Bioclimatul Masivului Bucegi

BIOCLIMATUL MASIVULUI BUCEGI

CUPRINS

Capitolul I: INTRODUCERE

1.1 Considerații generale legate de Munții Bucegi

1.2 Scopul și obiectivele lucrării. Motivația alegerii temei

1.3 Așezarea geografică, limitele și vecinii zonei

1.4 Istoricul cercetărilor generale geografice

Capitolul II : FACTORII CLIMATOGENI

2.1 Factorii radiativi

2.2 Circulația atmosferică

2.3 Rolul climatic al factorilor fizico-geografici

Capitolul III : ELEMENTELE CLIMATICE CU IMPORTANȚĂ ÎN CARACTERIZAREA BIOCLIMATICĂ A ZONEI

3.1 Temperatura aerului

3.2 Umiditatea aerului

3.3 Durata de strălucire a Soarelui. Relația dintre durata de strălucire a Soarelui și tipul de vegetație

3.4 Precipitațiile atmosferice. Influența precipitațiilor asupra vegetației din zonă

3.5 Indici bioclimatici

3.5.1 Indici de răcire

3.5.2 Stres bioclimatic

3.6 Fenomene climatice cu influență asupra vegetației din zonă

CONCLUZII

BIBLIOGRAFIE

PREZENTARE

Muntii Bucegi sunt abordati mai mult din prisma elementelor legate deb relief si mai putin din punct de vedere climatic, fiind de regula prezentati ca avand climat montan tipic, la care e adauga cel specific vailor si depresiunilor fara alte detalii. Consider ca este necesar sa fac o analiza mai detaliata aspectelor climatice ale Muntilor Bucegi, pentru a relief anumite elemente reprezentative pentru acest masiv, aceasta fiind unul dintre principalele obiective ale lucrarii mele de licenta.

– Muntii Bucegi sunt localizati in Carpatii Meridionali, avand urmatoarele limite…….., desi unii geografi si mai ales geologi considera Bucegii ca parte a Orientalilor.

– Formati din roci cristaline, calcare si conglomerate, prezint[ un relief puternic influentat de modelarea agentilor externi iar cele mai cunoscute forme sunt Sfinxul si Babele.

– Cele mai importante cursuri de apa sunt Prahova si Ialomita, iar pa raul Ialomita sunt lacurile Scropoasa si Bolboci

– Vegetatia, fauna si solurile sunt puternic influentate de etajarea reliefului si in consecinta de etajarea climatica.

– Datorită culmilor înalte carpatice, temperaturile medii sunt negative pe Platoul Bucegilor, temperatura medie anuală pe vârful Omu între anii 1896-2006 fiind de -2,5 grade Celsius. Baza masivului corespunde izotermei de 6 grade Celsius care corespunde altitudinii de 1 000 m. În același timp nivelul izotermei de 0 grade Celsius corespunde limitei superioare a pădurilor de conifere.

– Cele mai redusă temperaturi medii ale lunii ianuarie se înregistrează la vârful Omu cu -10,4 gr C., izoterma de -4 gr.C. este întâlnită în dretul localităților Sinaia, Rucăr și Dobroești.

– In iulie, temperaturile medii sunt de 5,3 gr.C la vârful Omu, 12,8 gr.C. la Sinaia și 14,8 gr.C. la Predeal. Versanții sudici sunt încălziți din plin și uniform, și se remarcă anumite procese de dezagregare. Izoterma de 13 gr.C. trece prin Sinaia la cota 1 500 m, cea de 10 gr.C. intersectează versantul prahovean la 1 800 ,m altitudine ajungând chiar la 2 000 m pe pantele sudice cu influențe deosebite asupra structurii vegetației, în timp ce deasupra izotermei de 10 gr C. care caracterizează cele mai înalte culmi sunt condiții climatice și biogeografice specifice tundrei arctice.

– Precipitatiile- La nivel anual, valorile sunt puternic influențate de altitudinea reliefului și de expoziția versanților. Astfel, pe Vârful Omu, valoarea medie multianuală este de 1 277,6 mm/an, iar pe Valea Prahovei (Sinaia- 1152,7 mm/an și Predeal- 980,5 mm/an). Nivelul optim de consensare este localizat între 1 600-1 800 m pe abruptul prahovean al Bucegilor. De-a lungul Văii Prahovei, cantitatea de precipitații căzută este neuniform repartizată fiind cuprinsă între 850-900 mm/an. De remarcat că versanții nordici și vestici primesc cu 100-150 mm mai multe precipitații decât cei sudici sau estici.

– Primăvara are loc o intensificare a activității ciclonale, fapt care se resfrânge asupra circulației vestice și nord-vestice, rezultând ploi convective cu importante cantități de precipitații căzute. Acest lucru se reflectă și asupra debitelor în creștere ale râurilor Prahova și Ialomița. Spre toamnă, activitatea ciclonală se reduce și treptat la fel și circulația convectivă.

Pe culmile cele mai înalte, există un surplus de precipitații căzute iarna și primăvara, zona vârfurilor cele mai înalte fiind permanent expuse maselor de aer vestice, mai umede. Pe Valea Prahovei, precipitațiile căzute vara depășeșc ¼ din total, în general cu 150-200 mm mai mult decât perioada de iarnă.

– Iarna cad în medie, 20% din totalul cantității anuale de precipitații, acestea având origine barică, advectivă și mai puțin convectivă. În același timp inversiunile termice determină o scădere a precipitațiilor căzute determinând astfel numai 450 mm de precipitații căzute pe cele mai înalte culmi în perioada rece. Precipitațiile din zonele înalte sunt majoritatea de natură solidă, pe Valea Prahovei și Valea Dâmboviței, numărul de zile cu ninsoare este de 78 la Predeal și 61 la Sinaia, iar pe Vârful Omu de aproximativ 100-115. Luna cu cea mai mare frecvență a ninsorilor este ianuarie cu 14-16 zile cu ninsoare.

Capitolul I

INTRODUCERE

1.1 CONSIDERAȚII GENERALE LEGATE DE MUNȚII BUCEGI

Cunoscuți oierilor încă din cele mai vechi timpuri datorită întinselor lor pășuni, Bucegii au devenit în timp unul dintre masivele cele mai iubite de turiști. Denumirea autentică este Buciac, Buciaciu sau Buceci cum apare în documente medievale din secolul XVI și în alte lucrări mai vechi . Semnificația este de pădure de fag, care acoperă o mare parte din suprafața masivului. Denumirea actual este denaturată și a intrat prea mult în uz pentru a mai putea fi schimbată.

Poziția lor în vecinătatea celei mai circulate văi din Carpați, Valea Prahovei și impresionantul abrupt de peste 1 000 m, unic în România, explică renumele turistic al Bucegilor și miile de pagini ce i-au fost închinate. Al.Vlahuță, G.Vâlsan, I.Simionescu, Bucura Dumbravă, și mulți alții i-au descris măreția în cele mai potrivite cuvinte, creând în jurul Bucegilor o tradițională aureolă.

Aspecte legate de relief

Desfășurat ca o potcoavă, la înălțimea de 2 000-2 500 , prin interiorul căreia râul Ialomița curge spre sud, o adevarată cetate a naturii, îmbină în limitele lui două lumi total deosebite: abrupturi stâncoase cu înălțimi de până la 1 200 m și Podul Bucegilor cu suprafețe slab înclinate spre Ialomița.

Format în urma mișcărilor tectonice, în urma cărora pietrișurile și bolovănișurile s-au cimentat, cutat și înălțat alcătuind acești munți asupra căruia se va dezlănțui eroziunea agenților externi. Este alcătuit din conglomerate, calcare, gresii și situri cristaline. Conglomeratele formează misterioasele forme ale reliefului ruiniform Sfinxul și Babele incită și azi la aprige discuții privind originea lor antropică, în timp ce versiunea oficială spune că s-au format în urma eroziunii agenților externi. Multe mituri și legende s-au țesut și se mai țes în jurul lor dar și în jurul vârfului Omu cel mai înalt din cadrul masivului, 2 505 m, și asupra multor alte puncte din cadrul masivului.

Cea mai misterioasă formațiune geomorfologică din Bucegi cum am arătat mai sus, Sfinxul Bucegilor, a cărei creație este imposibil de pus numai pe seama jocului ploii și vântului, agenții eroziunii. Nu există călător care să nu se oprit înaintea Sfinxului și să nu fi privit acest cap de om, cu trăsături autoritare, cu buze severe și bărbie voluntară, punăndu-și semen de întrebare în privința originii oficiale a acestor megaliți. Despre Sfinx s-au construit numeroase teorii unele mai serioase, altele mai puțin credibile .

Fig. 1.1-1.2 Sfinxul în imaginea din stânga și Babele în cea din dreapta în formarea cărora teoria oficială spune ca influența factorilor climatic au avut un ro decisiv, sursa: arhiva personală

Istoricul Nicolae Densușianu publica, la începutul sec.XX, o lucrare intitulată Dacia preistorică, vexând comunitatea academic prin ipotezele pe care le conținea privind urmele civilizației pelasge. Babele, acele ciuperci uriașe ne duc cu gândul la altare ciclopice.Misterele din jurul Bucegilor se adâncesc odată cu trecerea timpului și cu alte numeroase teorii, descoperirea unor răspunsuri dă naștere altor întrebări.

Grosimea mare a conglomeratelor din care sunt constituite Babele și Sfinxul se, desfășoară pe grosimi deosebit de mari și având caractere particulare sunt denumite în literatura de specialitate conglomerate de Bucegi. Spre mijlocul cuaternarului, ghețarii formați în jurul vârfului au scobit circuri mari ușor de recunosc după conturul semicircular al văilor și fundul lor rotunjit.

Văile sculptate în abrupt sunt scurte și repezi, la obârșie sunt seci și constituie locuri propice pentru avalanșele de zăpadă. Spre poalele masivului acolo unde sunt săpate în roci impermeabile formează uneori cascade cum este Cascada Urlătoarea.

Fig.1.3-1.4 Cascada Urlătoarea în stângă și intrarea în Peștera Ialomiței, sursa: arhiva personal,creștinortodox.ro

Cheile Ialomiței și peștera cu același nume reprezintă interesante forme de elief, obiective turistice de prim rang și totodată surse de mituri și legende locale. Calcarul a fost intens sculptat în acest masiv tocmai de elementele climatic pe care le voi studia în această lucrare de licență, reprezentând o altă consecință a impactului precipitațiilor, temperaturilor și vânturilor asupra vagatției, faunei și reliefului Masivului Bucegi. Gala Galaction nota în ziarul Chemarea în data de 9 sept 1919: “Recunosc aceste locuri, văzute cu alt suflet, în altă epocă istorică…..e tot Prahova lui Coșbuc, tot culmile, când sure, când păduroase, care încalecă unele peste altele, tot văile înecate de iarbă și flori, unde am hoinărit, cu gândul și pasul de atâtea ori” .

Aspecte generale legate de climă

Clima Masivului Bucegi a imprimat alături de rocă și relief, un anume tip de vegetație, faună dar a și sculptat forme de relief în calcare și conglomerate. Per ansamblu clima munților de munte este tipic montană și alpină pe Platoul Bucegi și pe cele mai înalte vârfuri. Temperaturile medii anuale se încadrează între 6 gr.C la baza munților și 0 gr.C până la -2 gr.C în zonele de înălțime maximă. Precipitațiile medii căzute se încadrează între 1 000- 1 200 mm anual iar vânturile bat predominanta din direcție vestică și nord-vestică. În zonele joase de culoare și vale apar

frecvent inversiuni termice.

Aspecte generale legate de hidrografie

– Râul Ialomița: izvorăște de sub vârful Colții Obârșiei (2 480 m), unde se adună trei pâraie care drenează circurile glaciare Valea Doamnelor, Obârșia Ialomiței și Valea Șugărilor ; străbate rocile calcaroase în care a format chei pitorești cu cataracte și cascade (Cheile Urșilor, Cocorei, Zănoagei și Orzei); pe râul ialomița au fost construite lacurile artificiale Scropoasa și Bolboci; în spațiul montan primește ca afluenți Ialomicioara și Brăteiul.

Fig. 1.5-1.6 Râul Ialomița la Cheile Tătarului în stânga și Prahova în spațiul montan al Bucegilor, sursa: wikimapia

– Râul Prahova: izvorăște din zona Pasului Predealprin pârâul Poliștoaca, primește la Azuga afluentul cu același nume care este chiar mai mare în debit, primește apoi numeroși afluenți din spațiul montan dar demici dimensiuni; formează un minidefileu la Posada înainte de a ieși din spațiul montan.

– Alte cursuri de apă de mai mici dimensiuni sunt: pârâul Valea Cerbului (izvorăște de la 2 352 m altitudine din căldarea glaciară a Văii Cerbului și se varsă la 584 m alt. în râul Prahova,primește la rândul lui o serie de mici afluenți printre care pârâurile Valea Morarilor și Valea Coștilei), pârâul Valea Albă(se vvarsă în râul Prahova aproape de centrul orașului le glaciare Valea Doamnelor, Obârșia Ialomiței și Valea Șugărilor ; străbate rocile calcaroase în care a format chei pitorești cu cataracte și cascade (Cheile Urșilor, Cocorei, Zănoagei și Orzei); pe râul ialomița au fost construite lacurile artificiale Scropoasa și Bolboci; în spațiul montan primește ca afluenți Ialomicioara și Brăteiul.

Fig. 1.5-1.6 Râul Ialomița la Cheile Tătarului în stânga și Prahova în spațiul montan al Bucegilor, sursa: wikimapia

– Râul Prahova: izvorăște din zona Pasului Predealprin pârâul Poliștoaca, primește la Azuga afluentul cu același nume care este chiar mai mare în debit, primește apoi numeroși afluenți din spațiul montan dar demici dimensiuni; formează un minidefileu la Posada înainte de a ieși din spațiul montan.

– Alte cursuri de apă de mai mici dimensiuni sunt: pârâul Valea Cerbului (izvorăște de la 2 352 m altitudine din căldarea glaciară a Văii Cerbului și se varsă la 584 m alt. în râul Prahova,primește la rândul lui o serie de mici afluenți printre care pârâurile Valea Morarilor și Valea Coștilei), pârâul Valea Albă(se vvarsă în râul Prahova aproape de centrul orașului Bușteni), pârâul Peleș (trece pe lângă domeniul regal la castelul peleș apoi se varsă în Prahova), pârâul Izvorul Dorului(își are izvorul la 2 139 m din Muntele Cocora iar confluența cu râul Prahova este la 758 m altitudine, primește mai mulți afluenți dintre care mai cunoscuți și importanți sunt pârâul Jepii Mari, pârâul Valea Călugărului, pârâul Lupului), pârâul Gaura.

Aspecte generale legate de vegetație, faună și soluri

Vegetația este etajată și diversificată în funcție de altitudine, expoziția versanților și tipul de sol. La baza muntelui predomină pădurile de foioase din care fagul este elementul cel ami reprezentativ, trecerea la pădurile de conifere se face printr-o fâșie mixtă foioase-conifere, mai sus urmeză pădurile de conifere în care se remarcă molidul și bradul iar pe cele mai ănalte culmi este tundra alpină. Arbuștii sunt prezenți (soc, corn, măceș etc) și numeroase specii de flori viu colorate din care floarea-de-colț este cea mai valoroasădin punct de vedere științific și estetic.

Fig. 1.7-1.8 Floarea-de-colț și capra neagră, două elemente foarte varoase pentru biodiversitatea zonei, sursa: wikimapia

Fauna include alături de veverițe, mistreți, pisica sălbatică elemente valoase cinegetic ca râsul, cerbul, ursul brun iar pe zona aklpină este domeniul caprei negre. Numeroase specii de păsări din care se remarcă cocoșul de munte iar în ape cel mai important reprezentant este păstrăvul.

Solurile sunt si ele etajate, la baza muntelui su nt argiluvisoluri iar odată cu creșterea altitudinii apar soluri brune-acide și humico-silicatice în zona alpină.

Aspecte generale legate de zonele protejate

Dar Bucegii nu înseamnă numai relief carstic și stânci cu forme antropomorfe, aici sunt protejate numeroase specii floristice și faunistice incluse în Parcul Natural Bucegi. Pădurile de molid sunt protejate în cadrul rezervației naturale Abruptul Prahovean. Alături de molid, clima specifică a permis apariția și a altor conifere cum este zada și zâmbrul. Vegetația specifică de tundră alpină este protejată în cadrul rezervațiilor Babele și Omu. Specii de crin de pădure, garofița de stâncă și floarea de colț au găsit aici condiții climatice care deși aspre le-au permis viețuirea. Dintre animale de o mare valoare este capra neagră care domină înălțimile stâncoase .

Fig. 1.9-1.10 Râsul și liliacul, două specii faunistice protejateb în cadrul Parcului Natural Bucegi în imaginea din stângă și Rezervația Abruptul Prahovean în dreapta, sursa: gazetadambovitei.ro

1.2 SCOPUL ȘI OBIECTIVELE LUCRĂRII.MOTIVAȚIA ALEGERII TEMEI.

Scopul principal al lucrării de față este prezentarea influenței pe care clima prin elemnetle ei o are asupra componentelor mediului natural din cadrul Masivului Bucegi. Și aici vorbim despre vegetație, faună, ape curgătoare și stătătoare dar și asupra componentelor reliefului, prin impactul pe care îl are asupra modelării reliefului carstic sau pe conglomerate.

Am ales tema de față și din pasiune pentru această zonă geografică, pe care o cunosc bine și pe care studiat-o de multe ori. Cum despre componentele reliefului s-au tot făcut numeroase lucrări, despre obiectivel turistice antropice și natural s-a vorbit în numeroase lucrări de licență am ales o temă nu neapărat inedictă cât interesantă, de studio a bioclimatului Masivului Bucegi.

Dacă în subcapitolul precendet, introductive, am prezentat câteva considerații generale legate de Munții Bucegi, sper, cât mai interesante, cu elemente legate de denumirea masivului, despre specificul locului și alte considerații natural și antropice, a urmat prezentul subcapitol în care voi prezenta motivația alegerii temei dar și scopurile și obiectivele propuse. Imediat după acest subcapitol voi face o scurtă prezentare a unui istoric al cercetărilor din Munții Bucegi, vor fi prezentate în ordine cronologică principalele lucrări științifice care au adus contribuții importante la cunoașterea locului.

Capitolul secund va face o analiză a factorilor climatogeni, cei care influențează aspectele climatic ale unei regiuni geografice, cu accent pus mai mult pe influența climei asupra florei și faunei. În cazul factorilor radiativi vor fi analizate date privind radiația globală, radiația reflectată, absorbită dar și bilațul radiativ. În continuare vor fi analizate elemente de circulație atmosferică, centrii barici principali și influenșa lor asupra zonei geografice studiate, tipul de circulație atmosferică, originea maselor de aer care tranzitează zona. Ultimul subcapitol din el secund are în vedere o analiză a factorilor fizico-geografici care au influență asupra climei, și aici vorbim despre rolul climatic al reliefului, rolul climatic al vegetației și influența climatic a omului asupra condițiilor de climă.

Ultimul capitol este dedicate analizei datelor obținute din diferite surse (cărți de specialitate, site-uri meterologice, instituții de profil), analiza temperaturii aerului (temperatura medie și anuală, mediile lunare, zilnice, maximele și minimele absolute, temperatura substratului dar și caracateristicile termice ale zonele de vegetație), umiditatea aerului (umiditatea relativă, tensiunea vaporilor de apă și deficitul de saturație, relația dintre umezeala aerului și tipul de vgetație), durata de strălucire a Soarelui va fi analizată pe baza datelor privind repartiția parțială a duratei de

strălucire, regimul annual al duratei de strălucire, media zilelor cu Soare. Se va ține cont și de relația special dintre anumite formațiuni vegetale cu durata de strălucire a Soarelui.

Un subcapitol important este dedicat precipitațiilor atmosferice unde analiza va viza câteva elemente interesante: repartiția spațială a precipitațiilor atmosferice, regimul annual al acestora, oscilațiile de lungă durată ale cantităților de precipitații, frecvența lor, ninsoarea și stratul de zăpadă (număr de zile cu ninsoare și strat de zăpadă, datele medii și extreme ale producerii primei și ultimei ninsori, ale primului și ultimului strat, grosimea stratului de zăpadă, densitatea acestuia), influența precipitațiilor asupra vegetației Masivului Bucegi, dar și fenomenele climatic care au un impact negative asupra vegetației și aici o sa vorbesc despre îngheț, brumă, chiciură, vânt, trăznete, ceață, grindină. Se pot obține date importante și intereante de la stațiile meteorologice din Sinaia și de pe vârful Omu iar materialul bibliografic divers îmi poate asigura și alte informații extreme de utile în redactarea prezentei lucrări de licență.

1.3 AȘEZAREA GEOGRAFICĂ, LIMITELE ȘI VECINII ZONEI

Munții Bucegi fac parte din lanțul Munților Carpați, Carpații Românești, mai exact Carpații Meridionali, Grupa Bucegi. Au o suprafață de aproximativ 300 kmp și sunt situați aproximativ în partea central a țării având următoarele limite și vecini:

N-NV: Depresiunea Bârsei (Depresiunea Brașov) și Culoarul Bran-Rucar-Dragoslavele care îi separă de Munții Piatra Craiului (limita este foarte fermă, cu diferențe de nivel de peste 1 000 m, traseul aproximativ este Șaua Pichetul Roșu- Valea Glăjeriei până în amonte de confluența cu Valea Velicanului)

S: Valea Ialomicioarei de la obârșie până la confluența cu Valea Ialomiței și porțiunea inferioară a Văii Izvorul Dorului, în sud se învecinează cu Subcarpații de Curbură (trecerea către Subcarpați se face mult mai domol, limita convențională fiind: Valea Ialomicioara Păduchiosului- confluența acesteia cu Valea Izvorul Dorului- confluența cu râul Prahova)

V: Valea Moeciului cu principalul izvor de obârșie Valea Grohotișului, iar văile Dudele, Brăteiu și Ialomița îi separă de Munții Leaota, (Brăteiul reprezintă o limită clară între Munții Bucegi și Munții Leaota)

E: Valea superioară a Prahovei și cu porțiunea inferioară a Văii Cerbului până la confluența cu Valea Morarului, iar dincolo de cumpăna apelor Muntelui Diham cu Valea Glăjeriei. Valea Prahovei îi separă de Carpații Orientali, mai exact Munții Baiu și Munții Bârsei .

Se întinde pe teritoriul județelor Prohova, Brașov și Dâmbovița.

Are forma unei potcoave cu abrupturi importante de până la 1 000m către Depresiunea Bârsei, spre Valea Prahovei dar și spre Culoarul Rucăr-Bran-Dragoslavele. Are aspectul unei cetăți naturale cu contraforturi din mijlocul căreia izvorăște axa hidrografică a Ialomiței.

Poziția geografică are importante reprecursiuni în privința aspectelor climatic și biogeografice, implicit situarea în calea circulației anumitor mase de aer, rolul de barieră orografică și canalizarea aeruklui de-a lungul văilor și culoarelor.

Fig.1.1 Harta Munților Bucegi cu limitele sale naturale, sursa: munții-bucegi.ro

Fig. 1.2 Poziția Munților Bucegi în cadrul Carpaților Meridionali, sursa: www.scrigroup.com

1.4 ISTORICUL CERCETĂRILOR GENERALE GEOGRAFICE

De-a lungul timpului Munții Bucegi au fascinate prin forma lor impunătoare, prin miturile, legendele și poveștile legate de formele antropomorfe de relief. Mulți au fost cei care s-au aventurat în studiul acestor munți:

Anul 1890, Guriță A., Masivul Bucegilor

Anul 1904, Mrazec L., Originea Babelor

Anul 1905, Simionescu I., Fauna jurasică din Munții Bucegi

Anul 1925, Preda D.M., Tectonica părții de răsărit a județului Prahova

Anul 1929, Wachner H., Urme de ghețari în Munții Bucegi

Anul 1931, Orghidan N. Observațiuni morfologice în Munții Bucegi

Anul 1933, Pop E., Analiza de polen în turba din Bușteni și Ceahlău

Anul 1936, Oncescu N., Asupra liniei frontale a Bucegilor

Anul 1940, Vâlsan G., Morfologia văii superioare a Prahovei și a regiunilor postume

Anul 1946, Mihăilescu V., Masivul Bucegilor

Anul 1946, Mihăilescu V., Considerațiuni asupra geologiei și morfologiei asupra regiunii Piatra Craiului-Bucegi

Anul 1948-1949, Patrulius D., Notă asupra stratigrafiei Masivului Bucegi

Anul 1951, Stoenescu Șt., Clima Bucegilor

Anul 1953, Patrulius D., Noi considerațiuni la cunoașterea stratigrafiei Masivului Bucegi

Anul 1956, Patrulius D., Obsevațiuni asupra depozitelor mezozoice din Bucegi și Perșani

Anul 1956, Pușcaru D. și colab., Pășunile alpine din Munții Bucegi

Anul 1957, Murgeanu C., Patrulius D., Cretacicul superior de la marginile Leotei și vârsta conclomeratelor de Bucegi

Anul 1959, Velcea V., Câteva elemente periglaciare în morfologia Munților Bucegi

Anul 1961, Velcea V., Munții Bucegi, studio geomorphologic

Anul 1962, Cristea E., Dimitriu M., Bucegii

Anul 1964, Coteț P., Microrelieful de tip babe și originea lor

Anul 1969, Manoliu C., Prin subteranele Bucegilor

Anul 1974, Velcea V., Munții Bucegi, ghid turistic

Anul 1989, Hera R., Creasta Balaurului

Anul 1998, Posea Gr., Suprafețele de nivelare dintre Munții Piatra Craiului și Munții Baiu

Capitolul II

FACTORII CLIMATOGENI

2.1 FACTORII RADIATIVI

Radiația solară constituie sursa energetică principală în geneza și evoluția diferitelor procese naturale. Se caracterizează prin diferite tipuri de radiații (directe, difuze, atmosferice). Importantă în acest sens este gradul de opacitate al masei de aer din troposferă, mărirea sau micșorarea unghiului pe care fluxul de rze ăl realizează cu suprafața terestră, durata intervalului cu lumină din zi, caracteristicile locale, regionale și zonale ale albedoului.

Durata de strălucire a Soarelui

Depinde în mare măsură de claritatea masei de aer care este străbătută de fluxul radiativ, opacitatea fiind determinată de ceață, nori, praf și diverși poluanți. Valorile scad odată cu altitudinea, în Munții Bucegi fiind de 1 600-1 800 ore de strălucire a Soarelui anual.

Radiația solară globală

Se calculează prin însumarea radiației solare directe(fracțiunea din radiația solară care străbate atmosfera și ajunge nemodificată la suprafața terestră) și a radiației difuze (este acea parte a radiației solare care după ce a fost difuzată de moleculele gazelor ce compun atmosfera și de suspessi9ile din cuprinsul acesteia, ajunge la suprafașța terestră din toate direcțiile) și se află în strânsă dependență de starea atmosferei și procesele vremii . Pentru radiația solară direct cei mai importanți sunt doi factori (înălțimea Soarelui deasupra orizontului și transparența atmosferei), astfel în cazul Masivului Bucegi valoarea radiaței solare directe crește odată cu creșterea altitudinii datorită creșterii transparenței. De-asemenea, și pentru radiația difuză foarte important este unghiul înălțimii Soarelui deasupra orizontului și gradul de transparență al atmosferei care, spre deosebire de radiația solară direct, dacă transparența este mare, atunci radiația difuză are valori mici.

Înregistrează variații importante între solstițiul de iarnă și cel de vară., astfel înregistrează un maxim vara și un minim iarna; iar o mare importantă o are frecvența maselor de aer cu proveniență diferită, cele vestice dau o nebulozitate mai mare decât cele estice-continentale. Bariera carpatică impune ascendențe care cresc nebulozitatea sau descendențe care duc la disiparea norilor. În cazul masivului Bucegi, media anuală a radiației solare globale variază în jurul valorii de 100-110 kcal/cmp. dar spre Valea Prahovei ajung și la 110-118 kcal/cmp.

Pe baza măsurătorilor topoclimatice s-a dedus că la altitudini de peste 2 000 metri,

radiația solară directă poate să depășească la miezul zilei valori de 1.5 cal/cmp/min datorită în mod special transparenței atmosferice. Pe Platoul Bucegi, radiația difuză este mai mică decât radiația solară directă dar această situație se inversează în zona versanților unde intervin caracteristicile suprafeței adiacente.

Fig 2.1 Schema radiației globale, sursa: calorserv.ro

Alte tipuri de radiații

Radiația reflectată, implică abaterea fasciculelor de radiații de la direcția lor inițială dar fără a lise face vreo modificare de altă natură. Depinde în mare măsură de însușirile fizice ale suprafeței terestre, în special de culoare și rugozitate. Vorbim în acest sens despree albedou, în cazul munților mai ales iarnă când sunt acoperiți mult timp cu zăpezi albedoul este mare. Zăpada proaspătă are un albedou de 84-95% iar cea învechită de 46-60%. valoarea albedoului nscade spre partea inferioară a munților, pădurile de conifer și de foioase au un albedou cuprins între 10-18%. În cazul pășunilor, iarba verde are un albedou important de 26% iar cea uscată de 19%. În cursul unei zile, valorile albedoului pot oscila în funcție de schimbarea culorii suprafeței active și de încliunarea razelor solare directe. Aapariția și dezvoltarea vegetației, apariția și dispariția stratului de zăpadă constituie factori esențiali care determină modificări sensibilșe ale valorilor albedoului.

Radiația terestră, este emisia neîntreruptă a suprafețeiterestre în domeniul infraroșu al spectrului. Temperatura absolută a suprafeței terestre este comandată tot de intensitatea radiației globale, astfel valorile maxime se ating ziua la amiază iar valorile minime noaptea. valorile maxime ale intensității radiației terestre se produc în zilele de vară, pe suprafețe de teren cu sol uscat iar cele minime în nopțile de iarnă.

Radiația atmosferei, cea mai mare parte a radiației terestre este absorbită de atmosferă, la a cărei încălzire contribuie în mare măsură. Vaporii de apă produc mai multe benzi și linii de absorție în regiunea infraroșie, particulele de apă lichidă au un spectru de absorție asemănător celui al vaporilor de apă, bioxidul de carbon are două benzi de absorție intense, ozonul, foarte important pentru regiunea studiată are în regiunea infraroșie a spectrului o bandă de absorție, astfel atmosfera emite neîncetat și în toate direcțiile energie radiant .

Bilanțul radiativ

Este diferența dintre suma tuturor fluxurilor radiative de undă scurtă și lungă primate și suma fluxurilor radiative de undă scurtă și lungă cedate de p suprafață oarecare. Valoarea acestuia este dependent de înălțimea Soarelui deasupra orizontului (latitudine, anotimp, momentul zilei), de carcaterul suprafeței active, de opacitatea atmosferei și de conținutul ei în vapori de apă. Bilanțul este pozitiv ziua când căldura primită o depășește pe cea cedată și negative noptea. Nopate bilanțul radiativ are oscilații foarte slabe, dar în funcție de nebulozitate și ziua și noapte poate avea oscilații ample. Cele mai mici valori se înregistrează ziua deasupra suprafețeleor acoperite cu zăpadă. Influența societății omenești se datorează cantităților immense de impurități emanate în urma transporturilor dar și unor activități industrial. aceste impurități măresc opacitatea atmosferei ducând

la o scădere a intensității radiației globale, prin micșorarea intensității radiației solare directe.

2.2 CIRCULAȚIA ATMOSFERICĂ

În dinamica maselor de aer din România dar și în privința Masivului Bucegi un rol esențial îl au ariile de maximă presiune, anticiclonii Azore, Siberian, Groenlandez și Nord-african și cele de minimă presiune, ciclonii Islandez, Mediteranean și Arab. Dinamica proceselor meteorologice din acest areal geographic, este foarte strânns legată de dezvoltarea și susccesiunea sistemelor barice.

Masele de aer nordice (dinspre Islanda și Scandinavia) sunt umde și reci, cele estice sunt reci și relative uscate iarna iar vara fierbinți și uscate, cele mediteraneene sunt fie calde și umede fie calde și uscate atunci când provin din nordul Africii sau din Orientul Apropiat. Toate acestea nunațează regional nu numai climatul dar și schimbările permanente ale stării vremii.

Circulația generală a maselor de aer în cadrul Munților Bucegi de face predominant din direcție NNV, și corespunde direcției generale a maselor de aer din România pe direcția general V-Ecu viteze medii ale vântului la nivelul solului de 1,5-3,2 mps. astfel în proporție de peste 45% predomină circulația vestică-oceanică cu aproximativ 20% fiecare, atât vara cât și iarna, urmată apoi de circulația nordică și apoi cea sudică a maselor de aer. calmul atmospheric reprezintă de 3-5% anual. Intensitatea și viteza vântului crește odată cu creșterea altitudinilor, astfel pe vârful Omu, viteza medie anuală este de 10 mps uneori și la 30-35 mps făcând imposibilă activitatea turistică dar un alt efect este ruperea speciilor lemnoase. Pe fundul văilor ea scade foarte mult, undeva la 2 mps.

Frecvența vânturilor cu viteze de peste 11 mps este de peste 200 zile, iar în 100 zile se înregsitrează vânturi cu viteze de peste 16 mps, determinând pe Platoul Bucegi ample procese de deflație în zonele care nu sunt protejate de către vegetație.

Circulația maselor de aer vestice-oceanice are așa cum am arătat mai sus, frecvența cea mai mare, fiind practice activă în orice lună a anului, se impune printr-un climat moderat termic vara și iarna, un aport de precipitații și o instabilitate a vremii vara. Circulația polară, iarna dă zăpezi importante și vânturi care provoacă viscole mai ales pe crestele cele mai înalte, este totuși activă și îmn alte perioade ale anului când determină o răcire a vremii. Circulația sudică, poate aduce zile călduroase cu averse atunci când aerul tropical se încarcă cu umezeală de pe Marea Mediterană sau temperature ridicate și secete atunci când vin din zonele orientale.Circulația estică este tipic continental, temperature ridicate și uscăciune accentuată vara iar iarna geruri și viscole. Fiecare dintre tipurile de circulații amintite prezintă anumite modificări în funcție de formarea, dezvoltarea și persistența centrilor barici:

– Anticiclonul Azorelor: persistă tot timpul anului deasupra Atlanticului între 20-40 grade latitudine nordică, este centrat pe Insulele Azore, are caracter termodinamic, este alimentat de aerul cald subtropical care pătrunde la latitudinile acestuia prin păturile de mijloc ale atmosferei invazii de aer vestic și nord-vestic, are o frecvență mare în perioada caldă (aprilie-septembrie), cu un maxim în lunile iunie-iulie; corespunde maximului pluviometric annual, implică vreme ceva mai rece, cantități sporite de precipitații, iar iarna fiind ceva mai cald duce de dezghețuri bruște, o componentă sunt Vânturile de Vest.

– Ciclonul Islandez: acționează împreună cu anticiclonul Azorelor determină o sporirea cantității de precipitații, are o mai mare sferă de acțiune iarna asupra Bucegilor; se află tot timpul deasupra nordului Oceanului Atlantic fiind alimentat și activat de curenții reci polari, acționează mai mult la sfârșitul toamnei și începutul iernii fiind barat spre sud de Carpații Meridioanli.

– Anticiclonul continental ruso-siberian: se formează în luna septembrie în nordul Munților Ural, acționează în perioada octombrie-martie, se manifestă mai mult iarna și aduce aer foarte rece, provoacă viscole iar vara acțiunea sa se materializează prin aer fiebinte și uscat dar cu efecte mult diminuate în zona Bucegilor; arcul carpatic se impune ca o barieră orografică pentru acest anticiclon

– Anticiclonul Scandinav: implică invazii de aer din nordul continentului care scad rapid temperatura, poate determina temperaturi foarte scăzute mai ales prin stagnarea aerului rece; are o mai mare frecvență vara, imprimă schimbări bruște și importante în aspectul vremii, determinând înghețuri târzii și timpurii.

Fig. 2.2 Distribuția centrilor barici pe teritoriul Europei, M- anticiclon iar D-ciclon, sursa: crează.com

– Ciclonii Mediteraneni: se formează în bazinul central al Mării Mediterane, pe frontal creat de pătrunderea aerului polar peste vestul și central Europei și aerul tropical; au o frecvența mare iarna, maiu rar vara și la începutul toamnei; aerul cals și umed transportat de aceștia vine în contact cu aerul rece transportat de Anticiclonuyl Siberian și determină intensificarea vântului, căderi abundente de precipitații solide și apariția viscolului; apariția viscolului este legată de prezența arcului carpatic, de interacțiunea dintre doi centri baric ice transport mase de aer cu proprietăți fizice diferite (ciclonii mediteraneni cu presiune scăzută și anticiclonul est-european cu presiune ridicată), contactul dintre cei doi centru barici se desfățoară de-a lungul unie zone a cărei lățime nu depășește 150 km, se crează puternice contraste de presiune și temperatură între aerul tropical și continental-polar care vor genera intensificări dreosebite ale vântului și căderi abundente de precipitații; aerul tropical mai cald și mai ușor va aluneca deasupra celui continental polar, mai rece care va înainte ca un tăvălug la suprafața solului; ascensiunea forțată a aerului cald deasupra celui rece va determina

crearea unei nebulozitățifoarte pronunțate din care vor cadea precipitații abundente, inițial lichide apoi pe măsură ce aerul rece pătrunde mai mult sub cel cald numai sub formă de ninsoare, vântul se va intensifica tot mai mult iar asocierea ninsorii abundente cu intensifiările puternice ale vântului vor genera producerea viscolului.

– Anticiclonul Nord-african: transport aer cald tropical, însoțiti uneori de praf și numai rareori se încarcă cu umezeală de deasupra Mării mediterane, are o mare instabilitate termică determinând fenomene orajoase, persistența acestui anticiclon pe perioada verii determină scăderea important a precipitațiilor chiar și în spațiul montan

Ciclogeneza carpatică

Este un process atmospheric datorat formei și masivității Munților Carpați și influențat de posibilitățile de cuplare ale ciclonilor mediteraneeni cu formațiunile anticiclonale euroasiatice în urma cărora se poate declașa ciclogeneza de acest tip (Ecaterian Bordei, 1986). Prezența Carpaților intervine în procesele termodinamice ale maselor de aer din troposfera inferioară ce-I escaladează, generând precipitații abundente pe pantele din vânt sau, în cazul în care masele de aer se deplasează pericarpatic, ele dunt deviate de la traiectoriile inițiale, astfel apar nuanțe mai blânde în zonele adăpostite de Carpați față de invaziile de aer polar și arctic.

La nivel local, circulația aceasta este influențată însă foarte puternic, în primul rând, de către morfologia montană.Pe măsură ce altitudinea scade și gradul de fragmentare se accentuează, culmile și culoarele de vale cu orientare diferită descompun și deviază fluxurile principaleExistă însă și foarte evidente diferențieri între versanții vestici, sud-vestici (mai expuși vânturilor, cu procese de eroziune și dezagregare), și cei estici, sud-estici (adăpostiți, cu zăpada bogată care se topește repede primăvara asigurând importante rezerve de apă pentru covorul vegetal).

În sectoarele adânci și adăpostite de vale, decalajul termic față de ariile montane adiacente generează un sistem aero-dinamic local, cu o componentă descendentă rece („briza” de munte) și una ascendentă, caldă și mult mai lent realizată („briza” de vale). Brizele de munte sunt vânturi periodice locale a căror direcție se schimbă regulat de la zi la noapte, ele au o dezvoltare și frecvență maximă vara în regim anticiclonic. Ziua, aerul se încălzește mai puternic deasupra versanților decăt deasupra centrului văii la aceeași altitudine. Astfel se formează briza de vale care forțată de panta reliefului devine o mișcare ascendentă. Briza de vale este compusă din vântul ascendant pe versanți (apare după răsăritul soarelui, atinge un maxim la amiază, este mai bine dezvoltat pe versanții cu expoziție sudică, are ca efect formarea norilor cumuliformi deasupra crestelor montane, crescând astfel mult nebulozitatea), și vântul de vale (suflă în lungul axelor montane largi dinspre aval spre amonte). Noaptea circulația se inversează, răcirea radiativă mai intensă pe versanți face ca aerul mai dens și mai greu să alunece descendent perpendicular pe axa văii. În nopțile de vară, briza de munte determină scăderea accentuată a temperaturii în văile și depresiunile intramontane

Se resimt elemente de tip foehn pe versantul prahovean. Foehnulse produce atubnci când o masă de aer umed se deplasează perpendicular față de un lanț muntos. în astfel de situații, amsa de aer umed în ascendența sa forțată pe versanții din fața vântului se va răci treptat prin destindere abiabatică cu 1 gr.C. la fiecare 100 m până la nivelul de condensare a vapotilor de apă. Astfel rezultă o nebulozitate foarte pronunțată ce determină căderea precipitațiilor sub formă de ploaie, care devin din ce în ce mai intense odată cu creșterea înălțimii. De la nivelul de condensare până pe creasta muntelui, masa de aer saturat cu o umiditate de 100% se va răci cu doar 0,6 gr.C la 100 m, astfel la 2 000 m temperatura aerului coboară sub 0 gr.C. și va duce la transformarea ploii în ninsoare. După escaladarea crestei muntelui, pep anta de sub vânt, aerul antrenat în mișcarea sa descendentă se va încălzi prin comprimare adiabatică cu 1 gr.C. la fiecare 100 m, ajungând la baza pantei cu o temperatură mai ridicată cu până la 14-15 mgr.C față de începutul ascensiunii. Procesul de comprimare abiabatică va duce la o diminuare rapidă a umidității aerului, deci și a precipitațiilo care vor înceta brusc chiar sub creasta muntelui. Procesel foehnale vor fi mai evidente cînd masa de aer va avea un conținut mai ridicat în umezeală, când mișcările ascendente se vor desfățura mai intens iar culmile muntioase vor avea altitudini mari (peste 2 500m).

Fig. 2.3 Formarea efectului de foehn, sursa: geo-spatial.org

2.3 ROLUL CLIMATIC AL FACTORILOR FIZICO-GEOGRAFICI

Dacă radiația solară ar fi singurul factor genetic al climei aceasta ar fi repartizată zonal în funcție de unghiul înălțimii Soarelui deasupra orizontului, în realitate aceeași cantitate de radiație solară este însuțită și reflectată diferențiat din cauza neomogenității suprafeței active-subadiacente sau altfel spus din cauza neomogebnității condițiilor fizico-geografice ale suprafeței terestre.

a) Rolul climatogen al reliefului

Suprafața subadiacentă influențează doar regional și local stările de vreme și climă, acest factor de condiționare a climei este reprezentat de relief, vegetație, apă, sol și acoperirea cu zăpadă. Ea influențează doar pătura de aer inferioară a atmosferei (troposfera).

Rolul reliefului se exercită prin altitudine, formă, expoziție și înclinare a pantelor.Efectul diferențiator cel mai pregnant îl are însă altitudinea care acționează fără excepție, asupra tuturor elementelor meteorologice și deci asupra caracteristicilor climatice ale zonei Masivului Bucegi.

Fig. 2.4 Etaje biogeografice la munte, sursa: bioterapi.ro

Presiunea atmosferică scade paralel cu creșterea altitudinii ca urmare a scăderii coloanei de aer care apasă pe unitatea de suprafață orizontală și a reducerii densității atmosferei. Presiunea atmosferică poate juca un rol important în viața oamenilor și animalelor. În cazul Munților Bucegi scăderea presiunii atmosferice nu influențează foarte mult aspectele privind viața oamenilor și animalelor datorită înălțimilor care abia depășesc 2 500 m.

Radiația solară, este influențată de relief nu numai prin altitudine dar și prin expoziția versanților și înclinarea pantelor. Fluxul radiației solare directe crește paralele cu creșterea altitudinii datorită scăderii opacității atmosferei care conține cantități din ce în ce mai mici de vapori de apă și de impurități în suspensie. Odată cu creșterea altitudinii crește și transparența atmosferei. Radiația globală, crește odată cu înălțimea deorece predomină radiația directă.

Expoziția versanților, versanții expuți către nord primesc cantități mai mici de radiație

solară decât cei expuși către sud.

Fig.2.5 Distribuția etajelor de vegetație în funcție de expoziția versanților, după Faurie et al 1998

Temperatura aerului, scade cu 0,5-0,6 grade Celsius la fiecare creștere cu 100 m a altitudinii. Acesta este de altfel valoarea gradientului termic vertical mediu în troposferă. În realitate, gradienții termici verticali sunt diferiți pentru același loc în funcție de momentul zilei și de anotimp. Ziua și vara când suprafața terestră se încălzeste puternic, valorile gradienților termici depășesc media, ceea ce înseamnă că temperatura aerului scade mai rapid cu înălțimea. Noaptea și iarna, răcirea suprafeței terestre face ca gradienții termici să scadă substanțial, adesea schimbându-și semnul, determinată de inversiunile termice când aerul mai rece poate stagna pe valea Prahovei. Foarte adesea inversiunile termice pot determina inversiuni de vegetație, coniferele cresc la altitudini mici pe fundul văilor iar foioasele urcă la altitudini mai mari.

Precipitațiile atmosferice, sunt puternic influențate de relief, mai ales prin altitudine și expoziția nversanților față de circulația dominantă a aerului, astfel cantitatea de precipitații crește paralel cu creșterea altitudinii. pe pantele montane expuse vântului, aerul este forțat să se deplaseze ascendent prin convecție orografică ceea ce duce la răcirea lui adiabatică, formarea norilor și căderea precipitațiilor. Gradientul pluviometric vertical este de 100 mm la fiecare 100 m altitudine. De remarcat că pe versanții montani expusi vânturilor dominante există un nivel al precipitațiilor maxime, pe versanții opuși, adăpostiți, predomină mișcările descendente, aerul se încălzește prin comprimare adiabatică ceea ce duce la evaporarea produselor de condensare, înseninare, scăderea accentuată a cantităților de precipitații căzute. Ponderea precipitaților solide căzute creștere pe măsura creșterii altitudinii, relieful montan determină o distribuție neuniformă a zăpezii care este spulberată de pe culmile și crestele expuse și acumulată pe pantele și în văile adăpostite.

Vântul, puternic influențat de relief, atât prin altitudine cât și prin poziția și formele acestuia. Implică modificarea substanțială a direcției și vitezei vântului, generarea unor vânturi locale cum este briza de munte. Munții Carpați în geberal constituie adevărate baroere climatice. În consecință munții înalți determină o etajare climatică cu efecte directe asupra begetației.

b) Rolul climatogen al vegetației

Deși limitată cel mai adesea la influențe de ordin microclimatic și topoclimatic, acțiunea inversă a vegetiei asupra climei este notabilă mai ales când este vorba despre pădure. Aceasta preia rolul de suprafață activă modificând atât valorile cât și regimurile diurn și annual a diferitelor elemente meteorologice.

Radiația solară, este împiedicată să ajungă la suprafața solului din pădure în proporții variabile care depind de componența floristică, densitatea și vârsta arboretelui. Astfel bradul,

molidul și fagul se numără printre speciile care împiedică în mare măsură pătrunderea radiației solare la sol. În pădurile alcătuite din aceste specii, radiațiile solare ajunse la suprafața solului pot totaliza de la 20% până la mai puțin de 1% din radiația incidentă. În zonele numai cu păduri cu frunze căzătoare ponderea radiației străbătute este de 2,5-6% iar iarna când sunt desfrunzite la sol poate ajunge între 30-70%.

Temperatura aerului, este în general mai mică decât a aerului din câmpul deschis învecinat. În zilele senine și calme de vară diferențele pot ajunge și la 7-8 grade Celsius. Nopate diferențele termice dintre pădure și câmpul deschis învecinat sunt mici și de semn contrar. Radiațiile calorice emise de trunchiurile și coroanele arborilor reduc valoarea radiației efective, astfel încât pădurea rămâne ceva mai caldă ddecât câmpul deschis din apropiere. Vara pădurea poate fi cu până la 2 grade mai rece ca câmpul deschis învecinat, Mediile termice lunare ale aerului din pădure sunt mai coborâte vara și ceva mai ridicate iarna decât aerul de pe câmpul liber învecinat.

Umezeala relativă a aerului pădurii, suferă modificări importante ca urmare a scăderii valorilor termice și intensificării evapotranspirației. ea este tot timpul anului mai ridicată decât în exteriorul pădurii, diferențele medii fiind de aproximativ 10% în lunile de vară și la 5% în lunile de iarnă. Uneori pot ajunge la 33-34% în zilele senine și calme de vară.

Precipitațiile atmosferice, sunt puternic influențate d epădure, este o problem încă neelucidată pe deplin, astfel poienile pădurilor indică precipitații de 3-5 uneori 15% mai mari decât terenul descoperit din vecinătate. Aceste diferențe positive au fost explicate ca fiind determinate de umezeala mai ridicată, temperatura mai scăzută și turbulența mai intensă de deasupra pădurii, care ar crea condiții favorabile unei mai puternice condensări a vaporilor de apă. Cantități importante de apă realizează pădurea și din depunerile de rouă, brumă, chiciură, polei. Influența pădurii asupra precipitațiilor se referă la interceptarea unei cantități importante de apă de către coroanele arborilor. O parte din apa interceptată de către coloanelearborilor se evaporă direct de pe acestea iar alta se scurge în lungul crengilor și trunchiurilor. În cazul unor ploi slabe, practice toată cantitaea de apă poate fi reținută de coroanele arborilor, Când intensitatea căderii și cantitatea precipitațiilor cresc, valoarea intercepției se micșorează. Coniferele au valori ale intercepției mai mari decât ale foioaselor. Molidul și bradul au între 40-80%, pinul și laricea între 15-25%. intercepția mai mare în cazul coniferelor se explică prin faptul că picăturile de apă rămân izolate între verticile în timp ce pe frunzele foioaselor ele se contopesc în picături mai mari care cad. valoarea intercepției este mai mare vara.

Stratul de zăpadă, care se formează în pădure este mai gros și mai uniform dar cu o

densitate mai redusă decât în câmpul deschis. În pădurile dese de conifer, o parte din zăpada căzută este reținută de către coroanele arborilor de unde este apoi evaporată și spulberată de vânt. De aceea stratul de zăpadă are valori mai mici. Topirea zăpezii în pădure întârzie cu 1-3 săptămâni față de zonele descoperite învecinate, iar apa acumulată în solul și subsolul pădurii alimentează relative uniform râurile în toate anotimpurile astfel încât se exclude variațiile mari de nivel.

Vântul, este de-asemenea influențat de pădure mai ales în privința vitezei care scade spre interiorul pădurii pe măsură ce crește densitatea arborilor. Într-o pădure de molid atenuarea maximă are loc la o distanță de numai 35-38 m față de lizieră.

Fig. 2.6 Influența pădurii asupra circulației aerului, sursa:profudegeogra.ro

Privită în ansamblu, vegetația (în special pădurea0 apare ca un factor climatogen mai puțin activ decât relieful dar destul de important pentru a nu fi omis.

c) Rolul climatogen al stratului de zăpadă

Acțiunea climatogenă se datorează cu precădere câtorva însușiri fizice esențiale:

– albedoul foarte ridicat: 46-95%

– coeficinetul de conductibilitate calorică foarte mic: 0,003-0,0006 cal/cm3.s..grd

Zăpada reflectă cea mai mare parte a radiației solare de undă scurtă pe care o primește, nepermițând aportul de căldură dinspre solul mai cald, stratul de zăpadă are un puternic efect asupra valorilor și regimului termic ale aerului de deasupra. Pentru topirea lui se consumă cantități importante de căldură. . Aerul de deasupra stratului de zăpadă se răcește intens, dând naștere inversiunilor termice, Acestea sunt mai frecvente în cazul formelor de relief negative (depresi8uni, văi), unde stabilitatea aerului este mai mare determinând intensificarea gerurilor. Stratul de zăpadă are și un rol pozitiv, el protejează solul împotriva înghețului. Rolul său de termoizolator depinde în mare măsură de grosimea și densitatea zăpezii. În unele situații cu geruri intense, sub zăpadă poate fi cu 30 grade mai mult decăt la suprafață. Stratul de zăpadă întârzie împrimăvărarea constituind în același timp o importantă rezervă de apă pentru sol.

Capitolul III

ELEMENTELE CLIMATICE CU IMPORTANȚĂ ÎN CARACTERIZAREA BIOCLIMATICĂ A ZONEI

3.1 TEMPERATURA AERULUI

TEMPERATURA MEDIE ANUALĂ

Datorită culmilor înalte carpatice, temperaturile medii sunt negative pe Platoul Bucegilor, temperatura medie anuală pe vârful Omu între anii 1896-2006 fiind de -2,5 grade Celsius. Baza masivului corespunde izotermei de 6 grade Celsius care corespunde altitudinii de 1 000 m. În același timp nivelul izotermei de 0 grade Celsius corespunde limitei superioare a pădurilor de conifere, mai exact la 1 960 m altitudine. În sectoarele limitrofe, temperaturile medii se mențin scăzute, Predeal (5,1 gr.C), Sinaia la altitudinea de 1 500 m unde se află stația meteorologică media a fost de 3,7 gr.C. Sunt date medii centralizate pentru intervalul 1896-2006. În partea de sus a masivului la Dobroești, temperatura media anuală este mai ridicată de exemplu ca la Sinaia, fiind de 6,1 grade Celsius, chiar dacă se află la o altitudine mai mare, fapt explicat ărin adăpostul asigurat de culmile înalte împotriva circulației nordice mai reci.

Tabel 3.1 Temperatura media lunară și anuală la vârful Omu pentru perioada 1896-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Tabel 3.2 Temperatura media lunară și anuală la Sinaia la 1 500 m altitudine pentru perioada 1896-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Tabel 3.2 Temperatura media lunară și anuală la Predeal pentru perioada 1896-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Grafic 3.1 Comparație între temperaturile medii la trei stații diferite de pe cuprinsul Masivului Bucegi pentru perioada 1896-2006 (gr.C)

Fig. 3.1 Distribuția temperaturilor medii anuale în Masivul Bucegi, 1896-2006, sursa: prelucrare date ANM

TEMPERATURA MEDIE A LUNII IANUARIE

În contextul unui regim termic aspru, o intensă răcire radiativă, persistența unui regim anticiclonic, durata redusă de strălucire a Soarelui, prezența îndelungată a stratului de zăpadă determină temperaturile minime din tot anul cu toate că la peste 1 600 m temperatura medie cea mai scăzută este caracteristică lunii februarie. Cele mai redusă temperaturi medii ale lunii ianuarie se înregistrează la vârful Omu cu -10,4 gr C., izoterma de -4 gr.C. este întâlnită în dretul localităților Sinaia, Rucăr și Dobroești. Izoterma de -6 gr.C oscilează între 1 250-1 350 m în funcție și de expoziția versanților iar cea de – 8 gr.C.este atinsă la altitudinile de 1 700- 1 800 m mai scăzută pe versanții nordici. la Predeal media lunii ianuraie este de -5,9 gr.C.Comparativ, în cazul orașului Brașov media lunii ianuarie este de 5 gr.C.

Fig. 3.2 Distribuția temperaturilor medii anuale pentru luna ianuarie în Masivul Bucegi, 1896-2006, sursa: prelucrare date ANM

TEMPERATURA MEDIE A LUNII IULIE

În această lună de referință, temperaturile medii sunt de 5,3 gr.C la vârful Omu, 12,8 gr.C. la Sinaia și 14,8 gr.C. la Predeal. Versanții sudici sunt încălziți din plin și uniform, și seb remarcă anumite procese de dezagregare. Izoterma de 13 gr.C. trece prin Sinaia la cota 1 500 m, cea de 10 gr.C. intersectează versantul prahovean la 1 800 ,m altitudine ajungând chiar la 2 000 m pe pantele sudice cu influențe deosebite asupra structurii vegetației, în timp ce deasupra izotermei de 10 gr C. care caracterizează cele mai înalte culmi sunt condiții climatice și biogeografice specifice tundrei arctice.

Fig. 3.3 Distribuția temperaturilor medii anuale pentru luna iulie în Masivul Bucegi, 1896-2006, sursa: prelucrare date ANM

TEMPERATURA MAXIMĂ ABSOLUTĂ

În apariția temeperaturilor extreme, fie ele poziutive sau negative un rol important îl au condițiile locale și circulația atmosferică. De regulă temperaturile maxime absolute sunt excepții pentru spațiul montan și apar pe fondul advecției aerului cald în general de origine tropicală și se produc la baza muntelui pe versanții sudici mai însoriți și adăpostiți. În acest condiții, pentru perioada 1965-2006 au fost semnalate și temperaturi de 22 gr.C pe vârful Omu dar și 30 gr.C. la Predeal, în urma fenomenului de încălzire climatică, aceste temperaturi au început să fie înregistrate din ce în ce mai des în spațiul montan.

Tabel 3.4 Temperatura maximă absolută la vârful Omu pentru perioada 1965-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Tabel 3.5 Temperatura maximă absolută la Sinaia la 1 500 m altitudine pentru perioada 1965-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Tabel 3.6 Temperatura maximă absolută la Predeal pentru perioada 1965-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Grafic 3.2 Comparație între temperaturile maxime absolute la trei stații diferite de pe cuprinsul Masivului Bucegi pentru perioada 1965-2006 (gr.C), ANM

TEMPERATURA MINIMĂ ABSOLUTĂ

Se pot produce atunci când aerul rece coboară și stagnează pe fundul văilor sau se pot atinge pe cele mai mari înălțimi din anumite cauze climatice. Astfel pe vârful Omu s-au atins și depășit chiar -38 gr.C (ianuarie 1929)., iar la Predeal -33 gr.C. În ianuarie 1942, la Bod lângă Brașov a fost înregistrată minima absolută din țara noastră de -38,5 gr.C la vf.Omu au fost măsurate -24,7 gr.C iar la Predeal -24 gr.C, iar toate stațiile meteo din zona mai joasă a Depresiunii Brașov au înregistrat valori sub -30 gr.C.

Tabel 3.5 Temperatura minimă absolută la vârful Omu pentru perioada 1965-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Tabel 3.6 Temperatura maximă absolută la Sinaia la 1 500 m altitudine pentru perioada 1965-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Tabel 3.7 Temperatura maximă absolută la Predeal pentru perioada 1965-2006 (gr C)

Sursa:ANM

Grafic 3.2 Comparație între temperaturile maxime absolute la trei stații diferite de pe cuprinsul Masivului Bucegi pentru perioada 1965-2006 (gr.C) ANM

VARIAȚIA SEZONIERĂ A TEMPERATURILOR MEDII LUNARE

– Regimul temperaturilor iarna: deși este considerată ca sezonul gerurilor, zăpezilor și desfășurării unor fenomene meteorologice aparte (viscol chiciurăm polei), totuși ea are acaracteristici termice deosebite atât în lungul celor trei luni dar și regional.; astfel la munte valorile vor fi negative (-6…….

-10 gr.C. în ianuarie până la -4………..-8 gr.C în februarie)

– Regimul temperaturilor primăvara: la munte variază între -6……..2 gr.C la peste 2 000 m altitudine și -6……….8 gr.C între 800-2 000 m (după Ielenicz M., 2006), în zonele joase, depresionare valorile sunt cuprinse între 0………..12 gr.C.

– Regimul temperaturilor vara: la munte variază între 4………..8 gr.C la peste 2 000 m altitudine, 10……….16 gr.c între 800- 2 000 m și 16……….18 gr.C în zonele joase, depresionare.

– Regimul temperaturilor toamna: în zonele înalte, alpine, la peste 2 000 m, variază între 6……..-3 gr.C, între 800- 2 000 m temperaturile medii lunare sunt de 12………….-2 gr.C, și de 10…………..1 gr.C în zonele joase depresionare.

ALTE ELEMENTE CLIMATICE DE ORDIN TERMIC PENTRU SPAȚIUL MASIVULUI BUCEGI

Tabel 3,8 Alte elemente climatice termice specifice Masivului Bucegi (după Ielenicz M, 2006)

REGIMUL TERMIC DIN SOL

Depozitele care acoperă versanții și interfluviile și solurile dezvoltate pe seama lor reflectă prin caracteristicile fizice și biochimice o evoluție cu durată diferită și sub influența elementelor climatice din care regimul temperaturii îi revine un rol esențial.

Spațiul montan se încadrează în izoterma de 8 grade Celsius, temperatura medie (Geografia fizică a României, vol. I). În privința temperaturilor medii multi anuale lunare, în intervalul decembrie-februarie, temperaturile solului sunt foarte apropiate de cele ale aerului, putând ajunge fără probleme la -10 grade Celsius. Cel de-al doilea interval ține din martie până în noiembrie și se caracterizează prin valori în general pozitive, cu o creștere lentă în martie, una activă în aprilie- iunie, și un maxim în iulie-august când temperaturile pot ajunge la 22-23 grade Celsius, după care urmează o scădere lentă în septembrie și o scădere accelerată în octombrie și noiemnbrie.

3.2 UMIDITATEA AERULUI

În privința umidității aerului, un rol foarte important revine cantității de vapori de apă din atmosferă. Vapori de apă care sunt transportați de circulația atmosferică. În egală măsură foarte importante sunt caracteristicile suprafeței subadiacente, la suprafața solului existând importante surse de vapori de apă (Valea Prahovei, Valea Ialomiței, afluenții, suprafața forestieră, pânza de apă freatică).

Din acest punct de vedere valorile medii ale umezelii aerului sunt atinse la vârful Omu, fiind de 87%, cifra datorată în mod special circulației vestice care aduce un plus de vapori de apă. Per ansamblu valoarea umezelii relative se menține ridicată toată perioada anului pentru Masivul Bucegi, dar pe vârful Omu valoarea este în medie cu 10-20% mai mare decât pe văile montane sau față de spațiul mai jos limitrof.

În spațiul jos din zona studiată, pe Valea Prahovei, valorile umezelii relative a aerului sunt în jurul valorii de 80%, mai exact 82% la predeal, oricum mai ridicate față de Depresiunea Brașov (75%) și Subcarpații Getici (78%). La Sinaia se înregistrează o valoare medie de 78%, care demonstrează caracterul de tranziție între versanții văilor adânci și părțile superioare ale munților.

Pe sezoane, se poate observa că în perioada rece, valorile medii ale umezelii aerului au o repartiție teritorială relativ uniformă față de regiunile învecinate, mai ales că datorită temperaturilor mai scăzute, advecțiilor de aer rece se poate întâmpla ca valoarea umidității relative a aerului să fie mai mică ca cea din Câmpia Română sau din Subcarpați. Primăvara și până în luna

iunie, convecția aerului încărcat cu vapori de apă datorat circulației vestice la care se adaugă evapotranspirația pădurii și surplusul de apă rezultat din topirea zăpezii poate determina valori de 90-91% la vârful Omu. Vara se înregistrează mari diferențe dintre zonele joase ale văilor și depresiunilor (Predeal- 80%) și zonele înalte (vf.Omu- 92%). lucru care nu este valabil pentru sezonul rece unde se observă o uniformitate între zonele joase și cele înalte.

Valorile maxime sunt atinse în perioada mai-iunie, când se formează pe culmi nori cumuliformi la amiază sub influența convecției iar valorile minime sunt atinse în perioada octombrie-noiembrie. Evoluția diurnă a valorilor umezelii aerului, indică un maxim în timpul nopții și spre dimineață, și un minim la amiază.

Tabel 3.8 Valorile umezelii realtive ale aerului la vârful Omu pentru perioada 1965-2006 (%)

Sursa:ANM

Tabel 3.9 Valorile umezelii relative ale aerului la Sinaia pentru perioada 1965-2006 (%)

Sursa:ANM

Tabel 3.10 Valorile umezelii relative ale aerului la Predeal pentru perioada 1965-2006 (%)

Sursa:ANM

Grafic 3.3 Comparație între valorile umidității relative ale aerului la trei stații diferite de pe cuprinsul Masivului Bucegi pentru perioada 1965-2006 (%), sursa: ANM

3.3 DURATA DE STRĂLUCIRE A SOARELUI

RELAȚIA DINTRE DURATA DE STRĂLUCIRE A SOARELUI ȘI TIPUL DE VEGETAȚIE

Durata de strălucire a Soarelui este strâns legată de regimul și distribuția nebulozității. În cazul altitudinilor mari, în anumite perioade ale anului, caracteristica generală este de creștere a insolației odată cu creșterea transparenței aerului, determinată de rarefierea atmosferei. Durata de strălucire a Soarelui are o importanța majoră pentru schimbarea condițiilor climatice locale dar și pentru dezvoltarea vegetațiie halofile de pe Platoul Bucegi. Expunerea versanților este de-asemenea un factor important în stabilirea duratei de strălucire a Soarelui, în acest sens este simplu să observăm tipurile de vegetație de pe ambii versanți ai munților. În acest sens, promontoriile abruptului prezintă reale diferențe, pe pantele nordice, limita pădurii este cu aproximativ 200 m mai sus decât pe versantul sudic, versant sudic pe care coboară pășunea cu elemente stepice. Atunci când razele Soarelui cad perpendicular pe Platoul Bucegi se produce o încălzire suplimentară, în timp ce pe pantele muntelui razele Soarelui ajung sub un anumit unghi ceea ce determină un anumit climat (climatul coniferelor).

Durata efectivă a strălucirii Soarelui este de 1 800 ore anual (M.Ielenicz, Geografia fizică a României, vol.II), valoare cu aproximativ 700 ore mai puțin ca pe litoral la Sf.Gheorghe.

Apar anumite diferențieri în privința duratei de strălucire a Soarelui, astfel pe fundul Văii Prahovei sunt cu 200-300 ore de strălucire a Soarelui în plus. la baza versanților, între 900-1 200 m altitudine, valorile sunt de aproximativ 1 900 ore/an iar pe vârful Omu de 1 600 ore/an.

O influență o exercită și activitățile umane, traficul auto intens pe Valea Prahovei care determină creșterea gradului de opacitate a atmosferei.

În intervalul aprilie – iulie, când vegetația etajului subalpin și alpin este în plină fază de dezvoltare, norii absorb razele solare în medie peste 10 ore pe zi. La sfârșitul lunii iunie, vegetația ajunsă la maturitate primește aportul radiativ a circa 6 ore de insolație zilnic. Cele mai însorite luni ale anului sunt iulie și august, perioadă când valoarea insolației poate să fie de 40% din totalul duratei zilei. Tot vara este perioada cu cea mai mare durată a perioadei de insolație care poate ajunge la peste 200 ore/lună, de fapt în intervalul aprilie-septembrie se concentrează 60% din total orelor de strălucire a Soarelui, în timp ce în intervalul octombrie-martie se pot înregistra numai 60 ore de strălucire a Soarelui lunar. Scăderea numărului de ore de strălucire a Soarelui poate fi determinată de intensificarea fenomenelor meteorologice, cum ar fi ceața. În opoziție, rarefierea aerului poate determina în anumite perioade a creșterea a numărului de ore de strălucire a Soarelui.

NUMĂRUL ZILELOR CU CER SENIN

Tabel 3.11 Numărul de zile cu cer senin pentru Vârful Omu perioada 1965-2006

Sursa:ANM

Tabel 3.12 Numărul de zile cu cer senin pentru Sinaia perioada 1965-2006

Sursa:ANM

Tabel 3.13 Numărul de zile cu cer senin pentru Predeal perioada 1965-2006

Sursa:ANM

NUMĂRUL ZILELOR CU CER ACOPERIT

Tabel 3.14 Numărul de zile cu cer acoperit pentru Vârful Omu perioada 1965-2006

Sursa:ANM

Tabel 3.15 Numărul de zile cu cer acoperit pentru Sinaia perioada 1965-2006

Sursa:ANM

Tabel 3.16 Numărul de zile cu cer acoperit pentru Vârful Omu perioada 1965-2006

Sursa:ANM

Grafic 3.4 Comparație între numărul zilelor cu cer senin și cer acoperit la trei stații diferite de pe cuprinsul Masivului Bucegi pentru perioada 1965-2006 (%), sursa: ANM

3.4 PRECIPITAȚIILE ATMOSFERICE DIN ZONĂ

INFLUENȚA PRECIPITAȚIILOR ASUPRA VEGETAȚIEI DIN ZONA MUNȚILOR BUCEGI

Cantitățile de precipitații explică formarea și diversitatea covorului vegetal, astfel pădurea de conifere nu se poate dezvolta în condiții de uscăciune. Dintre factorii locali un rol important îl are relieful prin altitudinea și dispunerea versanților), expunerea față de circulația vestică, dispunerea culoarelor de vale. Apropierea de spațiul montan a determinat valori importante de precipitații căzute în Depresiunile Scropoasa (1 200 mm/a n) și Depresiunea Fundata (1 150 mm/an). Importantă este izohieta de 800 mm care reprezintă practic baza pădurii de conifere, fiind știut că coniferele nu se dezvoltă sub 750 mm/an precipitații căzute. Masivitatea Bucegilor influențează prin descărcarea aerului provenit din circulația vestică care ajunge astfel pe pantele opuse mult mai uscat. Inițial factorii antropici influențau cantitatea de precipitații căzută prin formarea nucleelor de condensare în jurul particulelor emise de fabricile de la Comarnic de ciment și de la Bușteni de hârtie, între timp acestea au fost închise.

Există ani foarte ploioși când pe cele mai înalte culmi se pot înregistra și 2 000 mm precipitații căzute, sunt anii când predomină circulația ciclonică (1912, 1941, 1970). Astfel în anul 1941, pe Vârful Omu s-a înregistrat o valoare de 2 401 mm iar pe Valea Prahovei, 1 400 mm.

În anii cu circulație predominant anticiclonică (1897, 1936, 1946), s-au înregistrat cantități mult diminuate de precipitații, de exemplu în anul 1936, pe Vârful Omu au căzut numai 542 mm de precipitații.

CANTITATEA MEDIE ANUALĂ DE PRECIPITAȚII CĂZUTĂ

La nivel anual, valorile sunt puternic influențate de altitudinea reliefului și de expoziția versanților. Astfel, pe Vârful Omu, valoarea medie multianuală este de 1 277,6 mm/an, iar pe Valea Prahovei (Sinaia- 1152,7 mm/an și Predeal- 980,5 mm/an). Nivelul optim de consensare este localizat între 1 600-1 800 m pe abruptul prahovean al Bucegilor. De-a lungul Văii Prahovei, cantitatea de precipitații căzută este neuniform repartizată fiind cuprinsă între 850-900 mm/an. De remarcat că versanții nordici și vestici primesc cu 100-150 mm mai multe precipitații decât cei sudici sau estici.

Tabel 3.15 Cantitatea medie lunară și anuală de precipitații căzută pentru Vârful Omu perioada 1965-2006 (mm)

Sursa:ANM

Tabel 3.16 Cantitatea medie lunară și anuală de precipitații căzută pentru Sinaia perioada 1965-2006 (mm)

Sursa:ANM

Tabel 3.17 Cantitatea medie lunară și anuală de precipitații căzută pentru Predeal perioada 1965-2006 (mm)

Sursa:ANM

Deși se află la o altitudine ceva mai mare decât Sinaia, orașul Predeal are o cantitate mai mică precipitații căzută, dar să nu uităm că datele înregistrate pentru Sinaia sunt luate de la stația meteorologică situată la o altitudine superioară orașului Predeal. Acest fapt demonstrează creșterea precipitaților odată cu creșterea altitudinii. Valorile pentru intervalul 1965-2006 pot fi socotite valori standard, de referință pentru cercetările meteorologice.

Fig.3.4 Distribuția cantității medii de precipitații căzută pe cuprinsul Masivului Bucegi pentru perioada 1965-2006, sursa: ANM.

CANTITATEA DE PRECIPITAȚII CĂZUTĂ ÎN SEMESTRUL CALD

Primăvara are loc o intensificare a activității ciclonale, fapt care se resfrânge asupra circulației vestice și nord-vestice, rezultând ploi convective cu importante cantități de precipitații căzute. Acest lucru se reflectă și asupra debitelor în creștere ale râurilor Prahova și Ialomița. Spre toamnă, activitatea ciclonală se reduce și treptat la fel și circulația convectivă.

Pe culmile cele mai înalte, există un surplus de precipitații căzute iarna și primăvara, zona vârfurilor cele mai înalte fiind permanent expuse maselor de aer vestice, mai umede. Pe Valea Prahovei, precipitațiile căzute vara depășeșc ¼ din total, în general cu 150-200 mm mai mult decât perioada de iarnă.

Fig.3.5 Cantitatea de precipitații căzută în sezonul cald pentru Masivul Bucegi (1965-2006), mm, prelucrare ANM

CANTITATEA DE PRECIPITAȚII CĂZUTĂ ÎN SEMESTRUL RECE

Iarna cad în medie, 20% din totalul cantității anuale de precipitații, acestea având origine barică, advectivă și mai puțin convectivă. În același timp inversiunile termice determină o scădere a precipitațiilor căzute determinând astfel numai 450 mm de precipitații căzute pe cele mai înalte culmi în perioada rece. Precipitațiile din zonele înalte sunt majoritatea de natură solidă, pe Valea Prahovei și Valea Dâmboviței, numărul de zile cu ninsoare este de 78 la Predeal și 61 la Sinaia, iar pe Vârful Omu de aproximativ 100-115. Luna cu cea mai mare frecvență a ninsorilor este ianuarie cu 14-16 zile cu ninsoare.

Fig.3.6 Cantitatea de precipitații căzută în sezonul rece pentru Masivul Bucegi (1965-2006), mm, ANM

CANTITĂȚI DE PRECIPITAȚII CĂZUTE ÎN 24 ORE

Cunoașterea acestui indicator este importantă pentru prevenirea inundațiilor și apărarea împotriva alunecărilor de teren, mai ales că în multe cazuri cantitatea căzută în 24 ore o depășește pe cea lunară obișnuită.

Maximele diurne sunt mult mai mici iarna când circulația predominantă este cea anticiclonică. datorită caracterului de adăpost, valea superioară a Prahovei prezintă puține situații de precipitații sub formă de aversă. Chiar și așa, la Predeal sau semnalat 134 mm precipitații căzute în 24 ore, mai ales datorită unor anumitor perturbații de moment. Sudul masivului este expus și aici sau înregistrat 114,7 mm precipitații căzute în 24 ore.

Cele mai numeroase cazuri de precipitații căzute în 24 ore se înregistrează vara, între lunile mai-iunie, mai ales în zona de versant, fiind ploi convective.

Tabel 3.18 Cantitatea de precipitații căzută în 24 ore pentru Vârful Omu perioada 1965-2006 (mm)

Sursa:ANM

FRECVENȚA ZILELOR CU PRECIPITAȚII

Se consideră zi cu precipitații atunci când într-o anumită zi se atinge au depășește o cantitate de 0,1 mm precipitații căzută care să provină din ploi, zăpadă, burniță etc. Cele mai multe zile ploioase se înregistrează pe versanții vestici și nordici la peste 1 500 m altitudine, de 180 zile. Pe Valea Prahovei numărul de zile cu precipitații este în medie de 150 anual. Cele mai multe precipitații se produc în luna iunie, fiind cu până la 40-50 zile mai multe pe culmi decât pe fundul văilor.

Topirea stratului de zăpadă primăvara, ca și ploile îndelungate și bogate de la începutul verii favorizează creșterea umidității, suficientă pentru dezvoltarea pădurii de conifere.

STRATUL DE ZĂPADĂ

Formarea și depunerea stratului de zăpadă sunt condiționate de producerea ninsorilor și persistența temperaturilor sub, sau egale cu zero. Pe Vârful Omu, poate ninge chiar și vara, la Predeal prima ninsoare survine de obicei la sfârșitul lunii octombrie. Uneori, pe fondul unor invazii de aer polar, și în zonele mai joase se pot produce ninsori încă de la sfârșitul lui septembrie. Ultima ninsoare are loc la sfârșitul lui martie pentru Predeal, ocazional au loc ninsori după această perioadă, fapt care afectează regimul vegetativ. Pe Vârful Omu, stratul de zăpadă se menține și 200 zile/an, stratul nival protejează viața latentă a plantelor și animalelor. Pe Valea Ialomiței zăpada persistă 150 zile/an, iar pe Valea Prahovei, 120 zile/an. În păduri stratul de zăpadă are o grosime mai mică decât în exterior.

3.5 INDICI BIOCLIMATICI

3.5.1 Indici de răcire

Indicele de răcire reprezintă o măsură a temperaturii resimțite și depinde de temperatura aerului și de viteza vântului. Formula matematică a acestui indice a fost concepută pornind de la analiza modului în care, în situații de temperaturi scăzute și vânt intens, stratul termic protector existent în jurul corpului uman este distrus. Astfel, temperatura corpului devine mai apropiată de cea a aerului înconjurator, iar senzația de frig va fi mai puternică. În situațiile în care temperatura aerului are valori extrem de scăzute (sub -20 de grade), sau când indicele de răcire coboară sub pragul valoric de -32, se aplică Ordonanța de urgență a Guvernului nr. 99/2000, privind măsurile ce pot fi aplicate .

K. Scharlau a stabilit pe cale experimentală, temperaturile critice ale aerului de la care, în absența vântului, dar în condițiile unor anumite valori ale umezelii relative a aerului, organismul uman începe să resimtă senzația de disconfort fiziologic datorat proceselor de răcire sau încălzire. Dacă ar fi trasate pe o diagramă carteziană, aceste valori ar descrie așa-numita curbă a lui Scharlau. Pentru calcularea indicilor Scharlau se iau în considerare doi parametri meteorologici:

> Umezeala relativă a aerului – UR (%);

> Temperatura aerului măsurată la termometrul uscat – Tusc (°C).

Cele două variante de calcul ale acestui indice prezintă valorile/pragurile disconfortului bioclimatic de iarnă și respectiv, de vară.

Indicele Scharlau hibernal se poate însă calcula numai pentru valori ale umezelii relative mai mari de 40% și temperatura aerului (măsurată la termometrul uscat) cuprinsă între –5°C și +6°C. În afara acestui interval, chiar dacă valorile umezelii relative se modifică, indicele ISH dobândește numai valorile extreme ale clasificării valorice, considerându-se că temperaturile mai mari de + 6°C descriu o relativă stare de confort bioclimatic, iar cele mai mici de – 5°C, creează o stare de accentuat disconfort. Pentru calcularea Indicelui SCHARLAU hibernal (ISH), trebuie calculată mai întâi valoarea temperaturii critice (Tc) corespunzătoare, conform ecuației :

Tc = ( – 0.0003 · UR2 ) + ( 0.1497 · UR ) – 7.7133 în care :

R 2 = 0.9848;

UR = umezeala relativă a aerului (%);

Tc = temperatura critică (°C) .

Valoarea propriu-zisă a Indicelui SCHARLAU de iarnă (ISH) (exprimată în unități) este dată de diferența dintre temperatura locală (temperatura aerului măsurată la termometrul uscat) (T usc) și temperatura critică (Tc), conform relației: ISH = T usc – Tc.

Această diferență (∆T) poate fi:

– pozitivă, când temperatura locală este mai mare decât temperatura critică, ceea ce nu produce disconfort;

– negativă, când temperatura locală este mai mică decât temperatura critică, ceea ce produce disconfort prin răcire, a cărui intensitate (mică/medie/mare) va depinde de însăși amplitudinea ∆T. Nivelul de disconfort bioclimatic variază în funcție de clasele de valori ale ISH sau ISE: IS (unităŃi) IS ≥ 0 Confort

– 1 < IS < 0 Ușor disconfort

– 3 < IS ≤ -1 Disconfort moderat

IS ≤ -3 Disconfort accentuat

Fig. 3.7 Harta indicelui de răcire pentru România în data de 28.12.2014, ora 17 se observă valori foarte scăzute în zona Munților Bucegi, de la -5 la -56 grade Celsius resimțite, sursa:meteo.romania

3.5.2 Stres bioclimatic

Numărul maxim de zile de confort termic este de numai 10 lunar și asta se înregistreză la baza muntelui, între 600-800 m altitudine. Se calculează la ora 13. Această cifră scade treptat odată cu creșterea altitudinii, cu intensificarea vântului, astfel între 800-1 500 m altitudine variază între 1-10 zile lunar și practic dispare la peste 1 500 m altitudine . În anumite condiții chiar și la o astfel de altitudine se pot înregistra totuși zile de confort termic, atunci când vântul nu bate foarte tare sau când curenții de aer lipsesc. Cu toate acestea între 600- 1 000 m altitudine nu se pot depăși 15 zile de confort termic, la 1 600 m altitudine se mai pot înregistra în anumite condiții și 6 zile de confort termic lunar dar acesta dispare cu desăvârșire la 1 900 m.

În concluzie zilele cu confort termic apar din iunie și până în septembrie, până la 1 500 m altitudine cu un maxim la sfârșitul lui iulie- începutul lui august.

Când temperaturile depășesc 28-30 grade Celsius se instalează un disconfort prin încălzire care este prezent numai vara și numai în zonele inferioare ale munților. Astfel la 600-700 m altitudine se înregistrează mai puțin de 5 zile de disconfort prin încălzire iar la peste 1 400 m nu se mai înregistrează nici o zi de disconfort prin încălzire nici măcar în conditiile unui topoclimat de adăpost.

Când temperaturile scad sub 21 grade Celsius se poate instala disconfortul prin răcire, acesta caracterizează aproape exclusiv perioada rece a anului dar și vara odată cu creșterea altitudinii. Vara, în luna iulie la ora 13, la 600 m altitudine, se înregistrează în jur de 10 zile, cifra crește odată cu creșterea altitudinii la 20 zile (1 100 m), 25 zile (1 500 m) și de la 1 800 m practic toate zilele devin cu diconfort prin răcire. Numărul de zile cu disconfort prin răcire este mai redus pe versanții sudic și în zonele de adăpost.

Indicii de stres bioclimatic se calculează după formula (P.A.Siple):

P + (10 V +10,45- V) (33- t0 C)

P = puterea de răcire, exprimată în kcal/mp/h

V = viteaza vântului (m/sec)

t = temperatura aerului în adăpost meteorologic convențional, inferioară sau egală cu 33 grade C

În zonele cu altitudini coborâte, jumătate din an este dominată de luni cu caracter hipotonic (nov-apr), care solicită termogeneza. Pentru zona montană medie și înaltă se observă reducerea lunilor relaxante până la zero. La peste 2 000 m sunt 10 luni hipertonice.

3.6 FENOMENE CLIMATICE CU INFLUENȚA ASUPRA VEGETAȚIEI DIN ZONĂ

ÎNGHEȚUL

Zilele cu îngheț sunt considerate acelea în care temperaturile scad sub 0 grade Celsius. Dintre factorii care determină înghețul sunt: advecția maselor de aer rece, recesia proceselor radiative, configurația reliefului. Riscul de îngheț crește pe măsură sosirii anotimpului rece, astfel dacă la 2 200 m există risc de îngheț chiar și vara, la 20 septembrie izoterma de 0 grade C, coboară la 1 600 m iar după o săptămănă ajunge la altitudinea de 1 100, la Pasul Predeal.

Practic acest fenomen se înregistrează între 220-260 zile anual (Sinaia- 219 zile/an, Peștera- 255 zile/an), astfel bogăția covorului vegetal este direct dependentă de regimul temperaturii. Sosirea unor înghețuri în perioada de înflorire poate afecta grav echilibrul florei din zonă. pe vârful Omu numai aproximativ 100 zile sunt fără îngheț. Dacă în cursul iernii, vegetația este pregatită sa suporte gerul, în timpul perioadei active, frecvența înghețului periclitează existența vegetației. În căldările Ialomiței se produc înghețuri nocturne, specifice reliefului concav, care provoacă degerarea organelor sensibile (mugurii terminali). Molizii care înconjoară cuvetele interioare ale masivului prezintă fenomenul de creștere în zig zag (« creștere in baionetă« ).

INVERSIUNILE TERMICE

 Procesul este specific anotimpului de iarnă, când aerul foarte rece se stabileăte în depresiuni sub formă de pânze subțiri, fără să înglobeze regiunile muntoase, care rămân astfel ca niște insule deasupra stratului de nori.

Din compararea datelor meteorologice din interiorul masivului, s-a constatat că se produc inversiuni de temperatură și în lungul văii Ialomiței. În timpul iernii, cu precădere în decembrie și ianuarie, aerul este adesea cu 10 -15 °C mai cald decât in valea Ialomiței, așezată cu cca 600 m mai jos.

Inversiunile termice se reflectă și în inversiunea vegetației, astfel pe fundul văilor pot fi întâlnite specii care preferă temeperaturile mai scăzute cum sunt coniferele iar spre zonele înalte ajung specii care obișnuiesc să vegeteze mai mult în condițiile unor temperaturi scăzute în zonele de adăpost. Acest fenomen este specific zonelor depresionare, văilor în general, și se observă foarte bine prin diferența de colorit dintre specii.

CEAȚA

Cețurile trecătoare sunt prezente în zonele medii și înalte ale muntelui, sunt umede și reci, uneori se confundă cu norii fiind aduse de curenții advectivi. Particularitatea acestui tip de ceață este că imprimă o anumită fizionomie proprie climatului umed cu vegetație umbrofilă, dezagregarea rocilor și soluri umede.

VISCOLUL

Este un fenomen specific sezonului rece care se caracterizează prin spulberarea și transportul zăpezii de către un vânt care suflă cu viteze foarte mari. la peste 2 500 m altitudine pot exista 90 zile/an cu viscol și 60 zile/an la 2 000 m altitudine. între 1 800-1 600 m altitudine sunt între 35-40 zile/an. La acest etaj se află limita superioară a pădurii care are rol de protecție, deși vântul foarte puternic poate să rupă crengile și chiar să pună la pământ arborii cu totul. Sub 1 500 m altitudine, numărul de zile cu viscol scade sub 30 anual.

CHICIURA

Particulele foarte fine de apă, din compoziția ceței, răcite sub 0°C, sunt purtate de vânt și cristalizează brusc la contactul cu corpurile solide. Prin inerția deplasării, chiciura formează pene de chiciură, deosebit de atractive atunci când se formează pe ramurile arborilor. Acele fine de gheață cristalizată tapetează iarna blocurile de stâncă de pe platoul Bucegilor. Numărul de zile cu chiciură crește proporțional cu altitudinea (circa 8-10 zile anual în zonele joase din valea Prahovei, 10-12 zile în zona mai înaltă a versanților de vale, la peste 1400 m, 176 zile cu chiciură la vârful Omu). În afara sezonului rece, tipic pentru producerea fenomenului, foarte rare sunt cazurile când se produce chiciura și n lunile martie si noiembrie. Chiciura îngreunează acele coniferelor, dacă se produc timpuriu pot afecta grav frunzele foioaselor și pot determina prin greutatea suplimentară ruperea crengilor.

POLEIUL

Poleiul este un fenomen caracteristic sezonului rece. Poleiul se produce atunci cand picăturile de ploaie suprarăcite ating suprafața pământului. Este un fenomen specific precipitațiilor din timpul iernii, care ajung în stare lichidă la suprafața pământului, deși temperaturile sunt negative. La atingerea solului, apa îngheață instantaneu, învaluind terenul într-un strat de gheață transparent ca sticla. Existența sa este aproape efemeră, deoarece la primele raze mai puternice ale Soarelui se topește. Persistența este daunatoare pentru viața vegetală, precum și pentru deplasare. Stratul de polei gasește cele mai bune conditii de formare pe versanții de nord vest ai masivului.

În zona văii superioare a Prahovei se înregistrează anual câteva zile cu polei, în general cu 1-2 mai puține decat pe munții din jur, la altitudini mijlocii (1 400 – 1 600 m). Poleiul apare cel mai frecvent în luna decembrie și destul de rar în martie. La Predeal se înregistrează, în medie, 9 zile cu polei pe an. La Sinaia, numărul unor astfel de zile este mult mai limitat (1-2 zile), iar în zona înalta se pot inregistra circa 10-12 zile cu polei pe an.

BRUMA

Bruma se produce atunci când suprafața terenului scade noaptea sub 0°C, iar vaporii de apă din straturile inferioare de aer se depun la suprafața solului sub formă de cristale fine de gheață.

Producerea și persistența brumei este corelată, ca și majoritatea elementelor climatice principale, de etajarea altimetrică, cat și de particularitătile locale ale suprafeței active (relief minor, vegetație, soluri etc).

În cursul anului, cele mai frecvente brume se produc în octombrie și noiembrie (4-5 zile lunar). Cele mai timpurii apar la sfârsitul lunii septembrie, iar cele mai târzii în mai, cu o frecvență destul de limitata. Formarea brumei, primăvara și toamna, destul de frecventă pe fundul văii, contribuie la accentuarea inversiunilor de temperatură.

Toamna, pașunea alpină pare un covor argintiu sub covorul intins al brumei. Din cauza grosimii, în zilele reci de toamna, chiar și pe timp senin, stratul de brumă se topeste abia în a doua parte a zilei. În unii ani, căderea timpurie a brumei determină degerarea prematură a ierbii, silind turmele să coboare de la munte. Cele mai multe zile cu brumă apar in octombrie pe culme și în noiembrie pe văi.

În valea Prahovei, se înregistrează, în medie, 20 de zile cu brumă anual, valoare care crește pe versanți, odată cu altitudinea. În partea superioară a versanților de vale, bruma este un fenomen mult mai frecvent iar zilele cu brumă ajung la peste 30. La altitudini mai mari bruma devine un element tot mai rar. Sunt semnalate, în medie, circa 19 zile cu brumă la stația de la Predeal si 18 zile la stația de la Sinaia.

CONCLUZII

Masivul Bucegi constituie una dintre cele mai cercetate arii geografice din țara noastră, fiind analizată din toate punctele de vedere ale cercetării geografice: geomorfologic, climatic, antropogeografic, turistic etc. În condițiile creșterii presiunii antropice și a cerințelor tot mai mari pentru efectuarea circuitelor turistice, cât și pentru unele forme de valorificare economică, a aparut mai mult decât justificată analiza aspectelor climatice dar și modul cum clima acestor munți intens umanizațim poate și influențeze nu numai vegetația dar și activitățile umane propriu-zise.

În analiza pe care am realizat-o am utilizat bibliografie de specialitate și am cules date statistice prin intermediul ANM.

De asemenea, marea majoritate a referirilor la cadrul climatic al Bucegilor au fost realizate în legatură cu spațiile geografice învecinate (depresiunea Brașovului, Culoarul Rucăr-Bran, valea Prahovei). Astfel am putut realiza un studiu comparativ care, a devenit mai complex prin introducerea în analiză și a acestor unități care sunt oricum asociate cu Masivul Bucegi.

Rațiunile care au sugerat studiul climatic al masivului Bucegi nu își au originea exclusiv în sursele bibliografice numeroase, ci își au originea și în necesitățile practice de corelare a părții științifice de utilitatea practică. Prezentarea cadrului climatic al masivului Bucegi are o mare utilitate practică, data fiind vocatia turistică a zonei, intensitatea fluxurilor turistice și gradul pronunțat de antropizare a zonei montane. S-au avut în vedere principalele elemente climatice, permanent aflate în coralație cu aspectele de floră locală.

Etajarea altitudinală conferă particularități aparte, iar trăsăturile locale ale reliefului (expunerea versanților, pantele) introduc un plus de complexitate. La cele mai mari altitudini se manifesta un climat extrem de rece care se imprimă în vegetație prin tundra alpină cu mușchi și licheni dar și flori viu colorate, în care precipitatiile solide întrec, atât cantitativ cât și ca frecvență și durată pe cele lichide. Urmează zona pădurilor de conifere, pe versanții cu climatul caracteristic coniferelor, rece și umed, cu diferențe între versantul vestic și estic dar și între cel nordic și sudic care se reflectă prin existența anumitor specii și prin creșterea limitei superioare a pădurii cu aproximativ 150 m pe versantul nordic care este mai umed și mai rece. Urmează apoi o zonă de tranziție între pădurile de conifere și cele de foioase, tipul de păduri mixte care devine exclusiv de foioase spre baza muntelui. Să nu omitem prezența arbuștilor, florilor viu colorate, a stratului erbaceu care sunt foarte strâns legate de aspectele climatice. Toate fenomele de climă au o influență pozitivă sau negativă asupra covorului vegetal.

BIBLIOGRAFIE

Ciulache S., Meteorologie și climatologie.Editura Universitară, București, 2005

Cocea C, Ghidul României misterioase. Editura Paralela 45, Pitești, 2005

Gâștescu P. Fluviile Terrei, Editura CD Press, București, 2010

Niculescu Gh. Valea Prahovei. Editura Sport-Turism, București, 1984

Ielenicz M., România- geografie fizică II. Editura Universitară, București, 2007

Pătru Ileana, Zaharia Liliana, Oprea R., Geografia fizică a României, Editura Universitară, București, 2006

Scharlau K. (1950) – Einführung eines Schwülemasstabes und Abgrenzung von Schwülezonen durch Isohygrothermen, Erdkunde, v.4

Ungureanu Irina, Geografia Carpaților și Subcarpaților

Zotic V. Premisele climatice ale organizării spațiului turistic din Carpații Meridionali. Presa Universitară Clujeană, Universitatea Babeș-Bolyai, 2002

Atlasul Geografic al României (1977)

***Parcuri, rezervații și monumente ale naturii din zona Brașov-Predeal, ediția a IV-a, Predeal, Centrul de Informare și Promovare a Turismului

***Prahova.Regina vacanțelor tale, Asociația pentru Promovarea și Dezvoltarea Turismului Prahova, 2014

www.brasov.insse.ro

www.bioterapi.ro

www.creștinortodox.ro

www.crează.com

www.gazetadambovitei.ro

www.geo-spatial.org

www.muntii-bucegi.ro

www..meteoromania.net

www.profudegeogra.ro

www.scrigroup.com

www.calorserv.ro

Wikimapia

ANM

BIBLIOGRAFIE

Ciulache S., Meteorologie și climatologie.Editura Universitară, București, 2005

Cocea C, Ghidul României misterioase. Editura Paralela 45, Pitești, 2005

Gâștescu P. Fluviile Terrei, Editura CD Press, București, 2010

Niculescu Gh. Valea Prahovei. Editura Sport-Turism, București, 1984

Ielenicz M., România- geografie fizică II. Editura Universitară, București, 2007

Pătru Ileana, Zaharia Liliana, Oprea R., Geografia fizică a României, Editura Universitară, București, 2006

Scharlau K. (1950) – Einführung eines Schwülemasstabes und Abgrenzung von Schwülezonen durch Isohygrothermen, Erdkunde, v.4

Ungureanu Irina, Geografia Carpaților și Subcarpaților

Zotic V. Premisele climatice ale organizării spațiului turistic din Carpații Meridionali. Presa Universitară Clujeană, Universitatea Babeș-Bolyai, 2002

Atlasul Geografic al României (1977)

***Parcuri, rezervații și monumente ale naturii din zona Brașov-Predeal, ediția a IV-a, Predeal, Centrul de Informare și Promovare a Turismului

***Prahova.Regina vacanțelor tale, Asociația pentru Promovarea și Dezvoltarea Turismului Prahova, 2014

www.brasov.insse.ro

www.bioterapi.ro

www.creștinortodox.ro

www.crează.com

www.gazetadambovitei.ro

www.geo-spatial.org

www.muntii-bucegi.ro

www..meteoromania.net

www.profudegeogra.ro

www.scrigroup.com

www.calorserv.ro

Wikimapia

ANM