Caracteristici Climatice Generale In Podisul Barladului

Introducere

Caracteristicile climei joacă un rol deosebit de important în viața și activitatea societății omenești. Hazardele climatice fac parte din categoria mai largă a hazardelor naturale, si de-a lungul timpului au influențat nivelul de dezvoltare al societății umane. Pe măsură ce societatea s-a dezvoltat, atât numeric cât si economic, a crescut si gradul de vulnerabilitate a populației la diferite riscuri, precum si valoarea pagubelor materiale si al victimelor.

În ultimele decenii, pe fondul unor schimbări climatice, regionale sau globale, frecvența și intensitatea hazardelor naturale s-a intensificat, ceea ce a avut, printre altele, drept consecință, inițierea în anul 1987, de către Adunarea Generală ONU a unui program numit Programul Deceniului Internațional pentru Reducerea Dezastrelor Naturale (IDNDR), care s-a derulat în intervalul 1990-2000 si care a fost continuat prin Programul Strategia Internațională pentru Reducerea Dezastrelor (ISDR), demarat în anul 2001. Ca urmare, în special după anul 2000, s-au intensificat si în țara noastră activitățile de cercetare a hazardelor naturale și a riscurilor de mediu, multe dintre aceste studii reprezentând tematica unor teze de doctorat.

Așa cum rezultă din titlu, prezenta lucrare Caracterizarea climatică generală a Podișului Bârladului, este parte componentă dintr-o tematică mai largă ce va fi elaborată în continuare și anume Clima și hazardele meteo – climatice din Podișul Bârladului.

Scopul acestei prime părți este de a evidenția caracteristicile climatice generale în contextul fizico-geografic al Podișului Bârladului ca subunitate geografică a Podișului Moldovei, urmate îndeaproape de evidențierea variabilității spațial – temporale a parametrilor climatici, a tendinței de evoluție a acestora, precum și estimarea vulnerabilității teritoriului analizat la aceste tendințe generale de schimbări ale climei.

Arealul analizat este aflat la exteriorul arcului Carpatic și îi corespunde un climat temperat continental cu influențe de ariditate sau de excesivitate, iar parametrii meteo-climatici prezintă o mare variabilitate în timp și spațiu, iar aceste lucruri vor a fi surprinse în cele de urmează în această lucrare.

1.Elementele spațiale ale regiunii si istoricul cercetărilor climatologice

1.1 Așezare geografica si limitele podișului

Podișul Bârladului este așezat în partea de est (vezi fig. 1.) a României, în cadrul podișului Moldovei, respectiv în jumătatea sud-estică a acestuia.

Astfel Podișul Bârladului, este, delimitat în partea de vest de culoarul larg al Siretului, în est de culoarul Prutului. (fig nr. 2) Limita dinspre nord-vest se situează începând dinspre Roman, fiind marcată de contactul dintre formele masive ale acestui podiș și relieful mai coborât din Șaua Ruginoasa – Strunga , pe linia localităților Sagna – Stanița – Hândrești.

În continuare din nord-vestul Dealului Trei Parale (334m), până la valea Prutului fruntea podișului apare deosebit de tranșantă, constituind cunoscuta Coasta Iașilor.

Mai spre sud între Siret și Bârlad limita acestei subunități este jalonată aproximativ de aliniamentul localităților: Nicorești, Țepu, Ghidigeni, Vizureni, apoi

între valea Bârladului și cea a Prutului limita trece pe la nord de Bălăbănești – Berești în lungul cuestelor Jeravatului și Horincei.

Fig. 1 Poziția Podișului Bârladului în cadrul țării

1.2 Scurt istoric al cercetarilor climatologice si meteorologice

Spațiul geografic inclus în perimetrul Podișului Bârladului a constituit de-a lungul timpului subiect al cercetării științifice, fie în paralel cu unitățile și subunitățile geografice limitrofe sau incluse, fie în mod special axat pe unele sectoare ale bazinului hidrografic în special. Deși nu este o lucrare pur geografică "Descriptio Moldaviae" constitue o frescă relevantă a vremii în care a trăit Dimitrie Cantemir (sec. al XVIII-lea) și din care se desprind elemente importante din punct de vedere geografic și pentru bazinul Bârladului.

Primele observații geologice au fost efectuate de Grigore Cobălcescu ("Studii geologice și paleontologice asupra unor țărmuri terțiare din unele părți ale României", Buc.1883) și I. Simionescu ("Contribuții la geologia Moldovei dintre Siret și Prut", Acad. Română, nr.IX, Buc. 1903) continuate de R. Stavros ("Limita sarmațianului, meoțianului și ponțianului între Siret și Prut", Analele Inst. Geologic al României, vol. IV, 1915-1920) și M. David ("Cercetări geologice în Podișul Moldovenesc", Analele Inst. geologic, vol.IX 1922).

Mai târziu, studiile sunt completate și întregite prin lucrările lui Ion Atanasiu ("Contribution a la geologie des pays Moldaves" Analele Inst. de Geologie al României, vol. XX 1940), N Macarovici ("Cercetări geologice în sarmațianul Podișului Moldovenesc" Analele comit. Geol.t.28, Buc.1955) și P Jeanrenard ("Asupra geologiei Podișului Moldovenesc din partea de nord a județului Vaslui și Fălciu",D.S. Comit. Geol. R.S.R., vol XXXVI, 1953). M David după ce studiază regiunea din punct de vedere geologic, explică și "plastica terenului", efectuând primele observații geomorfologice asupra Podișului Central Moldovenesc ("Formes caracteristiques dans la morfologie du Plateau Moldave", Ann. Scient. de l' Union de Iasy vol. XI 1921 și "Relieful Coastei Iașilor și probleme pe care le ridică sub raport geomorfologic și antropogeografic" Luc. Soc. D. Cantemir, vol. III, Iași 1941).

Fig. 2 Limita și poziția Podișului Bârladului în cadrul bazinului hidrografic Siret

Cercetări geomorfologice sunt întreprinse apoi de N Șenchea ("Suprafața Scheia – Ipatele", Luc. Soc. Geograf. "D. Cantemir", Vol.III, 1941 și "Cercetări geografice în Bazinul superior al Bârladului", Luc. soc."D. Cantemir" vol IV, 1943), I Gugirman ("Alunecări de straturi și curgeri de gloduri pe valea Bârladului și Crasnei", B.S.G., vol IV și "Depresiunea Huși, Studiu de geografie fizică și economică", Ed. științifică, Buc. 1959.), C. Martiniuc (" Podișul Moldovenesc" în vol. Geografia fizică a R.S.R., Buc. 1955), Al. Obreja ("Unele aspecte geomorfologice în relieful Podișului Central Moldovenesc" An. Șt. Univ. Iași, sec. II, tom.IX 1963), I. Sârcu ("Câteva probleme ce interesează geografia Podișului Moldovenesc",An. Șt. Univ. "Al. Ioan Cuza", Iași sec.II, 1959), V Tufescu ("Revizuiri în geomorfologia Podișului Moldovenesc impuse de recentele cercetări geologice", Revista geogr., I.C.G.R., II f.1-4, Buc.,1945).

În ceea ce privește clima din acest perimetru unele aspecte pregnante au fost de mult sesizate. Amintim informațiile cuprinse în cronicile privitoare la producerea în Podișul Moldovei a unor secete mari cu urmări grave pentru vegetație, culturile de viță de vie, populație.

Dimitrie Cantemir în "Descriptio Moldaviae" face primele observații asupra diferențelor climatice de aici, spunând că în Moldova "clima nu este peste tot aceeași".

Spre sfârșitul sec. al XVII-lea, informațiile climatologice se înmulțesc și o dată cu folosirea aparatelor și instrumentelor de măsurare a valorilor elementelor meteorologice, se obțin date din ce în ce mai precise. Astfel, în anii 1779-1771 medicul militar rus Lereh face primele măsurători meteorologice la Iași.

Tot în acest oraș, în primele decenii ale sec. al XIX-lea Gh. Asachi face o seamă de măsurători meteorologice ale căror rezultate le publică în revista Albina Românească.

Cu întreruperi, astfel de măsurători au fost efectuate la Iași de către diverși oameni de știință, între care și chimistul Petru Poni până în 1881.

Organizarea în România a Institutului Meteorologic Central, care și-a extins și în partea de est a țarii rețeaua sa de stații meteorologice a creat posibilitatea de a se constata concret care sunt diferențele climatice în diverse unități naturale din această parte a țării.

Bazându-se pe materialul adunat de la aceste stații, o seamă de cercetători ca St. Hepites, Gh.Grigore Gheorghiu și alții au elaborat fie studii climatologice asupra unor localități din Moldova, fie lucrări climatologice asupra întregii țări din care se văd și aspectele climatice de aici.

Astfel de studii devin și mai numeroase după primul război mondial, când se trece la redactarea primelor hărți de raionare climatică a României.

Un loc deosebit în această privință îl ocupă lucrările și hărțile climatologului C. Disescu și ale pedologului N. Cernescu, ambele fundamentate pe principiile de clasificare a lui W Koppen. După acești autori, în partea de est a țării predomină climatul de silvostepă, climatul de pădure de fag și mai puțin climatul de stepă.

Informații prețioase privind stările de climă în partea de est a țării cuprind și diverse studii de geografie regională asupra unor unități naturale din Moldova.

După 1944 și mai ales după 1950 studiile climatologice asupra țării noastre iau o amploare mai mare, acum elaborându-se și harți climatologice mai amănunțite ( noua hartă topoclimatică a prof. Vintilă Mihăilescu, 1957 ; harta climatologului St. Stoenescu 1960). I Gugiurman a realizat lucrarea de sinteză "Relieful colinelor Tutovei", ed. Ac. R.S.R. Buc. 1968; I Ioniță a realizat lucrarea "Contribuții la studiul spălărilor areolare și al eroziunii torențiale din partea centrală a bazinului Bârladului mijlociu", Iași 1979; D. Ploscaru "Câteva observații geomorfologice asupra depresiunilor lacustre interfluviale din Podișul Central Moldovenesc" , An. Șt. Univ. Iași sec. II C . XV, 1870; V. Sficlea "Podișul Covurluiului" –studiu geomorfologic, ed. Șt. și Enciclopedică, Buc. 1979 ; V Băcăoanu, N Barbu, M. Pantazică, D. Chiriac "Podișul Moldovei" ed. Șt. și Enciclopedică Buc.1980.

Riscurile climatice sunt în prezent intens studiate , având în vedere modificările climatice globale și tendința de aridizare a climei. Studii privind riscurile asociate fenomenelor meteorologice deosebite, sau extreme termice apar frecvent în literatua de specialitate Gugiurman I., Chiriac V., 1956, Bălescu O., Militaru F., Ștefan Gh., 2001, Mihăilescu I. F., 2001 Dragotă C., 2001; Dragne D. , 2003; Dragotă C., Gaceu O., Iorache A., 2004. Majoritatea acestora sunt studii de caz sau sinteze asupra unor unități fizico-geografice ale țării, bazate pe șiruri lungi de date.

1.3 Baza de date si statiile meteorologice situate in zona de studiu

Stația meteorologică Negrești se află în orașul Negrești la 46º 50’ N, 27º27’ E și 133 m altitudine

In anul 1948 se înființează la Negrești o stație meteorologică tip “climat auxiliar” care a funcționat în curtea Secției Agricole – lângă bisercă. Ulterior în 1953 stația meteo se mută în curtea D-lui Carciu V. în zona cimitirului.

La 2 septembrie 1963 a luat ființă oficial stația meteorologică Negrești, amplasată în incinta Centrului de Încercare a Soiurilor (C.I.S.) în condițiile reprezentative, având dimensiunile reduse, fiind dotat cu aparatură clasică minimală. În anul 1984 s-a construit o clădire proprie, parter și etaj. Tot în același an se modernizează și platforma meteorologică. Între anii 1989 -1990 la stația meteorologică Negrești au fost efectuate și observații agrometeorologice.

Stația meteorologică Huși este localizată pe șoseaua Huși Albița în municipiul Huși, la 46º 41’ N și 28º06’ și 84 m altitudine

Primele observații meteorologice au început în anul 1946 în curtea Școlii Viticole (azi Liceul Agricol) din strada Viticulturii nr. 1 În anul 1963 se obține un amplasamnt repreyentativ omologat de I.N.M.H. situat la ieșirea din municipiul Huși pe sos. Huși + Albița partea stângă

Ultima poziție a fost fixată în anul 1975 pe un amplasament propriu pe Soseaua Huși-Albița pe partea dreaptă cu 500 m mai departe de vechiul amplasament. A fost construită o platformă omologată dotată cu aparatura prevăzută și corespunzătoare ca dimensiuni.

Stația meteorologică Vaslui este localizată pe strada Dealul Delea nr. 4 în municipiul Vaslui la 46º 39’ N, 27º43’ E și o altitudine de 116 m.

Primele observații meteorologice au început în anul 1953 în curtea din strada Mureșan nr. 16 proprietatea D-lui Filipiuc. C. Dotarea cu aparatura meteorologică era minimală; adăpost meteorologic cu termometre ordinare și extreme, higrometru, pluviometru și giruetă, precum și termometre de sol. Se executau observații climatologice la orele 7, 13, 19 și transmisii orare, dimineața, prin telefon la C.P.V. Bacău.

n anul 1960 se obține un amplasament corespunzător pe Dealul Delea unde se construiește o platformă meteorologică dotată conform normelor.

A fost construită o clădire parter pentru biroul stației și locuință de serviciu pentru o familie (ulterior, în anul 1989, în acest spațiu a fost amenajat un laborator de măsurare a radioactivității mediului ambiant, în prezent acesta fiind în subordinea Agenției Județene de Protecție a Mediului). Din anul 1971 a început activitatea agrometeorologică pentru asigurare informațiilor necesare organelor locale. În 2000 la stația meteorologică Vaslui s-a instalat o stație automată tip Vaisala, dar observațiile clasice vor fi menținute în paralel încă o perioadă de timp.

Î

Fig. 3 Localizarea stațiilor meteorologice și a posturilor pluviometrice din

Podișul Bârladului și împrejurimi

Stația meteorologică Bârlad este localizată pe șoseaua Bârlad + Crâng nr. 3 în municipiul Bârlad, la 46º14’N, 27º39’ E și 172 m altitudine

Prima “stațiune meteorologică de ordinal II (I. Gugiurman, 1945) se înființează la Bârlad la 1 octombrie 1887, altitudine 76 m. Nu a funcționat permanent, existând și întreruperi. Între anii 1916 -1926, perioada de refugiu martie-octombrie 1944

Amplasamentul stației meteorologice Bârlad a fost schimbat de mai multe ori. În anul 1940 era amplasată pe strada Karl Marx nr. 35, pentru ca în octombrie 1944, după revenirea din refugiu, să fie amplasată pe strada 11 Iunie nr. 2. În noiembrie 1944 se instalează pe strada Karl Marx nr. 29 și rămâne aici până în luna septembrie 1946. Din acest moment aceasta este amplasată în strada Republicii nr. 255, urmând ca în luna septembrie 1947 să fie instalată pe strada Nicolae Bălcescu nr. 5. Rămâne aici până în anul 1948, pentru ca apoi să fie mutată pe aceeași stradă, la nr. 28. la o altitudine de 80 m

Până în anul 1948 observațiile meteorologice erau executate de militari în termen, datele înregistrate fiind incerte și , în plus , aparatura era instalată în curți și grădini, majoritate elementelor nefiind reprezentative. Începând din anul 1948 observațiile meteorologice sunt de calitate fiind efectuate de personal calificat. Aparatura clasică din dotare era instalată în cadrul unei platforme meteorologice , împrejmuite având dimensiuni reduse.

În anul 1950 se obține un nou amplasament degajat, reprezentativ în str. Bela Breine, aproape de cantonul C. F. R. Platforma meteorologică se amenajează între clădire și calea ferată la 8 m distanță., la o altitudine de 68 m cu program de observații neîntrerupt.

În anul 1962 stația meteorologică Bârlad este amplasată pe actuală poziție executând program climatologic complet, program agrometeorologic și observații sinoptice orare.

Stația meteorologică Tecuci este localizată pe strada Izvor nr. 3 în municipiul Tecuci, la 45º51’, 27º25’ E și 60 m altitudine.

Observațiile meteorologice au început în anul 1959, platforma meteorologică fiind amplasată în curtea Școlii Agricole din str. 1 Decembrie, fosta 23 august.

În anul 1961 se construiește o clădire proprie și platforma meteorologică pe un amplasament reprezentativ, omologat de I. N.M.H., în cartierul Nicolae Bălcescu, pe strada Izvor, nr. 32. Se execută program sinoptic neîntrerupt, iar din anul 1978 și program agrometeorologic.

1.4 Terminologia si metodologia utilizat la întocmirea lucrării

Pentru realizarea prezentei teze de doctorat și punerea în valoare a unor concluzii cu privire la frecvența, distribuția spațio-temporalã și intensitatea hazardelor meteo climatice, de pe teritoriul Podișului Bârladului au fost utilizate mai multe metode de lucru, atât clasice, cât și moderne. Expunem mai jos metodele utilizate:

frecvența absolutã și relativã

probabilitatea și gradul de asigurare

tendința liniarã și polinomialã

metoda intervalelor egale de clasificare

abaterea cantitãților lunare și anuale de precipitații fațã de media multianualã

coeficientul de corelație

anomaliile standardizate pentru precipitații și temperatura aerului

mediile glisante pentru precipitații și temperatura aerului

indicele standardizat de precipitații (ISP)

perioadele de uscãciune și secetã

climogramele Walter-Lieth și Péguy

perioadele ploioase

cantitãțile excepționale de precipitații situate peste anumite praguri

cantitãțile maxime de precipitații în 24, 48 și 72 de ore

intensitatea ploilor torențiale apreciate dupã criteriul Hellman

evapotranspirația potențialã prin metoda Thornthwaite și deficitul climatic

de apã

Trei din metodele de lucru prezentate în lucrare au presupus analiza datelor zilnice de precipitații. Este vorba de perioadele de uscãciune și secetã analizate dupã criteriul Hellman, perioadele ploioase și cantitãțile excepþionale de precipitații situate peste anumite praguri.

Pentru fiecare hazard climatic s-au calculat și interpretat indicatorii climatici de bazã: medii (lunare, sezonale, anuale, multianuale), maxime, minime (lunare, anuale), frecvențe absolute și relative, probabilitãți, gradul de asigurare etc. În cazul cantitãților de precipitații s-au stabilit pragurile de risc prin excedent sau prin deficit, folosind metoda percentilelor. S-a cuantificat intensitatea deficitului prin metoda ISP. Pentru fiecare hazard s-a conturat harta vulnerabilitãții teritoriului Podișului Bârladului fațã de hazardul respectiv. S-au stabilit intervalele anuale de risc la fiecare hazard climatic. De asemenea, s-au pus în evidențã pagubele produse de hazardele generate de precipitații, prin intermediul studiilor de caz. S-au precizat mãsurile de prevenire și combatere a efectelor negative ale acestor fenomene periculoase.

2. Factorii genetici ai climei

2.1 Factori radiativi

Se referă aproape în exclusivitate la radiația solară, celelalte surse de radiații care ajung în atmosfera terestră fiind puțin importante din punct de vedere al genezei climei. Mai mult de 99.9% din căldura Terrei provine din radiația solară. Aceasta reprezintă energia radiativă emisă de Soare și se diferențiază în funcție de lungimea de undă caracteristică. Cea mai mare parte a radiațiilor care compun spectrul radiativ solar sunt invizibile pentru om (56%), porțiunea vizibilă a spectrului fiind cuprinsă între 0.4 și 0.7 µm (44%). Aici se găsesc radiațiile violet, indigo, albastru, verde, galben, portocaliu și roșu.

Soarele emite permanent radiații electromagnetice. Din energia emisă de Soare, Pământul primește doar a doua miliarda parte, respectiv 0.45 x 10-9 kcal/min. Din energia solară care ajunge la limita superioară a atmosferei, pătrunde în aceasta doar 94%, restul fiind reflectată (Bâzâc, 1983). Fiecărui cm2 de la partea superioară a atmosferei orientat perpendicular pe razele solare îi revin 1.96 cal/min, energie care poartă numele de constantă solară (c). Denumirea este relativ improprie, întrucât cantitatea de radiație solară ajunsă la limita superioară a atmosferei terestre este variabilă în funcție de distanța Pământ-Soare și de activitatea solară. Constanta solară reprezintă în realitate o valoare medie.

Radiația solară directă (S’). Fracțiunea din radiația solară care străbate atmosfera, ajungând nemodificată la suprafața terestră sub forma unui flux de raze paralele (cu lungimi de undă cuprinse între 0,291 și 4-5 μm) poartă numele de radiație solară directă (S’). Ponderea ei variază între 21 și 27%. Radiațiile cu lungimi de undă mai mici de 0,291 μm nu ajung pe Pământ din cauza absorbției exercitată de ozon, iar cele cu lungimi de undă mai mari 4-5 μm, din cauza absorbției provocată de bioxidul de carbon și de vaporii de apă.

Intensitatea radiației solare directe (S’) variază în funcție de înălțimea Soarelui deasupra orizontului și de transparența atmosferei.

De la momentul răsăritului, radiația solară directă crește în paralel cu înălțimea Soarelui deasupra orizontului, pentru ca la momentul trecerii Soarelui la meridianul locului să atingă valorile maxime. Acest tip de variație se menține indiferent de lună (tab nr. 1 ).

Într-o lună de iarnă (decembrie), radiația solară directă este cuprinsă, în orele după-amiezii între 496 la Galați și 509 W/mp la Iași. Pentru o lună din sezonul cald (iunie) radiația directă prezintă același mers diurn.

Tab. nr. 1 Variația diurna a intensității radiației solare directe pe suprafața normala la stațiile Iași și Galați W m-2, lunile decembrie și iunie (Oprea 2005)

Valorile maxime absolute ale radiației solare directe se produc în condițiile unei atmosfere foarte transparente slab impurificata în care procesele de extincție au intensitate minima. Pe de alta parte aceste valori sunt condiționate și de relațiile geometrice Pamânt – Soare, ele neputând depăși un anumit prag.

In general valorile maxime absolute se ating, de obicei, în lunile sezonului cald, la momentul amiezii adevărate, atunci când înălțimile Soarelui ating valori maxime. Ele nu scad sub 900 W m-2 si pot atinge peste 1000 W m-2 (tab. nr. 2). Se observa ca valorile extreme se produc de regula în prima jumătate a anului, mai ales primavara – începutul verii.

Valorile mai mari de 1000 W m-2 se produc, în perioada martie – mai, când sunt frecvente invazii de mase de aer arctic foarte transparent si cu umidități absolute scăzute.

Minimele extreme se produc de obicei în orele de la începutul si sfârșitul zilei , când unghiul de înălțime al Soarelui are valori mici, ele variind între 77 W m-2 până la aproape 200W m-2 + valori specifice altitudinilor joase.

Nu este neapărat o regula ca aceste valori sa corespundă cu extremitățile zilei, ele putându-se produce si la alte ore din zi atunci când cerul este acoperit cu nori transparenți de tipul altocumulus sau cirrus. Trebuie avut în vedere ca aceste valori minime ca si cele maxime, au fost selecționate numai din datele de măsura la termene.

Tab. nr. 2 Valorile maxime si minime ale radiației solare directe pe suprafața normală W m-2,

a stațiile Iași și Galați (Oprea 2005)

Radiația difuză (D). Reprezintă acea parte a radiației solare care ajunge la suprafața terestră venind din toate direcțiile, după ce a fost difuzată la trecerea prin atmosfera terestră.

Compoziția ei spectrală depinde în mare măsură de înălțimea Soarelui deasupra orizontului. Intensitatea radiației difuze depinde, ca și cea a radiației solare directe, de înălțimea Soarelui deasupra orizontului și de transparența atmosferei.

Valorile calculate teoretic pentru o atmosferă pură și uscată arată că micșorarea unghiului Soarelui deasupra orizontului atrage după sine scăderea de 3 ori a intensității radiației difuze (D) și de 35 de ori a intensității radiației solare directe (S’). Așadar, la scăderera generală a sumei D+S’, ponderea lui D crește substanțial către înălțimi mici ale Soarelui.

Radiația difuză care ajunge la suprafața terestră este apreciată la 24-28% din constanta solară.

Pentru Podișul Bârladului radiația solară difuză are o variație diurnă specifică, cu un mers ascendent în prima partea zilei, pânp după-amiază cînd se atinge, de obicei maximul, iar în a doua parte a zilei mersul radiației difuze este descendent până în momentul apusului.

În cursul anului radiația solară difuză medie atinge un minim anual în luna decembrie și un maxim anual în mai – iunie (tab nr. 3)

Tab nr. 3 Variația diurna a intensității radiației solare difuze pe suprafața normala la stațiile Iași și Galați W m-2 în lunile decembrie și iunie (Oprea 2005)

Radiația globală. Reprezintă suma radiației solare directe (S’) și radiației difuze (D).

Valorile radiației globale se afă în strânsă dependență de starea atmosferei și procesele vremii. Astfel, pe timp acoperit, când radiația solară directă nu poate ajunge la suprafața terestră, ele sunt mai reduse și se referă numai la radiația difuză.

În situațiile cu intensitate mare a radiației solare directe și cu valori ridicate ale radiației difuze, radiația globală poate atinge valori apropiate de 2 cal/cm2 x min.

În evoluția ei diurnă, radiația globală descrie o curbă simetrică, având valori minime la răsăritul și apusul Soarelui și valori maxime la amiază, când înălțimea acestuia deasupra orizontului este maximă.

Regimul anual al radiației globale prezintă un minim în decembrie și un maxim în iulie. Decalarea maximului față de luna solstițiului de vară este rezultatul nebulozității mai accentuate a lunii iunie care determină o slăbire a radiației solare directe și prin aceasta a radiației globale.

În timpul unui an, Pământul primește circa 150 kcal/cm2 la Ecuator, 160-170 kcal/ cm2 la tropice, scăzând apoi la latitudini mai mari, până la 80-90 kcal/cm2 la cei doi Poli.

În Podișul Bârladului intensitatea radiației solare globale, la fel ca și componentele ei, de poziția latitudinală a regiunii. Ca urmare, unghiul pe care îl formează razele solare cu orizontala locului în diferitele momente ale anului variază între 19º28„la solstițiul de iarnă și 67º48` la solstițiul de vară.

În cursul anului valorile radiației solare globale se dispun simetric față de lunile iunie – iulie. Fenomenul este caracteristic pentru toate orele luate în considerație. Totuși, mersul ascendent din prima parte a anului se face relativ mai lent fata de scăderea din a doua parte a anului care se face mai rapid. Spre exemplu, între martie si mai creșterea lunara a valorilor radiației globale se face în medie cu 15 până la 20% pe când, numai între septembrie si octombrie, scăderea valorilor se face în medie cu 25-30%, iar pentru octombrie si noiembrie, scăderea este si mai mare, aproape de 45%. Fenomenul se diminuează în intensitate spre extremitățile zilei.

Tabel nr. 4 Variația diurna a intensității radiației solare globale pe suprafața normala la stațiile Iași și Galați W m-2 în lunile decembrie și iunie (Oprea 2005)

Maximul de vara se produce în general, în luna iulie, (tab nr. 4) atunci când fluxurile celor doua componente (directa si difuza) sunt maxime si când frecventa timpului senin este de asemenea, mare. In aceste condiții se atinge la amiaza în iulie, valori între 705 W m-2 ( Galați) , 703 W m -2 (Iași)

Fluxurile maxime absolute ale radiației globale se produc , de regulă, pe timp senin cu o atmosferă foarte transparentă, atunci când valorile opacității atmosferei sunt foarte mici, deci când sunt condiții ca fluxul componente radiației directă să fie puternic. De multe ori aceste valori se ating și în cazul unor valori moderate ale nebulozității, printre norii cumuliformi care prin reflexii multiple pe nori, sporesc și componenta difuză.

Fluxurile minime ale radiației solare globale sunt caracteristice orelor de la începutul și sfârșitul zilei când valorile înălțimii soarelui sunt mici și în general pe cer complet acoperit, atunci când radiația solară directă lipsește cu desăvârșire.

Tab. nr. 5 Valorile extreme absolute ale radiației solare globale pe suprafața orizontala (W m-2) (Oprea 2005)

Radiația reflectată. În cazul în care diametrul particulelor atmosferice este mai mare decât lungimea de undă a radiațiilor, se produce reflexia. Aceasta reprezintă abaterea fasciculelor de radiații de la direcția lor inițială, fără a le provoca vreo modificare de altă natură.

Însușirile de reflectare ale suprafeței active nu se exprimă, de obicei, prin intensitatea fluxului de radiații reflectate (Rs), ci printr-un raport între acesta și radiația globală incidentă (Q). Raportul respectiv poartă numele de albedo (A) și se exprimă în procente: A = (Rs / Q x 100)

În natură, valorile albedoului variază între 2 și 95%: zăpada proaspătă 84-95%; zăpada învechită 46-60%; iarba verde 26%; pădurile de conifere 10-18%; pădurile de foioase 15%; apa 2-70%.

Valoarea albedoului variază în funcție de unghiul Soarelui deasupra orizontului, de transparența atmosferei și de culoarea suprafeței active.

Radiația terestră. Emisia neîntreruptă a suprafeței terestre în domeniul infraroșu al spectrului dă naștere a fluxului numit radiație terestră (Et). Conform legii Stephan-Boltzmann, corectată cu coeficientul de emisie în infraroșu (E=βσT4), intensitatea radiației terestre depinde în primul rând de temperatura absolută a suprafeței emisive. Astfel, la o temperatură a acesteia de 70ºC, Et are valoarea 1.14 cal/cm2 x min, la o temperatură de 10ºC Et are valoarea 0.53 cal/ cm2 x min, iar la -20ºC Et are valoarea 0.40 cal/ cm2 x min.

Valorile maxime ale intensității radiației terestre se produc în zilele de vară, pe suprafețe de teren uscat și gol, iar cele minime, în nopțile de iarnă senine de iarnă.

Radiația atmosferei. Cea mai mare parte a radiației terestre este absorbită de atmosferă, la a cărei încălzire contribuie în bună măsură. Absorbția are caracter selectiv și se datorează vaporilor de apă, particulelor lichide de apă, bioxidului de carbon și ozonului.

Încălzindu-se prin absorbție, atmosfera emite neîncetat și în toate direcțiile energie radiantă. Partea îndreptată către suprafața terestră se numește radiația atmosferei (Ea) sau contraradiația atmosferei (Cr).

Radiația efectivă. Atmosfera este străbătută simultan de două fluxuri opuse de radiații infraroșii și anume: radiația terestră (Et) îndreptată de jos în sus și radiația atmosferei (Ea) îndreptată de sus în jos. Diferența dintre aceste două fluxuri de radiații calorice poartă numele de radiație efectivă (Eef), și se exprimă prin relația Eef = Et-Ea

Dacă se ia în considerare și radiația reflectată de undă lungă (Rl), ecuația respectivă devine: Eef= Et -(Ea – Rl)

Valoarea medie a intensității radiației efective variază între 0.10 și 0.30 cal/cm2 x min. Mărimea ei depinde de temperatura și umezeala suprafeței terestre, de distribuția verticală a temperaturii și umezelii absolute a aerului și de nebulozitate.

Bilanțul radiativ este diferența dintre suma tuturor fluxurilor radiative de undă scurtă și lungă primite și suma fluxurilor radiative de undă scurtă și lungă cedate de o suprafață oarecare. În meteorologie se analizează, de regulă, bilanțul radiativ al suprafeței terestre și bilanțul radiativ al sistemului Pământ-atmosferă (prin Pământ înțelegându-se suprafața terestră).

Bilanțul radiativ al suprafeței terestre. Suprafața terestră primește radiația solară directă (S’), radiația difuză (D) și radiația atmosferică (Ea) și cedează radiația reflectată de undă scurtă (Rs) și radiația terestră (Rl), un flux radiativ atât de neînsemnat încât cel mai adesea este neglijat.

Acesta este principalul factor genetic al climei, și în general al vremii (Andrițoiu, Ciocoiu, 1968).

Indiferent de momentul din an, fluxul nocturn al bilanțului total de radiație este negativ, aceasta datorita faptului ca noaptea fluxul descendent de radiație provenit de la soare este nul, singura componenta fiind numai radiația ascendentă emisa de suprafața terestră. Trecerea de la bilanțul negativ la cel pozitiv si invers se produce atunci când înălțimea soarelui ho atinge valori cuprinse între 10o si 15o, deci atunci când fluxul radiației descendente devine substanțială și depășește valoric pe cel al radiației ascendente.

Astfel pentru luna decembrie (solstițiul de iarna), când valorile lui ho sunt mici si durata zilei este întrecuta de cea a nopții, bilanțul total de radiație atinge valori negative la orele 6 si 18. Ele variază între -14 Wm-2 si -4 Wm-2 la orele 6 si 18, (vezi tabel nr ). Valorile maxime zilnice se ating la momentul amiezii adevărate, atingând 56 Wm-2 la Iași. (tab nr. 6) După trecerea soarelui la meridianul locului, fluxul bilanțului total scade și el, atingând 7 Wm-2 la ora 15.

Tab. nr. 6 Fluxul mediu multianual al bilanțului radiativ total (W m-2) la stația Iași în lunile decembrie și iunie (Oprea 2005)

In luna iunie (luna solstițiului de vară, când ho este de trei ori mai mare decât iarna si durata zilei se dublează), mersul diurn al bilanțului este identic cu cel din decembrie. Și acum maximul zilnic se produce la momentul amiezii, el atingând 524 W m-2. Valorile de la celelalte ore de observație se dispun relativ simetric față de momentul amiezii. (tab nr. 6) Se remarca faptul ca valorile de dimineață ale bilanțului total de radiație sunt mai mari decât cele de seară.

Mersul anual al bilanțului total de radiație este asemănător cu cel al radiației solare globale, componenta radiativa cu cel mai mare aport energetic în cadrul ecuației bilanțului. În general se constată că bilanțul radiativ are valori pozitive. Valorile bilanțului radiativ sunt negative doar patru luni pe an, cum este firesc, în sezonul rece, în intervalul noiembrie – februarie ( tab. Nr 7).

Tab nr. 7 Variația anuală a bilanțului radiativ (kcal/cm2) la Iași după Gh Diaconescu, 1967

El prezinta un minim de iarna, în luna decembrie, luna solstitiului de iarna, când valorile lui ho sunt cele mai mici din an si un maxim de vara în lunile iunie – iulie, perioada în care se produce solstitiul de vara iar ho are cele mai mari valori din an.

2.2 Factori dinamici

Factorii dinamici care influențează geneza climei terestre se referă la caracteristicile circulației generale a atmosferei (CGA), circulație determinată în special de factorii radiativi, dar și de factorii fizico-geografici (raportul dintre suprafețele acvatice și cele uscate, prezența lanțurilor montane etc.). Circulația generală a atmosferei se desășoară în funcție de modul de combinare a celor două categorii de factori de influență, iar complexitatea deosebită a combinațiilor posibile induce un grad ridicat de complexitate a manifestărilor CGA. De aceea, pentru o mai clară înțelegere a acestora, se utilizează modele simplificate.

Cel mai simplu model care ilustrează mecanismele și caracteristicile CGA pleacă de la următoarele simplificări teoretice:

a) lipsa mișcării de rotație a Pământului;

b) suprafața terestră este omogenă;

c) bilanțul radiativ este pozitiv la Ecuator și negativ la cei doi poli.

Pe baza acestor serțiuni, CGA se desfășoară într-un mod foarte apropiat de cel reprezentat în figura 4. Aerul se ridică în apropierea Ecuatorului, datorită proceselor de convecție, iar după ce atinge partea superioară a Troposferei începe să se deplaseze pe orizontală, spre cei doi Poli. Odată ajuns acolo, aerul coboară și se deplasează spre Ecuator strabătând partea inferioară a Troposferei.

În realitate, deplasarea CGA se desfășoară sub influența mișcării de rotație. De aceea, modelul reprezentat în figura 4 este mai aproape de ceea ce se întâmplă în realitate în atmosfera terestră. Circuitul unic de deplasare a aerului (Ecuator-Poli-Ecuator) este înlocuit în acest model de trei circuite distincte, cunoscute ca Celule Hadley, Ferrel și Polare.

Și noul model presupune un bilanț radiativ pozitiv la Ecuator și negativ la Poli, astfel încât Ecuatorul este zona cea mai caldă, acționând ca zonă de convergență și convecție (Intertropical Convergence Zone – ITCZ). Aerul subtropical se scurge spre Ecuator și este supus unor puternice mișcări convective care îl pot ridica până la limita superioară a troposferei (cca. 14.000 m), de unde începe apoi deplasarea spre cei doi Poli. Forța Coriolis provoacă devierea aerului, iar la cca. 30˚ LN aerul ajunge să se deplaseze zonal, de la vest către est. Această mișcare a aerului se desfășoară la altitudini de cca. 13000 m și este cunoscută sub numele de Curent Jet Subtropical. Acumularea de aer în atmosfera înaltă este compensată prin descendența unei părți a aerului, care dă naștere la Zona Subtropicală de Presiune Ridicată caracterizată prin lungi perioade de calm atmosferic. În această zonă, aerul din partea inferioară a Troposferei se deplasează disociat: o parte se întoarce spre Ecuator, formând circuitul ce poartă numele de Celulă Hadley, iar o parte se deplasează spre Poli. Aerul care se deplasează spre Ecuator este supus din nou Forței Coriolis, ajungând la Ecuator sub forma Alizeelor de Nord-Est, în Emisfera Nordică, și Alizeelor de Sud-Est, în Emisfera Sudică.

Fig nr. 4. Model simplificat al Circulației Generale a Atmosferei, în condiții de lipsă a mișcării de rotație, omogenitate a suprafeței terestre și bilanț radiativ pozitiv la Ecuator și 14aritime la Poli

(după Physical Geography.net. Fundamentals of Physical Geography)

Partea de aer care se deplasează din Zonele Subtropicale de Presiune Ridicată spre cei doi Poli, generează Vânturile de Vest care domină latitudinile medii din ambele emisfere. Tendința de deplasare a acestora rămâne orientată și spre cei doi Poli, iar la latitudini de aproximativ 60˚ se ridică (la impactul cu masele de aer rece venind dinspre Poli), generează și alimentează Curenții Jet Polari. Aceștia se deplasează de la vest la est, în benzi subțiri, cu viteze de 110-185 km/h, la înălțimi de cca. 10 km. (fig nr. 5) Ciocnirea frontală a maselor de aer venind dinspre Poli și a celor care vin dinspre latitudini medii, dă naștere Zonelor Subpolare de Presiune Scăzută sau Ciclonilor Latitudinilor Medii. O parte a aerului care se ridică în aceste regiuni se întoarce spre Ecuator, formând Celulele Ferrel (dezvoltate așadar între latitudinile de 30˚ și 60˚).

Fig. nr . 5 Model simplificat al Circulației Generale a Atmosferei, în condiții de admitere a mișcării de rotație, omogenitate a suprafeței terestre și bilanț radiativ pozitiv la Ecuator și 15aritime la Poli

(după Physical Geography.net. Fundamentals of Physical Geography)

Cealaltă parte a aerului înălțat până la partea superioară a Troposferei este direcționată spre Poli, circuitul fiind cunoscut drept Celule Polare. Cea mai mare parte a aerului din acest circuit se îndreaptă spre Vortexul Polar, unde suferă o mișcare descendentă ce are ca rezultat Zona Polară de Presiune Ridicată.

În realitate, CGA se desfășoară pe o planetă aflată în mișcare de rotație în jurul propriei axe, cu o suprafață eterogenă pe orizontală și pe verticală și cu diferențieri regionale ale bilanțului radiativ de la un anotimp la altul. De aceea, cu toate că CGA urmărește modelele generale descrise de Celulele Hadley, Ferrel și Polare, se produc abateri regionale consistente de la traiectoriile modelelor.

De asemenea, se manifestă și o variabilitate temporală a CGA, la diferite scări de timp. Variabilitatea în timpul unui an este stabilă calitativ (fig. 5) de la un an la altul, diferențele fiind însă remarcate în privința intensității. Pe de altă parte, există și variații neperiodice, cu caracter interanual. Recent, Kysely și Hut (2006) au remarcat creșterea persistenței tipurilor de circulație deasupra Europei în anii 1990, ceea ar putea explica incidența sporită a fenomenelor atmosferice extreme.

Factorii dinamici au un rol major în divizarea climei terestre în mai multe zone și regiuni distincte. O anumită suprafață se găsește sub influența directă a Circulației Generale a Atmosferei, care determină caracteristicile climei din spațiul respectiv. Europa este influențată în mod special de circulația vestică (Vânturile de Vest), dar sunt prezente și circulații atmosferice meridionale. La rândul său, clima României este rezultatul acțiunii conjugate a patru tipuri majore de circulație atmosferică: circulația vestică, circulația polară, circulația tropicală și circulația de blocare (Geografia României, 1983).

Fig. 6. Direcția și viteza media a vânturilor de suprafață (1959-1997) în lunile ianuarie și iulie.

Linia roșie reprezintă Zona Intertropicală de Convergență

(Sursa originală modificată: Climate Lab Section of the Environmental Change Research Group, Department of Geography, University of Oregon – Global Climate Animations).

Tipurile de circulație menționate se manifestă în funcție de poziționarea și de intensitatea centrilor barici. Clima României este influențată fundamental de următorii centri barici: Anticiclonul Azoric, Ciclonul Islandez, Anticiclonul Est-european, Ciclonii Mediteraneeni, Anticiclonul Groenlandez, Anticiclonul Scandinav, Anticiclonul Nord-African și Ciclonul Arab.

2.2.1 Centri barici de acțiune

Anticiclonul Azoric se formează în partea de est a vastului anticiclon atlantic, între 20 și 40° latitudine nordică. Este un anticiclon de origine dinamică, alimentat prin troposfera de mijloc de către aerul cald subtropical (Geografia României, vol. I, 1983). Vara, poziția sa se deplasează spre nord, iar iarna anticiclonul se instalează peste nord-vestul Africii, Peninsula Iberică, sudul Franței și vestul Mării Mediterane. În perioada iunie-iulie, extensiunea dorsalei sale spre est influențează frecvent vremea și climatul și la est de Carpații Orientali.

Extinderea sa spre est, pe o traiectorie prin sudul continentului european, aduce arșiță îndelungată, cu lipsa ploilor de durată, observându-se în schimb ploi convective de mare intensitate, mai ales la începutul perioadei. În cazul unei lungi persistențe, precipitațiile pot lipsi aproape total timp de 50-100 de zile (I. Ujvari, 1972). Intensitatea maximă a acestui anticiclon este de 1025-1030 mb (excepțional poate ajunge la 1040 mb).

După N. Topor și C. Stoica

(1965), acest centru de presiune ridicată persistă deasupra Europei de Vest, în medie, în 71 % din durata unui an, cu frecvențe maxime în iulie (83 %) și minime în octombrie (61 %). Pe axa de maximă presiune ce străbate continentul de la vest la est (fig nr. 7), numită de Voeikov axa mare a continentului, se dezvoltă periodic circulații predominante dinspre vest, vara, și dinspre est, iarna, generând un fenomen analog musonilor (E. Otetelișanu, 1928, citat de L. Apostol, 2000). Datorită situării Podișului

Bârladului la est de Carpații Orientali,

influența acestui centru baric este mai

scăzută.

Ciclonul islandez se formează în Atlanticul de Nord (în zona insulei Islanda), pe frontul polar, și acționează în corelație cu anticiclonul azoric. Se formează în tot timpul anului, fără a avea o permanență zilnică, fiind un ciclon semipermanent. Limita sa exterioară este izobara de 1010 mb, atingând adâncimi de 985-990 mb. Ciclonul islandez se deplasează în sezonul rece spre est și sud-est (fig nr.8), instalându-se peste Marea Albă și jumătățile nordice ale Arhipelagului Britanic și ale Peninsulei Scandinavice, retrăgându-se spre nord-vest în sezonul cald, când se instalează deasupra Groenlandei. Ciclonul islandez este prezent în zona Atlanticului de nord în 80 %

Din zilele anului, cu frecvența maximă în februarie (88 %) și minimă în mai (68 %). Când deasupra Atlanticului se formează o dorsală de altitudine ce se extinde până în Groenlanda, ciclonul islandez se deplasează spre sud, peste Europa de nordvest, determinând deplasarea spre sud a ciclonilor polari și generând deasupra Mării Mediterane cicloni secundari (N. Topor, C. Stoica, 1965).

Țara noastră este traversată câteodată (mai ales spre sfârșitul toamnei și începutul iernii) de talvegul sudic al depresiunii islandeze, când centrul acestei depresiuni acționează deasupra Mării Norvegiei. Acest talveg, după ce străbate Europa Vestică și Centrală, aduce la noi în țară o vreme umedă și închisă. După escaladarea Carpaților și apoi descendența aerului pe versanții răsăriteni, precipitațiile se restrâng ca arie și slăbesc în intensitate. În unele situații, la circulații vestice intense, fronturile reactivează pe versantul vestic al Carpaților Orientali, determinând producerea de precipitații abundente în Carpați și, mai scăzute în intensitate, în Moldova (I. Stăncescu, 1983).

Anticiclonul siberian este cea mai extinsă formațiune barică de pe Glob (ajunge la cca. 30 mil. km), are origine termică și se formează iarna deasupra Eurasiei, ca urmare a răcirii puternice a suprafețelor continentale acoperite cu zăpadă. Ecaterina Bordei-Ion (1983) separă maximul barometric est-european, numit Anticiclonul est-european de iarnă (prezent uneori și în Câmpia Siberiei de Vest), de Marele anticiclon siberian de iarnă, situat în Asia Centrală.

Din Siberia, anticiclonul siberian se extinde spre Europa, sub forma unui nucleu secundar sau a unei dorsale (fig nr.9) prezente frecvent pe continentul nostru, din septembrie până în martie. Instalarea acestui anticiclon pe axa Voeikov, de regulă situată cu puțin mai la nord de țara noastră, produce timp rece și secetos, iar, în cuplaj cu o arie depresionară, determină producerea crivățului. Este răspunzător de reducerea cantităților medii de precipitații atmosferice în estul țării, pe timpul iernii și parțial în luna martie (Octavia Bogdan și Elena Niculescu, 1999).

Stabilitatea mare a acestor mase de aer și grosimea lor redusă (400-600 m) le împiedică să traverseze în multe cazuri lanțul carpatic. Este singurul centru baric din zona Europei care, în unele situații, se instalează și deasupra Românei. Retragerea dorsalei anticiclonice este rapidă și se produce la sfârșitul iernii spre nord–nord-est. În Europa, valoarea maximă a intensității sale poate fi de 1035-1050 mb. Dorsala anticiclonului siberian nu are o prezență constantă în toate iernile. Uneori existența dorsalei este întreruptă periodic de invazii ale ciclonilor arctici, ce străbat Câmpia

Rusă spre sud-est, care o secționează și

o distrug.

Față de frecvențele înregistrate de primii doi centri principali, anticiclonul siberian prezintă, în Europa, frecvențe medii mai reduse: în medie anuală 31 %, frecvența maximă este de 41 % în februarie și frecvența minimă de 15 % în iulie (N. Topor, C. Stoica, 1965).

Ciclonii mediteraneeni au un caracter semipermanent și se formează în bazinul occidental sau central al Mării Mediterane, pe frontul creat de pătrunderea aerului polar peste vestul și centrul Europei, la contactul cu aerul cald tropical (Geografia României, vol. I, 1983).

Maximul de acțiune se înregistrează în perioada decembrie-februarie, în sudul și sud-estul Europei până în vestul Asiei Mici și Sudul Ucrainei (fig nr. 10). Intensitatea este scăzută în timpul sezonului cald, când nu se disting

pe hărțile barice.

Pe lângă centrii principali, în Geografia României (vol. I, 1983) sunt analizați și patru centri barici secundari de acțiune asupra atmosferei continentului european, cu influență mai scăzută asupra atmosferei României:

– anticiclonul scandinav – determină răciri bruște ale vremii, afectând România doar în 20 % din cazurile în care se formează (I. Stăncescu și Doina Damian, 1983); ca urmare, se produc înghețul la sol și brume în anotimpurile de tranziție, uneori foarte apropiate ca moment al producerii de anotimpul de vară, respectiv brume târzii de primăvară sau timpurii de toamnă (V. Budui, 2001);

– anticiclonul groenlandez – are perioada și modul de manifestare asemănătoare cu anticiclonul scandinav;

– anticiclonul nord-african – transportă aer cald și uscat tropical, uneori încărcându-se cu umezeală deasupra Mării Mediterane. Are o mare instabilitate termică, producând fenomene orajoase, mai ales în sudul și sud-vestul țării, uneori și iarna;

– ciclonul arab – are o influență foarte slabă, doar în sud-estul Europei, unde determină o circulație estică, ce aduce aer uscat.

Centrii barici locali de acțiune atmosferică se formează pe teritoriul României și în aria limitrofă, având frecvență, intensitate și extindere redusă. Ciclogeneza orografică din Carpați se produce în condițiile modificării condițiilor de staționaritate dintre anticiclonul situat la nord de lanțul carpatic (produs de Anticiclonul siberian) și partea nordică a depresiunii situate în Mediterana Orientală. Durata acestor fenomene este scurtă (12-24 ore, mai rar câteva zile), iar frecvența maximă este iarna. În Podișul Bârladului, poate produce slabe precipitații, pe direcția de înaintare a lobului estic anticiclonic sau în curenții divergenți orientați spre vest, în ascensiunea lor pentru traversarea grupei centrale a Carpaților Orientali.

Câmpul mediu anual al presiunii atmosferice la nivelul mării, obținut pentru perioada 1982-1994, evidențiază cu claritate persistența a doi mari centri barici situați în Oceanul Atlantic, Anticiconul Azoric și respectiv Depresiunea Islandeză, ambii determinând circulația atmosferică predominant vestică pe continentul nostru (Fig nr. 11).

Fig. nr. 11 Câmpul mediu anual al presiunii și al vântului

Unele caracteristici climatice ale teritoriului României pot fi atribuite configurației Anticiclonului Azoric, care la latitudinile medii capătă aspectul unei dorsale mult alungite spre est cu valori ale presiunii medii pe teritoriul României în jur de 1018 hPa. Circulația aerului la nivelul mării se face dominant din direcția vestică. Gradienții barici mari de deasupra oceanului imprimă viteze constant mai ridicate ale vântului în special deasupra Atlanticului de Nord. Deasupra Europei vitezele medii scad spre mijocul continentului și mai ales în zona acoperită de brâul anticiclonic, care unește Anticiclonul Azoric cu cel Siberian, prin Spania, Franța, Italia, România și Marea Neagră și cea Caspică.

În luna ianuarie gradienții barici sunt mai mari ca urmare atât a adâncirii Depresiunii Islandeze sub 1000 hPa, cât și creșterii presiunii la peste 1024 hPa în centrul Anticiclonului Azoric. Aceasta determină o intesificare evidentă a circulației atmosferice cu deosebire în jumătatea nordică a continentului (fig. nr 12)

In sudul continentului, ca urmare a constituirii brâului anticiclonic, prin unirea Anticiclonului Siberian cu cel Azoric, ca și prin slăbirea activității ciclonice în Bazinul mediteraneean circulația aerului este mai puțin intensă, așa cum o ilustează dimensiunea redusă a săgeților In troposfera inferioară și medie, înălțimile suprafețelor de geopotențial de 850; 700 și 500 hPa indică constant predominarea circulației vestice și intensificarea ei pe măsura creșterii înălțimii. Ca și în cazul vântului la sol se constată o intensificare a circulației de la sudul spre nordul continentului, aceasta făcându-se predominant din sectorul vestic.

Fig nr. 12 Câmpul mediu al presiunii și al vântului în ianuarie

Fig. nr 13 Câmpul mediu al presiunii și al vântului în iulie

In sudul continentului, ca urmare a constituirii brâului anticiclonic, prin unirea Anticiclonului Siberian cu cel Azoric, ca și prin slăbirea activității ciclonice în Bazinul mediteraneean circulația aerului este mai puțin intensă, așa cum o ilustează dimensiunea redusă a săgeților

Pe măsura încălzirii emisferei nordice în intervalul dintre echincțiul de primăvară și solstițiul de vară se constată deplasarea spre nord a brâului anticiclonic, slăbirea Depresiunii Islandeze și adâncirea depresiunii din Asia Mică. În aceste condiții în jumătatea nordică a continentului circulația aerului devine mai puțin intensă decât în sudul continentului, mai ales în lunile mai și iunie, când brâul anticilonic format de Anticiclonul Azoric și cel Siberian se deplasează spre nord până în sudul Peninsulei Scandinavice.

In luna iulie apar modificări substanțiale în distribuția câmpului baric, concretizate prin adâncirea la valori minime ale Depresiunii barice, de origine termică, din Asia Mică și dispariția Anticiclonului Siberian. În Atlanțicul de Nord, Depresiunea Islandeză slăbește foarte mult prin creșterea presiunii, în consecință viteza vântului se reduce substanțial în nordul Europei. In această lună Anticiclonul Azoric se menține puternic, având o mare extindere spre nord și spre est. In acest context viteza vântului este mai redusă pe cea mai mare parte a continentului European (Fig nr 13).

2.2.2. Tipurile de circulație în sud – estul Europei

Imaginea asupra circulației atmosferice ce se poate desprinde din distribuția valorilor medii ale principalelor elemente meteorologice, scoate în evidență caracterul general al deplasăsii maselor de aer. O serie împortantă de procese implicate în conturarea particularităților climatice pot fi scoase la iveală de analiza diferitelor tipuri de circulație, care se succed deasupra teritoriului.

Circulația vestică. Între toate tipurile de circulație atmosferică, aceasta prezintă frecvența cea mai mare, încadrându-se în circulația generală de la vest la est. (fig nr. 14) Din aceasta, datorită factorilor dinamici se formează și alte tipuri de circulție cum ar fi circulația polară in proporția cea mai mare, tropicală și mai puțin circulația de blocaj.

Fig nr. 14 Circulația zonală

Circulația vestică, numită și zonală, se manifestă în tot timpul anului și are un caracter de persistență putând să dureze perioade mari de timp. În funcție de gradul de baroclinicitate al atmosferei aspectul vremii este diferit deasupra continentului; un timp frumos în jumătatea sudică, dar cu precipitații frecvente în nord. În România, în anotimpul rece, iernile sunt blânde, iar precipitațiile sunt predominant sub formă de ploaie.

Atunci când cea mai mare parte a continentului se află sub influența unei vaste arii depresionarei în care circulă o serie de cicloni de la vest la est, vremea în țara noastră este în general închisă și umedă cu precipitații frecvente în perioada rece a anului, de cele mai multe ori sub formă de ploaie și mai puțin de lapoviță și ninsoare, ca urmare a poziției sale la periferia sudică a acestora. În sudul țării se înregistrează cele mai ridicate temperaturi. Gradul de instabilitate atmosferică este mai mare în perioada caldă a anului, când la trecerea fronturilor atmosferice reci, cad averse de ploaie însoțite de descărcări electrice, îndeosebi în nord-vestul, centrul si nordul teritoriului. Dacă în altitudine izohipsele de geopotențial sunt divergente, atât în vestul și centrul continentului, cât și în țara noastră, va predomina o vreme cu instabilitate accentuată în perioada caldă a anului cu averse de ploaie însoțite de descărcări electrice, dar cu zile de iarnă mai blânde.

Circulația polară. Acest tip de circulație atmosferică este mai puțin frecvent decât circulația zonală și apare atunci când Anticiclonul Azoric se dezvoltă și se extinde spre nord-est către Islanda, iar uneori se unește cu dorsala Anticiclonului Groenlandez. În aceste condiții Depresiunea Islandeză se deplasează pe continent și uneori formează un talveg spre sud până în bazinul Mării Mediterane (Fig. nr. 15). Cuplajul dintre dorsala Anticiclonului Azoric și nucleul depresionar mobil de pe Câmpia Rusă antrenează spre sud mase de aer polar și arctic, ceea ce determină creșterea nebulozității. În ceea ce privește gradul de instabilitate acesta este mare în perioada caldă a anului când ploile au caracter de aversă însoțite de descărcări electrice și de intensificări puternice ala vântului, dar și în perioada rece când în funcție de adâncimea talvegului ninsorile pot fi însemnate.

Fig. nr. 15 Circulația polară

După traiectoria maselor de aer polar peste cea mai mare parte a continentului și zona geografică a României, circulația polară poate fi: directă, întoarsă sau ultrapolară.

Circulația polară directă se caracterizează prin deplasarea maselor de aer polar din Groenlanda și Peninsula Scandinavică spre sud-est. În condițiile acestei circulții atmosferice vremea se răcește Dacă aerul este adus de la latitudini mai mari de paralela de 60o N, răcirea este mai accentuată în estul țării. Local, cad precipitații care pot avea și caracter de aversă, iar vântul se intensifică.

Circulația polară întoarsă, care se manifestă îndeosebi în perioada rece a anului, presupune un transport de aer polar-maritim direct nord-sud, de la pol până în bazinul Mării Mediterane unde se poate transforma și deplasa către est, apoi către nord-est. Este situația în care în bazinul Mării Mediterane se pot genera cicloni, care să acționeze cu mare intensitate la sudul Munților Alpi. Aspectul vremii este determinat de particularitățile maselor de aer polar pătrunse pe continent în funcție de perioada anului. În sezonul cald instabilitatea atmosferică este puternică și se manifestă prin frecvente averse de ploaie, însemnate cantitativ, însoțite de descarcări electrice și puternice intensificări ale vântului. În sezonul rece al anului, în urma pătrunderii maselor de aer polar până in Marea Mediterană și a deplasării acestora către nord-est, temeratura aerului scade, iar precipitațiile sunt sub formă de ninsoare.

Circulația ultrapolară are loc atunci când dorsala Anticiclonului Azoric este extinsă mult către nord-est pe continent până în zona mărilor polare, peste estul și sud-estul continentului se formează un talveg depresionar orientat nordest – sudvest care antrenează mase de aer arctic suprarăcit pe continent până în bazinul central și estic al Mării Mediterane. În aceste condiții se produc cele mai puternice răciri, iar în perioada rece a anului, când și frecvența este cea mai mare, se înregistrează cele mai scăzute temperaturi. Uneori, când în sudul continentului este dezvoltată dorsala Anticiclonului Azoric, peste care în partea anterioară, se suprapune un talveg depresionar, sunt posible ninsori puternic viscolite în sudul țării.

Circulația tropicală. În cadrul circulației generale a atmosferei sunt perioade când peste sud-estul și estul continentului pătrund mase de aer dinspre Asia Mică sau nordul Africii. Deși acest tip de circulție are o frecvență mai redusă, ea este deosebită atât pentru perioada caldă a anului cât și pentru cea rece deoarece asigură transportul excesului de căldură din zonele tropicale către cele polare. Astfel, se realizează un echilibru caloric între zonele excedentare și deficitare pe continent.

Caracteristic acestui tip de circulație este faptul că izohipsele de geopotențial după o zonalitate peste Oceanul Atlantic, în momentul în care ajung în vestul Mării Mediterane pătrund pe continentul african după care se orientează către nord-est antrenând mase de aer cald și uscat în sud-estul continentului, uneori și în est, iar în sezonul cald până în sudvestul Siberiei (Fig. nr. 16). Acest transport de mase de aer determină o vreme călduroasă și secetoasă vara și ierni blânde.

După orientarea izohipselor și în funcție de zona de formare a maselor de aer, acest tip de circulație poate aduce mase de aer tropical-maritim dinspre Oceanul Atlantic și Marea Mediterană, situații în care în țara noastră vremea se încalzește, iar nebulozitatea creste.

Fig. nr. 16 Circulația tropicală

Fig nr. 17 Circulația de blocaj

În sezonul cald vremea este predominat frumoasă și călduroasă, cu averse de ploaie numai la munte. În anotimpul rece vremea este închisă și caldă cu ploaie în vestul țării.

Când cea mai mare parte a continentului, îndeosebi estul și sud-estul se află sub influența unei dorsale extinse din Asia Mica și estul Mării Mediterane, sunt antrenate mase de aer tropical-continental, care determină o vreme caldă și fără precipitații.

Circulația de blocaj. Acțiunea de deviere a formațiunilor depresionare generate în nordul Oceanului Atlantic către nordul și nord-estul continentului european, ocolind astfel partea centrală, constituie circulația de blocaj. Aceasta se realizează în condițiile unui câmp de presiune atmosferică ridicat în sudul și centrul continentului, peste care se suprapune o dorsală de altitudine, extinsă uneori pâna în nordul Peninsulei Scandinavice (Fig. nr 17).

În cuprinsul dorsalei cu mare dezvoltare verticală se pot forma nuclee anticiclonice, îndeosebi în perioada caldă a anului. Asemenea situație determină, în cea mai mare parte a continentului o vreme frumoasă și deosebit de caldă și secetoasă în anotimpul de vară. În perioada rece a anului vremea este închisă, dar cu precipitații puține și cu temperatură mai scăzută. Acest tip de circulație are frecvența cea mai redusă de până la 10%.

Drept urmare structurile atmosferice și tipurile de circulație prezente deasupra continetului, determină în unele situații hazarde meteoclimatice și pe teritoriul Podișului Bârladului, iar cel mai variabil parametru meteoclimatic unt precipitațiile, Prin lipsa acestora își fac apariția perioade de secetă și uscăciune, iar prin abudența acestora determină inundații de mare amploare. Mai jos sunt prezentate câteva aspecte ce privesc marea variabilitatea a precipitațiilor și strucuturile sinoptice din anul 2009

Anul 2009 a fost deficitar pluviometric mai ales în partea centrala a podișului (Bârlad – 337 mm), iar deficitul de precipitații din acest an s-a realizat în sezonul cald

în mai multe perioade

lipsite de precipitații.

La Tecuci cea mai lungă perioadă fără precipitații a fost de 14 zile (14-28 mai), în ansamblu a avut un regim în general secetos, însa nu excesiv, în partea centrală a podișului, la Bârlad s-au înregistrat 21 de zile fără precipitații (9-30 septembrie); cele mai multe perioade cu secetă, 6 în total, iar cantitatea de precipitații a fost la mai puțin de jumătate din cantitatea normala pentru sezonul cald – rezultă un sezon extrem de secetos “calamitate naturala”; la Vaslui s-a înregistrat cea mai lungă perioadă fără precipitații, de 24 de zile în intervalul 1-24 aprilie – și aici în ansamblu un regim excesiv de secetos.

Din punct de vedere sinoptic, sezonul cald a debutat cu o structură de blocaj, asociată unui brâu anticiclonic rece, centrat deasupra Peninsulei Scandinavice și Rusiei Europene, care a persistat multă vreme și astfel toată activitatea ciclonică a fost blocată în bazinul central al Mării Mediterane și deasupra Oceanului Atlantic. (vezi figura nr. 18)

Începând cu luna mai acțiunea dorsalei calde nord-africane asociate cu un regim anticiclonic de tip Azoric au dus la apariția și intensificarea fenomenului de secetă în mai multe intervale pe tot parcursul verii. (vezi tabelul nr. 18)

Luna septembrie a fost dominată de persistența regimului anticiclonic, la început de de tip Est European, apoi Azoric, cu formare de brâu la latitudini medii pentru a doua și a treia decadă a lunii.

Regimul termic al sezonului cald al anului 2009, a fost caracterizat de temperaturi ridicate mai ales în lunile iulie și august, când abaterile termice lunare au fost pozitive și au depășit chiar 3 grade mediile lunare. În aceste luni media lunară a temperaturii aerului s-a apropiat de 24 de grade, valori caracteristice, extremității de sud a țării.

Pentru stabilirea structurilor sinoptice, care dau precipitații însemnate în bazinul hidrografic Bârlad, au fost identificate zilele cu cantități de peste 20 mm și structurile sinoptice asociate acestor cantități. Numărul de zile cu astfel de cantități variază între 3…5 zile pe an în zonele joase, dar crește semnificativ pe înălțimile deluroase, până spre 8…10 zile pe an, ca urmare a ploilor de natură convectivă. Cantitățile maxime în 24 de ore au valori mari în jumătatea sudică, lucru care arată creșterea gradului de excesivitate de la nord spre sud.

Așadar au rezultat mai multe tipuri de structuri sinoptice care aduc precipitații însemnate în bazinul hidrografic al râului Bârlad, cu nuanțe diferite, între jumătatea sudică, unde activitatea ciclonilor de origine mediteraneană este dominantă, în timp ce pentru partea nordică crește importanța perturbațiilor ciclonice de deasupra Europei Centrale. ( tab. nr. 8)

Tab. nr. 8. Cantități deărecipitații de peste 20 mm în 24 H și structuri sinoptice asociate ( Huștiu 2009)

Fig. nr. 19 Structuri sinoptice care generează ploi abundente – geopotențialul la 500 hPa (prelucrare după NCEP-NCAR)

2.3 Factorii fizico-geografici

2.3.1 Relieful

Principalul factor care influențează distribuția parametrilor climatici în țara noastră, îl constituie relieful. Caracteristicile fizice de bază ale reliefului, sunt: altitudinea, orientarea versanților în raport cu poziția Soarelui și cu deplasarea maselor de aer, tipul formei de relief (concavă, convexă, plană) și constituția sa petrografică. Dintre caracteristicile enumerate mai sus, altitudinea se dovedește a avea rolul cel mai important în distribuția parametrilor climatici.

Podișul Moldovei se extinde pe o suprafață de circa 22200Km2, în estul țării, fiind mărginit la vest de Carpații Orientali și Subcarpații Moldovei, la sud de Câmpia Română, iar la est, în mod convențional, de valea Prutului. Spre deosebire de Podișul Getic, se constată o mai mare varietate a formelor de relief care au conturat diviziiuni naturale distincte: Podișul Sucevei, Podișul Bârladului și Câmpia Jijiei. Altitudinea maximă nu depășește 600 de metri și se întâlnește în Dealul Mare-Hârlău (595m). O caracteristică comună de relief, cu mare importanță climatică este consecvența cu care majoritatea văilor se oriientează pe direcția nord sud.

Podișul Bârladului ocupă jumătatea sudică a Podișului Moldovei și este drenat aproape în totalitate de sistemul hidrografic al Bârladului, de unde își trage și numele. Este constituit din formațiune sedimentare monoclinale pe un fundament diferențiat care corespunde părții sudice a Platformei Moldovenești și depresiunii structurale a Bârladului. Morfologia regiunii este influențată în mod direct de natura părții superioare a cuverturii sedimentare alcătuită din formațiuni sarmațiene și pliocene care se succed de la nord la sud.

Fig. nr. 20 Podișul Bârladului – trepte hipsometrice

Partea nordică este sculptată în depozite basarabiene și kersoniene alcătuite din argile, marne, nisipuri, și orizonturi de gresii și calcare în special calcare oolitice. La sud de linia Bacău – Coștuleni urmează formațiunile meoțiene

argiloase și nisipoase în care sunt intercalate orizonturi de cinerite andezitice, acoperite în extremitatea sudică de depozite ponțiene și daciene. În nord unde predomină plăcile dure grezo – calcaroase relieful se prezintă sub formă de dealuri și platouri întinse, larg bombate, cu un pronunțat caracter structural, acoperite în mare parte cu păduri de fag și stejar . La sud de localitatea Vaslui masivitatea reliefului se reduce și devin caracteristice colinele prelungi separate de văi aproape paralele.

Înălțimea culmilor din extremitatea nordică a Podișului Bârladului depășește 400-450 m. Partea cea mai coborâtă se află în lungul văii Bârladului (40 m la Ghidigeni). Din suprafața podișului 30 % se situează la altitudini cuprinse între 200-300 m; 14 % între 300-500 m, iar cea mai mare parte la altitudini sub 200 m. ( vezi fig nr. 20)

Densitatea fragmentării este în medie de 0,7-0,9 dar se accentuează de la sud la nord așa cum se accentuează și energia de relief care ajunge de la 100 m la 300-400 m. Platourile structurale și cuestele sunt forme de relief dominante cu precădere în partea nordică. Ele sunt condiționate de orizonturile de gresii și calcare sarmatice cu dispunere monoclinală.

Cele mai întinse platouri structurale se află la nord de localitățile Suhuleț, Ipatele, Șcheia, și Schitul Duca (platoul Cheia Domniței). Aceste platouri sunt flancate de cueste cu dimensiuni variabile de la câțiva km la zeci de km (cuestele din lungul Bârladului Superior, ale Racovei, Vasluiului).

În partea sudică a podișuluica urmare a prezenței faciesului nisipos al pliocenului, caracterul structural al reliefului este estompat.

În partea nordică, unde predomină depozitele nisipoase sarmațiene sunt frecvente alunecări de teren, masive și profunde, într-o alternanță de sectoare active și relativ stabilizate pe când în partea sudică este specifică eroziunea torențial și spălarea areolară. Relieful de acumulare are răspândire mare în lungul văilor. Albia Bârladului cu lățime cuprinsă între 1,5 Km și 3 Km, văile Racovei, Vasluiului, Crasnei ,Tutovei, Zeletinului, Berheciului prezintă albii majore înguste, a căror evoluție este influențată puternic de aportul coluvio-proluvial al versanților.

Acest fenomen este foarte evident în sectorul colinar sculptat în formațiuni nisipoase pliocene unde au loc procese intense de degradare a albiilor și îmbătrânire prematură a rețelei hidrografice. Valea Bârladului este însoțită de terase, dar cu excepția treptelor de 20 – 25 și 30 – 40 m sunt mult mai fragmentate decât terasele Prutului.

Podișul Central Moldovenesc ocupă toată partea de nord a Podișului Bârladului începând de la Coasta Iașilor până la latitudinea orașelor (vezi fig. nr. 21) Vaslui și Huși. Limita sa sudică o formează Coasta Racovei. Începând cu sectorul de confluență Racova–Bârlad limita dintre Podișul Central Moldovensc și Colinele Tutovei urmărește flancul drept al văii Bârladului până la Crasna. Formațiunile de suprafață în care este sculptat aproape în întregime relieful aparține sarmațianului.

O dezvoltare largă o au depozitele basarabiene între care se intercalează orizonturi de calcare oolitice groase de 3-5m.

Peste ele urmează un pachet de argile, argile nisipoase și nisipuri cu intercalații și concrețiuni grezoase. Indiferent de vârsta orizonturilor mai dure, calcaroase și grezoase sunt elemente caracteristice care se impun în morfologie imprimând acestui podiș clare trăsături structurale. Factorii morfogenetici activi care au pus în evidență structura geologică sunt cei fluvio–deluviali. Podișul Central Moldovenesc prezintă cueste de mari proporții, platouri structurale, dealuri cu suprafața larg boltită și culmi separate de văi adânci adesea asimetrice din Bazinul superior al Bârladului. Aspectul dentritic al rețelei hidrografice și adâncirea rapidă a văilor în complexul argilelor au făcut ca cele mai întinse platouri structurale și cele mai mari înălțimi să se găsească spre periferia podișului. Către axul văii Bârladului și mai ales către zona orașului Vaslui, care înmănunchează multe confluențe, relieful coboară treptat îmbrăcând forma unei depresiuni sculpturale. Este evident aici o evoluție morfologică pe bazine hidrografice: un areal semicircular structural în cuprinsul căruia înălțimile depășesc 400 m, închizând în interior suprafețe ce depășesc 100 m în lunca Bârladului. Energia medie a reliefului este de 150-200 m iar cea maximă de 350 m. Între formele structurale cele mai reprezentative se numără platourile de la Băneasa – Averești, Slobozia – Budu, Cantemir, Repedea, Schitu – Duca și numeroase cueste.

Sculptarea diferențiată a reliefului a făcut ca alături de platforme structurale înalte să se dezvolte și unele trepte mai joase în al căror substrat se găsesc formațiuni mai noi. Acestea au fost considerate drept platforme de eroziune rezultate în urma evoluției policiclice.

Procesele cele mai active de eroziune se localizează în bazinele superioare ale afluenților Bârladului,pe fruntea cuestelor și pe versanții cuestiformi.

Ele sunt reprezentate prin mai multe generații de alunecări și prin organisme torențiale a căror intensitate și extindere au captat mari proporții în cuprinsul versanților defrișați în ultimul secol. Relieful de acumulare fluviatilă deși destul de slab reprezentat demonstrează clar că evoluția pliocen – cuaternară a văilor s-a făcut în concordanță cu al celorlalte subunități a Moldovei. Pe versanții văii Bârladului superior s-a constatat prezența unui număr de 4 – 7 terase care se ridică la peste 100 m altitudine relativă (D. Ploscaru, 1973). Cele mai largi trepte în plin proces de agradare sunt reprezentate prin luncile încă inundabile ale Bârladului și a afluenților săi.

Colinele Tutovei sunt situate între Siret și Bârlad începând de la Coasta Racovei – Valea Morii și până la Nicorești. Este o regiune întinsă, sub forma de triunghi a cărei trăsătură esențială o constituie predominarea interfluviilior înguste alungite pe zeci de Km, separate de văi paralele cu versanții abrupți și o dinamică foarte activă. Se constată fragmentarea acestui areal sub forma unor culmi interfluviale orientate nord –sud și separate de o rețea hidrografică consecventă.

Culmile interfluviale se alungesc foarte mult, cele mai importante traversând întreg teritoriu, atingând 80-100 Km lungime.

Nivelul superior al culmilor este în general mai ridicat în nord și nord-vest unde altitudinile absolute depășesc frecvent 400 m, iar în sud aceste valori oscilează în jur de 250 m. Rețeaua de văi are aceiași orientare nord-sud păstrând aproape în exclusivitate caracterul consecvent, cazurile de văi subsecvente, obsecvente sau resecvente fiind foarte rare. Dintre culmile interfluviale, cea mai importantă și mai complexă este culmea care separă bazinul hidrografic al Siretului de cel al Bârladului. Aceasta începe din nord din nodul orografic Solca – Poiana Humei (422 m) înglobând o serie de dealuri cu altitudini de peste 400 m.

Fig. nr. 21 Podișul Bârladului – subunități geografice

Nici înșeuările care formează acest sector nu coboară sub 400 m subliniind caracterul de masivitate al acestui sector. La sud de Zarea Condrache afluenții Siretului și ai Berheciului se apropie foarte mult fragmentând cu obârșiile lor culmile interfluviale.

Flancul vestic de la sud de Dealul Huruiești este abrupt în timp ce flancul estic coboară domol spre Berheci.

Această asimetrie se accentuează și mai mult la sud de Dealul Ciorba unde este în legătură cu deplasarea Siretului spre est ceea ce face ca flancul vestic al interfluviului să fie foarte abrupt. Culmea interfluvială Berheci – Zeletin deși mai puțin extinsă (70 Km) se remarcă prin altitudini ce depășesc 500 m. În cadrul ei este cuprinsă cota cea mai mare din Colinele Tutovei (Dealul Doroșanu – 564 m). Începând din nord (478 m) și până la Dealul Călugări (430 m) altitudinea nu coboară sub 400 m. Afluenții Zeletinului detașează din interfluviul Berheci – Zeletin două culmi interfluviale secundare.

Prima se remarcă printr-o desfășurare amplă (30 Km. Lungime și 6 km lățime) ultima fiind redusă (10 Km. Lungime și 380 m altitudine). La sud de dealul Pereschivului, interfluviul Zeletin – Tutova se destramă datorită pârâului Pereschiv și a afluenților săi.

Culmea Racovei are o direcție general nord-vest sud-est și se menține la 400 m altitudine. Flancul nordic și cel nord-estic al Culmii Racova sunt abrupte și au caracter de cueste în timp ce versantul sudic și cel sud-vestic au o structură complexă.

Paralelismul culmilor este consecința paralelismului pronunțat al rețelei hidrografice care a creat în general un sistem de văi orientate în general în sensul meridianelor. Dintre văile autohtone cele care au modelat văi mai importante sunt: Tutova, Berheciul, Zeletinul, Pereschivul și Simila.

Deși este amplasată pe un fundament heterogen puternic compartimentat și faliat care aparține flancului sudic al Platformei Moldovenești și sectorul nord-vestic al depresiunii Bârladului, subunitatea dispune de o cuvertură sedimentară groasă și uniformă ce conferă oarecum uniformitate întregii regiuni. Formațiunile geologice de suprafață aparțin sarmațianului superior și pliocenului. Primele sunt prezente spre baza versanților din nordul Colinelor Tutovei în facies marin. Cea mai largă răspândire o au însă sedimentele meoțiene formate dintr-un complex de nisipuri argile, marne.

În extremitatea sudică a Colinelor Tutovei peste meoțian se aștern și depozite nisipoase aparținând ponțianului și dacianului. Înfățișarea actuală a acestui teritoriu își are originea în vasta câmpie pliocenă înaltă și adânc secționată de văi consecvente.

Predominare faciesului nisipos a favorizat adâncirea ușoară a rețelei hidrografice și înaintare accentuată spre amonte a obârșiilor. Acest lucru este pus în evidență de prezența unei culmi transversale masive cu direcția vest-est. Nivelul cel mai ridicat al reliefului se întâlnește în nord și nord-vest.

Prin orientarea culmilor, de aici prin existența unor forme structurale mai dezvoltate și chiar prin vaste alunecări, acest sector dintre obârșiile Tutovei se aseamănă mult cu Podișul Central Moldovenesc. Înălțimile care străjuiesc marea Coastă a Racovei depășesc 400-450 m de aici spre sud între Siret și văile ce aparțin bazinului Bârladului se desfășoară cea mai importantă și mai complexă culme (Culmea Arinoasa).

În lungul său altitudinile se mențin aproape constant peste 400 m. Aceste aspecte generale sunt înregistrate de o fragmentare mai densă în partea centrală și nord-vestică cu densități de 1,2 Km/Kmp și energie de 200-300 m.

În regiunea cu fragmentare mai mare și dinamica reliefului este mai mare iar trecerea de la unele văi consecvente la cele subsecvente, datorită proceselor de captare este mai evidentă. Din punct de vedere morfogenetic teritoriul Colinelor Tutovei aparține aproape în întregime sistemului fluvio–deluvial.

Suprafața inițială pliocenă a fost înlocuită de relief colinar actual iar consecvența și paralelismul arterelor hidrografice ca și posibilitatea adâncirii accentuate a văilor într-un facies nisipo–argilos, justifică pe deplin morfologia de ansamblu a acestui teritoriu. Relieful structural este aici nereprezentativ, doar în partea de nord-vest apar câteva platouri structurale suprapuse bancurilor de cinerite andezitice.

Eroziunea fluviatilă care a imprimat nota caracteristică a morfologiei întregii regiuni este întregită de manifestarea activ a proceselor de versant. Constituția geologică, climatul temperat cu ploi torențiale de vară ca și defrișările pe scară mare au favorizat eroziunea solului, larga răspândire a organismelor torențiale sau chiar deplasări de teren. Cantitatea de sol spălat în timpul ploilor torențiale de vară ajunge la 82-98% din întregul volum îndepărtat de eroziunea areolară.

Pe unele interfluvii din sud, cu cuverturi groase de luturi loessoide se dezvoltă și microforme de sufoziune (mici pâlnii, ponoare, galerii).

Prezența pe mari suprafețe a ablației și a celorlalte forme de degradare a terenurilor agricole din Colinele Tutovei, prezente și în celelalte regiuni ale bazinului justifică înființarea la Perieni–Bârlad a Stațiunii de cercetări pentru combaterea eroziunii solurilor.

Dealurile Fălciului constituie unitatea geografică situată la est de valea Bârladului mijlociu. Limitele reprezentate prin cueste în cea mai mare parte, plaiurile netede cu mici depresiuni de culme la care se adaogă asimetria cuestelor.

Relieful format din culmi relativ scurte situate la 300-370 m în partea nordică și 250-330 m spre sud. Orientarea spre sud și sud-vest a văii Bârladului din aval de Crasna face ca versantul său de pe stânga să aibă caracter de cuestă, deși este fragmentat de numeroase bazine torențiale.

O întreagă succesiune de cueste secundare aparținând unor văi mici subsecvente se dezvoltă pe latura sud-vestică a Dealurilor Fălciului imprimându-i un asp4ect morfologic specific.

Relieful sculptural favorizat de faciesul nisipos al meoțianului superior, de fragmentarea și energia accentuată dinspre Bârlad, ocupă cele mai întinse suprafețe.

Ca și Colinele Tutovei versanții și chiar unele culmi interfluviale mai înclinate sunt afectate de procese active de eroziune areolară și torențială.

Cornișe în plină evoluție se mențin neîntrerupt pe distanțe mari, atingând pe alocuri înălțimi de 15-20 m alimentând deluvii groase cu fragmentare mixtă, secționate din loc în loc de ravene ramnificate.

Diferențele mari de nivel dintre partea vestică a Dealurilor Fălciului și lunca Bârladului au influențat în mod hotărâtor adâncirea și evoluția rapidă a văilor de aici.

Între afluenții celor două bazine hidrografice s-au produs spectaculoase procese de captare. Cel mai concludent dintre acestea a contribuit la detașarea râului Idrici din bazinul Elanului și orientarea sa spre Bârlad.

Adâncirea ritmică a văii Bârladului este atestată de existența în aval de Crasna a teraselor cu altitudini relative de 10-20 m, 40-70m, 100-110m (Al.Obreja, 1961).

Podișul Covurluiului este suprapus părții sudice a depresiunii structurale a Bârladului și are un fundament hercinic–kimeric de tip dobrogean, acoperit de sedimente jurasice și miocen superior – pliocene, separate de o importantă lacună stratigrafică.

Se adaogă formațiunile postvilafranchiene reprezentate prin depozite de terasă și luncă, luturi loessoide, depozite proluviale cum sunt prundișurile de Bălăbănești, cu rol important în descifrarea evoluției paleogeomorfologice a regiunii.

Cuvertura întinsă de luturi loessoide cu grosimi de 5-15 m în nord și până la 30-70m în sud are importante implicații morfologice, biopedologice și chiar economice.

Relieful podișului cercetat de V. Sficlea (1972) se prezintă ca o succesiune de culmi monoclinale constituite din câmpuri interfluviale largi ce coboară dinspre nord spre sud.

Altitudinile maxime se găsesc în extremitatea nordică lângă Bălăbănești unde depășesc 300 m, iar cotele minime spre valea Siretului 12m la nivelul luncilor.

Fragmentarea mai accentuată în nord a generat un relief de coline iar spre sud predomină câmpurile interfluviale, lucru pus în evidență și de creșterea valorilor medii ale distanței dintre văi de la 1,2 la 2 Km.

Pe fondul general al reliefului de coline și platouri joase se remarcă și unele forme izolate cum sunt arcaciurile (bazine torențiale scurte cu versanți abrupți și văi înguste). Morfogenetic întregul ansamblu a reliefului actual provine din disecarea diferențiată a vechii câmpii villafranchiene.

Acolo unde frecvența văilor consecvente este mai mare și procesele deluviale mai intense, suprafața fostei câmpii de acumulare fluvio–lacustră, a fost înlocuită de un relief de coline sculpturale separate de văi concordante, aproape paralele cu versanții în general convecși.

Procesele geomorfologice sunt deosebit de active, favorizate de subsolul nisipos, despăduririle masive, de utilizare irațională a terenurilor și accentuarea caracterului torențial a precipitațiilor.

Degradări de teren sunt reprezentate prin spălări care uneori a îndepărtat întreg învelișul de sol; ravenări puternice ce pot genera uneori bad-landsuri, surpări și alunecări mixte aflate în diferite stadii de evoluție.

Larga dezvoltare a depozitelor loessoide mai nisipoase în nord și mai prăfoase în sud a dus la apariția microformelor clastocarstice și sufozionale cum sunt crovurile, abrupturile verticale taluzurile piramidale de surparea canioanelor miniaturale.

O pondere importantă în morfologia regiunii o are și relieful de acumulare.

La formarea depozitelor fluvio–deltaice ale pleistocenului mediu din extremitatea sudică a Podișului Covurluiului, alături de Siret și-au adus contribuția Prutul și Bârladul.

Glacisurile de acumulare coluvială acoperă întinse suprafețe interfluviale, aceste sunt însă forme secundare suprapuse fondului geologic coluvio – proluvial pliocen cuaternar.

Colinele Covurluiului dispun de un relief format din culmi monoclinale cu altitudini de 200-300 m sculptată în depozite nisipoase cu o cuvertură subțire de luturi loessoide. În extremitatea nordică a acestor coline morfologia capătă o notă specifică datorită unor afluenți subsecvenți ai Bârladului.

2.3.2. Apele

Sub raportul rezervelor de apă, perimetrul geografic analizat este în general deficitar ca urmare a regimului termo-pluviometric și a substratului geologic. Apele freatice și cel captive descendente au debite reduse fiind însă satisfăcătoare calitativ.

Rezervele de apă se găsesc în general la adâncimi variabile de obicei până la 20 m și mai rar peste aceste valori diferențiindu-se în funcție de formațiunile geologice în care sunt cantonate. Cele mai bogate surse și de calitate se găsesc în cuprinsul platourilor largi protejate de orizonturi și gresii calcaroase sau acoperite de paturi groase de nisipuri.

Hidrografia de suprafață este reprezentată în primul rând de râul Bârlad cu un număr mare de afluenți de dimensiuni reduse (vezi fig. nr.22).

Cele mai importante ape subterane sunt acumulate în fisurile și golurile complexului calcaro – grezos precum și în nisipurile dinspre suprafața interfluviilor, de unde se alimentează așezările rurale învecinate.

Datorită climei și dimensiunilor relativ reduse pe care le au suprafețele de acumulare, rezervele de apă înregistrează variații mari în timp, fără a reuși să asigure o scurgere permanentă întregului sistem hidrografic.

Unii dintre afluenții Bârladului superior au debite medii în timpul verii. Râurile Vaslui și Dobrovăț seacă mai rar; Racova fiind singurul râu care nu seacă niciodată.

Repartiția neuniformă a precipitațiilor și a scurgerii lichide ca și rezervele insuficiente de ape subterane au impus amenajarea unor bazine de acumulare. Așa este lacul de la Solești și cel de la Pușcași care suplimentează alimentarea cu apă a orașului Vaslui și a altor localități.

În cadrul Colinelor Tutovei apele subterane libere sunt aproape nesemnificative ca urmare a condițiilor climatice. Debitele izvoarelor din depozitele meoțiene variază între 0,1l/sec. la Ciocani și Valea Tutovei și 0,2 l/sec. la Valea Seacă.

Apele subterane cantonate în depozitele meoțiene din dreptul localităților Băcani de pe Valea Seacă și de la Pogana sunt bicarbonatate, sodo–calcice, slab sulfatate având un gust sălciu datorită conținutului ridicat de săruri. (1000-2000 mg/l)

În funcție de resursele de ape subterane s-au fixat multe din așezările rurale ale Colinelor Tutovei, iar orașul Bârlad situat la marginea estică a zonei își asigură o mare parte din apa potabilă prin foraje de la adâncimi de 250 m care captează stratele acvifere localizate în formațiunile daciene.

Posibilitatea de alimentare cu apă a râurilor din surse superficiale și subterane în raport cu altitudinile și gradul de fragmentare a reliefului crește de la est spre vest.

Astfel râul Simila, în anotimpul cald are debite lunare minime și chiar nule. pe când râul Tutova, situat mai la vest și cu un bazin de alimentare mai mare decât precedentul are în cursul inferior un debit minim anual 40 l /sec. iar râul Berheci are 60 l/sec.

În anotimpul cald perioada apelor mici este întreruptă de viituri de scurtă durată.

Fig. nr. 22 Podișul Bârladului – Rețeaua hidrografică

Astfel debitele maxime anuale pentru asigurări sub 10% oscilează între 85 și 220 m³/sec. pe râurile Tutova și Simila în cursurile inferioare.

În general, scurgerea maximă este însoțită de inundații, care datorită permeabilității rocilor au o durata mai mică. În depozitele sarmațianului superior și

meoțianului din Dealurile Fălciului, se găsesc mai multe strate acvifere intersectate de versanții văilor.

În concluzie, râurile care drenează această unitate geografică sunt mici și nu au o scurgere lichidă permanentă.

2.3.3 Vegetația

Podișul Bârladului constitue domeniul de interferență a celor trei zone ale Moldovei extracarpatice: forestieră, de silvostepă și de stepă. Ca o consecință a climatului și a etajării descendente a releliefului se succed în această ordine de la nord-vest la sud-est.

Limitele acestor zone sunt dificil de trasat datorită tranzițiilor difuze, pătrunderii adânci a văilor în podiș și modificări antropice.

Zona stepei. Stepa ocupă suprafețe foarte restrânse în bazinul hidrografic Bârlad. O întâlnim în extremitatea sudică a Câmpiei Covurluiului, aproximativ la sud de o linie ce ar unii localitățile Vameș – Șcheia – Fântănele – Vânători unde atât condițiile de climă cât și cele de sol (cernoziomuri carbonatice și semicarbonatice) justifică existența acesteia.

În zona și etajul de stepă, cu foarte mici excepții, nu mai întâlnim vegetația primară specifică, locul ei fiind luat de culturile agricole. Puținele pajiști, mai ales pășunile sunt degradate.

Pe cele mai puțin degradate mai întâlnim asociațiile de colilie (Stipa lessigiana, Stipa joanis, Stipa pulcherria), negara (Stipa capllata), păiuș (Festuca valesiaca), pir (Agropyrum cristaturn). Pe cele mai degradate s-a instalat o vegetație secundară cu asociații de firuță (Poa bulbosa), obsiga (Broms tectorum). Pe fondul acestor graminee apar și dicotiledonate între care pelinița (Artemisia austriaca), laptele câinelui.

Izolat, în microformele negative ale reliefului, apar tufișuri de arbuști pitici precum porumbarul (Prunus spinosa), migdalul pitic (Amigdalus nana), măceșul (Rosa canina), murul. (Rubus caesius)

Zona silvostepei. Situată pe valea Bârladului sub forma unor benzi continui dar de lățimi diferite, zona silvostepei ocupă în perimetrul bazinului Bârladului partea estică și sudică, suprapunându-se zonei colinare deluroase cu altitudini sub 250 m. Climatul ei este continental, iar în învelișul de sol cea mai largă dezvoltare o au cernoziomurile levigate pe interfluvii, cernoziomurile și solurile erodate pe versanți, solurile cenușii de pădure pe culmile ce depășesc 180-200m.

Peisajul natural al silvostepei a suferit puternice transformări, peste 80 % din teritoriul ei devenind teren arabil, iar pâlcurile de pădure și pajiștile care se mai păstrează sunt intens modificate sub aspectul vegetației spontane.

În cadrul silvostepei din Podișul Moldovei se pot distinge trei areale: nordic, central și sudic dintre care ultimele două se regăsesc în cadrul bazinului hidrografic Bârlad.

Fragmentele de pădure sunt reprezentate prin șleauri cu gorun și stejar pedunculat în care o frecvență mai mare o au frasinul, teiul argintiu, carpenul, jugastrul, ulmul de câmp, arțarul tătărăsc, cireșul, mai rar, teiul pucios, ulmul de

Fig. nr. 23 Podișul Bârladului – utilizarea terenurilor (CORINE LANDCOVER 2006)

munte, paltinul și mai rar, fagul. Mai la sud apare stejarul pufos (Quercus pubescens), stejarul brumăriu (Quercus pedunculiflora) care formează arborete pure, sau participă la formarea șleaurilor de silvostepă împreună cu gorunul, frasinul ulmul, jugastrul, arțarul, teiul argintiu.

Sunt menționate și alte elemente termofile sudice precum gârnița (Quercus frainetto) ce formează chiar arborete pure în sudul Colinelor Tutovei. (C. Bârca 1973)

Esențele termofile care formează arborete proprii, ocupă de preferință versanții sudici și sud-estici, în timp ce șleaurile obișnuite ale esențelor mezofile se plasează mai ales pe culmi și pe ceilalți versanți.

Pajiștile sunt caracterizate prin asociații de păiuș și colilie în timp ce pășunile degradate sunt dominate de firuță cu bulb, pir gros, pâlcuri de peliniță, laptele câinelui, coada șoricelului și alte plante ruderale.

Zona forestieră. Această zonă este în continuare directă cu cea din Carpați și Subcarpații de la vest, cu care are strânse relații genetice. Ocupă partea mai înaltă a Podișului Bârladului și este favorizată de un climat mai umed și mai răcoros și de soluri silvestre argiloiluviale, consecința treptei de relief mai înalte căreia i se suprapune.

Pădurile actuale au suferit în bună parte intervenția antropică fiind transformate în terenuri agricole și terenuri acoperite cu pajiști.

În cadrul zonei forestiere se pot distinge următoarele subetaje:

Subetajul de amestec fag-conifere, situat în extremitatea nord-vestică a Podișului Moldovei și care nu se include bazinului Bârladului.

Subetajul fagului, reprezentat de făgete aproape pure sau în care fagul este dominant. Aceste făgete se găsesc de regulă la peste 400 m altitudine acoperă culmi, platouri și versanți cu expoziții diferite.

Alături de fag mai sunt și specii de gorun (Quercus petrae), carpen (Carpinus betulus), tei pucios (tilia cordata), mesteacăn (Betula verrucosa) și cu o frecvență mai redusă paltin (Acer psedoplatanus), arțar (Acer platanoides), ulm (Ulmus montana), frasin (Fraxinus orientalis).

Subetajul gorun-stejar este cel mai extins și cel care dă nota dominantă a peisajului forestier în perimetrul analizat( fig nr. 23).

În mod obișnuit, cele două esențe de bază gorunul și stejarul se subetajează: stejarul se situează de preferință în partea inferioară și pe expoziții mai favorabile, urmat în altitudine de gorun, iar fâșia de amestec gorun-fag face tranziția spre subetajul fagului.

Aceste subetaje se mențin în mare parte, dar având în vedere frecvența diferită în spațiu a celor două esențe și a unora din însoțitoarele lor obișnuite, îndeosebi specii de tei, precum și distribuția diferită a esențelor termofile se considera separarea acestui subetaj în trei districte: nordic, central și sudic.

Districtul nordic corespunde contactului dintre Podișul Bârladului și Podișul Sucevei. Districtul sudic este localizat la înălțimi de peste 250 m în Colinele Tutovei și Dealurile Fălciului, iar districtul central corespunde Podișului Central Moldovenesc.

În Podișul Central Moldovenesc se poate remarca ușoara dominare a stejarului în partea vestică și a gorunului în partea estică. Pe înălțimile mai mari de 400 m domină făgetele, carpineto-făgetele, stejăreto-făgetele și șleaurile acestor esențe, cu mult carpen și tei pucios, iar mai jos și pe versanții cu expoziție favorabilă, o frecvență mai mare o au gorunetele, stejăretele, goruneto-stejăretele, și șleaurile acestora cu carpen, tei și celelalte esențe de amestec.

În componența gorunetelor tipice, a gorunetelor șleauri, a șleaurilor cu gorun și stejar pedunculat, pe lângă esența principală întâlnim frecvent carpenul, teiul argintiu, frasinul, arțarul, jugastrul. În fâșia de tranziție din nord și nord-vestul acestora li se adaugă în proporții mai mari paltinul, ulmul de munte, fagul. În fâșia de tranziție din sud, pe coastele bine însorite și pe marginile mai rărite ale pădurii apar specii de stejari termofili, în special specii de stejar brumăriu (Quercus pedunculiflora), stejarul pufos (Quercus pubescens) și cu totul izolat, alte esențe termofile ca mojdreanul (Fraxinus arnus), cărpința (carpinus orientalis), etc.

Vegetația luncilor. Formațiunile vegetale naturale de luncă sunt determinate de prezența solurilor aluviale și lăcoviștilor inundate periodic și cu un exces temporar de umiditate freatică, de umezeala relativă mai crescută a aerului și de frecvența mai mare a fenomenelor hidrometeorice (roua, bruma).

Pajiștile sunt alcătuite predominant din specii mezofile și mezo-higrofile, formate din graminee, care formează frecvent asociații de: pir târâtor (Agropyrum repens), iarba câmpului (Agrotis stolonifera), păiușul (Fesctuca pratensis), coada vulpii, (Alopercus pratensis) la care se adaugă specii de trifoi și diverse dicotiledonate.
Vegetația lemnoasă este alcătuită mai ales din esențe moi, ce se grupează sub formă de zăvoaie (sălcii, răchitișuri, plopișuri și arinișuri), care preferă locuri mai umede din cuprinsul luncilor sau din vecinătatea apropiată apei râurilor.(vezi foto.2)

Vegetația palustră. Vegetația palustră este formată din asociații de plante higrofile și hidrofile.

Speciile higrofile mai comune sunt rogozul (Carex riparia), pipirigul (Scirpus silvaticus) la care se asociază mana apei, răchitanul, coada calului, stânjenul de baltă.

Dintre plantele hidrofile frecvente în ochiurile de apă se întâlnesc: broscarița (Potamogeton nataus), nufărul (Nymphaea alba).

Vegetația halofilă. Are apariții insulare, îndeosebi în zonele de silvostepă și stepă. În spațiul acestor zone, cele mai multe zone de sărături apar în lunca Bârladului și a principalelor săi afluenți, iar în zona forestieră ochiurile de sărătură sunt mai rare și mai puțin tipice.

Dintre plantele halofile mai frecvente sunt: Salicornia herbaceea, Suaeda maritima, Artemisia salina, Taraxacum bessarabicum.

2.3.4 Solurile

Tipurile de sol specifice acestei subprovincii sunt solurile: brune podzolite, brune argilice, cenușii și cernoziomurile levigate

Solurile podzolite apar în Podișul Central Moldovenesc, unde corespund dealurilor acoperite de făgete.

Solurile brune se găsesc la altitudini ceva mai coborâte (300-500 m) și corespund pădurilor de foioase. Sunt soluri răspândite în nord-vestul Podișului Bârladului. În această grupă se pot distinge solurile brune-podzolite și solurile brune propriu-zise.

Solurile cenușii apar sub forma unei fâșii cu largă dezvoltare în Podișul Bârladului (sud-estul Colinelor Tutovei). Altitudinile se dispun într-un subetaj între 200-300 m corespunzător silvostepei înalte și parțial la periferia zonei forestiere.(vezi fig. nr.5)

Cernoziomurile levigate sunt cele mai extinse și cele mai caracteristice soluri ale acestei zone. În altitudine ele se desfășoară de la 70-100 m în partea nordică și 170-250 m în partea sudică.

Cernoziomurile le întâlnim în Câmpia Covurluiului, unde corespund stepei propriu-zise.

Solurile intrazonale și slab dezvoltate sunt soluri formate sub influența decisivă a factorilor locali în pedogeneză și se întâlnesc sub formă de areale dispersate sau de fâșii. Cele mai răspândite sunt solurile oromorfe, hidromorfe, halomorfe și litomorfe.

Solurile oromorfe. În formarea acestor soluri relieful are un rol hotărâtor. Ele sunt reprezentate de solurile aluviale, solurile coluviale și regosolurile.

Solurile hidromorfe au apariții insulare, în special pe fundul văilor, mai rar pe versanții cu alunecări și accidental pe interfluvii.

Solurile halomorfe sunt caracteristice părții estice a bazinului, datorită sursei de săruri și climatului mai arid ce favorizează concentrarea sărurilor solubile pe profil.

Solurile litomorfe sunt soluri determinate de particularitățile chimice sau texturale extreme ale rocilor. Ele sunt mai puțin răspândite în arealul analizat; dintre acestea doar rendzinele și pseudorendzinele sunt mai larg răspândite.

3. Caracteristici climatice generale

3.1 Temperatura aerului

Energia solară primită de suprafața terestră sub forma radiațiilor luminoase și ultrascurte este în bună măsură absorbită și transformată în căldură. Concomitent, aceasta este cedată (parțial) aerului de deasupra, prin emisiunea radiativă de undă lungă (în domeniul infraroșu al spectrului). Încălzirea aerului se află deci într-o dependență directă față de bilanțul radiativ-caloric al suprafeței terestre.

Dintre elementele climatice temperatura aerului este parametrul cel mai important, ea înregistrând în timp un mare grad de variabilitate determinând astfel și modificarea celorlalte elemente climatice.

Temperatura medie anuală în Podișul Bârladului variază în general între 8 și 10º C, aceasta crescând de la nord la sud și o dată cu scăderea altitudinii. Repartiția temperaturii nu este la fel în cursul anului. În luna ianuarie în zonele joase de multe ori temperatura este mai scăzută datorită frecventelor inversiuni termice. Vara gradientul termic vertical este normal, zonele joase încălzindu-se mai puternic.

Față de această distribuție a temperaturii apar și unele anomalii impuse factorul morfologic. La stația Bârlad temperaturile se mențin uneori mai ridicate decât la stația Tecuci, situată mai la sud.

Amplitudinea anuală înregistrează în acest areal cele mai mari valori din țară, acest parametru indicând excesivitatea climatului.

Numărul de zile cu temperaturi caracteristice înregistrează variații importante de la un an la altul, în funcție de masele de aer care influențează regiunea.

3.1.1 Temperatura medie anuala

Aceasta scade o dată cu creșterea altitudinii și a latitudinii, pe suprafața studiată, acțiunea celor doi factori de influență având în general aceeași direcție de modificare. Ca urmare temperatura medie anuală scade de la sud – est la nord-vest, de la peste 10ºC la sud de municipiul Bârlad, precum și în partea estică, în depresiunea Hușiului și Elanului, dar și în extremitatea sud-estică a Colinelor Chienjei, la 8ºC în nordul bazinului și chiar sub această valoare la altitudini mari.

Un alt factor important în repartiția temperaturilor medii anuale îl constituie altitudinea. Astfel temperatura medie anuală înregistrează valori de peste 10ºC pe valea Bârladului până aproape de Vaslui (Tecuci 10,5ºC, Bârlad 10,34ºC, Vaslui 9,62ºC, Negrești 9,32ºC, Huși 9,80ºC și Bacău 9,73ºC ). Față de mediile climatologice din perioada de referință 1961…1990 se poate remarca o creștere de aproximativ 0,5ºC la toate stațiile meteo, datorită ultimelor două decenii calde.

Peste altitudini de 150 m, temperaturile medii anuale variază între 8-9ºC, acoperind ca areal cea mai mare parte a Podișului Central Moldovenesc, Colinele Tutovei și Dealurile Fălciului ( fig. nr 24)

La cele mai mari înălțimi temperatura medie anuală scade sub 8ºC pe areale restrânse la altitudini de peste 500 m în Colinele Tutovei și în Podișul Central Moldovenesc.

Fig. nr. 24. Harta repartiției teritoriale a mediilor termiceanuale ale aerului în Podișul Bârladului(1961-2010)

3.1.2. Temperatura medie lunara a lunilor ianuarie și iulie

În luna ianuarie, repartiția valorilor medii multianuale ale temperaturii aerului scoate în evidență unele particularități importante ale regimului de iarnă de pe teritoriul României, ca rezultat al interacțiunii circulației atmosferice cu relieful și mai ales cu influența munților Carpați.

Situarea Podișului Bârladului, la exteriorul arcului carpatic, face ca temperatura medie mulianuală a lunii ianuarie să fie sub -3ºC pe suprafața întregului podiș. În unii ani, atunci când apar inversiuni de temperatură, prezența culoarelor de vale face ca aerul rece să se acumuleze și să staționeze, iar temperatura medie lunară să scadă la valori mai mici decât în zonele deluroase. Dar aceste situații sunt oarecum singulare, iar masele de aer arctic sau polar ce pătrund în lunile de iarnă, au o grosime de până la 600…800 m și adesea influențează în aceeași măsură toate regiunile din afara arcului carpatic, inclusiv Podișul Bârladului.

Astfel, având în vedere că toată suprafața bazinului se situează sub aceste înălțimi, valorile medii multianuale ale lunii ianuarie variază de la -3 și 4,5ºC. Valori ușor mai ridicate sunt prezente pe cursul inferior al Bârladului la sud de municipiul Bârlad ( Bârlad -2,76ºC și Tecuci -2,30ºC), dar și în partea estică în Depresiunea Hușiului (Huși -2,85) și Depresiunea Elanului. La altitudini mai mari de 350 m temperatura medie a lunii ianuarie este mai coborâta și prezintă valori de sub -4 grade. (fig nr. 25)

La stațiile meteorologice din Podișul Bârladului și împrejurimi temperatura medie a lunii ianuarie în perioada analizată a fost de -2, 3 ºC la Tecuci, -2, 76 ºC la Bârlad, -3, 01 ºC la Vaslui, -3,09 ºC la Negrești și -2, 85 ºC la Huși.

În această lună, la fel ca și pe teritoriul întregului teritoriu al țării noaste ecartul termic este mic ca rezulat al creșterii frecvenței inversiunilor de temperatură, care imprimă acestui element o repartiție pe verticală izotermă sau inversă decât cea normală, adică de creștere a temperaturii în raport cu înălțimea, mai ales în formele concave ale reliefului.

Distribuției mediilor lunare din luna iulie în raport cu altitudinea, marchează o corelație strânsă, comparativ cu alte luni în raport cu altitudinea și în consecință, rezultă o certitudine mai mare în interpolarea valorilor, chiar decât cea dată de harta cu izoterme.

În luna iulie izoterma de 21ºC de grade pătrunde adânc în cuprinsul Podișului Bârladului, prin intermediul văilor și ajunge până aproape de municipiul Vaslui pe valea Bârladului și cuprinde toată zona joasă cu altitudini sub 150 m în partea estică. La altitudini de peste 450 m în cuprinsul Colinelor Tutovei și Podișului Central Moldovenesc, temperatura medie a lunii iulie este cu aproape 4 grade mai coborâtă, adică se respectă aproximativ gradientul termic vertical al aerului uscat de 1 grad la 100, iar temperatura medie se apropie la acele înălțimi de 18 ºC. (vezi fig. nr. 26)

Temperatura medie a lunii iulie în intervalul 1961-2010 a fost de 21,95 ºC la Tecuci, 21, 35 ºC la Bârlad, 21 ºC la Vaslui, 20,72 ºC la Negrești, 20,85 ºC la Bacău și de 21, 45 ºC la Huși.

Fig. nr. 25. Harta repartiției teritoriale a mediilor termice ale lunii ianuarie în Podișul Bârladului(1961-2010)

Fig. nr. 26. Harta repartiției teritoriale a mediilor termice ale lunii iulie în Podișul Bârladului (1961-2010)

3.1.3. Temperaturi extreme absolute

Limitele extreme atinse local de temperatura aerului sunt indicate de cea mai ridicată (maxima absolută) și cea mai coborâtă (minima absolută) valoare care s-a produs vreodată.

Cele mai scăzute temperaturi minime absolute se produc atunci când deasupra teritoriului României pătrund mase de aer arctic sau în cazul răcirilor radiative din regimul anticiclonic.

În intervalul analizat (1961-2010), temperaturile minime absolute s-au înregistrat chiar în lunile cu abaterile termice medii lunare cele mai mari, adică în ianuarie 1963 și ianuarie 1985, când valorile minime ale temperaturii aerului au coborât până la -25,1 ºC la Bârlad, pe 18 ianuarie 1963, -27,5 ºC la Tecuci pe 13 ianuarie 1985 și -30,8 ºC în Bacău pe 18 ianuarie 1963.

Temperaturile minime absolute de când se fac înregistrări meteo au fost de -32,0ºC la Vaslui în data de 15 februarie 1911 și de -30,5ºC la Bârlad în data de 25 ianuarie 1942.

Valoarea minimă absolută s-a înregistrat pe o configurație sinoptică tipică – advecția masivă a aerului arctic continetal ca urmare a extinserii Anticiclonului Siberian, în cazul de față presiunea atmosferică a crescut la nivelul țării noastre și în spcial pe partea de NE până la valori de aproape 1050 hPa. ( fig nr. 27) Această sttructură a devenit tot mai sabilă ca urmare a advecției aerului cald în troposfera mijlocie , venit de deasupra Atlanticului tropical. Astfel inversiuninea termică relizată datorită mișcărilor descedente și comprimării adiabtice, a devenit puternică, iar în condiții de cer senin masa de aer arctic a continuat să se răcească radiativ deasupra stratului de zăpadă, minima termică absolută pentru Podișul Bârladului înregistrându-se în dimineața zilei de 15 februarie 1911

Fig. nr. 27. Câmpul de presiune la nivelul solului și geopotențialul la 500 hPa pe 15 ianuarie 1911 (după www.wetterzetrale.de )

Temperaturile maxime absolute de când se fac înregistrări meteo au atinse și depășite în anii cei mai calzi ai deceniului, precedentele recorduri de maxime absolute de 39,7ºC la Bârlad datând din 30 iulie 1936 și de 39,1ºC la Vaslui pe data de 5 iulie 2000.

În iulie 2007 s-au înregistrat 39,9 ºC la Bârlad pe 23 iulie, 39,1 ºC la Tecuci pe 20 iulie, 39,7 ºC la Negrești pe 24 iulie, 40,3 ºC în Bacău pe 24 iulie 2007, iar recordul absolut pentru Podișul Bârladului, de 40,8 ºC s-a înregistrat pe 19 iulie 2007 la Vaslui.

Fig. nr. 28. Câmpul de presiune la nivelul solului și geopotențialul la 500 hPa pe 19 iulie 2007 (după www.wetterzetrale.de )

În perioada valului de foc dintre 16 și 25 iulie 2007, când s-a instituit codul roșu. În această perioadă a persistat o circulație de blocaj atmosferic deasupra continentului, redată în cazul de față de dorsala caldă nord-africană sub influența căreia a fost și țara noastră. (fig nr. 28) În România, de când se efectuează măsurători meteorologice ale temperaturii aerului în condiții standard, și anume în adăpost meteorologic la 2 m deasupra solului, pentru luna iulie au fost înregistrate 220 de cazuri cu temperatura maximă mai mare sau egală cu 40 ºC. Aceste valori au fost înregistrate în sudul și sud-estul țării. Totodată, pentru luna iulie, temperaturile maxime absolute la stații meteorologice au fost înregistrate în cea mai mare parte în perioada 4-5 iulie 2000 și au depășit 42 ºC. La 5 iulie 2000, la Giurgiu s-au înregistrat 43,5 ºC, acesta fiind recordul de temperatură absolută pe țară până în 2006. Acest record a fost depășit la 24 iulie 2007, la Calafat, unde s-au înregistrat 44,3 ºC. În aceeași zi, valori termice de peste 44 ºC au mai fost înregistrate la Bechet 44,2 ºC, Moldova Nouă și Băilești 44 ºC.

Concluzii

Distribuția temperaturii medii a lunii ianuarie indică o bună corelație cu altitudinea și o scăderea a acesteia cu o rată de aproape 1 ºC/100 m, pe când în luna ianuarie stabilitatea mare a atmosferei favorizează apariția inversiunilor de temperatură, iar în regim mediu diferențele pe suprafața podișului sunt mai mici de 1,5 ºC

Din cele expuse, principala concluzie care poate fi trasă în ceea ce privește temperaturile absolute, maximului termic absolut cât și a minimului termic absolut se produc într-o zona depresionară relativ închisă de culmi deluroase, și anume în depresiunea Vaslui, implicit în municipiul cu același nume.

Astfel condițiile locale din aceasă depresiune au favorizat atât răcirile radiative în regim anticiclonic și producerea unor geruri puternice, prin advecțiile de aer rece arctic continental, cât și încălzirile excesive în condiții anticiclonice de timp stabil și senin asociate cu circulații atmosferice ce au antrenat mase de aer tropical-continental, fierbinți.

3.2 Umezeala aerului

Ca și celelalte elemente climatice umiditatea și nebulozitatea constitue parametrii ce scot în evidență caracterele climei. Umiditatea se modifică în timp în raport cu temperatura aerului.

Cantiatea vaporilor de apă din atmosferă depinde de zona de proveniență a maselor de aer, de distanța parcursă de aceste în deplasarea lor pe continent, de frecvența și cantitatea precipitațiilor, de temperatura aerului, solului și de caracteristicele suprafeței subiacente. Cele mai importante surse ale umezelii atmosferice sunt situate la mare distanță de zona studiată (Oceanul Atlantic, Marea Mediterană, Marea Neagră ). O mică parte din vaporii de apă din atmosfera arie studiate provine din evaporarea apei de pe suprafața râurilor, lacurilor de acumulare, solului și din evapotranspirația plantelor. Variația umezelii în timp și spațiu se produce sub influența transportului advectiv și convectiv a vaporilor de apă, precum și din transformările de fază ale apei.

Mărimile care definesc umiditate aerului sunt tensiunea vaporilor de apă, deficitul de saturație și umiditatea aerului.

3.2.1. Tensiunea vaporilor de apa (mb)

Tensiunea vaporilor de apă reprezintă presiunea exercitată de vaporii de apă împreună cu aerul în care se află. Tensiunea maximă sau de saturație (E) este presiunea vaporilor de apă care saturează aerul la o temperatură dată. Ca și tensiunea reală (e), ea crește când temperatura se mărește (datorită faptului că aerul își mărește capacitatea de înmagazinare a aerului).

Tensiunea de saturație depinde de mai mulți factori: starea de agregare a apei, forma suprafeței evaporante, conținutul apei în săruri.

Distribuția în spațiu a tensiunii vaporilor de apă indică variații mici între extremitățile nordice și sudice ale Podișului Bârladului. Dacă în centru mediile anuale ale tensiunii vaporilor de apă coboară sub 10 mb (9,9 mb la Vaslui) spre nord și sud ele depășesc cu puțin această valoare (Negrești și Tecuci 10.2 mb)

În profil anual tensiunea vaporilor variază în funcție de temperatură și de un complex de alți factori, precum originea maselor de aer, precipitațiile, caracteristicile suprafeței subiacente, iar de al un an la altul nu sunt abateri mari de la medie, oscilând în jurul acesteia. Tendințele de evoluție pe termen lung ale tensiunii vaporilor de apă se prezintă într-o ușoară creștere de cca. 0.7 mb

Iarna, când temperaturile sunt scăzute tensiunea vaporilor scade sub 4,6 mb, după care crește progresiv odată cu creșterea temperaturii până în iulie, august când ajunge la valori de până la 18 mb., după care scade din nou odată cu scăderea temperaturii.

Cantitățile mici de vapori de apă din luna ianuarie se datorează instalării regimului baric anticiclonic și al temperaturilor negative. În luna liulie situația se prezintă invers. Temperatura aerului este ridicată, iar advecțiile aerului umed sunt frecvente și împreună cu convecția termică activă contribuie la creșterea valorilor tensiunii vaporilor de apă.

În regim diurn tensiunea vaporilor de apă au o dispoziție conformă cu regimul anual, cu specificația ca în sezonul cald în cazul orelor 7 și 19, valorile tensiunii vaporilor de apă este mai mare decât la ora 13, în condițiile în care la început și sfârșit de zi cantitatea de vapori de apă din aer este superioară celei din miezul zilei.

Spectrul distribuției valorilor tensiunii vaporilor de apă de la nivelul minimelor până la cel al maximelor medii lunare pentru stațiile din Podișul Bârladului are o variație apreciabilă. În cazul minimelor medii lunare, luna februarie este perioada când se produc, cea mai mică valoare fiind de 2,4 mb, înregistrată în anul 1985 la Bârlad, iar în luna iulie se înregistrează minimele lunare cu valorile cele mai ridicate.

Maximele medii lunare s-au înregistrat în luna iulie și au fost de până la 21, 7 mb la Bârlad în 1991.

Amplitudinile medii ale tensiunii vaporilor de apă prezintă valori maxime ce se situează între 3…4 mb și care urcă în lunile de vară la 5…10 mb, primavara și toamna având valori intermediare.

3.2.2 Deficitul de saturatie (hPa)

Diferența dintre tensiunea maximă sau de saturație și tensiunea reală este reprezentată de deficitul de saturație. Aceasta constitue un parametru climatic deosebit de important, deoarece dirijează schimbul permanent de apă care are loc între troposfera inferioară și celelalte geosfere ale Planetei. Când deficitul de saturație este mare, procesul evaporației se intensifică.

Întrucât capacitatea aerului de a înmagazina vapori de apă crește foarte mult la temperaturi ridicate, valorile deficitului de saturație înregistrează la rândul lor creșteri corespunzătoare, în ciuda sporirii accentuate a tensiunii vaporilor evoluția anuală și lunară a deficitului de saturație se aseamănă cu evoluția temperaturii aerului.

Acest parametru are o importanță practică în condițiile în care în Podișul Bârladului, seceta este un fenomen cu apariție frecventă și uneori de durată, iar atunci când diferențele dintre tensiunea maximă și tensiunea reală a vaporilor de apă este mare, procesele de evaporație, evapotranspirație se intensifică, iar când diferențele sunt mici se diminuează, în ambele cazuri vegetația spontană și cea cultivată este

influențată negativ.

Distribuția spațială a valorilor deficitului mediu anual relevă faptul că acesta oscilează între valoarea de 3,5 mb la Oncești și

Plopana și 4, 7 mb la Tecuci (fig nr. 29). Deficitul anual înregistrază o creștere dinspre vest spre est și dinspre nord spre sud.

În cazul mediilor mediilor lunii iulie, deficitul de saturație prezintă aceeași distribuție spațială, însă pornind de la valori mai mari, având în vedere că deficitul de saturație este maxim în condițiile unor temperaturi maxime extreme.

De la un an la altul, regimul deficitului de saturație înregistrează variații, ce oscilează între limite valorice mici. Cea mai mică valoare a deficitului de saturație din perioada 1961 – 2010 s-a înregistrat la Oncești în 1974 (2,1 mb), iar cea mai mare la Vaslui (6,8 mb) în 2007. De regulă, deficitul mediu anual, coboră rar sub valoare de 3,5 mb și foarte rar depășește valoarea de 5,0 mb Tendințele evoluției din perioada studiată indică glisarea în sens ascendent cu cu valori între 0,8 la Negrești și 1,2 la Tecuci în partea sudică a Podișului Bârladului.

Cele mai mici valori ale deficitului

se înregistrează în luna cea mai rece a

anului (ianuarie) când tensiunea vaporilor este minimă (1.0mb la Bârlad, 0.8mb la Vaslui) cu toate că tensiunea vaporilor este minimă, iar cele mai mari în luna iulie (10.0-9.7 mb) deși tensiunea vaporilor este maximă.

Regimul anual, cu maximul din tipul verii și cel al după-amiezii și minimul din timpul iernii și de dimineață, cu dispunerea ascendentă a curbelor de variație dinspre anotimpul rece al anului spre cel cald și dinspre noapte spre miezul zilei și descendentă dinspre după-amiază spre miezul nopții și dimineață, respectiv de la vară la iarnă, este ilustrat de graficele ce redau evoluția valorică a anuală a deficitului de saturație la orele 1ºº, 7ºº, 13 ºº, 19ºº

Valorile maxime ale deficitului maxim de saturație indică o evoluție normală a maximelor în timpul orelor de observație, cu o înregistrare a celor mai mici maxime iarna în ianuarie și a celor mai mari în lunile iulie sau august

Maxima din orele de observație a variat între 41,0 mb la Oncești (3 august 1968) și 64 mb la Vaslui (19 iulie 2007)

Din luna martie până în luna octombrie, iar la unele stații chiar și în noiembrie, valorile maxime ale deficitului de saturație au depășit 20 mb, iar în perioada mai – septembrie 30 mb.

Maximul deficitului din data de 19 iulie 2007, de la Vaslui , s-a produs în condiții de timp anticiclonic când deasupra României și celei mai mari părți a Europei exista o dorsală anticiclonică ce unea anticiclonul situat deasupra Câmpiei Siberiei de Vest cu anticiclonul Azoric. La data respectivă, țara noastră se afla sub influența maselor de aer de origine tropicală dinspre nordul Africii (fig nr. 26).

3.2.3. Umezeala relativa

Influențată de particularitățile fizice ale maselor de aer în mișcare și de caracteristicile locale ale suprafeței active, cantitatea de vapori de apă din atmosferă este pusă în evidență de umezeala relativă a aerului.

Cu toate că, creșterea tensiunii vaporilor de apă ar trebui să ducă la mărirea valorilor umezelii relative, acest lucru nu se realizează decât în mică măsură din cauza legăturii invers proporționale cu temperatura aerului, care are rol hotărâtor.

Umezeala relativă a aerului este condiționată în stratul limită planetar de temperatura suprafeței solului ca suprafață de evaporație, de regimul temperaturii aerului, care influențează capacitatea de reținere a vaporilor de apă și amestecul turbulent, care asigură schimbul de vapori între suprafața de evaporație și aerul atmosferic.

Distribuția spațială a umezelii relative anuale crește de la sud-est spre nord-vest cu cca 12 %. Variația umezelii anuale se încadreză în niște limite maxime ce depășesc cu puțin 80 % în vest și nord și coboară ușor sub 75% în est și sud. (vezi fig nr. 30)

Mediile anuale în perioada analizată nu au coborât sub valoarea de 69% (2007 la Vaslui) și nu au depășit 89 % (1972 la Oncești) Majoritatea mediilor anuale ale umezelii relative sunt cuprinse între 75% și 82 %. Valorile umezelii relative au coborât sub pragul inferior amintit în anii cei mai secetoși și calzi, pragul superior fiind depășit în anii cei mai ploioși și mai rece.

În cadrul perioadei reci, când umiditatea relativă este mare valoarea medie lunară maximă în cca. 31 % din cazuri s-a produs în decembrie, în 25 % din cazuri în ianuarie, 29 % în februarie și în 15 % din cazuri s-a înregistrat în câte două luni.

În ceea ce privește minimul anual,

la toate stațiile meteorologice, aceasta se

înregistrează în luna mai. Valorile mici ale umezelii relative din luna mai, se explica prin faptul că masele de aer de origine atlantică ajung mai târziu în zona studiată, prima jumătatea a lunii fiind marcate de un deficit major de umezeală.

Frecvența zilelor cu umezeală relativă ≤ 30 %, ceea ce reprezintă condiții de mare uscăciune a aerului este în general redusă iarna ( fig nr.31 ) și crește în intervalul aprilie-mai și în august (18-22 %). Frecvența zilelor cu umiditate relativă ≤ 30 % nu este aceeași pe tot cuprinsul Podișului Bârladului, frecvența fiind mai mare în partea sudică (22 %) și mai scăzută în nord (10 %).

Zilele cu umiditate relativă ≥ 80% la ora 13 sunt numeroase în decembrie,

lună cu nebulozitate ridicată și suprasaturare frecventă a aerului în vapori de apă. Spre exemplu, luna decembrie a anului 1990 a fost una din lunile cu multe zile cu umezeală ≥80% ( 19 zile la Tecuci și 29 de zile la Negrești) și cu foarte multe zile cu ceață.

Fig. nr. 31 Frecvența medie a umezelii relative ≥80% și ≤30% la ora 14 (% din numărul de zile dintr-o lună)

Minimele lunare absolute din perioada analizată au valori cu mult sub mediile lunare, iar în cazul minimelor absolute anuale, diferența este și mai evidentă. Minimele absolute lunare din tot spectrul valoric analizat s-au încadrat între pragurile de 8 % pe 31 iulie 2002 la Vaslui și 34 % pe 1 decembrie 1973 la Negrești și 15 ianuarie la Bârlad. Amplitudinea de variație anuală a acestora, s-a încadrat între 15 și 25 %

Începutul iernii rămâne perioada din an cea mai umedă din an, având minimele absolute cu valoarea cea mai ridicată din an, iar sfârșitul primăverii se dovedește a avea valorile cele mai coborâte ale minimelor umezelii.

Evoluția valorilor umezelii relative în decursul unui an, este copiată și de cea a minimelor absolute , cu prefigurația clară a intervalelor de creștere, descreștere și a momentelor de inflexiune a curbelor de variație. Manifestarea acestor valori ale umezelii care coboară la astfel de cote, se impune ca un argument în plus în favoarea continentalismului climatic.

În regim diurn, pe baza valorilor lunare și anuale de la orele 1ºº, 7ºº, 13ºº, 19ºº calculate pentru stațiile Negrești și Tecuci se constată că în luna decembrie se produce maximul, iar în luna mai minimul anual al umezelii relative. Un al doilea maxim secundar se produce în luna iunie și este sesizabil la orele 13ºº și 19ºº, iar minimul secundar anual se localizează în lunile iulie și august.

Binențeles valorile umezelii relative sunt mai ridicate în parte nordică a Podișului Bârladului, iar în regim diurn se înregistrează un maxim la ora 1ºº, iar la după-amiază la ora 13ºº minimul zilnic

Reprezentările izopletare redau atât regimul anual, cât și cel diurn al umezelii relative. În câmpul distribuției și totodată evoluției valorice a umezelii relative în decursul unui an și al unei zilei se poate ușor observa că în partea centrală, asemănător unei insule, mai extinsă la Tecuci și mai restrânsă la Negrești, a uni spațiu temporal cu umiditate redusă, delimitată la exterior de izopleta de 60%

Concluzii

Tendințele pe termen lung ale umezelii relative indică o scădere ușoară (între 1 și 4 %), prezentând o siutație inversă tendințelor de evoluție pe termen lung a temperaturii aerului.

În timpul anului, prin variația temperaturii aerului și a conjuncturii create de ansamblul celorlalte elemente ale climei umiditatea relativă este maximă iarna și minimă primavara. Curba variației lunare a acestei caracteristici are aspect invers celei de oscilație a temperaturii.

3.3. Precipitatiile atmosferice

Precipitațiile atmosferice constitue una din cele mai importante caracteristici ale climei și una din verigile importante ale circuitului apei în natură. Provenind din nori ele depind de circulația generală a atmosferei și principalele caractere ale reliefului (forma, altitudine expoziție).

Cercetarea repartiției teritoriale și regimul precipitațiilor atmosferice prezintă un deosebit interes practic-aplicativ și teoretic, deoarece, pe de o parte apa provenită din ploi și din topirea zăpezilor constituie rezerva necesară plantelor în perioada de vegetație, iar pe de altă parte, asigură alimentarea râurilor, ea fiind și sursa continentală de evaporație.

Din punct de vedere genetic precipitațiile pot cădea din norii frontali, care iau naștere sub influența interacțiunii maselor de aer. Cel mai adesea în Podișul Bârladului, precipitațiile cad din norii ce se formează în interiorul maselor de aer (nori cumuliformi), fie sub acțiunea proceselor de răcire radiativă (nori stratiformi).

Situarea Podișului Bârladului în estul României, face ca influența ciclonilor oceanici ce provoacă precipitații abundente la sfârșitul primăverii și începutul verii să fie ceva mai redusă. De asemenea, acționează și ciclonii mediteraneeni cu evoluție normală, a căror influență este ușor diminuată de prezența unor culmi mai înalte din zona Carpaților de Curbură și ciclonii cu caracter retrograd care aduc umiditate dinspre Marea Neagră.

În afara acestor centrii barici, asupra arealului studiat se resimte influența anticiclonului scandinav, est-european și nord-african, care prin activitatea lor determină fenomene de uscăciune sau secetă, datorită advecției maselor de aer continental rece sau fierbinte.

Un rol important în repartiția regimului de precipitații îl are suprafața activă care determină variația cantităților de precipitații. Particularitățile și repartiția precipitațiilor, depind de modul in care se dezvoltă convecția termică, dinamică sau orografică, precum și de deplasarea maselor de aer.

Pentru analiza acestui parametru meteorologic în timp și în spațiu au fost utilizate datele de observații pluviometrice din perioada 1961-2010 de la 6 stații meteorologice din spațiul Podișului Bârladului și din unitățile geografice apropiate.

3.3.1 Cantități anuale de precipitații și repartiția spațială a acestora

Pe suprafața Podișului Bârladului precipitațiile înregistrează unele variații. În general, cantitățile medii anuale de precipitații scad dinspre nord – vest spre sud-est, dar în repartiția teritorială a precipitațiilor se remarcă mai mult influența altitudinii decât a latitudinii. Această distribuție rezidă din faptul că altitudinea descrește de la nord-vest spre sud-est, iar partea nordică și nord-vestică este mai

frecvent supusă influențelor oceanice de origine atlantică îndeosebi în sezonul cald al anului.

Din analiza harții distribuției precipitațiilor medii multianuale rezultă că cele mai mari cantități anuale de precipitații se înregistrează în partea nordică, în cadrul Podișului Central Moldovenesc, dar și pe culmile cele mai înalte din cadrul Colinelor Tutovei, unde depășesc 600 m. Arealele cu cele mai mici cantității medii multianuale de precipitații se înregistrează partea estică, sud-estică în apropierea Culoarului Prutului, Depresiunea Elanului, depresiunea Hușiului și în Podișul Covurluiului, unde depășesc cu puțin 450 mm. (fig nr. 32)

Cantități reduse de precipitații se înregistrează și pe valea Bârladului, unde izohieta de 500 mm pătrunde mult spre nord până aproape de Crasna, ea urmărind în medie altitudinile de 50-100 m.

Izohieta de 550 mm corespunde în general altitudinilor de peste 300 m din cuprinsul Podișului Central Moldovenesc, Colinelor Tutovei și Dealurilor Fălciului, iar izohieta de 600 mm, deși are un areal de răspândire mult mai redus este prezentă totuși la înălțimi mai mari de peste 475 m.

La Bârnova se înregistrază cele mai mari de precipitații, în perioada de observații cât există un șir omogen de date (1961-1996), la această stație media multiaanuală a precipitațiilor a fost de 786 mm mult peste media pe ansmblul Podișului Bârladului.

Aceste cantități mari de precipitații se înregistrează în această zona datorită condițiilor geografice locale, altitudinea ridicată si orientarea frontului de cueste, care determina procese de condensare și precipitare mai activă a maselor de aer ce escaladează aceste culmi deluroase indiferent de directia de deplasare a acestora .

În afara de diferențele pluviometrice nord-vest – sud-est apar și nunanțe determinate de modul de expunere a versanților. Așadar se poate observa o alternanță de sectoare umede asociate cu relieful înalt și versanții expuși maselor de aer umed din nord-vest, precum și sectoare mai uscate pe versanții adăposiți.

Această distrubuție este prezentă în special în Podișul Covurluiului, unde pe versanții nord-vestici precipitațiile medii multianuale ajung la 540 mm, în timp ce pe versații sud-estice precipitațiile cad sub 480 mm.

Precipitațiile din Podișul Bârladului sunt rezultatul interacțiunii circulației atmosferice cu procesele radiative și cu condițiile fizico-geografice. Apar unele diferențe de natură genetică a precipitațiilor.

Astfel, în jumătatea sudică, precipitațiile sunt determinate mai ales de convecția termică locală și de cea frontală care este legată de ciclonii cu evoluție normală dezvoltați deasupra Mediteranei sau cei cu evoluție retogradă peste bazinul Mării Negre . În plus, în traiectoria pe care o au intersectează o serie de masive montane unde lasă o bună parte din umiditatea pe care o conțin. Totuși,

Fig. nr. 32. Harta repartiției teritoriale a sumelor anuale de precipitațiii în Podișul Bârladului(1961-2010)

prin intermediul lor se aduce un aer relativ umed până în Colinele Tutovei și Dealurile Fălciului.

În schimb, în jumătatea nordică precipitațiile sunt datorate influenței baltice, ca urmare aici se producându-se ploi de convecție termică și ploi frontale legate de mișcarea maselor ciclonale peste Europa Centrală.

Din cele expuse se poate evidenția și rolul deosebit pe care îl are orientarea versaților în calea maselor de aer. Versații expuși advecțiilor de aer umed sunt mai umezi, iar cei aflați la adăpost sunt mai uscați, această distribuție este mai evidentă în cadrul Dealurilor Fălciului și în Podișul Covurluiului.

3.3.2. Cantități semestriale de precipitații

După cum aminteam și în subcapitolul de mai sus, distribuția spațială a cantităților anotimpuale de precipitații prezintă unele diferențieri între nordul și sudul regiunii, iar această distribuție este datorată în primul rând a precipitațiilor ce cad în sezonul cald al anului.

Una din caracteristicile principale ale precipitațiilor din regiunile cu climă temperat continentală sau chiar cu nuanțe de excesivitate, constă în repartiția inegală pe parcursul celor două semestre.

În semestrul cald (1 aprilie-30 septembrie), când convecția termică și dinamică sunt deosebit de active, se înregistrează cantități de precipitații care depășesc două treimi din sumele medii anuale ale fiecărei stații.

Regimul anual al radiației solare determină în interacțiunea sa cu suprafața activă-subiacentă modificări periodice ale circulației atmosferice, care fac ca felul, cantitatea, durata și frecvența precipitațiilor să varieze de la un anotimp la altul. Cantitățile medii de precipitații din fiecare anotimp sunt, ca și cele semestriale și anuale, distribuite neuniform, în funcție de altitudinea și expoziția față de direcția vânturilor dominante, a diferitelor sectoare ale podișului.

Distribuția precipitațiilor în semestrul cald al anului este asemănătoare cu cea a distribuției cantităților medii anuale de precipitații. Altitudinea ridicată din cadrul Podișului Central Moldovenesc și din jumătatea nordică a Colinelor Tutovei imprimă arealului atât prin convecția termică alături de cea dinamică, calificativul de cel mai umed, valorile cantităților de precipitații depășind 400 mm. Arealul cu cele mai scăzute precipitații se regăsește în partea sud-estică pe versații sud-estici ai Colinelor Covurlului unde scad sub 300 mm anual (fig nr. 33)

În semestrul cald mediile multianuale ajung la 526 mm la Bârnova, 362 mm la Vaslui, 347 mm la Bârlad și 323 mm la Tecuci.

În semestrul rece (1 octombrie-31 martie), cantitățile de precipitații sunt mult mai reduse, din cauza frecvenței mari a regimului anticiclonic și slăbirii accentuate a convecției termice ascendente. Distribuția lor este diferită comparativ cu semestrul cald, remarcându-se o creștere a cantității de precipitații în sudul regiunii.

Astfel, cantitățile de precipitații înregistrate în semestrul rece al anului sunt mult mai reduse și sunt cuprinse în general între 140 și 200 mm, ceea ce reprezintă doar o treime din cantitățile anuale de precipitații. (fig nr. 34)

Chiar dacă diferențele între cele mai mari și cele mai mici cantități înregistrate în semestrul rece nu sunt foarte mari, se poate remarca un aport suplimentar de precipitații în partea sudică – în special în cadrul Colinelor Covurluiului, aflate direct sub influența ciclonilor mediteraneeni cu evoluție normă sau retrogradă. Aici se înregistrează cantități de apă ce ajung până la 200 mm. Un

Fig. nr. 33. Harta repartiției teritoriale a sumelor medii de precipitații din semestrul cald în Podișul Bârladului(1961-2010)

Fig. nr. 34. Harta repartiției teritoriale a sumelor medii de precipitații din semestrul rece în Podișul Bârladului(1961-2010)

alt areal cu astfel de cantități se regăsește în partea nordică a Podișului Central Moldovenesc, în apropiere de Bârnova – aici cantitățile mai mari de precipitații fiind legate de orientarea favorabilă a versanților în calea maselor de aer de origine Baltică

Aria care beneficiază de cele mai reduse precipitații în timpul sezonului rece se regăsește în extremitatea nord-vestică a podișului, mai exact in amonte de Negrești. (fig nr. 34)

3.3.3 Cantitati anotimpuale de precipitații

Schimbările în dinamica generală a atmosferei, consecință a raporturilor stabilite între radiația solară și modul cum este preluată de suprafață subiacentă cu multitudinea caracteristicilor ei calitative și cantitative, precipitațiile atmosferice își modifică distribuția și cantitatea de la un anotimp la altul

Repartiția spațială a cantităților de precipitații, detaliază și mai mult, la nivelul fiecărui anotimp anumite aspecte legate de modificările ce apar în poziția centrilor barici și dinamica circulației generale în concordanță cu particularitățile geografice locale care impun modificări în ceea ce privește cantitatea, durata, frecvența și intensitatea precipitațiilor pe intervale de timp mai limitate și suprafețe restrânse.

Și în regim anotimpual se poate remarca arealul din extremitatea nordică a Podișului Bârladului din preajma localității Bârnova, unde se înregistrază printre cele mai mari cantități de precipitații în toate anotimpurile. Această situație este o consecință a expunerii favorabile a versanților în calea maselor, fie ele oceanice ce ajung în sezonul cald sau Batice ce ajung în perioada rece a anului, dar nu in ultimul rând a altitudinii. Un alt areal care înregistrează precipitații însemnate este în partea central nordică a Colinelor Tutovei. La acestea se adaogă două spații deficitare pluviometric – unul în extremitatea nord-vestică în lunile de iarnă și de toamnă și al doilea, în partea estică și sud-estică în perioada caldă a anului.

Tab nr. 9 Cantitățile anuale, semestriale și anotimpuale de precipitații la stațiile din Podișul Bârladului și împrejurimi (1961-2010)

În timpul iernii se înregistrează cele mai reduse cantități de precipitații, cuprinse între 60 și 100, dar așa cum a rezultat și în cazul distribuției din semestrul rece al anului se poate remarca o distribuție diferită, în sensul unui aport suplimentar de precipitații în partea sudică, în Colinele Tutovei (fig nr. 35)

În timpul iernii, cantitățile medii cresc de la 75 mm în zonele joase ale culoarului Bârladului până la 100 mm pe cea mai mare parte a Podișului Bârladului.

În iernile cu activitate mare a ciclonilor mediteraneeni, cantitățile de precipitații sunt ușor mai ridicate în sudul regiunii, datorită aportului de precipitații sub forma de zăpadă și ploaie aduse de masele de aer mediteraneene.

Intensificarea circulației atmosferice dinspre Oceanul Atlantic, dar și apariția precipitațiilor convective, înseamnă aproape o dublare a cantităților de precipitații în lunile de primăvară, când se înregistrează în general cantități cuprinse între 120 și 160 mm. Distribuția acestora se schimbă net, în sensul creșterii ponderii acestora în partea vestică și nordică a podișului (fig nr. 36) în cadrul Podișului Central Moldovenesc și Colinelor Tutovei, aflate în calea maselor oceanice bogate în umezeală. Spre est și sud-est aceste mase de aer se continetalizează – devin tot mai uscate, iar cantitățile de apă se reduc considerabil – culoarul Prutului și depresiunea Elanului beneficiind de numai 110…120 mm de precipitații.

Vara este anotimpul cu cele mai însemnate cantități de precipitații, când se înregistrează în medie 200 mm, ceea ce reprezintă aproape 40% din cantitățile anuale, urmat de primăvară cu 25%, toamna 20 % și iarna cu 15%.

Vara, pe lângă procesele frontale, un rol important în producerea precipitațiilor îl joacă convecția termică locală.

Distribuția în lunile de vară este asemănătoare cu cea din primăvară, dar se poate remarca creșterea substanțială a cantităților de precipitații în nord, unde se apropie sau chiar depășesc 250 mm, în timp ce partea sud-estică – Podișul Covurluiului beneficiază de numai 150…160 mm de ploaie (fig nr 37), această zona fiind adesea sub influența maselor de aer subtropicale calde și foarte uscate ce determină fenomene de uscăciune și secetă

Pe valea Bârladului, datorită descendenței aerului, cantitățile de precipitații din timpul verii sunt relativ reduse (150-175 mm), acestea având caracter torențial.

Toamna, datorită predominării regimului anticiclonic precipitațiile scad semnificativ, iar distribuția acestora este relativ uniformă, un aport suplimentar de precipitații primind partea central-sudică a podișului ca urmare a influenței pe care o au perturbațiile ciclonice ce încep să se dezvolte în bazinul Mării Mediterane (fig. nr. 38).

3.3.4 Cantități lunare de precipitații

Modificările neîntrerupte ale frecvenței și direcției advecțiilor umede, conjugate cu intensificarea sau slăbirea proceselor convective locale, determină importante schimbări cantitative ale precipitațiilor de la o lună la alta. Examinarea cantităților lunare de precipitații în acest areal evidențiază o dată în plus, rolul diferențiator al reliefului chiar și pe suprafețe restrânse.

Dependența de frecvența și gradul de dezvoltare al sistemelor barice care traversează regiunea într-o direcție sau alta, precum și de intensitatea proceselor termo – convective locale, precipitațiile atmosferice prezintă o evoluție anuală caracterizată prin creșterea cantităților de apă din ianuarie până în iunie și descreșterea lor din iunie până în februarie.

Așadar, dinamica maselor de aer determină în variația lunară a precipitațiilor un maxim în anotimpul cald, în iunie și un minim în anotimpul rece, în februarie.

Cele mai sărace luni cu precipitații sunt ianuarie și februarie, când predomină precipitațiile de natură frontală, cele locale fiind reduse, deoarece din norii stratiformi dezvoltați în cadrul inversiunilor termice precipitațiile sunt slabe.

În aceste luni, circulația aerului din domeniul continetal este dominantă și masele de aer din zona anticiclonului euroasiatic au o frecvență mare. Sistemele noroase și precipitațiile asociate cu ciclonii mediteraneeni cu evoluție normală sau retrogradă ajung destul de rar, însă așa cum rezultă din distribuția cantităților de precipitații din februarie ( fig. nr. 39) aduc un ușor plus de precipitații pe culmile Podișului Covurluiului sau pe Dealurile Fălciului.

În luna martie, precipitațiilor de natură frontală li se adaugă precipitațiile de natură convectivă. Astfel, au cantități asemănătoare sau ușor mai ridicate.

În luna aprilie, cantitățile medii sunt aproape duble față de luna precedentă

În lunile aprilie, mai, iunie, iulie activitatea ciclonică nord-atlantică se intensifică, iar asta însemnă mase de aer umede și instabile pe lângă care contribuie și convecția termică în cadrul maselor de aer cu un potențial ridicat de instabilitatea

Astfel precipitațiile înregistrează o creștere semnificativă de la o lună la alta. În aprilie precipitațiile variază între 37 și 54 mm, în mai între 48 și 72 mm, iar în iunie, luna cea mai ploioasă a anului se înregistrează între 65 și 100 mm (fig nr 40). În această lună activitatea ciclonică nord-atlatică împreună cu convecția termică în cadrul maselor de aer instabilă, determină cele mai intense precipitații, dar cu o scăderea de aproape 40% de la nord câtre sud. (fig. nr. 40)

Pentru luna iulie, se observă o ușoară scădere a cantităților de precipitații – valori între 50 și 90 mm datorită diminuării activității ciclonice nord – atlantice, precum și a temperaturilor mai ridicate care mențin nivelul de condensare la înălțimi mai mari decât în luna precedentă.

În luna august, cantitățile de precipitații scad semnificativ, datorită frecvenței mare a regimului anticiclonic și deci a persistenței timpului senin.

În luna septembrie, predomină de asemenea regimul anticiclonic, iar convecția termică slăbește. Cantitățile de precipitații sunt ușor mai mici decât în luna precedentă fiind în jurul valorii de 50 mm. Dar ca și în luna august, cantitățile de precipitații prezintă o mare variabilitate, fiind ani în care precipitațiile aproape lipsesc cu desăvârșire și ani când precipitațiile se apropie de 200 mm.

În luna octombrie, precipitațiile sunt cauzate mai ales de ciclonii care se deplasează din Marea Mediterană peste Peninsula Balcanică. Însă în cea mai mare parte a timpului predomină timpul stabil determinat de câmpul anticiclonic format între dorsala Anticiclonului Azoric și cel Est – European. Astfel precipitațiile sunt slabe și nu depășesc în medie 30 mm, conturându-se astfel al doilea minim anual, de această dată secundar.

Precipitațiile cresc ușor în luna noiembrie ca urmare a influnenței mai pregnante pe care o au ciclonii mediteraneeni. În decembrie, inversiunile termice sunt din ce în ce mai frecvente, ca și advecțiile aerului rece continental rece sau uscat, astfel pe fondul diminuării activității ciclogenetice, precipitațiile înregistrază o scădere.

Fig. nr. 39. Harta repartiției teritoriale a cantităților medii de precipitații din luna februarie în Podișul Bârladului(1961-2010)

Fig. nr. 40. Harta repartiției teritoriale a cantităților medii de precipitații din luna iunie în Podișul Bârladului(1961-2010)

Concluzii

Din punct de vedere genetic precipitațiile pot cădea din norii frontali, care iau naștere sub influența interacțiunii maselor de aer. Cel mai adesea în Podișul Bârladului, precipitațiile cad din norii ce se formează în interiorul maselor de aer (nori cumuliformi), fie sub acțiunea proceselor de răcire radiativă (nori stratiformi).

Situarea Podișului Bârladului în estul României, face ca influența ciclonilor oceanici ce provoacă precipitații abundente la sfârșitul primăverii și începutul verii să fie ceva mai redusă. De asemenea, acționează și ciclonii mediteraneeni cu evoluție normală, a căror influență este ușor diminuată de prezența unor culmi mai înalte din zona Carpaților de Curbură și ciclonii cu caracter retrograd care aduc umiditate dinspre Marea Neagră.

Pe suprafața Podișului Bârladului precipitațiile înregistrează unele variații. În general, cantitățile medii anuale de precipitații scad dinspre nord – vest spre sud-est, dar în repartiția teritorială a precipitațiilor se remarcă mai mult influența altitudinii decât a latitudinii

În afara de diferențele pluviometrice nord-vest – sud-est apar și nunanțe determinate de modul de expunere a versanților. Așadar se poate observa o alternanță de sectoare umede asociate cu relieful înalt și versanții expuși maselor de aer umed din nord-vest, precum și sectoare mai uscate pe versanții adăposiți.

3.4. Vântul

Vântul este un element meteorologic vectorial, deosebit de variabil în timp și spațiu, condiționat de contrastul baric orizontal creat în cadrul circulației generale a atmosferei. Deplasarea curenților de aer dintr-un loc în altul (regimul vântului) este determinată în principal de dezvoltarea diferitelor sisteme barice și, în primul rând, de activitatea centrilor de acțiune principali. Vântul se caracterizează prin două elemente extrem de variabile în timp și spațiu: direcția din care bate vântul, apreciată după 16 sectoare ale orizontului și viteza, reprezentând distanța parcursă de particulele de aer în unitatea de timp, exprimată în m/s.

Circulația generală a atmosferei, exercită un rol determinat asupra tuturor elementelor și fenomenelor climatice, cu atât mai mult asupra vântului, influențând principalele caracteristici (frecvența și viteza) ale regimului diurn și anual, cât și distribuția lor teritorială

Regimul vântului în Podișul Bârlad, ca de altfel în întreaga țară se dezvoltă sub influența principalilor centri barici de acțiune, care dirijează evoluția generală a climatului (anticiclonul azoric, anticiclonul euroasiatic, depresiunea islandeză și cea mediteraneană). (Elena Mihai, 1975).

Poziția și intensitatea centrilor barici care dirijează circulația maselor de aer la suprafața continentului determină în raport cu așezarea geografică și cu aspectul morfo – hidrografic al unității de relief, variația direcției și vitezei vântului.

3.4.1. Frecventa medie a vantului pe directii

Frecvența vânturilor pe diferite direcții variază de la o regiune la alta și este puternic influențată de configurația reliefului.

Astfel, în bazinul Podișul Bârladului frecvența pe direcții este puternic influențată de configurația reliefului, mai ales la stația Bârlad unde culoarul Bârladului se îngustează.

Pe tot parcursul anului, în diferite luni, frecvența vântului nu se deosebește foarte mult de cea anuală.

În luna ianuarie, apar deosebiri între diferitele sectoare ale văii Bârladului. La stația Vaslui, predomină vânturile de nord-vest și cele de sud-est (20 % respectiv, 24 %). La Bârlad, vânturile din diferite direcții au o frecvență ridicată, calmul având valori de numai 16,6 %.Cu toate acestea predomină vânturile din nord-vest și sud-vest (18 % respectiv 16 %).La stația Tecuci direcția predominantă este cea nordică cu aproape 30 %, urmată de cea sud-estică cu o frecvență de 15 %.

În ceea ce privește culmile Podișului Bârladului, în luna ianuarie domină vânturile din nord și sud, direcția acestora nemaifiind influențată de configurația și direcția văilor.

Calmul diferă în bazinul hidrografic Bârlad de la o regiune la alta. Frecvența sa în lunile de iarnă are influențe asupra inversiunilor de temperatură.

Astfel, la stația Tecuci frecvența calmului are valori de peste 30 %, cea ce face ca nebulozitatea și ceața să fie frecvente în lunile de iarnă, la stația Bârlad existând o situație mai deosebită: aici, calmul este puțin frecvent datorită configurației de culoar al văii Bârladului care determină ventilația mai eficientă a aerului și împrăștierea ceții.

În luna aprilie, situația este oarecum asemănătoare cu deosebirea că scade ușor ponderea vânturilor din nord și crește ponderea vânturilor din nord-vest.

La stația Vaslui domină în continuare vânturile de nord-vest și sud-vest (22 % respectiv 18 %), Bârladului îi corespund frecvențe mari pentru direcțiile nord-vest și sud (22 % respectiv 15%) iar la stația Tecuci predomină vânturile din direcția nord, nord-vest și sud-est (21 %, 19 % și respectiv 18 %). Calmul are valori mici în lunile de primăvară cuprinse între 14-22 %. În luna iulie și în general pentru lunile de vară, situația este ușor diferită.

În lunile de vară, datorită activării circulației vestice în bazinul hidrografic Bârlad vânturile din nord vest au frecvența cea mai mare, iar vânturile din alte direcții au frecvențe nesemnificative.

La stația Vaslui ponderea vânturilor din nord-vest este de 28 % iar ponderea vânturilor de sud vest devine nesemnificativă fiind de numai 10 %. La Bârlad domină vânturile din nord-vest (27 %), vânturile din celelalte direcții având ponderi nesemnificative. Situația este asemănătoare și la Tecuci, cu mențiunea că vânturile din direcția nordică au o frecvență ridicată (20 %).

În luna octombrie, crește ușor ponderea vânturilor de nord și slăbește frecvența vânturilor de nord-vest.

Situația este apropiată cu cea din lunile de primăvară, cu mențiunea că frecvența calmului are valorile cele mai ridicate din timpul anului: 29 % la Vaslui, 24,7 % la Bârlad și 35,6 % la Tecuci.

Regimul anual al frecvenței vântului la stația Vaslui este dominat de direcțiile nord-vest (22,9 %), sud-est (18,2 %) și nord (15,3 %).

Fig. nr. 41. Frecvența (%) și viteza medie a vântului (m/s) pe direcții la stațiile din Podișul Bârladului (1961-2010)

La Bârlad, localizat în cursul mijlociu al Bârladului (orientat de la nord-est la sud-est) și la periferia Colinelor Tutovei (cu văi și culmi orientate de la nord la sud), direcțiile de acțiune ale vântului, sunt în conformitate cu aceste caractere morfohidrografice (tab.nr.10), predominând direcțiile din nord și nord-vest în aceeași proporție de 17 %, apoi urmează direcțiile de sud-vest 13,7 % și sud 10,4 %.

Tab nr. 10 Frecvența medie anuală a vântului pe direcții (%) la stașiile din Podișul Bârladului și împrejurimi (1961-2010)

Calmul, în cadrul frecvenței anuale înregistrează valori de 24,1 % la Vaslui, 26,2% la Bârlad și 29,7 % la Tecuci, stații situate în culoarul Bârladului, în care zonele de îngustare și de canailzare a vândului determină un procent mai redus al calmului atmosferic. Calmul atmosferic atinge și chiar depășește 40% la Huși, Negrești și Oncești, ca urmare a faptului că acestea sunt localizate în zone depresionare adăpostite (fig nr. 42) În timpul anului, calmul are frecvența lunară cea mai mare toamna, când depășește media anuală și frecvența cea mai redusă primăvara.

3.4.2. Viteza medie a vantului pe directii

Viteza medie anuală a vântului crește de la nord spre sud. În partea de nord a bazinului, cea mai mare viteză o au vânturile dinspre nord-vest 2,5-4,5 m/s și nord 1,5-3,5 m/s.

Vântul din direcțiile vest și est

are viteze reduse, în medie sub 2,5 m/s

iar celelalte direcții au viteze de 2-3 m/s.

Vântul din direcțiile vest și est are viteze reduse, în medie sub 2,5 m/s, iar celelalte direcții au viteze de 2-3 m/s.

La stația Bârlad cele mai mari viteze anuale le au vânturile de nord-vest (5,3 m/s), nord (4,9 m/s) și sud (4,5 m/s).

În partea de sud, viteze mai mari de 4 m/s sunt caracteristice vântului de nord și nord-vest. Vânturile de nord-est, sud, sud-vest au viteze medii de 3-4 m/s, iar din celelalte direcții vântul are viteze sub 3 m/s.

În timpul anului, în general, vântul are viteze mai mari iarna și primăvara în partea de sud a bazinului (viteza vântului din nord, nord-vest poate ajunge la 5-6 m/s în ianuarie la stația Tecuci) și primăvara și vara în partea de nord. Viteza vântului este mai redusă vara și toamna în partea de sud iar toamna și iarna în nord.

În general, cele mai mari viteze ale vântului corespund cu direcțiile dominante ale vântului.

3.4.3 Viteza medie a vântului indiferent de directie

Viteza medie anuala indiferent de direcție are o usoara creștere în raport cu altitudinea de la 3…4 m/s in regiunile situate la inaltimi mai mici de 150 m, pana la 6 m/s la altitudini mai mari de 200 m. (fig.nr 43)

3.4.4 Viteza maxima lunara si anuala a vantului

Cunoașterea valorilor extreme ale elementelor meteorologice, posibil să se producă în intervale de timp mai îndelungate, se impune cu necessitate atunci când se are în vedere proiectarea unor obiective a căror rezistență este vulnerabilă sau dependentă de condițiile meteorologice specifice amplasamentului considerat.

În anumite situații sinoptice cu gradienți barici deosebit de mari, viteza vântului poate atinge valori excepționale, care prin solicitările mecanice pe care le exercită pot provoca pagube de mari proporții. Din această cauză, cunoașterea acestor valori limită de producere într-un anumit interval de timp, constituie în prezent o condiție obligatorie, fiind luate în considerare ca parametri de calcul atât la stabilirea structurii și formei construcției, precum și la alegerea materialelor ce vor fi folosite.

Cele mai mari viteze maxime anuale ale vântului, înregistrate în intervalul analizat, au atins sau au depășit 40 m/s la toate stațiile meteorologice din Podișul Bârladului, cele mai mari viteze înregistrându-se la alatitudini mai mari de 300 m în Podișul Central Moldovenesc și în Podișul Covurluiului (fig. nr 44).

Direcțiile corespunzătoare acestora sunt, în majoritatea cazurilor, aproximativ paralele cu orientarea lanțului Carpaților Orientali, și anume din nord-vest în nordul Podișului Bârladului, din nord în sudul acestuia.

Analizănd repartiția teritorială a vitezelor maxime ale vântului și direcțiile corespunzătoare acestora pentru cele două sezoane ale anului se constată, în general, o distribuție asemănătoare celei anuale.

Dacă în sezonul rece (octombrie-martie) nu se remarcă modificări esențiale în comparație cu regimul anual, în sezonul cald (aprilie-noiembrie) se remarcă o restrângere a arealelor vitezelor cuprinse între 30-40m/s și o extindere a celor care oscilează între 20-30 m/s.

3.4.5. Vânturile tari

Frecvența anuală a zilelor în care viteza vântului a depășit 16 m/s se repartizează pe teritoriul Romaniei în strânsă corelație cu diferitele sisteme barice care o traversează, dar și cu caracteristicile regionale ale principalelor forme de relief, care favorizează circulația locală a vântului.

Numărul mediu anual de zile cu vânt tare (viteze mai mari de 16 m/s) în Podișul Bârladului este cuprins între 10 – 25 zile. Cele mai puține zile cu vânt tare se regăsesc în zonele adăpostite, depresionare – depresiunea Negreștiului, Depresiunea Hușiului, dar și pe cursurile superioare ale râurilor Berheci și Tutova (fig nr. 45)

Concluzii

Frecvența medie a vânturilor pe direcții este influențată de configurația orografică locală. Orientarea culoarelor de vale imprimă o corelție strânsă a direcțiilor dominante. Dacă pe cursul superior al Bârladului la Negrești și Vaslui direcțiile dominante sunt cele orientate de la nord-vest spre sud-est sau de la sud-est catre nord-vest, pe cursul mijlociu și inferior direcțiile dominante sunt cele de nord și de sud. (fig nr. 46)

Frecvența calmului este de asemnea mult influențat de condițiile locale, care determină o frecvență mai mare a camului atmosferic în Depresiunea Negrești, Depresiunea Hușiului sau pe cursul superior al Berheciului la Oncești.

3.5 Variații neperiodice ale temperaturii aerului si cantităților de precipitații.

3.5.1. Variațiile neperiodice ale temperaturii aerului

Fig. nr. 47 Evoluția și variabilitatea temperaturilor medii anuale ale aerului (1961-2010) în Podișul Bârladului

Desigur, mediile termice anuale, înregistrează variații relativ reduse de la un an la altul, deoarece ele înglobează și ca atare nivelează foarte mult, toate

modificările de temperatură, care se produc pe parcursul celor 12 luni. Aflată în strânsă dependență de bilanțul radiativ-caloric și implicit de radiația solară globală, temperatura aerului are o evoluție anuală foarte asemănătoare cu evoluțiile acestora. Condițiile fizico-geografice variate existente în cadrul Podișului Bârladului determină diferențieri ale elementelor climatice .

Fig. nr 48 Evoluția valorilor termice medii în Podișul Bârladului

pe intervale de câte 10 ani (1961-2010)

În acest sens, temperatura medie multianuală pentru intervalul analizat a avut o valoare medie pentru stațiile meteorologice din Podișul Bârladului de 9.88ºC, iar față de această valoare, temperaturile medii anuale au avut abateri pozitive sau negative.

Tendința liniară de evoluție a temperaturilor medii anuale în perioada analizată (1961-2010) a fost de creștere moderată cu circa 1°-1,4°C, ( fig nr 47) tendințele de creștere fiind mai mare, după cum vom vedea mai jos în semestrul rece, anotimpul de iarnă și luna ianuarie.

Astfel, din înregistrările efectuate pentru toate stațiile, se observă abateri medii maxime de 1-1,5ºC. Abaterea pozitivă maximă a fost înregistrată în anul 2007, (fig nr. 47)când temperatura medie anuală a fost mai mare cu 1,86ºC, față de media multianuală pe cei 50 de ani analizați (Tecuci 12,47ºC, Bârlad 12,17ºC, Vaslui 11,37ºC, Negrești 11,16ºC). Începând cu anul 1998 temperaturile medii anuale s-au situat peste mediile multianuale de referință, Podișul Bârladului nefăcând excepție de la tendința globală de creștere a temperaturii medii (fig.nr 48).

Au fost și ani când temperatura medie s-a situat sub valorile medii multianuale, iar cei mai mulți ani cu abateri negative s-au înregistrat în deceniul 1971-1980, urmat de deceniul 1981-1990, culminând cu anul 1985 când s-a înregistrat o abatere termică negativă de 1,69 ºC (vezi fig. nr 49.)

Fig nr. 49 Abaterea medie a temperaturii medii anuale, tendința liniară și media glisantă (pe 5 ani) în Podișul Bârladului (1961-2010)

În perioada analizată temperatura medie a lunii ianuarie a prezentat variații extrem de mari de la un an la altul în comparație cu evoluția mediilor lunare ale lunii ianuarie (fig. nr 40)

Din analiza graficelor privind variația și tendința de evoluție a temperaturii medii a lunii ianuarie, cea mai rece lună din perioada analizată a fost luna ianuarie a anului 1963, când abaterile termice negative pe suprafața Podișului Bârladului au variat între 8 și 10 grade. În această lună valorile termice medii au fost de -12, 30C la Vaslui, -11 0C la Huși, -10, 4 0C la Bârlad.
Tendința liniară de evoluție a temperaturii medii în luna ianuarie este de creștere destul de accelerată cu aproximativ 2,5 0C grade, comparativ cu luna iulie unde creșterea a fost mai redusă ( fig. nr. 50)

Fig nr 50. Oscilațiile termice medii lunare(ianuarie și iulie) și tendința liniară a acestora în Podișul Bârladului (1961-2010)

Evoluția temperatura medie a lunii iulie în acest interval a prezentat o creștere moderată (fig. nr. 50)

În ceea ce privește evoluția comparativă a abaterilor valorilor medii ale temperaturii aerului din ianuarie și iulie se poate remarca o ampitudine mai mare a abaterilor din luna ianuarie (fig nr. 51 )

Fig nr. 51 Evoluția abaterilor termice medii lunare (ianuarie și iulie) în Podișul Bârladului (1961-2010)

Analizând graficele care redau variația și tendința de evoluție a temperaturii medii a lunii iulie, considerată o lună reprezentativă pentru sezonul cald, se constată ca tendința de creștere a temperaturii este mult mai moderată în acest caz. Din analiza graficelor privind variația și tendința de evoluție a temperaturii medii anuale, s-a constatat că în majoritatea cazurilor tendința de evoluție, redată de dreapta de regresie liniară și ecuația dreptei de regresie, este de creștere,

În concluzie, din analiza evolutiei valorilor temperaturii medii anuale de la cele 4 statii, o constatare este clara, anume că tendința de evolutie a temperaturii pe teritoriul Podișului Bârladului este de crestere cu 1.0-1.5 0C, mai accentuată în partea nordică a podișului.

De asemenea, din analiza variației și tendinței de evoluție a temperaturilor medii ale lunilor iulie și ianuarie, luni reprezentative pentru sezonul cald și cel rece, se impune concluzia că tendința de încălzire manifestată în cazul temperaturii medii anuale se datorează în cea mai mare măsură tendinței mai pronunțate de încălzire a sezonului rece. Tendința de creștere a temperaturii medii anuale s-a manifestat la nivelul țării noastre foarte clar în ultimele două decenii ale secolului (fig nr.52)trecut, dar acest fapt este normal, fiinde efectul oscilațiilor neperiodice ale temperaturii aerului. (Clima României 2008)

Fig nr. 52 Tendința de variație a temperaturii medii pe perioada 1962-2000 (Sursa:Admiminstrația Naționaă de Meteorologie)

3.5.2. Variațiile neperiodice ale precipitațiilor atmosferice

Sumele medii lunare, anotimpuale și anuale ale precipitațiilor, rezultate în urma prelucrării unor șiruri de date din observațiile instrumentale, ne oferă posibilitatea de a face aprecieri, cu caracter sintetic și global,însă ascund variabilitatea unui element climatic, ce în condițiile unui climat temperat – continental cu nuanțe excesive ating cote maxime și minime mult distanțate de valorile medii. Foarte rar, cantitățile de precipitații lunare, anuale sunt identice sau se apropie foarte mult de cele medii, ele urcând sau coborând sub acestea.

Cantitățile de precipitații căzute în spațiul Podișului Bârlad evoluează, de la un an la altul, în limite foarte largi. Variabilitatea cantităților anuale de precipitații și abaterile lor față de medie este redată în fig. 53.

Intervalele relativ omogene de creștere a cantităților de precipitații sunt despărțite de intervale ale descreșterii acestora, această alternață fiidd evidențiată de medierea glisantă pe câte 5 ani și tendința polinomială pentru toate stațiile din Podișul Bârladului.

O creștere evidentă a precipitațiilor s-a înregistra între 1965 și 1975, urmată de o descreștere până în anul 1990, apoi tendința a fost de variabilitate în jurul mediilor și chiar o tendință de ușoară creștere a cantităților anuale de precipitații în ultiii ani (fig. 53).

Fig. 53. Evoluția abaterilor sumelor medii anuale de precipitații , tendința polinomială și media glisantă (pe 5 ani) a acestora în Podișul Bârladului (1961-2010)

Din analiza reprezentărilor grafice pe baza observațiilor efectuate pe parcursul a 50 de ani, la stațiile Negrești, Vaslui, Bârlad și Tecuci, se observă o sinonimie a sumelor anuale de precipitații, în sensul că scăderile sau creșterile valorice ale acestora (fig nr. 54) se manifestă în cele mai multe cazuri simultan în regiuni diferite ale bazinului, aflate la distanțe semnificative între ele și în condiții geografice în ansamblu asemănătoare, la nivel de detaliu diferențiate. Răspunzătoare de această situație nu poate fi decât circulația atmosferică, ce este capabilă să introducă schimbări de amploare în aspectul cantitativ al precipitațiilor pe spații extinse.

Dacă sensul evoluției pluviometrice ascendente sau descendente în raport cu media multianuală considerată normală, pe spații mai vaste, este impus de dinamic maselor de aer, diferențierile în valori absolute, de la stațiile apropiate, nu mai sunt explicate decât prin prisma influenței factorilor geografici locali (altitudinea, expoziția, fragmentare și orientare reliefului, caracteristicile suprafeței active) ce pot amplifica sau diminua procesele advective și termo – convective.

Fig. 54. Media glisantă a precipitațiilor la stațiile din Podișul Bârladului (1961-2010)

Fig. 55. Evoluția, variabilitatea, tendințele precipitațiilor atmosferice anuale în Podișul Bârladului (1961-2010)

Tendințele evoluției pe termen lung – 1961 – 2010 (fig. 55) ale precipitațiilor atmosferice, ne arată că acestea sunt într-o ușoară scădere în cea mai mare parte a podișului, cu excepția unor areale din partea nord-vestică și vestică care se află într-o creștere evidentă. În valori absolute scăderea cantităților de precipitații nu depășește 100 m, iar creștere din partea central-estică a bazinului depășește puțin pragul de 50 mm la Vaslui și 100 mm la Bacău

Toatea aceste tendințe generale ale evoluției parametrilor climatici au fost puse în evidență de al Treilea Raport de Evaluare al Comitetului Interguvernamental pentru Schimbari Climatice, care menționează că temperatura medie globală a crescut în ultimii 50 de ani cu aproximativ 0,6 ºC. Încălzirea înregistrată depășște evident modificările climei din ultimii 100 de ani care țin de variabilitatea naturală a sistemului climatic.

Încălzirea a fost mai accentuată pentru latitudini temperate, spre exemplu pentru Europa Centrală temperatura media anuală a crescut cu 0,8ºC

În ceea ce privește regimul precipitațiilor lucrurile sunt mult mai complexe, iar caracteristicele climatice generale pentru acest parametru la scara continentului european, imprima și tendințele generale din Podișul Bârladului

BIBLIOGRAFIE:

Ahrens, C.D. (2000), Essentials of Meteorology: An Invitation to the Atmosphere. 3rd Edition, Thomson Learning, 463 p.

Bacinschi, D., Cazacu, Gabriela, danet, A., Radulescu, E. (1986), Câteva considerații climatologice asupra iernii anului 1985 (lunile ianuarie și februarie) comparativ cu aceleași luni din ultimii 35 de ani, Studii și Cercet., Meteorologice, INMH/1980, 23-29 aprilie.

Bazac, Gh. (1983), Influența reliefului asupra principalelor caracteristici ale climei Romîniei, Edit. Academiei, București.

Bally R.J., Stănescu P. (1971) – Alunecări de terenuri. Prevenire și combatere, Editura Ceres, București

Băcănanu V, Pantazică M., Barbu N., Ungureanu A., Chiriac D., – Podișul Moldovei, Editura științifică și enciclopedică, București 1980

Bălteanu D. (1992), Natural Hazards in Romania, Revue Roumaine de Géographie, 36, București.

Bălteanu D., Rădița A. (2001), Hazarde naturale și antropice, Edit. Corint, București.

Bălteanu D. Mihaela, Șerban (2005), Modificările globale ale mediului. O evaluare interdisciplinară a incertitudinilor, Edit. CNI Coresi, București, 68 p.

Băncila, Gabriela (2005), Varietatea fenomenelor meteo asociate unei advecții de masă arctică – Studiu de caz, Sesiunea de Comunicări Științifice, ANM, București.

Bogdan-Șeitan, Octavia (1969), Inversion de température dans la région situé entre les Carpates et les Balkans, RRGGG-Geogr., 13, 1, p. 45-52.

Bogdan Octavia (1975), Le regime des precipitations dans la periode pluviose (1969-1972), gui a determine l’excese d’humidite de la plaine Romanie d’est, RRGGG- Geogr.

Bogdan Octavia (1978), Fenomene climatice de iarna și de vară, Edit. St. Si Enciclop., Bucuresti.

Bogdan Octavia (1980), La regionalisation climatique et topoclimatique de la Roumanie, RRGGG-Geogr.

Bogdan Octavia (1981), Fenomene meteorologice caracteristice intregului an – uscaciune si seceta, Studii Geogr.

Bogdan Octavia (1987), Influența fenomenului de secetă și exces de umiditate asupra evoluției peisajelor de câmpie din România, SCGGG-Geogr. XXXIV.

Bogdan Octavia (1992), Asupra notiunilor de hazarde, riscuri și catastrofe meteorologice/climatice, SCGeogr., XXXIV.

Bogdan Octavia, Niculescu, Elena (1995), Phenomena of dryness and drought in Romania, RR-Geogr., 39, p. 49-56.

Bogdan, Octavia (1996), Regionalization of the rik phenomen in Romania, R.R. Geogr., Bucuresti.

Bogdan Octavia, (1999), Principalele caracteristici climatice ale Câmpiei Romane, Comunicări de geografie, vol.III, Bucuresti

Bogdan, Octavia (1999), On the carpathian orographic barrage in Romania, A.U.C, Geogr., II, Serie nouă, pp. 5 – 12.

Bogdan Octavia, Niculescu Elena, (1999), Riscurile climatice din România, Institutul de Geografie al Academiei Române, București

Bogdan, Octavia (1999 – 2000), Characteristics of climate risks in Romania, RR-Géogr., 43-44, p. 115-128.

Bogdan, Octavia (2003), Riscul de mediu și metodologia studierii lui. Puncte de vedere, Riscuri și Catastrofe, Edit. Casa Cărții de Știință, Cluj-Napoca, p.27-35.

Bogdan Octavia (2003), Probleme de climatologie teoretică, Sinteze de geografie generală și regională, Edit. Univ. „Lucian Blaga”, Sibiu, 2003, p. 306-341.

Bogdan, Octavia (2005), O posibilă încălzire a climei, Geo-Carpathica, V, 5, p. 125-141.

Bogdan, Octavia (2005), Characteristics of global atmospheric warming, AUO-Geogr., Oradea, XV/2005, p.93-100.

Bogdan, Octavia (2007), Variabilitatea sistemului climatic și încălzirea globală a climei, Com. Geogr., XI, p. 131-138.

Bogdan, Octavia, Marinică, I., Rusan, N., Rusu Simona (2007), Riscul iernilor calde în România (cu aplicații la iarna 2006-2007), Riscuri și Catastrofe (editor V. Sorocovschi), VI, 4, p. 97-110.

Bogdan, Octavia, Marinicã I. (2007): Hazarde meteo-climatice din zona temperatã. Genezã și vulnerabilitate, cu aplicații la România, Edit. Lucian Blaga, Sibiu, 422 p.

Bogdan, Octavia, Marinică, I., Mic, Loredana-Elena (2008), Caracteristics of the summer drought 2007 in Romania, Conference “Watter observation and information system for decision support”, Balwois, 27/31.V. 2008, Ohrid, Rep. of Macedonia, Abstracts, p.154-155.

Bogdan, Octavia (2009), Bazele teoretice ale meteorologiei, Edit. Universității “Lucian Blaga”, Sibiu, 433 p.

Bojariu, Roxana, Paliu, D. (2001), North Atlantic Oscillation projection on Romanian climate fluctuations in the cold season. In Brunet M., Bonillo D. L. (eds.), p.345-356, Springer.

Bordei-Ion N., (1988), Fenomene meteorologice induse de configurația Carpaților în Câmpia Română, Editura Academiei RSR București

Bordei-Ion, Ecaterina (1983), New Consideration on the Origin of the Great winter Asiatic Anticiclonic Given the Major Relief of Continental Asia, RRGGG-Geogr.

Bordei-Ion, Ecaterina (1983), Rolul lanțului Alpino-Carpatic în evoluția Ciclonilor Mediteraneeni, Editura Academiei, 136p.

Bordei-Ion, Ecaterina, Bordei-Ion, N. (1983), Ciclogeneza orografică carpatică, proces specific românesc, Studii și Cercetări de Meteorologie, I.M.H., București.

Bordei-Ion, Ecaterina (2009), Rolul lanțului alpino-carpatic în evoluția ciclonilor mediteraneeni, Editia II, Edit. Printech, București

Bordei-Ion, Ecaterina, Dima, Viorica, Taulescu, Gabriela (2009), Anticiclonii Centrasiatici de iarnă, un punct de vedere sinoptic asupra numelui, genezei și evoluției lor, Révue Roumaine de Géographie.

Busuioc, Aristița (2003), Schimbãri climatice – perspective globale și regionale, Culegere de lucrãri A.N.M.

Busuioc, Aristița și colab. (2007), Summer anomalies în 2007 în the context of extremely hot and dry summers în Romania, Romanian Journal of Meteorology, Vol. 9, No. 1-2.

Casas Castillo, M.C., Jordán, M.A. (1999), Meteorología y clima. Edicions UPC, Barcelona, 157 p.

Călinescu R. (1969) – Biogeografia României, Editura științifică, București

Ciulache Sterie, (2002), Meteorologie și climatologie, Editura Universitară, București

Ciulache S., Ionac Nicoleta (1995) – "Fenomene geografice de risc" Partea I, Editura Universității din București

Ciulache, S., Ionac, Nicoleta (1975), Fenomene atmosferice de risc si catastrofe climatice, Edit. St., Bucurest.

Chiriac, V. (1962), Seceta meteorologica la Iasi, MHGA,3, Bucuresti.

Dinca, I, Patrichi, S., Miha., Iosefina (1978), Fluctuații de lungă durată ale cantităților de precipitații atmosferice pe teritoriul Romaniei, Studii și cercetări, partea I, I.M.H., Bucuresti.

Dobrea, i., Stancescu, I (1971), L’ influence de la chaine Carpatique Roumanie sur les conditions agrosynoptique, causes des precipitation abondandes, Prace Geograficzne Zeszyt, (26), Krakow

Dragota Carmen – Sofia, Vasenciuc Felicia (1997), Impactul factorilor de hazard climatic generat de precipitațiile atmosferice excedentare căzute în intervalul 1 ian.-1oct. 1997 pe teritoriul Românie, cu referire speciala pentru Moldova, Seminarul Dimitrie Cantemir, 17-18, Univ. Al. i. Cuza Iasi.

Dragotă, C. (1992), Câteva considerații climatice privind repartiția în funcție de relief a valorilor parametrilor caracteristici precipitațiilor atmosferice pe teritoriul României, Stud. și Cercet., Meteor., 6, I.N.M.H., București.

Dragotă, C. (2006), Precipitațiile excedentare în România, Edit. Academiei Române

Drăghici, I. (1983), Black Sea Coastal Frontogenesis Proc., Nowcasting II Symposium, Nrokoping, Sweden, ESA, SPA, SP 208, p. 75-79.

Erhan, Elena (1983), Fenomenul de secetă în Podișul Moldovei, ASUCI, Serie Nouă, Secț. II, b., Geol. – Geogr., XXIX, Iași, p. 77 – 79.

Erhan, Elena (1983), Fenomenul de grindină în Moldova, ASUCI, Serie Nouă, Secț. II, b., Geol. – Geogr., XXXII, Iași, p. 67 – 72.

Erhan, Eleana (1992-1993), The wind regime and its local particularities in the Moldavian Plain, Analele St. ale Univ. Al. I. Cuza din Iasi Serie noua, Geografie, XXXVIII-XXXIX.

Ferrel, W. (1859), The motions of fluids and solids relative to the earth’s surface, Math. Mon., 1, pp.140–407, 210-216, 300-307, 366-372, 397-406

Gaștescu, P., Zavoianu, i., Bogdan, Octavia, Driga, B., Breier, Aridna (1979), Excesul de umiditate din Câmpia Română de nord-est (1969-1973), Edit. Academiei, București.

Gaștescu, P., Breier, Ariadna, Zavoianu, I., Bogdan, Octavia, Driga, B. (1974), L’exces d’humidite dans le secteur nord-est de la plaine Roumanie, Causes at consequences, RRGGG-Geogr.

Gugiurman, I. (1959), Depresiunea Huși, Edit. Științifică, București.

Giurgiuman, I., Erhan, Elena (1962), Microclimate din zona orasului Iași și împrejurimi, Analele St ale Univ. Al. I. Cuza, VIII, sect II, Iasi.

Giurgiuman, I., Cotrau, M. (1975), Elemente de climatologie urbană, Edit. Academiei, București.

Gugiurman, I. Petras Eugenia (1963), Rolul dinamicii atmosferice și factorii geografici în determinarea regimului temperaturii aerului in partea de est a R.P.R., Anal. Univ., Al. I. Cuza, Iasi, t, IX.

Grecu, Florina (1996), Expunerea la risc a terenurilor deluroase, Cercetări Geografice în spațiul Carpato-Danubian, A II – 2 Conferința regională de geografie, Timișoara.

Hârjoabă I. (1965) – Procese geomorfologice care contribuie la degradarea terenurilor din Colinele Tutovei, Analele științifice ale Universității din Iași secțiunea II, tom XI

Hărjoabă I. (1968), – "Relieful colinelor Tutovei", Editura Academiei R.P.R., București

Harjoaba, I., Clocotici, V. (1987), Unele aspecte ale stabilității climatice din România, Analele St. Ale Univ. Al. i. Cuza, seria noua, Secțiunea II, b, Geol – Geogr., XXXIII

Huștiu, M. (2009), Regimul precipițiilor în bazinul hidrografic Bârlad – de la secetă extremă la inundații devastatoare – Studiu de caz, Sesiunea anuală de Comunicări Științifice, Institutul de Geografie al Academiei Române, București.

Huștiu, M. (2009), Regimul precipitațiilor în bazinul hidrografic Bârlad – extreme pluviometrice analizate ca hazard meteo climatic – Studiu de caz, Sesiunea anuală de Comunicări Științifice, Institutul de Geografie al Academiei Române, București.

Huștiu, M. (2009) Precipitații excedentare într-o situație convectivă severă – de la secetă extremă la inundații devastatoare – Studiu de caz, Sesiunea de Comunicări Științifice, ANM, București

Huștiu, M. (2009) Analiza fenomenului de seceta din Podișul Bârladului în sezonul cald al anului 2009 – Studiu de caz, Sesiunea Anuală de Comunicări Științifice, Universitatea Bucuresti, Facultatea de Geografie, Bucuresti

Huștiu, M. (2010), Use of ECMWF products in a severe convection situation, Forecast Products Users Meeting, Reading, UK.

Huștiu, M. (2011) Structuri mezoscalare ce produc inundații de tip „flash flood” în Podișul Moldovei – Studiu de caz, Sesiunea de Comunicări Științifice, ANM, București

http://www.ecmwf.int/newsevents/meetings/forecast_products_user/Presentations2010/index.html

Iliescu , Maria, Colete (1989), Manifestări electrice atmosferice pe teritoriul Romăniei, Edit. Academiei, București.

Iliescu, maria, Colette, Szennyes, Maria (1993), Variații de lunga durată a cantităților de precipitații lunare, anuale și anotimpuale pe teritoriul României, Studii si cercet., Meteor., 7, Bucuresti.

Ielenicz M. (1999), Dealurile și Podișurile României, Editura Fundației România de Mâine, București.

Ionescu, Mariana, Povara, Rosia, Tuinea, Petruta, Mihoc, Cornelia, Burcea, Gabriela (1992), Criterii pentru stabilirea perioadelor secetoase în agricultură, Studii si Cercet., Meteor., 6. INMH, Bucuresti.

Ion I., (2000) , Relieful de cueste din Podișul Bârladului, Editura Corson, Iași

Ielenicz M., (1996), – Dealurile și Podișurile României, Universitatea Creștină Dimitrie Cantemir, Sibiu.

Lazarescu, E. (1965), Frecventa fenomenului de Chiciura pe teritoriul Moldovei în perioada 1958-1984, HGAM.

Machidon, O (2009), Fenomenul de grindină în Bazinul Hidrografic Bârlad, Rezumatul tezei de doctorat, Universitatea AL. I. Cuza, Iași.

Măhara Gh. (1996) – Fenomenul de îngheț și brumă pe teritoriul României, Terra, nr. 3-4. Mănescu S. și colab, Igiena, Editura Medicală, București.

Mihai, Elena (1975), Depresiunea Brașov. Studiu Climatic, Edit. Academiei, București.

Mihai Elena (1976), Regimul înghețului in Depresiunea Brașov, SCGGG – Geogr., XXXIII

Mihai, Elena, Bogdan Octavia, Teodoreanu, Elena, Neamu, Gh. (1971), Influența reliefului asupra advecției unei mase de aer rece din nord-est. Inversiuni de temperatura din perioada 11-19 ianuarie 1965, Hidrotehnica.

Mihai, Elena, Cristescu, Stefania, Fetov, V. (1964), Caracterizarea climatologica a vântului uscat și fierbine, suhovei, în Moldova și Dobrogea, Cul. Lucr. Im/1962, CSA. IM., București

Militaru, Florica (1967), Considerații asupra unor fenomene meteorologice deosebite, Hidrotehnica.

Mihăilescu, C. (2004), Clima și hazardurile Moldovei – evoluție, stare, predicție, Editura „Licorn”, Chișinău, 192 p.

Neamu, Gh., Bogdan, Octavia, Mihai Elena, Teodoreanu Elena (1970), Harta topoclimatica a României. Principii și metode, ST. Cerc. Geol., geofiz. Geogr., Seria geografie, t. XVII, nr.2.

Niculescu, Elena (1993), Răciri și încălziri masive în ultimul secol în Romania, SC Geogr., XL.

Niculescu , Elena (1997), Extreme pluviometrice pe teritoriul României în ultimul secol, SC. Geogr., XLIV.

Obreja, Al. (1964), Aspecte climatice în Câmpia Tecuciului, Analele St. ale Univ. Al.I. Cuza, X, sect. II, Iasi.

Oprescu, Alexandra, Patachie, Iulia, Calinescu, Gh. (1984), Zonarea secetelor meteorologice pe teritoriul RSRomania, Studii și Cercet. Meteor., INMH, București.

Patachie, Iulia, Calinescu, Niculina, Oprescu, Alexandra (1970), Particularitățile repartiției cantităților excepționale de precipitații pe teritoriul RSR, SCMeteor., I, București.

Pișota I.(1995),– Hidrologie, Editura Universități București.

Podani, M. , Zavoianu, I. (1992), Cauzele și efectele inundațiilor produse în luna iulie 1991 în Moldova, SC. Geogr., XXXIX, București.

Pop, Gh. (1988), Introducere în meteorologie și climatologie, Edit. St. si Enciclop., București.

Pop, C., Vasenciuc, Felicia (1999), Inundații din perioada de iarna, Revista Geografică, Academia Romana, VI, București.

Popa A., Stănescu P. (1960) – Scurgerea și eroziunea produse de ploile torențiale din anul 1959 în Podișul Moldovenesc, Com Academiei Române, tom X, nr.8

Poescu K. (1956) – Câteva aspecte ale eroziunii solului în condițiile Podișului Moldovei, Probleme de agric I

Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M. (1974)– Relieful României, Editura Științifică, București.

Sficlea V. (1972) – Platforma Covurluiului, rezumatul tezei de doctorat, Iași

Sorocenu, N. (1989), Considerații asupra conceptului și evaluării fenomenului de secetă, cu referire la Podișul Moldovei, Studii și Cercet., Meteor., 3, IMH.

Stancescu, I., Dobrea, I. (1965), Considerații sinoptice care au determinat precipitații abundente în bazinele Siretului și Prutului intre anii 1960 -1964, Culegere de lucrări INMH, 1967, București.

Stăncescu, I., Damian, Doina (1983), Câteva considerații asupra aspectului vremii în țara noastră, determinate de aria de influență a anticiclonului scandinav, Studii și Cercetări de Meteorologie, I.M.H., București.

Stoica, C. (1954), Puternica răcire din perioada 24…28 ianurie 1954, Bul. Obs.,., meteor. VII, XXIV, 1, București.

Stoica, C. (1969), Precipitatii atmosferice în regim anticiclonic, Cul. Lucr. Im/1960.

Strahler, N., A. (1973), Geografia fizică, Edit. St., Bucuresti.

Strutu, Maragreta (1966), Considerații asupra ciclonilor cu caracter retrograd, Hidrotehnica, XI, 5, Bucuresti.

Strutu, Maragreta, Militaru, Floricica (1974), Carpații și rolul lor în evolutia ciclonilor cu deplasare retrograda, Cul. Lucr. de meteor. 1971, ImH, București.

Ștefan, Sabina (2004), Fizica atmosferei. Vremea și clima, Edit. Univ. din București, 422 p.

Tastea, D. (1989), Indicele de persistenta a Înghetului, Studii si Cercet., Meteor., 3, INMH, București.

Tastea, D., Miha, Iosefina (1978), Zonarea parametrilor de intensitatea maxima a ploilor și văntului pe teritoriul Romaniei, Studii și Cercet., I Meteor.

Tastea, D. Lorents, Raisa, Bazac, Gh. (1976), Zonarea vitezelor maxime anuale ale vântului pe teritoriul Romaniei, Studii și Cercet., I/2, Meteor.m IMH, București.

Tepes, Elena (1970), Repetiția frecvenței zilelor de iarna pe teritoriul RSR, HGAM, 15,1, București.

Taloescu, i., Lica, Al. (1972), Caracterizarea ploilor excepționale din anul 1970 în condițiile Podișului Central Moldovenesc și influența lor asupra procesului de scurgere și eroziune pe versanți, Cauze și efecte ale apelor mari din mai-iunie 1970, M.A.., Bucuresti.

Topor, N. (1970), Cauzele unor ploi cu efecte catastrofale în România, Hidrotehnica, XV, 11, București.

Topor N. (1964), "Anii ploioși și anii secetoși" , Editura C.S.A., București

Ujvari I. (1972) – Geografia apelor României, Editura Științifică, București

Vasenciuc, Felicia Dragota, Carmen (1997), Cantități de precipitații deosebite căzute în intervalul 28 martie-2 aprilie 1997 în partea sudică a țării, mss, Comunicare , Sesiunea St., Univ, de Vest, Timișoara.

Vasenciuc, Felicia (1998), Contraste pluvio-termice în România în iarna 1997-1998, Geographica Timisiensis, Univ. De Vest, VII, Timișoara.

Vasenciuc, Felicia (1999), Impactul precipitațiilor excedentare, din intervalul 1 ianuarie – 31 august 1999 asupra mediului în România, Sem. Geogr., D. Cantemir, XIX, Iași

Vasenciuc, Felicia (2000) Riscuri Pluviometrice în intervalul 1991-1999. Studii de caz in bazinul hidrografic al Siretului, Revista Geografica, VII, București.

Vasenciuc Felicia (2003), – "Riscuri climatice generate de precipitații în bazinul hidrografic al Siretului", București.

Valeria Velcea, Velcea I. (1982) – Enciclopedia Geografică a României, Editura Științifică și Enciclopedică, București

*** Atlas R.S.R., (1968), Institutul de Geografie, București,

*** Atlas R.S.România, fascicula IV ”hărți climatice”, (1972-1979), Edit. Academiei, București.

*** (1962),Clima Republicii Populare Române, volumul I INMH, București.

*** (1962),Clima Republicii Populare Române, volumul II INMH, București.

*** (2008),“Clima României”, Editura Academiei Române,, București.

*** Geografia României, vol. I, (1983), Geografia Fizică, Cap. Clima, Edit. Academiei, București, 662 p.

*** Geografia României, vol. IV, (1992), Regiunile pericarpatice, Edit. Academiei, București, 580 p.

*** Atlasul Climatologic al Republicii Populare Române, I.M., București

*** Rezoluția nr. 42/169, prin care s-a declarat perioada 1990-1999 „Deceniul Internațional pentru Reducerea Efectelor Dezastrelor Naturale” (IDNDR).

*** 20th Century Reanalysis V2 data provided by the NOAA/OAR/ESRL PSD, Boulder, Colorado, USA, from their Web site at http://www.esrl.noaa.gov/psd/

http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/composites/day/

http://www.wetterzentrale.de/topkarten/fsreaeur.html

http://www.wetter3.de/Archiv/