ploi suprarăcite și (sau) ninsoare din față fronturilor calde este de 100 – 200 km, iar în interiorul ei, probabilitatea de givrare depășește 70%. În sistemele noroase ale fronturilor reci de ordinul I și II, condițiile de givraj sunt asemănătoare, cu probabilități de peste 85%. De regulă, iarna, givrajul puternic se formează până la altitudinea de 3000 m.

Pentru avioanele cu viteze mici de zbor, cuprinse între 100 și 500 km/h, la temperaturi sub -5 grade C, intensitatea givrajului crește odată cu creșterea vitezei de zbor, a cantității picăturilor de apă suprarăcită din nori sau a intensității precipitațiilor din zona de zbor.

La avioanele de mare viteză, probabilitatea formării givrajului este scăzută, cu excepția fazelor de decolare, cu luarea înălțimii de zbor și de coborâre pe panta de aterizare, când vitezele sunt cuprinse între 200 și 400 km/h.

Givrajul înrăutățește considerabil calitățile aerodinamice și caracteristicile de zbor ale aeronavelor, ceea ce influențează asupra tehnicii de pilotaj și finalității zborului. Efectele sale se concretizează în modificarea formei aerodinamice a profilurilor, creșterea rezistenței la înaintare, scăderea forței portante, creșterea masei avionului, creșterea tracțiunii necesare și scăderea tracțiunii excedentare.

Givrarea planurilor și ampenajelor poate duce la creșterea rezistenței la înaintare cu 70 – 80%, ceea ce determină: scăderea vitezei verticale, plafonului și vitezei maxime de zbor; creșterea consumului de combustibil; deteriorarea calităților manevriere și parametrilor de aterizare.

La viteze mici de zbor, îndeosebi la aterizare, givrajul micșorează unghiurile de atac ale aripii și ampenajelor, modifică centrarea avionului și provoacă momente de cabraj și de picaj. Depunerea stratului de gheață modifică profilul aerodinamic al avionului și schimbă în acest fel caracterul curgerii fileurilor de aer; ca urmare, apar forțe suplimentare ce provoacă vibrația consolelor aripii și ampenajelor.

Avioanele echipate cu motoare cu piston își expun givrajului aripile, ampenajele, cabinele și sistemele de absorbție ale carburatoarelor, în principal. Givrajul aripilor și palelor elicelor de la avioanele cu motoare cu piston și cu motoare turboreactive, micșorează randamentul acestora până la 25%. Givrarea instalațiilor de forță la avioanele subsonice, duce la scăderea consumului de combustibil, ceea ce atrage scăderea tracțiunii motoarelor cu 20 – 30% și supraîncălzirea turbinei, care provoacă fenomenul de pompaj și trepidații la motoare. În cazul givrării motoarelor cu reacție, sub acțiunea vibrațiilor și a curgerii fileurilor de aer, gheața depusă poate fi aruncată pe căile de admisie ale motoarelor; pot fi deformate și deteriorate paletele compresoarelor sau alte elemente, situații care impun înlocuirea motoarelor respective. La avioanele reactive, givrajul se mai poate forma pe: bordul de admisie al prizelor de aer, jamba de față, coiful compresorului și paletele primei trepte de compresie, țevile tunurilor și mitralierelor, ecranul de protecție al fotomitralierei, lentila optică a radiolocatorului de bord (S. Gheorghe – 1990).

Periculozitatea givrajului constă și în depunerea gheții pe tubul Pitot, ceea ce determină indicații eronate sau scoaterea din funcțiune a unor instrumente și aparate de bord (vitezometre, variometre, altimetre). Totodată, givrarea antenelor mărește bruiajul și înrăutățește sau întrerupe legăturile radio, iar la unele avioane poate scoate din funcțiune radiocompasul.

Tot în fazele de zbor cu viteză mică și la înălțime mică, îndeosebi în timpul planării și aterizării, deosebit de periculoasă este givrarea cupolei cabinei de pilotaj (a parbrizului, la unele avioane), ceea ce reduce sau anulează vizibilitatea pilotului sau echipajului.

Comparativ cu avioanele, elicopterele sunt mult mai sensibile la fenomenul de givraj, în primul rând datorită vitezelor mai mici, atât în zbor orizontal, cât și în zbor vertical. Sunt expuse givrajului palele elicelor portante și de coadă (anticuplu), butucul rotorului portant și detaliile de comandă ale elicei portante, cabina, stabilizatorul, trenul de aterizare, antenele, tubul Pitot, iar la elicopterele turboreactive și bordurile prizelor de admisie a aerului la motor.

Givrarea elicei portante este deosebit de periculoasă, întrucât denaturează profilul elicopterului și înrăutățește calitățile sale aerodinamice. La turaj constant, intensitatea givrajului pe palele acestor elice depinde de conținutul de apă din nori, dimensiunile picăturilor de apă suprarăcită și temperatura aerului. La o temperatură în nori între -1 și -2 grade C, givrajul se depune pe palele elicei portante pe o distanță de 4 m, de la axa de rotație spre exterior; la -5, -6 grade C pe o distanță de 7 m; la -9, -10 grade C pe o distanță de 9 m; la -13 grade C pe o distanță de 10,5 m.

3.6.2 Turbulența

Aerul din atmosferă, fiind un mediu mobil, numai rareori mișcările lui sunt regulate (laminare) și liniștite. De obicei, în atmosferă au loc mișcări dezordonate (turbulente), caracterizate prin ascendențe și descendențe ale aerului; schimbarea bruscă a direcției și vitezei curentului de aer duce la formarea de vârtejuri dezordonate. Mișcările turbulente – turbulența aerului – se manifestă prin șocuri dese și mărunte (scuturături) asupra aeronavelor aflate în zbor, care se succed la intervale diferite.

Factorii principali care produc turbulența atmosferică sunt: neregularitatea suprafeței terestre, încălzirea neuniformă a suprafeței terestre, distribuția neuniformă a temperaturii aerului în atmosferă, fronturile atmosferice, contrastele termice dintre mase de aer diferite, anumite direcții și viteze ale vântului, curenții-jet. Câțiva dintre acești factori acționează împreună pentru producerea turbulenței, îndeosebi în straturile de aer de lângă sol (1 – 2 km înălțime).

Zonele turbulente întâlnite pe timpul zborurilor cuprind, în majoritatea cazurilor, regiuni limitate; straturile de aer turbulente au o grosime de 300 – 600 m, cu o extindere orizontală de 60 – 80 km, în general. Cu cât turbulența este mai intensă, cu atât extinderea și grosimea straturilor turbulente de aer sunt mai mici.

După condițiile de formare, turbulența atmosferică se clasifică în: turbulență termică, turbulență dinamică și turbulență orografică (în zonele de munte).

În anotimpul de iarnă, stratului de aer până la înălțimea de 1 – 1,5 km (stratul de frecare), mai ales în condiții de viscol, îi este caracteristică turbulența dinamică (mecanică). Aceasta reprezintă rezultatul vârtejurilor produse în deplasarea curentului general de aer, intensitatea ei crescând odată cu intensificarea vântului, cu mărirea asperităților solului și cu instabilitatea aerului. Urmarea mișcărilor turbulente este vântul în rafale, care se intensifică mult în zonele frontale, unde turbulența devine foarte puternică. Rezultă că zonele afectate de fenomenul de viscol sunt prin excelență turbulente, atât în nori, cât și sub plafon.

Acționând asupra aeronavelor aflate în zbor, mișcările turbulente scot din echilibru forțele și momentele aerodinamice, situație care provoacă schimbarea unghiului de atac și, implicit, creșteri și descreșteri succesive, rapide, ale portanței. Apar astfel accelerații verticale și, ca urmare, forțe de inerție care tind să echilibreze diferența dintre portanță și greutatea avionului (suprasarcina). Creșterea suprasarcinii datorate turbulenței este proporțională cu componenta verticală a vitezei vântului și cu viteza avionului; este invers proporțională cu greutatea avionului.

Ca urmare a scuturăturilor se înrăutățește confortul pasagerilor și al echipajului, se complică pilotarea, pot apărea avarii în structura aeronavelor și sunt posibile pierderi substanțiale de înălțime. Semnificativ este faptul că variometrul dă indicații eronate în aceste situații.

Datorită faptului că formarea lor este determinată de mișcările ascendente ale aerului, cele mai frecvente cazuri de turbulență se întâlnesc în nori, mai ales în cei tipici fronturilor calde, reci și ocluse: Nimbostratus, Altostratus, Cirrostratus, Cumulus congestus, Cumulonimbus, Altocumulus, Cirrus, dar și în Stratus ai maselor de aer stabile. Deosebit de periculoasă, ca și în cazul givrajului, este situația mascării norilor de formație verticală în masele de nori Nimbostratus.

4. Prognoza viscolului în meteorologia aeronautică

Pentru orice beneficiar s-ar executa, pentru orice interval de timp și zonă geografică s-ar întocmi, prognoza vremii implică, în mod obligatoriu, o primă etapă în realizarea sa: diagnoza – analiza sinoptică a stării atmosferei, a proceselor sinoptice. Metoda sinoptică de analiză, generalizată în practica meteorologică și devenită clasică, se bazează pe studierea, pe hărți complexe succesive, a proprietăților fizice ale atmosferei și caracteristicilor timpului legate de masele de aer, sistemele barice și fronturile atmosferice, în deplasarea și evoluția lor, ceea ce crează posibilitatea stabilirii aspectului viitor al vremii în raionul de interes (zona geografică), fapt care constituie scopul final al analizei sinoptice. Pentru siguranța corectitudinii analizei hărților sinoptice, metoda sinoptică impune respecterea strictă a cinci principii: al comparării valorilor elementelor meteo înscrise pe hărțile succesive de sol și de altitudine; al atitudinii critice față de datele meteo înscrise pe hărți; al corelării spațiale (continuității spațiale); al corelării temporale (continuității cronologice); al logicii fizice.

Având garanția unei juste analize sinoptice, se poate efectua prognoza proceselor sinoptice, adică prognoza formării, deplasării și schimbării proprietăților maselor de aer, formațiunilor barice și fronturilor atmosferice. Pentru aceasta se folosesc, cu o pondere diferențiată de la caz la caz, metode fundamentate științific, dar și reguli empirice verificate în decursul anilor de activitatea practică și pentru care nu s-au descoperit încă legitățile fizice. Pe lângă acestea, serviciile meteorologice moderne folosesc metode cibernetice de prelucrare a valorilor elementelor meteo și de modelare numerică complexă a proceselor sinoptice probabile la scară mare, lucru devenit posibil pe măsura dezvoltării tot mai puternice a sistemelor computerizate specializate.

Meteorologia aeronautică este o ramură specializată a meteorologiei sinoptice, care s-a dezvoltat și a progresat, în majoritatea statelor lumii, în paralel cu activitățile aeriene pe care le-a deservit. Odată cu modernizarea aviației au crescut continuu și s-au diversificat cerințele de asigurare cu date și informații meteorologice, sub aspect cantitativ și calitativ, atât la punctele de plecare și de destinație, cât și pe rutele de zbor: valorile temperaturii aerului, presiunii, vizibilității și vântului pe pista de decolare – aterizare; vizibilitatea oblică; gradientul vântului în stratul de aer inferior; studii climatologice pentru aeroporturi și aerodromuri, rute de zbor și regiuni geografice.

Meteorologia aeronautică operează cu metodele și principiile sinoptice dar, prin specializare, personal și tehnica folosită, se distinge de activitatea meteorologică generală. Pentru activitatea meteorologică destinată aviației civile s-a generalizat conceptul de "asistență meteorologică", care are drept scop securitatea, regularitatea și economicitatea navigației aeriene. Pentru aviația militară, asigurarea meteorologică face parte din categoria asigurărilor speciale ale zborurilor și acțiunilor de luptă. În toate cazurile și pentru toate categoriile de aviație, meteorologia aeronautică este destinată să participe, cu o pondere majoră, la asigurarea securității navigației aeriene.

Pentru realizarea acestui scop, în funcție de categoriile de prognoză (operative, pentru traiecte de zbor, pentru zone de aeroport/aerodrom, zone de operații sau zone geografice), de timpul de valabilitate, de caracterul zborului și al aeronavelor cu care se execută, meteorologia aeronautică impune o terminologie foarte strictă și concisă, care se referă la nebulozitatea norilor și a straturilor de nori, felul acestora, plafoanele și limitele lor superioare, vizibilități, temperaturi, presiuni, vânt și precipitații, iar în mod deosebit, la fenomenele periculoase zborului. Toate aceste prognoze se întocmesc și se transmit organelor de decizie, execuție, dirijare și control, de asistență tehnică și deservire a zborurilor, în termene prestabilite, sub formă de texte specializate sau codificate, potrivit unor acorduri naționale, regionale sau internaționale.

Printre fenomenele periculoase zborului se situează și viscolul, fenomen complex a cărui prognoză presupune implicit o diagnoză complexă, care va cuprinde, în prima etapă, prognoza deplasării și evoluției sistemelor barice și a fronturilor atmosferice, apoi prognoza nebulozității și precipitațiilor, precum și prognoza curenților-jet și a zonei frontale planetare înalte. Etapa finală va cuprinde, în fond, prognoza vântului în legătură cu stratul de zăpadă sau cu ninsoarea. De asemenea, legat de fenomenele periculoase zborului, este imperios necesar să fie prevăzute posibilitățile apariției, intensitatea și porțiunea spațiului aerian destinat zborului afectat de givraj și turbulență, atât în zonele de aeroport/aerodrom, cât și pe traiectele de zbor și pe căile aeriene.

În vederea prognozei, în general și a prognozei viscolului, în special, se analizează urmatoarele hărți, date și materiale: observațiile meteorologice și aerologice, hărțile sinoptice de sol, hărțile de topografie barică absolută și relativă (aerologice), secțiunile verticale ale atmosferei și diagramele aerologice, ghidurile și descrierile climatologice, particularitățile fizico – geografice și microclimatice locale, hărțile de sol și aerologice probabile, hărțile radar, nefanalizele, imaginile satelitare, hărțile vântului maxim și ale curenților-jet, hărțile tropopauzei, variațiile diurne și anotimpuale ale elementelor și fenomenelor meteorologice, rezultatele cercetării meteorologice aeriene și prin radiolocație.

5. Considerații meteorologice, sinoptice și dinamice

legate de prognoza viscolului

În România viscolul este un fenomen destul de frecvent, care se produce din octombrie și până în aprilie, cu frecvență maximă în lunile ianuarie – februarie. Regiunile cele mai afectate sunt în sudul Moldovei și în estul Bărăganului, unde se înregistrează anual peste 6 zile cu viscol.

Condițiile cele mai favorabile pentru producerea viscolului se crează în zonele de separație dintre cicloni și anticicloni, unde gradienții barici au valori însemnate. În aceste zone se intensifică vântul care, însoțit de ninsoare, dă naștere unui viscol general intens. Acest fenomen se produce și în cazul în care un ciclon puțin mobil este situat deasupra Mării Negre, iar anticiclonul siberian întinde o dorsală ce cuprinde o bună parte din Ucraina și centrul Europei. În general, pe teritoriul României apar viscole datorită evoluției ciclonilor din Marea Mediterană, care se deplasează în zona Mării Negre, în special în luna februarie.

La producerea viscolului se constată o convergență a maselor de aer umed și cald de la înălțime, din partea anterioară a ciclonului și transportul de aer rece de la sol, determinat de câmpul anticiclonic. În general, viscolele se produc în fața fronturilor calde sau ocluse calde, după o perioadă de ger și cu un strat de zăpadă uscată. Se mai pot produce în fața fronturilor reci, în cazul ninsorilor intense, iar în partea posterioară a ciclonului se produce transport de zăpadă la sol.

Condiții meteorologice care determină producerea viscolului: vânt moderat sau puternic; temperatură negativă a aerului; ninsoare cu vânt puternic; strat de zăpadă uscată, pufoasă, formată în special pe o pojghiță de gheață.

Condiții sinoptice care determină producerea viscolului: zonele limitrofe între cicloni și anticicloni în intensificare, cu gradienți barici mari și vânturi puternice; talvegurile ciclonilor sudici (mediteraneeni) care se deplasează spre nord și nord-est, din Marea Mediterană și Marea Neagră, când anticiclonul siberian întinde o dorsală până în centrul Europei sau un anticiclon care coboară din Groenlanda prin Norvegia, spre centrul Europei; zonele ninsorilor frontale din cicloni care se adâncesc; părțile posterioare ale ciclonilor unde, în masa de aer instabil, pe timp cu vânt puternic, apar viscole cu transport de zăpadă la mari înălțimi, dar și averse de ninsoare și viscole obișnuite.

În privința prognozei vremii pe perioade cuprinse între câteva ore și câteva zile, de primă importanță în analiză sunt procesele sinoptice la mezoscară, deci, în zona geografică a României, la scară europeană.

Teoretic, aria României poate fi înscrisă într-un pătrat cu latura de 487,34 km sau într-un cerc cu raza de 275 km. Astfel, aria țării – ca arie maximă de prognoză – se înscrie în banda spectrului meteorologic mezoscalar, domeniu care include la limita sa superioară orice configurație sinoptică mai mică decât ciclonii și anticiclonii extratropicali, iar la limita inferioară acele sisteme circulatorii care mai păstrează încă o entitate individuală nealeatoare.

În condițiile climatice ale României și Europei, este posibil ca, într-o perioadă de 24 de ore, o parte a țării să fie afectată de mase de aer situate inițial la distanțe de până la 864 km în afara teritoriului său. Adăugându-se la această distanță raza cercului presupus, rezultă că, în principiu, pentru realizarea unei prognoze pentru 24 de ore asupra României, cu un grad mare de probabilitate, este necesar să se efectueze diagnoza și prognoza proceselor sinoptice pe o arie circulară cu raza de 1139 km, plecând din centrul țării noastre.

C A P I T O L U L IV

C O N C L U Z I I

În urma analizei detaliate, climatologice și meteorologice, a fenomenului de viscol în capitolele anterioare, se impune reliefarea unor concluzii generalizatoare, care pot veni în sprijinul personalului aeronautic destinat să participe la planificarea, organizarea și executarea zborurilor aviației civile și militare, la realizarea securității navigației aeriene.

1. Concluzii climatologice

Regiunile cele mai afectate de viscol din România sunt Moldova, Dobrogea și Bărăganul.

Cea mai mare frecvență a viscolului se produce în lunile ianuarie și februarie.

Direcția predominantă a vântului pe timpul viscolului trece de la nord-vest în nordul Moldovei, la nord în centrul și sudul Moldovei, la nord-est în Bărăgan și estul Munteniei, până la est în Oltenia.

Viteza medie a vântului pe timpul viscolului este cuprinsă, cu mici excepții, între 11 și 17 m/s.

Cele mai însemnate cantități anuale de zăpadă se depun pe timpul viscolelor în sudul țării și în estul Moldovei (in medie, peste 10 l/m2 anual).

Cantitățile medii multianuale de precipitații căzute pe timpul viscolelor sunt mai abundente în lunile ianuarie și februarie.

2. Concluzii sinoptice

Situațiile barice care determină viscolul, deși sub aspectul formării și producerii fenomenului se împart în șapte tipuri, se caracterizează frecvent printr-un relief baric în care predomină brâul de mare presiune atmosferică ce unește anticiclonul siberian cu anticiclonul azoric, mărginit spre sud de un vast câmp depresionar ce acoperă bazinul estic al Mării Mediterane și Marea Neagră.

În a doua jumătate a iernii viscolele sunt mai frecvente decât în prima jumătate, ceea ce duce la înăsprirea iernii în a doua parte a sa.

Frecvența decadică a perioadelor de viscol este mai mare în prima decadă, în lunile ianuarie, februarie și martie, iar în ultima decadă este ceva mai mică.

3. Concluzii aerologice

În situații de viscol, câmpul baric din altitudine reflectă, în mare măsură, structura barică de la sol, centrii barici de la sol fiind bine conturați și la nivelul izobaric standard de 700 mb.

Cu excepția tipului baric II, în celelalte situații este evidentă advecția de aer cald în altitudine, în regiunile sud-estice ale României, care determină căderea unor ninsori abundente.

În toate situațiile, în regiunile nordice ale României, se produc advecții reci care coboară treptat spre sud și sud-vest, dislocuind masele calde advectate anterior.

În fazele finale ale viscolelor, teritoriul României se găsește sub influența maselor de aer rece introduse de câmpul anticiclonic existent – în diferite variante de asociere – peste nordul, centrul și nord-estul Europei.

Aceste concluzii, precum și experiența acumulată în asigurarea meteorologică a navigației aeriene, au permis ierarhizarea regiunilor geografice de dispunere a aeroporturilor și aerodromurilor din țara noastră în funcție de potențialitatea fenomenului de viscol ca factor de risc pentru navigația aeriană (harta 13).

Astfel, zona cu risc maxim (durata viscolului peste 4 zile anual, viteze ale vântului peste 20 m/s, cantități de precipitații peste 15 l/m2 anual) se suprapune regiunilor geografice din nordul Moldovei (Suceava); est – centrul Moldovei (Iași – Bacău); sudul Moldovei, vestul Bărăganului și estul Munteniei (Tecuci – Focșani – Buzău – Urziceni – București), precum și zonei montane cu altitudini peste 1000-1500 m.

Zona cu risc mediu (durata viscolului între 2 și 4 zile anual, viteze ale vântului între 11 și 19 m/s, cantități de precipitații între 5 și 15 l/m2 anual) cuprinde regiuni geografice care se mulează pe contururile primei zone: nord-estul, vestul și local centrul Moldovei; estul Bărăganului și Dobrogea (Galați – Brăila – Fetești, Tulcea – Constanța – Tuzla); vestul și centrul Munteniei (Titu – Pitești – Craiova – Caracal); estul Olteniei; Munții Apuseni.

13 – PONDEREA RISCULUI CLIMATIC DE VISCOL

ÎN ZONELE DE DISPUNERE A AEROPORTURILOR

ȘI AERODROMURILOR DIN ROMÂNIA

LEGENDA: Rm = risc minim; R = risc mediu; RM = risc maxim

Zona cu risc minim (durata viscolului sub 2 zile anual, viteze ale vântului între 6 și 11 m/s, cantități de precipitații sub 5 l/m2 anual) se extinde în vestul Olteniei; Banat (Caransebeș – Timișoara – Arad – Deva); Crișana și Maramureș (Oradea – Baia-Mare); Transilvania (Cluj-Napoca – Turda – Târgu-Mureș – Sibiu – Brașov).

La evaluarea riscului atmosferic de viscol pentru navigația aeriană în spațiul geografic al României s-a considerat zborul aeronavelor în spațiul aerian inferior, pe căile aeriene interne și internaționale, precum și în spațiul aerian necontrolat.

Astfel, în regiunile de risc maxim și mediu, sunt afectate de fenomenul de viscol căile aeriene internaționale care survolează teritoriul României către nord și nord-vest (Ucraina, Polonia, Danemarca, Norvegia, Suedia, Finlanda), est și nord-est (Moldova, Rusia), sud-est (Irak, Kuweit, Siria, Liban, Iordania, Israel, Cipru, Turcia), sud (Bulgaria, Albania, Grecia, Egipt) și sud-vest (Iugoslavia, Italia, Algeria). În aceeași măsură pot fi afectate și sectoare ale căilor aeriene vestice (Ungaria, Austria, Cehia, Slovacia, Germania, Franța, Spania) de deasupra regiunilor sudice și centrale ale țării noastre.

Căile aeriene interne, mai ales cele de deasupra estului și sudului țării, sunt afectate în cel mai înalt grad de fenomenul de viscol, datorită traiectului parcurs, dar și faptului că centrul lor de convergență este Bucureștiul: spre nord (București – Iași, Bacău, Suceava), est (București – Tulcea, Constanța) și vest (București – Craiova, Caransebeș, Timișoara, Arad).

Periculozitatea fenomenului de viscol în spațiul geografic al României are un caracter de evidență, reținând diferențierile regionale determinate de factorii climatogeni sau de factori nepermanenți, de altă natură. Caracteristic regimului climatic din țara noastră, cu preponderență în regiunile estice și sudice, viscolul constituie un real factor de risc atmosferic, pentru multe domenii ale vieții economico-sociale. Date fiind aspectele prezentate în lucrare și multe altele, devine evidentă necesitatea prognozării cât mai exacte a fenomenului și a informării, avertizării organismelor de decizie pe plan regional și, la nevoie, pe plan național, a populației din zonele care vor fi afectate, despre perioadele și efectele probabile ce se vor produce. Aceste acțiuni intră în responsabilitatea tuturor serviciilor meteorologice, la nivelul instituțiilor la care sunt create și se desfășoară conform unor metodologii strict reglementate, prin mijloace informaționale special destinate și, nu în ultimul rând, prin mass-media.

B I B L I O G R A F I E