Clima Sectorului Montan al Vaii Prahova
CLIMA SECTORULUI MONTAN AL VAII PRAHOVA
CUPRINS
INTRODUCERE
CAPITOLUL I. FACTORII GENETICI AI CLIMEI
1.1. Factorii climatogeni radiativi
1.2. Factorii climatogeni dinamici
1.3. Factorii climatogeni fizico-geografici
1.4. Factorii climatogeni antropici
CAPITOLUL II. CARACTERISTICILE PRINCIPALELOR ELEMENTE CLIMATICE
2.1. Temperatura aerului
2.1.1. Temperatura medie anuală
2.1.2. Regimul anual al temperaturii medii lunare, anotimpuale și semestriale
2.1.3. Temperatura maximă mijlocie (media maximelor lunare)
2.1.4. Temperatura minimă mijlocie (media minimelor lunare)
2.1.5. Amplitudinea anuală a temperaturilor medii lunare
2.1.6. Înghețul
2.2. Temperatura solului la suprafață
2.2.1. Temperatura medie anuală
2.2.2. Regimul anual al temperaturii medii lunare
2.3. Umezeala aerului
2.3.1. Regimul anual și lunar al umezelii relative
2.4. Nebulozitatea
2.4.1. Regimul anual al nebulozității
2.5. Durata de strălucire a Soarelui
2.5.1. Durata medie anuală, lunară, anotimpuală și semestrială de strălucire a Soarelui
2.6. Precipitațiile atmosferice
2.6.1. Regimul anual, anotimpual, semestrial și lunar al precipitațiilor
2.6.2. Cantitățile maxime de precipitații căzute în 24 de ore
2.6.3. Numărul mediu lunar de zile cu precipitații ≥ 0.1. mm
2.7. Stratul de zăpadă
2.7.1. Grosimea stratului de zăpadă
2.8. Vântul
2.8.1. Direcția vântului și calmul atmosferic
2.8.2. Viteza vântului
2.8.3. Vânturile locale
CAPITOLUL III. FENOMENE ATMOSFERICE DE RISC
3.1 Bruma
3.1.2. Chiciura și poleiul
3.1.3. Viscolul
CONCLUZII
BIBLIOGRAFIE
CAPITOLUL I.FACTORII GENETICI AI CLIMEI
1.1. Factorii climatogeni radiativi
Radiația solară, ca principală sursă de energie a tuturor proceselor fizice și biologice din natură, joacă un rol determinant în individualizarea caracteristicilor climatice. Modul principal în care își imprimă influența rezidă din contribuția sa la încălzirea inegală a maselor de aer. Influența radiației solare se resimte atât la nivel global, prin influența exercitată asupra dirijării maselor de aer de origine continentală sau oceanică și în funcție de unghiul pe care razele Soarelui îl formează cu suprafața terestră, cât și la nivel local, în corelație cu expunerea diferențiată a suprafețelor de teren (caracteristicile suprafeței active). Dacă la nivel planetar, principalele determinări sunt introduse de poziția geografică în funcție de latitudine și longitudine și de unghiul de înclinare a razelor Soarelui, în cazul zonei noastre de studiu, este important de sesizat impactul distribuției altitudinale a reliefului și al extinderii mari a suprafețelor plane de altitudine.
Radiația solară este influențată direct de o serie de factori meteorologici (nebulozitate, ceață, care micșorează transparența aeruhii)și de caracteristicile suprafeței subiacente active (caracteristici morfologice, albedo dat de gradul de acoperire cu vegetație sau de repartiția suprafețelor frecvent acoperite de zăpadă etc). Pe baza măsurătorilor topoclimatice efectuate s-a stabilit că altitudinile de peste 2 000 m, radiația solară directă poate depăși la orele 12.00, în timpul zilelor de toamnă chiar și valori de 1.5 cal/cm2/min. datorită, pe de o parte, transparenței mari a atmosferei, iar pe de altă parte, mărimii unghiului sub care cad razele solare pe suprafața activă. Pe versanți, mai ales către valea Prahovei, datorită masei mai opace a atmosferei (încărcată cu particule fine, pulberi sau fum), la altitudini de 1 000 – 1 500 m, gradientul de creștere a fluxului radiativ are valori mult mai mari decât deasupra limitei.
În funcție de nivelul de condensare, de grosimea stratului de aer și a masei opace, suprafețele de versant se caracterizează printr-o radiație solară directă mai redusă și printr-o radiație difuză mai mare. Deasupra nivelul de condensare și pe platoul Bucegilor, radiația difuză scade mult în favoarea radiației directe.
După șirurile de date meteorologice de la stațiile din zonă (vârful Omu, Sinaia, Predeal), rezultă că valorile medii anuale ale radiației solare globale sunt cifrate la 105 – 110 kcal/cm2 în cea mai mare parte a ariei montane și ceva mai ridicate pe versanți și în valea Prahovei (110-118 kcal/cm2).
Datorită trăsăturile neomogene ale spațiului montan analizat, variația spațială a valorilor radiației solare este destul de mare. Se poate sesiza doar o incidență mai mare a cantității primite în sectorul depresiunii de obârșie a văii Prahovei, din cauza deschiderii mai mari, precum și pe versanții vestici și sudici (în aria de contact cu unitatea subcarpatică). Mult mai mare este variația anotimpuală. Radiația solară globală prezintă importante variații lunare. Astfel, cele mai mici valori se înregistrează iarna, în decembrie, când durata zilelor este mai mică, iar cerul este mai frecvent acoperit.
Variația radiației solare globale depinde în mare măsură și de expunerea versanților, ca și de configurația de ansamblu a reliefului (succesiunea culoarelor de vale și a culmilor muntoase). În culoarele de vale dezvoltate (Prahova, Ialomița) există condiții propice pentru formarea inversiunilor de temperatură. În aceste condiții, circulația atmosferei îmbracă mai cu seamă forma brizelor de munte, care dispersează ciclic masele de aer cantonate pe fundul văilor (sub forma brizelor de munte). Ca atare, nebulozitatea aerului este mai redusă, iar radiația solară înregistrează valori mai ridicate.
Valorile albedoului sunt dependente de caracteristicile suprafeței active: morfologia terenurilor, persistența stratului de zăpadă, natura solului (aluvionară, eoliană etc), de culoarea și umiditatea acestuia, de gradul de acoperire cu vegetație etc. Influența stratului de zăpadă este pregnantă mai cu seamă la altitudinile cele mai mari, în zona alpină, unde persistența zăpezii, în condițiile absenței pădurii, este îndelungată (până la 8 luni pe an). Cele mai mari variații ale albedoului între diferite suprafețe se detașează iarna, între suprafețele acoperite cu zăpadă și cele neacoperite (valori de 5%, respectiv de 95%).
Pădurile de rășinoase sau de amestec din zonele mai înalte reflectă destul de puțin radiația solară (15%), în timp ce pădurile de foioase, de la baza versanților, nu au aceeași capacitate de absorbție, iar ca medie se poate considera o valoare a albedoului de 20%.
Valorile albedoului diferă și în funcție de gradul de umiditate al solurilor. Solurile mai bogate în humus sau cele aflate în diverse stadii de gleizare din lunci și zone mlăștinoase reflectă doar 6-7% din radiația solară, în timp ce solurile silvestre de culoare galbenă spre brună reflectă 12-15 % din radiația solară,
1.2. Factorii climatogeni dinamici
Pentru principalele procese meteorologice și pentru repartiția principalelor elemente climatice, circulația generală a atmosferei joacă un rol determinant. Influența sa combină specificul circulației la nivel continental (tipurile de circulație deasupra teritoriului României) cu efectele și caracteristicile poziției geografice a masivului Bucegi (situare la limita dintre circulația de origine vestică și cea sudică și nord-estică, poziția la interferența circulației maselor de aer încărcate de umiditate din vest cu cele mai continentalizate din sudul și estul țării). Circulația atmosferică la nivel local este subordonată aceluiași context al centrilor barici permanenți sau sezonieri, în care evoluează clima la nivelul întregii țări. Contextului general al circulației atmosferice i se adaugă, subordonat, și influența condițiilor locale ale reliefului, determinante datorită altitudinilor ridicate și masivității Bucegilor.
Dinamica proceselor meteorologice din zona montană a vaii Prahovei este strâns legată de dezvoltarea și succesiunea diferitelor sisteme barice generate de centrele de acțiune permanentă la nivel continental și regional. Acestea, prin deplasarea lor, și în urma modificării caracteristicilor prin contactul cu formele de relief dominante ale masivului Bucegi, produc schimbarea lentă a valorile diferitelor elemente meteorologice.
Asemenea specificului circulației atmosferice la nivel național, deasupra Munților Bucegi se remarcă cele patru forme principale ale circulației aerului: circulația vestică, circulația polară, circulația tropicală și circulația de blocare. Fiecărei forme îi corespund proporții diferite, predominantă fiind circulația vestică și cea polară.
Aceste tipuri de circulație sunt determinate de principalele formațiuni barice cu dezvoltare continentală și care determină tabloul climatic general al țării noastre și implicit al zonei de studiu: anticiclonul azoric, depresiunea islandeză, anticiclonul ruso-siberian și anticiclonul scandinav.
Circulația vestică reprezintă elementul preponderent în transformările atmosferice care au loc deasupra continentului, cu o mare persistență, atât în perioada caldă a anului cât și în cea rece. Are loc în condițiile existenței unui câmp de mare presiune atmosferică deasupra părții de sud a continentului și a unei zone depresionare în regiunile nordice. Situațiile cu circulație vestică îndelungată se concretizează în existența iernilor mai blânde, cu precipitații abundente. Vara, se remarcă condiții de mare variabilitate în aspectul vremii și un grad ridicat de instabilitate.
Circulația polară este generată, de regulă, de dezvoltarea și extinderea către Islanda a anticiclonului Azorelor. Orientarea generală a maselor de aer în deplasare lor este de la nord-vest către sud-est. Acest tip de circulație generează deplasări ale maselor de aer de origine oceanică, de la latitudinile polare, care determină scăderea temperaturilor, creșterea nebulozității și căderea precipitațiilor mai ale sub formă de averse. Uneori pot să apară și cazuri când dorsala acestui anticiclon se unește cu anticiclonul situat în mările polare nordice sau cu cel cantonat deasupra Groenlandei sau deasupra Peninsulei Scandinave. În acest context, se produc răcirile de primăvară-vară și toamnă, iar iarna, se produce o scădere a temperaturilor și, uneori, căderi abundente de zăpadă și intensificări ale vitezei vânturilor.
Circulația tropicală are un impact mai limitat asupra suprafeței vaii Prahovei . Acest tip de circulație asigură transportul excesului de căldură din regiunile tropicale în cele polare, care se manifestă fie din direcția sud vest (când aerul tropical trece pe deasupra Mării Mediterane), fie dinspre sud est (când aerul încălzit are originea deasupra Asiei Mici). Principalele efecte sunt creșterea temperaturilor, sporirea umidității aerului, apariția iernilor mai blânde, căderea precipitațiilor abundente. Vara, determină vreme frumoasă și deosebit de călduroasă, uneori cu sporire a instabilității atmosferice.
Fiecare din tipurile de circulație amintite prezintă numeroase situații și conjuncturi date de formarea și persistența principalilor centri barici la nivel european (cicloni și anticicloni).
Anticiclonul azoric, de natură termodinamică, se manifestă, cel mai adesea, sub forma unor invazii de aer dinspre vest sau nord-vest, cu o frecvență mai mare în perioada caldă (aprilie-septembrie), cu un maxim de intensitate în iunie și iulie. Acțiunea sa corespunde, de regulă, stabilirii maximului pluviometric anual, în lunile iunie-iulie. Influența sa se materializează prin apariția timpului răcoros, a unei nebulozități mai ridicate și printr-o creștere a cantității de precipitații, în timpul verii, în timp ce iarna sunt cauzate dezghețuri bruște datorită aerului cald și umed. Contribuie la dinamizarea circulației atmosferice de origine vestică, ceea ce determină o predominare a vânturilor de vest.
Ciclonul islandez determină, în asociere cu anticiclonul azoric, o intensificare a circulației atmosferice, ce conduce la creșterea pregnantă a temperaturii și umidității aerului. Este generat și activat de curenții reci polari, are o mare extindere și rază de acțiune în timpul iernii. Vara are o influență mai redusă asupra teritoriului țării noastre și, implicit, asupra Bucegilor.
Anticiclonul continental ruso-siberian are o influență mai accentuată atunci când se unește cu anticiclonul azoric, formând un brâu continuu de mare presiune atmosferică peste Europa Centrală. Se manifestă cu predilecție în timpul iernii, când advecția aerului rece pe care îl aduce produce scăderi accentuate de temperatură, viscole. Se formează foarte rar vara, durează puțin în acest anotimp și se remarcă prin aducerea maselor de aer fierbinte și uscat. Aceste mase de aer se resimt uneori și în sectorul vaii prahovei, dar cu influențe mult diminuate.
Masele de aer continental polar se desprind din anticiclonul siberian și au o frecvență ridicată în tot timpul anului. Transportul maselor de aer arctic este înlesnit fie de anticiclonul ruso-siberian, fie de partea estică a dorsalei anticiclonului scandinav. Iarna, când au cea mai mare frecvență, aceste mase de aer, determină și cele mai accentuate scăderi de temperatură și favorizează producerea inversiunilor termice în depresiuni sau în lungul culoarului, de vale. Cu o frecvență mai redusă se înscriu masele de aer maritim tropical și cele de origine continental-tropicală.
Anticiclonul scandinav are o influență mult mai pronunțată, aducând invazii ale aerului rece arctic din nordul continentului, însoțite de scăderi accentuate de temperatură. Temperaturile minime extreme (sub -30°C) se înregistrează în condițiile advecției aerului arctic de la periferia sudică a acestui centru de maximă presiune atmosferică. Totodată, sunt întrunite pe alocuri condiții de stratificație termică, specifice culoarelor de vale sau bazinelor de eroziune ori depresiunilor de obârșie. Aceasta devine stabilă în regim anticiclonic, mai ales în regiunile joase și închise (valea Prahovei – depresiunea de obârșie, valea Ialomiței).
Manifestarea tuturor acestor influențe trebuie corelată și cu poziția geografică a Munților Bucegi. Înălțimea și masivitatea ariei montane favorizează deplasarea maselor de aer, amestecul lor și influențele ocurente asupra elementelor meteorologice. De asemenea, obstacolul muntos major pe care îl formează masivul Bucegi barează deplasarea maselor de aer cu diferite origini. De exemplu, este barată înaintarea spre sud a aerului rece în sezonul rece. Influența zidului muntos se manifestă și în ceea ce privește viteza vântului. La adăpostul munților (în valea Ialomiței, în lungul depresiunilor subcarpatice din sudul masivului), este caracteristic calmul atmosferic, care ajunge la o frecvență de 30-50% din totalul zilelor în timpul iernii. Una dintre principalele căi de scurgere a aerului între regiunile dispuse de o parte și de alta a catenei carpatice, este valea Prahovei, pe unde se canalizează marea majoritate a maselor de aer, componente ale direcțiilor dominante ale circulației aerului determinate de centrii barici majori amintiți.
Cele două extremități ale culoarului sunt permanent în legătură cu masele de aer canalizate din imediata vecinătate. Astfel, în partea de nord, în arealul depresionar din zona de obârșie a Prahovei, larga deschidere a văii către vest, prin prelungirea cu valea Râșnoavei, oferă condiții favorabile pentru invazia maselor de aer de origine nord-vestică, încărcate de umiditate. Pe de altă parte, în extremitatea sudică, sunt mai mult resimțite influențele sudice cu caracter continental, specifice câmpiei Române (invazii ale aerului cald, de origine tropicală, în timpul verii). într-o măsură mai redusă, același tip de circulație locală se distinge în lungul culoarului Rucăr-Bran. Cele două sectoare principale de canalizare a maselor de aer pe direcție aproximativă nord-sud au influențe pronunțate asupra cadrului climatic de pe versanții estici și vestici ai Bucegilor.
1.3. Factorii climatogeni fizico-geografici
În cadrul vaii Prahovei , suprafața subiacentă activă prezintă o mare diversitate, condiționată de particularitățile specifice ale reliefului, hidrografiei, vegetației și solurilor, ce introduc o serie de modificări în regimul și repartiția teritorială a elementelor bilanțului radiativ și în circulația atmosferei, ceea ce a determinat apariția diferențierilor climatice locale. Factorii fizico-geografici sunt completați de cei antropici, reprezentați de așezările umane permanente și temporare (orașe, sate, complexe turistice, stâne), exploatări economice (forestiere, ale materialelor de construcție), ce introduc anumite forme de receptare a radiației solare, variații termice și influențează circulația maselor de aer la nivel local. În funcție de gradul de influență al factorilor amintiți se pot detașa patru grupe de elemente cu o pondere mai relevantă.
a) Relieful – reprezintă componenta de bază a suprafeței subiacente active, hotărâtoare pentru individualizarea unor diferențieri climatice regionale și locale. Relieful generează dimensiunile « spațiului climatic » și formarea celor mai importante trăsături climatice. Influența sa trebuie privită prin luarea în considerație a orografiei (caracteristici morfologice), ce determină modul de orientare, expoziția versanților față de razele solare ș.a.), a altitudinii (factor geografic determinant) ce introduce etajarea climatică, precum și a microformelor de relief, abundente atât pe suprafața netedă a platoului de altitudine, cât și în lungul principalelor artere hidrografice.
Ceea ce contribuie în mod esențial la formarea climatului este dispunerea altimetrică a reliefului, aspectul morfologic general al masivului și expunerea versanților. Extinderea mare a suprafețelor ușor înclinate de altitudine determină o mare uniformitate spațială a condițiilor climatice. Platoul Bucegilor, dintre abruptul prahovean al Bucegilor și valea Ialomiței, între vârful Omu și sectorul superior al văii Izvora Dorului, culmile rotunjite din Munții Doamnele, Bătrâna, Grohotișu ș.a. oferă condiții similare pentru acțiunea vântului, acumularea stratului de zăpadă, evoluția gradientului termic, evoluția valorilor nebulozității și umidității atmosferice. Prin urmare, aceste suprafețe întinse, oferă premise pentru o mare omogenitate a manifestărilor climatice, situație care individualizează, din punct de vedere climatic, masivul Bucegilor. Ca urmare a altitudinii, temperatura medie anuală a aerului scade cu altitudinea, confirm gradientului termic vertical de 0.5° – 0.7°C, umezeala relativă medie anuală crește cu 1 – 1.5% la flecare 100 m, nebulozitatea totală medie anuală crește cu circa 0.1 zecimi/ 100 m, iar cantitatea medie anuală de precipitații cu 70 – 100 mm/ 100 m (diferențiat în raport cu expunerea versanților).
Pe lângă dispunerea treptelor de relief, expoziția și înclinarea reliefului joacă, de asemenea, un rol important în repartiția teritorială a caracteristicilor climei, în primul rând a regimului termic. Diferențele termice rezultate din orientarea diferită a versanților sunt direct proporționale cu creșterea altitudinii. Cea mai evidentă diferențiere este cea determinată de expunerea față de soare, resimțită îndeosebi între versanții estici (cu expunere mai îndelungată, dar cu un aport radiativ mai redus) și cei vestici. Influențele contrastelor termice, bazate pe valorile radiației solare globale dintre versanți și văi, pe de o parte și suprafețele netede ale Platoului Bucegilor sunt amplificate de spațiile vaste ocupate de cele două categorii ca și de diferențele altimetrice importante (diferențe de nivel de până la 1 200 m, pe distanțe mai mici de 5 km).
În general, energia solară primită zilnic de versanții însoriți este de circa 8 ori mai mare decât energia primită de versanții umbriți. De aici rezultă marile contraste termice dintre cele două tipuri de versanți. În afară de orientarea față de direcția razelor solare, o importanță climatologică deosebită o are și panta versanților, care contribuie la formarea unui anumit unghi între suprafața terenului și razele soarelui (fluxurile de radiație solară). De exemplu, versantul prahovean al Bucegilor, deși are o expunere extrem de favorabilă, nu primește un volum proporțional al radiației solare, spre deosebire de versanții cu expunere sudică (către Subcarpații Ialomiței). Abruptul prahovean și suprafețele sale de racord cu valea Prahovei se încălzesc în primele ore ale dimineții, în timp ce cei vestici rămân în continuare umbriți, umezi și cu depuneri de rouă sau de brumă, în funcție de anotimp. În orele de după-amiază, din contră, versanții vestici primesc o cantitate mai mare de căldură. S-a constatat că fluxul de insolație primit de versanții cu expunere nordică și cu o pantă de până la 30° – este, în luna iulie, de 0,894 cal g/cm2/min, iar în luna ianuarie de 0,085 cal g/cm2/min. În cazul versanților cu expunere sudică, cele mai favorabile pante sunt cele de 20-30°, pe care razele solare cad sub un unghi de peste 87°. Acestea primesc în cursul anului o cantitate de căldură de 133 920 cal/g, față de 116 980 cal/g cât primește suprafață orizontală a platoului de altitudine sau 1 520 cal/g cand se înregistrează pe versanții cu expunere nordică. Se poate aprecia că versanții ce primesc cea mai mare cantitate de căldură sunt cei cu expunere sudică și cu pante de 20-30°.
Versanții de la contactul cu Culoarul Rucâr-Bran, precum și interfluviile dintre văile glaciare din nord-vest (Gaura, Țigănești, Mălăești), cu o poziție perpendiculară pe circulația dominantă a atmosferei, beneficiază de o umezeală mai mare (cu 2 – 4%), precipitații mai bogate (cu circa 100 mm mai mult pentru aceeași altitudine), nebulozitate mai ridicată (în medie cu 0.4 – 1.0 zecimi) etc. în comparație cu versanții estici și sud-estici. Gradul diferit de însorire și umbrire determină și o durată mai mare a înghețului și a stratului de zăpadă (cu circa 1 lună mai mult pe versanții nordici decât pe cei sudici).
În distribuția proceselor și fenomenelor climatice, un rol important revine pantei versanților. Sectoarele de abrupturi (prahovean și brănean) primesc o cantitate mică de energie solară, comparativ cu suprafețele culmilor rotunjite sau de pe platoul de altitudine.
Caracteristici climatice diferite și un mare rol în diferențierea topoclimatelor îl prezintă culmile ascuțite sau pronunțat rotunjite, precum și principalele culoare de vale din masiv. Văile introduc diferențieri climatice importante, în strânsă legătură cu orientarea lor și cu energia de relief caracteristică, prin favorizarea canalizării maselor de aer (predominant pe direcție nord-sud: Ialomița, Prahova, Izvoru Dorului, Horoaba, și vest-est: valea Gaura, valea Moeciului, importante ca « porți» de pătrundere a aerului de origine vestică). De asemenea, văile din masiv, îndeosebi cele puternic adâncite (Ialomița, Prahova, Gaura, valea Cerbului, Brăteiul, Mălăești) favorizează cantonarea maselor de aer pe fundul văii, frecvența mai mare a înghețurilor și formarea inversiunilor de temperatură.
Excesul local de umiditate își exercită influența asupra evoluției unor elemente climatice (temperatură, umiditate atmosferică). Astfel, temperatura în timpul verii este cu circa 1-3°C mai mică decât deasupra terenurilor uscate de la altitudini mai ridicate. Diferențele sunt mai evidente la nivelul solului și se estompează treptat pe înălțime. În spațiul microclimatic al albiilor de vale, umiditatea aerului poate fi cu până la 10% mai ridicată. In plus, sunt valorificare valorile albedoului deasupra terenurilor umede.
Sectoarele de tranziție între cele două mari componente ale reliefului (culmile sau platourile, respectiv văile) sunt reprezentate de glacisuri, circuri glaciare, trepte piemontane, care imprimă climatului anumite nuanțe, accentuate și de frecventele mișcări pe verticală ale aerului. Prezența izvoarelor din fruntea piemonturilor și glacisurilor aduce un surplus de umiditate și o mai mare complexitate a mișcărilor aerului în porțiunile din apropierea confluențelor principale.
În funcție de condițiile climatice și de caracteristicile suprafeței topografice active se pot delimita și cele mai favorabile situri pentru locuire și habitat, ca și pentru punctele de concentrare a valorificării resurselor economice. Deși Valea Prahovei se află în permanență sub acțiunea intensă a vânturilor, iar stratul de zăpadă înregistrează o durată extrem de lungă de persistență în lungul unui an, aici se remarcă cea mai mare densitate de clădiri (majoritatea cu funcție turistică) din Carpații Românești – cabane, stații de transport pe cablu, amenajări sportive etc. De asemenea, se remarcă o mare densitate a căilor de comunicație și a infrastructurii turistice (pârtii). Condițiile de adăpost ale văilor au fost valorificate de amenajările pastorale (stânele din văile Gaura, lalomiței etc), sau cele localizate la limita etajului forestier, îndeosebi către Culoarul Rucăr-Bran (Guțan, obârșia Bângălesei ș.a.). Dacă se ia în considerare și concentrarea umană și economică din lungul văii Prahovei, este întregită imaginea unui cadru extrem de favorabil pentru locuire, valorificare turistică și dezvoltare economică al acestei zone.
b) Rețeaua hidrografică imprimă influențe notabile asupra evoluției principalelor elemente climatice. Influența maselor de apă se exercită prin proprietățile fizice proprii (albedo mai mic decât al uscatului, căldură specifică volumetrică mai mare, deci o absorbție mai mare a energiei solare etc). De asemenea, o deosebită importanță o prezintă configurația culoarelor de vale și profilul transversal al văilor: concavități în care se adună aerul rece, precum și căi de scurgere permanentă a aerului dens ce coboară de pe versanți către părțile inferioare ale văilor. Deasupra suprafețelor acvatice, umiditatea este cu circa 10-15% mai mare decât deasupra uscatului. Diferențele de temperatură ce apar între masa de aer de deasupra râului și cele de deasupra teraselor și versanților de vale produc mișcări ale aerului, ce se bazează pe aceleași mecanisme ca și cel al brizelor marine, bineînțeles la scara mică. Văile celor mai importante artere hidrografice (Ialomița, Prahova, Moeciu) determină o canalizare a curenților de aer și o orientare cu caracter local a deplasării maselor de aer, în comparație cu direcția vânturilor dominante deasupra Bucegilor. Circulația nocturnă descendentă îneacă văile cu excedentul de umiditate al culmilor și versanților; de aceea, dimineața aerul este aici foarte rece și, mai ales, foarte umed. Ceața, rouă și bruma sunt frecvent localizate pe fundul văilor. Acțiunea puternică a radiației solare evaporă însă dimineața toată umezeala superficială depusă pe sol, astfel că în primele ore ale dimineții, acesta se usucă total și se încălzește excesiv.
c) Solurile și vegetația introduc importante diferențieri climatice. Suprafețele acoperite de vegetație generează particularități climatice și topoclimatice diferite în raport de gradul de acoperire (pădurea în raport cu suprafețele pășunilor alpine sau cu suprafețele stâncoase), de speciile caracteristice, de densitatea lor, de înălțimea coronamentului arborilor, de perioada de vegetație. Influența cea mai activă în reliefarea caracteristicilor climatice o introduc pădurile, a căror extremitate, la înălțimi de 20 – 30 m sau mai mari, funcționează ca o suprafață activă care dublează influența primei suprafețe active (cea de la nivelul solului). La nivelul suprafeței superioare a pădurii au loc procese diferențiate de transformare a radiației solare în căldură: peste 80% din razele solare și 15 – 20% din precipitații nu ajung la sol, ci sunt reținute de frunze, ceea ce are ca efect creșterea temperaturii și scăderea umezelii relative a aerului la acest nivel.
Gradul ridicat de împădurire al terenurilor de pe versanții masivului sau de pe versanții văilor principale din masiv, modifică regimul elementelor meteorologice, comparativ cu terenurile despădurite (pajiști alpine, suprafețe locuite sau valorificate economic, suprafețe stâncoase etc). Pădurile introduc un regim termic moderat, cu izotermii și inversiuni de temperatură, umezeală mare a aerului și a solului; strat de zăpadă uniform, predominarea calmului în interiorul suprafețelor împădurite, circulație locală de tip briză la periferie etc. Prin rolul său de obstacol în calea deplasării maselor de aer, pădurea contribuie la creșterea turbulenței, la mărirea gradului de umezeală a aerului, la reducerea contrastelor termice, la depunerea neuniformă a stratului de zăpadă.
Ca suprafață activă, vegetația se caracterizează prin albedo de 9-18%, variabil în funcție de speciile componente, de anotimp, de conductibilitatea calorică scăzută etc, proprietăți care, bineînțeles, se transmit statelor de aer cu care vin în contact.
Solurile intervin prin influențe pronunțate asupra distribuției principalelor elemente climatice îndeosebi în ariile descoperite de vegetație forestieră. Cel mai pronunțat impact se resimte în sectoarele neacoperite de vegetație. Se apreciază că temperaturile pe solurile hidromorfe din cadrul culoarelor de vale sunt mai reduse, datorită faptului că pentru evaporarea apei din ele este consumata o mare cantitate de căldură din cea primită de la soare.
1.4. Factorii climatogeni antropici
d) Factorul antropic își pune amprenta în mod activ, dacă ținem seama că masivul Bucegi constituie aria montană cu cea mai pronunțată antropizare, iar limita sa estică -valea Prahovei – reprezintă unul dintre arealele cu cea mai mare intensitate a fluxurilor transcarpatice (economice și de populație). De altfel, principala cale de acces către inima Bucegilor își are originea în localitățile de pe valea Prahovei, iar nivelul ridicat de dezvoltare economică își pune amprenta în mod direct asupra calității mediului ambiant, îndeosebi înjumătățea estică a masivului.
Valea superioară a Prahovei constituie un sector cu un înalt nivel de urbanizare și dezvoltare industrială, dat de prezența în regiune a numeroase orașe (Predeal, Azuga, Bușteni, Sinaia și Comarnic) cât și de intensitatea fluxurilor de circulație (economice, turistice). Procesul de urbanizare a fost îndeaproape urmat de o industrializare intensă, ce a atras modificări ale suprafeței subiacente active într-o mare măsură și deci a unor parametri climatici. Valea Prahovei reprezintă cea mai dinamică axă de dezvoltare economică din România, parte componentă a unei regiuni economice mai extinse ce înglobează capitala țării, orașul Brașov și zona petrolieră a orașului Ploiești.
Paralel cu valea Prahovei și în strânsă corelație cu mărimea principalelor centre economice din valea Prahovei, se remarcă o intensitate mai mare a gradului de antropizare în extremitatea estică a masivului, și o mai mare densitate a amenajărilor turistice (cabane, moteluri, mfrastmctură de transport pe cablu, pârtii de schi) în dreptul orașului Sinaia (cota 1 400, cota 2 000, Vârful cu Dor). De asemenea, abruptul prahovean al Bucegilor a suscitat interesul pentru valorificare economică încă de la sfârșitul secolului trecut: exploatările masei lemnoase pentru fabrica de hârtie de la Bușteni, alimentarea cu apă potabilă a așezărilor din valea Prahovei. Se adaugă exploatările economice din parteasudică a masivului, dintre care cele mai importante sunt exploatarea rocilor de construcție din Muntele Lespezi, pentru aprovizionarea fabricii de ciment de la Fieni și amenajările hidroelectrice de la Dobrești. Îndeosebi exploatarea calcarelor determină modificări notabile ale calității maselor de aer – sporirea particulelor fine din atmosferă și a prafului, care funcționează ca nuclee de condensare în formarea precipitațiilor. Deși capacitatea de purificare a aerului este ridicată, nu este de neglijat impactul avut de unele întreprinderi industriale din valea Prahovei în impurificarea atmosferei și schimbarea calităților primare ale acesteia (fabrica de ciment de la Comarnic, fabrica de hârtie de la Bușteni s.a.). Din cauza surselor de căldură, ale capacităților industriale și a cantităților tot mai mari de impurități emanate în atmosferă, pot apărea local valori termice mai ridicate, ca și valori modificate ale nebulozității atmosferice față de regimul natural. Din cauza dimensiunilor așezărilor (nici un oraș nu depășește 20 000 locuitori) precum și datorită efectului moderator introdus de spațiul montan, nu se poate vorbi de caracteristici de «insule termice», așa cum este cazul pentru orașele mari (de exemplu, orașul Brașov, în vecinătatea nordică).
CAPITOLUL II. CARACTERISTICILE PRINCIPALELOR ELEMENTE CLIMATICE
2.1. Temperatura aerului
2.1.1. Temperatura medie anuală
Circulația generală a atmosferei deasupra vaii Prahovei i, cantitatea de radiație solară primită, precum și caracteristicile suprafeței subiacente active (altitudinea și masivitatea reliefului, gradul de acoperire cu vegetație etc.) influențează manifestarea principalelor elemente climatice. Dispunerea în altitudine, între cca 800 m (pe fundul principalelor văi) și 2 500 m (în părțile superioare ale celor mai înalte culmi) deține rolul preponderent în dirijarea mersului diurn, lunar și anual al temperaturilor din zonă, în conformitate cu evoluția temperaturilor în funcție de gradientul termic vertical.
Datorită diferențelor altimetrice însemnate existente pe suprafețe reduse, date de puternica adâncire a văii Prahovei în sectorul montan, rezultă o distribuție neunifbrmă a valorilor anuale și lunare ale temperaturii aerului, cu ecarturi importante repartizate pe verticală. Existența stației meteorologice de la vârful Omu constituie un important reper pentru aprecierea caracteristicilor climatice montane, marea majoritate a referirilor asupra elementelor climatice din spațiul carpatic și chiar la nivelul României fiind fondate pe datele meteorologice de la vârful Omu.
Asemenea culmilor înalte carpatice, platoul Bucegilor se caracterizează prin temperaturi medii anuale extrem de scăzute. Temperatura medie anuală la vârful Omu pe parcursul secolului nostru a fost de -2.5 °C, ceea ce indică trăsăturile unui climat foarte rece. La bază, masivul este înconjurat de izoterma de 6°C, care este situat pe fundul văii Prahovei, ajungând în amonte la nivelul localității Bușteni. în sud, limita termică trece pe deasupra Uzinei Electrice de la Dobrești (909 m altitudine).
Pe versantul prahovean al Bucegilor, între cele două puncte extreme (Vârful Omu -Sinaia), gradientul termic vertical este de 0.54°C. Această valoare se menține și pe versantul nord estic (între vârful Omu și pasul Predeal). În relief, valorii gradientului termic vertical îi revine un interval de cca 190 m. Nivelul teoretic al izotermei de 0°C este la 1 960 m și corespunde cu limita naturală superioară a pădurii de conifere. Această limită constituie o graniță climatică și ecologică de o deosebită importanță pentru evoluția peisajului montan.
În partea de sud a masivului, la Dobrești (909 m), temperatura medie anuală este de 6.2°C, adică ușor mai ridicată decât cea de la Sinaia, chiar dacă altitudinea este mai mare cu 40 m. În partea interioară a masivului (valea Ialomiței), masivul Bucegi are un climat mai cald, datorită adăpostului conferit de culmile înalte împotriva invaziilor de aer nordic rece și dens.
Pe pantele versantului vestic, se înregistrează același gradient termic vertical, înregistrat în stațiile meteorologice de la Vârful Omu și Fundata. Cu toate acestea, limita superioară a pădurilor nu atinge nicăieri altitudinea de 1 800 m, iar izoterma de 0°C coboară sub această altitudine. Versanții nordici sunt mai reci și mai umbriți, iar limita pădurii este neregulat dispusă. Orientarea versanților față de direcția de deplasare a maselor de aer cu diferite caracteristici termice și de umezeală (spre est sau spre vest), sau față de Soare (spre nord sau sud) se reflectă în distribuția valorilor medii anuale ale temperaturii aerului. De regulă, pe versanții însoriți, aceste valori medii apar și la altitudini de peste 700 m. De asemenea, la nivel local, pot apare ușoare perturbații determinate de caracterele morfologice ale reliefului (predispoziție pentru cantonarea maselor de aer rece și formarea inversiunilor de temperatură în sectoarele de văi).
Izoterma de 0°C delimitează o suprafață de cca 45 ha, care este situată în zona pășunilor alpine, cu vegetație pipernicită de tundră și numeroase stâncării. În interiorul acestei arii, ninsoarea, grindina, poleiul și înghețul sunt frecvente chiar și în timpul verii (în lunile iulie-august).
În sectoarele limitrofe ale masivului, temperaturile medii anuale sunt mai ridicate: la Predeal, valoarea calculată pe baza șirului de date disponibile pentru acest secol este de circa 5°C (5,1°C). La Sinaia, valorile înregistrate sunt mai coborâte (3,7°C), datorită altitudinii la care se găsește stația meteorologică (1 500 m).
Prin compararea valorilor temperaturilor medii anuale ale aerului din Bucegi cu cele specifice ariilor geografice învecinate, este reliefat caracterul de individualitate al arealului de studiu. Astfel, la curbura Carpaților temperaturile medii anuale oscilează între 9,5°Cșil0°C, iar la Brașov valoarea medie multianuală este de 7,5°C.
TEMPERATURA MEDIE LUNARĂ SI ANUALĂ (1896 – 2006) (°C) VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
Numărul total al zilelor de vară, adică al zilelor în care temperatura maximă depășește 25°C, este de circa 10-15 zile în sectoarele limitrofe masivului (valea Prahovei, valea Dâmboviței), cunoscând o scădere bruscă odată cu creșterea altitudinii, pe versanți. La altitudini mai mari de 1600 m, apariția acestor zile devine un fenomen de excepție.
Zilele de vară se produc în mod predominant în lunile iulie și august și, excepțional, în iunie sau septembrie. Temperaturile de peste 25°C au cea mai mare frecvență în iulie. Aceleași caracteristici, ceva mai atenuate, se remarcășiîn luna august. Luna septembrie face trecerea la lunile fără zile de vară, înregistrându-se circa 1-2 zile, în unii ani, în valea Prahovei.
Zilele de iarnă sunt acele zile în care temperatura maximă înregistrată este mai mică de 0°C. Se înregistrează cca 155 de zile la vârful Omu, un număr ceva mai scăzut pe platoul Bucegilor, în timp ce în sectoarele de vale se pot număra în jur de 60 de zile de
FIG.1
TEMPERATURA MEDIE ANUALA (°C )
iarnă, iar în unii ani foarte reci numărul lor se ridică la peste 80 (Sinaia – 64 de zile, Predeal – 53 de zile).
2.1.2. Regimul anual al temperaturii medii lunare, anotimpuale și semestriale
Luna ianuarie marchează cele mai reduse temperaturi din cursul unui an. Sub influența succesiunii principalilor centri bariei, corelat cu principalele componente ale bilanțului radiativ, precumșicu caracteristicile suprafeței subiacente active, temperatura aerului prezintă însemnate variații lunare. În timpul iernii, are loc o intensă răcire radiativă, favorizată de persistența regimului anticiclonic, de durata redusă de strălucire a Soareluișide prezența îndelungată a covorului de zăpadă. Deasupra nivelului de 1 600 m perioada cu cele mai scăzute temperaturi medii lunare este considerată luna februarie, astfel încât ia altitudinea de 2 500 m temperatura lunii februarie este mai redusă cu cca 0.7°C.
Valorile variază în cadrul suprafeței montane în raport de altitudine. Astfel, cele mai reduse temperaturi se înregistrează la stația de la vârful Omu (-10.6°C). Pe baza gradientului termic vertical din această perioadă pot fi trasate principalele izoterme specifice. Cele mai mari temperaturi ale sezonului, definite de izoterma de -4°C, se înregistrează sub nivelul stațiunilor Sinaia, Dobrești și Rucăr. Izoterma de -6°C, mult mai reprezentativă pentru delimitarea climatică a arealului montan înconjoară poalele «ruptului prahovean, la 1250 m altitudine, urcă spre sud la 1 350 m și coboară progresiv ir esr și nord. În interiorul concav al masivului, în bazinul superioar al văii lalomiței, izoterma de -8°C marchează altitudinile de 1 800 m. Pe pantele nordice ale masivului, din raza expunerii, izoterma de -8°C caracterizează altitudini mai coborâte (cca 1 720 m).
În luna ianuarie, temperatura medie înregistrată la Predeal este de circa -5,3°C calculată pe baza șirului de date meteorologice în lungul acestui secol). Față de unitățile de relief învecinate, rolul etajării altitudinale este pronunțat doar în comparație cu culmile muntoase (descreștere a valorilor termice în funcție de altitudine, repartizate conform unui gradient termic vertical de 0,5°C), în timp ce diferențele față de depresiunea Brașovului
TEMPERATURA MEDIE A LUNII IANUARIE (°C )
F1G.2
sunt foarte reduse în pofida diferenței altimetrice (la Brașov, temperatura medie multianuală a lunii ianuarie este de circa -5°C).
Caracteristic sezonului rece este prezența inversiunilor de temperatură, specifice formelor de relief depresionar, dar fără a avea amploarea celor din depresiunea Brașovului, din vecinătatea nordică. Luna ianuarie este perioada de vârf a inversiunilor de temperatură, când se cantonează straturi de aer ("lacul reci") pe fundul văilor, acoperite cu o pătură de aer mai cald ce se extinde până la peste 1 500 m, deasupra căreia aerul din ce în ce mai rece îmbracă culmile carpatice.
Luna iulie este reprezentativă pentru evoluția termică anuală a regiunilor țării, deși în Bucegi, deseori, cele mai mari valori termice se înregistrează în luna august. Prin creșterea valorilor radiației solare (peste 15 kcal/cmc), a dezvoltării convecției termice, a predominării timpului senin (5-10 zile lunar), temperatura aerului atinge cele mai ridicate valori (medie de 5.3°C la Vârful Omu, 12.8°C la Sinaia, 14,8°C la Predeal). Repartiția temperaturilor capătă mai multă uniformitate în această perioadă, în comparație cu lunile de iarna, ceea ce se poate vedea și urmărind valorile gradienților termici verticali, care sunt acum mult mai scăzuți între fundul văii și versanții înalți (0,15°C/100 m).
Diferențele termice dintre culmile înalte și regiunile joase înconjurătoare crește puternic în lunile de vară. Comparând harta izotermelor lunii iulie cu cele ale lunii ianuarie, se remarcă că distribuția verticală a temperaturii aerului diferă în cursul anului pe pantele masivului. Iarna, masele anticiclonice dense și foarte reci, prezintă adesea o izotermie verticală și frecvente inversiuni termice care anihilează efectul altitudinii absolute. Astfel, partea superioară a masivului este iarna, în medie, cu doar 5°C mai rece decât baza sa. Vara însă, această diferență este dublă. Suprafețele izotermice se multiplică în cadrul aceleiași diferențe de altitudine, deoarece intensitatea mărită a insolației provoacă încălzirea excesivă a terenurilor joase adăpostite și ridicarea temperaturii stratelor inferioare de aer, mărind astfel contrastul vertical de încălzire.
Pe teren, conturul izotermelor este puternic influențat de condițiile geografice. Porțiunea sudică a masivului, însorită din plin, prezintă o încălzire aproape uniformă pe pantele expuse Soarelui. Vegetația cu nuanțe xerofile coboară până la altitudini de 1600 m. Dezagregarea termică activă a măcinat pe aceste pante colții de stâncă dând reliefului forme rotunjite. Izotermele, pe această față, sunt puternic distanțate altitudinal. căldările glaciare, deși sunt situate la diferite altitudini, au o temperatură asemănătoare. Influența altitudini absolute este mult diminuată în aceste sectoare.
Distribuția spațială a temperaturilor lunii iulie prezintă o deosebită importanță din punct de vedere geografic, având în vedere că temperaturile ridicate sunt cele care determină evoluția stratului vegetal și dezvoltarea vieții.
Cele mai ridicate temperaturi se înregistrează la baza arcului carpatic (depresiunea Comarnicului), unde se înregistrează valori medii de 16°C. Este binecunoscut faptul că la scara întregii țări, izoterma de 16°C delimitează aproximativ zona montană. La Sinaia, în partea superioară a versanților văii Prahovei, valorile sunt ceva mai coborâte (circa 13°C), reliefând astfel rolul etajării altitudinale în dispunerea valorilor termice. Izoterma de 10°C a lunii iulie înconjoară pantele abrupte prahovene la nivelul de cca 1 800 m. Deasupra aceste altitudini, vegetația forestieră fragmentată se dezvoltă, chiar dacă numai sporadic, și la altitudini de 2 000 m, indicând că ceilalți factori climatici (intensitatea insolației, adăpostul față de vânt, regimul umidității și al precipitațiilor) ca și cei geografici sunt aici mai favorabili vieții, decât în regiunile subpolare. Pe pantele sudice ale Bucegilor, izoterma de 10°C urcă până la altitudini de 2 000 m, înconjurând periferia platformelor superioare. În vest, limitele biogeografice coboară sub nivelul normal calculat teoretic (între vârful Omu și Rucăr), indicând existența unor condiții climatice locale mai defavorabile. Deasupra izotermei de 10°C, culmile înalte ale masivului se situează într-o ambianță termică asemănătoare climatului tundrei polare.
În comparație cu alte regiuni ale țării, variațiile neperiodice ale temperaturilor specifice sezonului rece sunt mult mai reduse, datorită efectelor climatice moderatoare introduse de spațiul montan. În această perioadă, temperatura aerului este mai ridicată pe fundul văii decât în sectoarele de versant ale munților, cărora le revine un rol moderator, estompând încălzirile accentuate. La vârful Omu, de exemplu, oscilațiile neperiodice s-au
F1G.3
TEMPERATURA MEDIE A LUNII IULIE (oC )
produs într-un ecart de cel mult +-5°C, iar la stațiile de la Sinaia și Predeal, aceste valori sunt mai reduse. În mod asemănător, se prezintă amplitudinile termice dintre anotimpuri, mult diminuate față de zonele în care se resimt nuanțele continentalismului climatic. Au fost ani în care temperatura medie a lunii iulie a fost de 18-20°C (1936, 1946), când regiunea s-a aflat sub incidența unor dorsale anticiclonice formate din prelungirea anticiclonilor din sud-vestul și estul Europei.
Desfășurarea anuală a temperaturii la diferite altitudini nu este aceeași. Primăvara, începând din luna aprilie, procesul de încălzire în valea superioară a lalomiței se dezvoltă cu intensitate mai redusă decât în valea joasă a Prahovei. Acest ritm diferențiat se datorează pânzelor descendente de aer suprarăcit ale podurilor înalte, care coboară pe fundul văii lalomiței, în timp ce valea Prahovei are terenul total degajat de zăpadă. Toamna însă, aerul rămâne mai cald deasupra văii lalomiței, datorită inerției de încălzire a stratelor superioare. Toamna, în general, cad precipitații mai reduse, iar bazinul superior al lalomiței, bine adăpostit, prezintă un continentalism mărit. În anii secetoși, pantele sale se încing mai puternic decât în culoarul umbrit și ventilat al Prahovei, rămânând calde până la căderea zăpezii. Pe culmile înalte ale masivului, încălzirea din primăvară și răcirea aerului toamna, se produc cu o evidentă întârziere, iar oscilațiile curbei termice anuale sunt cu mult mai reduse decât cele din valea Prahovei.
2.1.3. Temperatura maximă mijlocie
Condițiile locale și circulația atmosferică dețin rolul principal în apariția temperaturilor extreme. Altitudinea ridicată a masivului, corelată cu existența unor sectoare adăpostite, predispuse la cantonarea aerului rece în timpul iernii, favorizează stagnarea aerului rece în anumite perioade și producerea celor mai reduse temperaturi. Culoarele de vale facilitează coborârea aerului rece de pe versanți și limitează circulația maselor de aer în timpul verii. Și într-un caz și în celălalt, sunt depășite mediile obișnuite. Iarna, temperaturile scad sub -30°C, în timp ce vara pot depăși frecvent 25°C. Amplitudinile acestor fluctuații depășesc 60°C.
Temperaturile maxime absolute constituie abateri extreme de la valorile normale specifice și se înregistrează sub influența advecțiilor de aer cald, uneori de origine tropicală. Spre deosebire de temperaturile minime absolute, cele maxime absolute înregistrate în zonă se diferențiază în funcție de etajarea altitudinală. Maximele absolute se înregistrează în porțiunile cu cele mai joase altitudini, pe pantele sudice și pe versanții văilor, în timp ce partea superioară a platoului este mai puțin expusă exceselor termice, datorită altitudinilor ridicate și rolului moderator pe care munții îl introduc. La cele mai mari altitudini, valorile cele mai ridicate înregistrate vreodată au fost de circa 22°C (vârful Omu). Cea mai mare frecvență de înregistrare a acestor valori se semnalează în a doua jumătate a lunii august și prima jumătate a lunii septembrie. La Predeal, temperaturile maxime înregistrate au depășit 30°C, și s-a înregistrat, de regulă, în lunile iulie și august.
TEMPERAȚURA MAXlMA ABSOLUTĂ (1965 – 2006) °C
VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
2.1.4. Temperatura minimă mijlocie (media minimelor lunare)
Cele mai scăzute valori termice s-au înregistrat la vârful Omu (-38.5°C), iar cele mai cele mai scăzute valori termice s-au înregistrat la Predeal (-33°C). Semnificativ este caracterul moderator al muntelui pentru masele de aer rece, ce poate fi evidențiat prin compararea valorilor minime înregistrate în anumite contexte. De exemplu, în 1942, an în care s-a înregistrat temperatura minimă absolută în România, la Bod, în depresiunea Brașovului (-38,5 °C), la stația de la vârful Omu s-a înregistrat -24.7°C, la Predeal -24°C, în timp ce la toate stațiile din partea joasă a depresiunii Brașov temperaturile au coborât sub-30°C.
Perioade foarte reci, cu temperaturi extrem de coborâte sunt consemnate și în anii 1929 (februarie), când la vârful Omu a fost înregistrată cea mai scăzută temperatură din istoria acestei stații (-38 °C), 1942 (ianuarie), s.a.
TEMPERATURA MINIMA ABSOLUTĂ (1965 – 2006) °C
VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
2.1.5. Amplitudinea anuală a temperaturilor medii lunare
Cele mai mari amplitudini termice absolute (peste 60°C) s-au realizat în zona joasă a văii superioare a Prahovei, în timp ce la cele mai mari altitudini acestea sunt mai estompate cfșiprită efectului moderator introdus de înălțimile montane.
Temperaturi extreme, foarte ridicate sau coborâte se pot produce și în cursul unei zile, definind astfel individualitatea climatică a masivului Bucegi. Contrastul termic maxim diurn se înregistrează în luna august și este, în medie, de cca 10-12°C în jurul masivului și scade pe culmi la numai 6-7°C. Căldarea închisă de la Scropoasa deține recordul acestor oscilații excesive, deoarece la schimbările de temperatură, provocate de aportul schimbător al circulației generale, se adaugă influențele locale favorabile (de încălzire puternică ziua și de răcire masivă noaptea), specifice climatului de adăpost al depresiunilor. Aceste influențe nu se pot dezvolta în cadrul climatului dinamic al crestei.
2.1.6.Înghețul
Zilele cu îngheț sunt considerate acele zile în care temperatura minimă a aerului coboară sub 0°C. Apariția acestora este determinată de advecția maselor de aer receșia proceselor radiative intense din perioada rece a anului. Un factor important în producerea înghețului este și configurația reliefului. Din analiza datelor disponibile, s-a constatat că la altitudinile de peste 2 200 m, riscul înghețului este prezent în tot timpul anului. În cursul lunii septembrie, izoterma de 0°C coboară pe suprafețele de versant, către altitudini mai joase, o dată cu răcirea vremii. La 20 septembrie, izoterma de 0°C se găsește la altitudinea de 1 600 m, iar după o săptămână ajunge la altitudinea de 1 100 m (pasul Predealului).
După câteva zile, întregul masiv se găsește în interiorul suprafeței delimitate de izoterma deO°C.
Deplasarea maselor de aer rece se face pe direcția nord – sud în valea Prahovei, adică de la Predeal către Sinaia, constituind calea de scurgere a aerului de origine nordică venit din cuveta transilvană. Pe măsura intensificării insolației și când stratele inferioare ale atmosferei se încălzesc și urcă pe pantele Subcarpaților, izoterma de 0°C atinge, în medie, la data de 8 mai, înălțimea stațiunii Sinaia, iar după 7 zile pe cea a Predealului și de abia la 2 iunie nivelul căldării superioare a Ialomiței. Primăvara, înghețul avansează în altitudine într-un ritm de cca 30 – 40 m pe zi. Teoretic, la începutul lunii iulie, înghețul părăsește și nivelul de 2 500 m, dar poate coborî oricând, chiar și în lunile de vară.
In funcție de aceste variații ale izotermei de 0°C, în cursul anului apar două epoci diferite: una de îngheț, care crește ca durată către culmile înalte ale masivului (219 zile la Sinaia, 255 de zile la Peștera) și alta lipsită de acest fenomen. La vârful Omu, se înregistrează numai 98 de zile fără îngheț, adică cca 27% din durata unui an. Chiar și vara, există câte 5-6 zile pe lună cu temperaturi negative. La nivelul de 1 600 m, durata zilelor cu îngheț egalează pe cea a zilelor fără îngheț. Această proporție se reduce la cca 40% în văile Prahovei
Atât toamna cât și primăvara, scăderea temperaturii sub punctul de îngheț este legată de invazia valurilor de aer rece, care au forme neregulate, astfel că datele de producere a primelor înghețuri diferă de la un an la altul, ceea ce lungește sau scurtează durata generală a epocii de îngheț în cursul unui an.
Dacă în cursul iernii, vegetația este pregătită să suporte gerul, în timpul perioadei active, frecvența înghețului periclitează existența vegetației. În căldările Ialomiței se produc înghețuri nocturne, specifice reliefului concav, care provoacă degerarea organelor sensibile (mugurii terminali). Molizii care înconjoară cuvetele interioare ale masivului prezintă fenomenul de creștere în zig zag (« creștere în baionetă« ).
Formele concave ale culoarului de vale sunt foarte propice dezvoltării înghețurilor, datorită condițiilor oferite în acumularea și stagnarea aerului rece. De asemenea, la frecventa scădere a temperaturii aerului sub 0°C în lungul văii contribuie foarte mult și factorul radiativ, acestor regiuni fiindu-le caracteristice în special înghețurile radiative.
Foarte mare importanță are perioada ultimului îngheț, mai ales din punct de vedere economic, pentru demararea culturilor agricole, în cadrul restrânselor suprafețe destinate acestui scop (valea Prahovei).
2.2. Temperatura solului la suprafață
2.2.1. Temperatura medie anuală
Microclimatul piscurilor înalte este dependent preponderent de circulația atmosferică, care anulează advectiv efectele climatice ale factorilor geografici locali. Excesivitatea termică a climatului (temperaturi ridicate în cursului zilelor cu insolație intensă și răciri radiative rapide în cursul nopților) este moderată de prezență intermitentă a celorlalte elemente meteorologice: vântul puternic, spulberă moleculele de aer, moderând dezvoltarea microclimatului local, pătura de nori absoarbe radiațiile solare, care nu mai pot ajunge ziua la sol, iar noaptea oprește prin radiație răcirea excesivă a acestuia, umiditatea mărită a atmosferei are de asemenea un rol moderator, stratul de zăpadă, având albedoul ridicat reflectă ca într-o oglindă razele solare, care străbat nealterate atmosfera transparentă și uscată fără a produce efecte calorice.
Invaziile succesive de ceață opacă și umedă sunt fenomene obișnuite pe culmi. Frecvența mare a precipitațiilor și, mai ales, neregularitatea producerii lor sunt caractere specifice climatului dinamic al crestelor înalte. Vara, contrastul dintre umbră și lumină, dintre frig și căldură, ca și între umezeală și uscăciune, provoacă o exagerată instabilitate a valorilor tuturor elementelor climatice.
2.2.2. Regimul anual al temperaturii medii lunare
Muntele își transmite către văile limitrofe, prin intermediu versanților, proprietățile sale de "moderator climatic", ferind localitățile și bazele turistice (stațiunile turistice din valea Prahovei, respectiv localitățile cu valențe turistice din Culoarul Rucăr -Bran) atât de asprimea iernii, cât și de căldura verii. Iarna, de cele mai multe ori, suprafețele de versant înalt (1 400 – 1 600 m) se află deasupra stratului de inversiune termică, temperatura aerului fiind cu 1 – 2°C mai ridicată decât pe fundul văii.
Vara, dimpotrivă, temperatura aerului este mai scăzută cu 2 – 3°C. În aceste condiții, amplitudinile termice absolute sunt mai mici de 55°C, ceea ce evidențiază nuanța mai moderată a climatului de aici. De asemenea, cea mai mare parte a versanților se situează sub nivelul de condensare a vaporilor de apă, ceea ce determină o cantitate mai redusă de precipitații decât în zona montană înaltă.
Temperaturile medii anuale variază în funcție de altitudinea versanților. Dacă ne raportăm la o altitudine medie de 1 400 – 1 600 m, care marchează ceea ce este cunoscut sub numele de abruptul Bucegilor, remarcăm o variație a valorilor între 3 și 4°C. La baza versanților, pe suprafețele de glacis, valorile termice medii anuale se încadrează între 5 și 6°C. Temperatura lunii ianuarie este de 10 – 12°C pe abrupt și de 12 – 14°C la baza versanților.
Suprafețele de versant joacă rolul unor locuri de transmisie a influenței muntelui în variația condițiilor climatice din zonele mai joase (văi, Subcarpați, depresiuni intramontane limitrofe). Spre deosebire de partea inferioară a văilor (cu excepția sectoarelor superioare «suspendate» la peste 1 400 m), unde cad în medie 950 mm, pe versanți, cantitățile de precipitații depășesc 1 100 mm. Circulația vântului este mai intensă, din cauza expunerii la direcțiile dominante ale vântului. Sunt active deplasările locale ale maselor de aer, sub forma brizelor, în timp ce zilele cu calm atmosferic sunt mult mai rare. Cantitățile medii anuale de precipitații sunt de cca 1 000 mm în zona abrupturilor și de cca 950 mm la baza versanților.
În funcție de gradul de expunere și de felul pantelor se dezvoltă procese meteorologice variate. Pe versanții expuși direcției dominante a circulației maselor de aer are loc ascensiunea bruscă a maselor de aer în mișcare și, implicit, în funcție de altitudinea versanților, condensarea vaporilor de apă și apariția norilor cumuliformi (numiți nori orografici). Pe versanții opuși are loc descendența aerului care generează frecvente efecte foehnale (încălzirea maselor de aer), îndeosebi către sudul masivului.
2.3. Umezeala aerului
2.3.1. Regimul anual și lunar al umezelii relative
Umezeala relativă este condiționată de cantitatea de vapori de apă din atmosferă. Principalul factor ce contribuie la evoluția umezelii aerului este caracterul circulației atmosferice deasupra masivului. Aceasta intervine prin cantitatea de vapori de apă transportată în cadrul maselor de aer de proveniență atlantică sau mediteraneeană aduse dinspre vest și nord-vest, respectiv dinspre sud. O altă coordonată importantă a variației umezelii aerului o reprezintă trăsăturile suprafeței active. La suprafața solului, se regăsesc o multitudine de surse de vapori de apă. Văile Prahovei, Ialomiței, ca și văile principalilor afluenți, suprafețele extinse de pădure de pe versanți (prin transpirația aparatului foliar) constituie surse locale importante de producere a vaporilor de apă și de sporire a umezelii atmosferei. Se adaugă influența pânzei de apă freatică cantonată aproape de suprafață, care contribuie la creșterea umidității aerului, apreciată, de specialiști, la circa 10% în spațiul microclimate situat în etajul 0-100 cm.
O condiționare importantă a variației valorilor umezelii relative a aerului se poate face în raport cu dispunerea etajelor altitudinale. Astfel, la nivelul țării noastre cele mai ridicate valori sunt înregistrate la vârful Omu (87%), ca rezultat al temperaturilor reduse, corelat, în parte, și cu expunerea față de dirijarea maselor de aer oceanice, încărcate în vapori de apă. La altitudine, rărirea aerului și, mai ales, scăderea puternică a temperaturii reduc cu totul capacitatea aerului de a absorbi și a reține vaporii de apă, astfel că în tot timpul anului saturația poate fi provocată doar de o cantitate redusă de umiditate. În afara altitudinilor ridicate, masivul constituie, prin poziția sa relativ izolată și prin fizionomia sa originală (verticalitatea și marea înălțime a pantelor periferice) un bloc puternic de care se izbesc masele de aer care traversează regiunea. Caracterul dinamic prin excelență al climatului piscurilor înalte și nu atât dezvoltarea locală exagerată a proceselor de evaporare, dau umidității relative o valoare foarte ridicată în cursul anului. Valoarea umidității aerului la vârful Omu este în general cu 10 – 20% mai ridicată decât valoarea anuală a văilor și a sectoarelor depresionare din jurul masivului.
Pe fundul văii Prahovei, la cele mai reduse altitudini din arealul de studiu, valorile sunt de circa 80% (82% la Predeal), mai ridicate decât în regiunile învecinate (depresiunea Brașovului – circa 75%, respectiv Subcarpații Getici – circa 78%). Spațial, se remarcă o evidentă descreștere, corelată cu etajarea altitudinală, dinspre munte către vale, și totodată o ușoară diminuare a valorilor de la nord către sud. Versanții văilor adâncite, mai ales la altitudini mari (1400-1500 m) constituie un sector de tranziție între fundul văii și părțile superioare ale culmilor. Valoarea medie de 78%, înregistrată la stația de la Sinaia, confirmă acest aspect. Această valoare demonstrează că nu sunt întrunite condițiile pentru persistența unei umezeli ridicate a atmosferei. Nu există condiții favorabile pentru cantonarea aerului rece și umed pe fundul văii și nici circulația aerului și formarea norilor nu este atât de intensă ca pe platoul montan al Bucegilor.
În cursul anului, în perioada rece, valorile medii ale umezelii relative a aerului au o repartiție teritorială relativ uniformă față de regiunile învecinate. Principalul factor care determină apariția unor valori ridicate în acest sezon este temperatura scăzută a aerului, precum și frecvența advecțiilor de temperatură și formarea inversiunilor termice pe întinse suprafețe ale României (deasupra Câmpiei Române, de exemplu). Aceasta face ca valorile din sectorul montan al văii Prahovei, precum și cele specifice masivelor montane din jur să fie mai reduse decât cele înregistrate în zonele mai joase (câmpie sau Subcarpați).
Primăvara, curenții convectivi de pe pantele abrupte ale muntelui converg către vârf și transportă la înălțime imensa cantitate de vapori furnizată de pădurile dese de conifere și de evaporarea surplusului de apă cu care solul rămâne îmbibat după topirea zăpezilor. În aprilie – iunie, valorile umidității aerului ating, la vârful Omu valori de 90 -91%.
În ianuarie, diferențele dintre culmile montane și principalele văi sau sectoare depresionare sunt minime. În sezonul cald, din cauza diferețierilor termice mai mari între diferite sectoare, valorile din zona înaltă (vârful Omu) ating circa 92%, în timp ce la Predeal se înregistrează valori medii de circa 80%.
Valorile maxime se înregistrează, de regulă, în două intervale distincte ale anului: pe de o parte, în lunile mai-iunie, când la amiază se dezvoltă nori cumuliformi sub influența convecției; apoi în ianuarie-februarie. Minimile apar toamna, în lunile octombrie-noiembrie.
Evoluția diurnă a umezelii relative se caracterizează printr-un maxim în timpul nopții și spre dimineață și un minim la amiază. În timpul maximului nocturn, diferențierile între diferitele sectoare ale reliefului sunt mai estompate.
UMEZEALA RELATIVĂ A AERULUI (1965 – 2006) %
VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
2.4. Nebulozitatea
2.4.1. Regimul anual al nebulozității
Nebulozitatea reflectă gradul de acoperire a cerului cu nori și are implicații importante în evoluția celorlalte elemente climatice. Norii reprezintă sursa precipitațiilor și ecranează fluxul de radiații venite de la Soare. Efectul lor se resimte și în timpul nopții, când micșorează intensitatea radiației efective, ducând la moderarea temperaturilor.
Valorile nebulozității sunt dependente de circulația generală și locală a maselor atmosferice, ca și de caracteristicile suprafeței active, îndeosebi de configurația reliefului. În același timp, nebulozitatea influențează activ regimul celorlalte elemente climatice (bilanțul radiativ, umezeala relativă, temperaturi etc). Forma, densitatea, compoziția și nivelul formațiunilor noroase dau boitei cerești aspecte diverse și provoacă o serie de consecințe în procesul climatic și în des&șurarea vieții locale pe munte. În zilele cu cer acoperit, pătura de nori absoarbe ca un ecran opac o mare parte din radiația solară. Sub stratul de nori, solul nu se mai încinge ziua, nu se mai produce evaporarea umezelii superficiale, funcțiile fiziologice ale vegetației sunt atenuate, iar curenții convectivi nu se mai formează.
Pe harta climatică a țării, formează un areal cu valori superioare ale nebulozității, mai atenuate în sectoarele de vale (Prahova). Local, sectoarele de vale formează o discontinuitate față de culmile înalte ale munților din imediata vecinătate, unde se înregistrează cele mai ridicate valori ale nebulozității din țară. La peste 2 500 m (vârful Omu), nebulozitatea depășește 7 zecimi (7.2). Expoziția versanților, în raport cu deplasarea maselor de aer umed, determină diferențieri importante în înregistrarea valorilor nebulozității pentru altitudini egale. Astfel, versanții nordici și vestici, aflați în calea circulației vestice a aerului, se caracterizează prin valori ale nebulozității mai mari cu cel puțin o zecime.
Culmile înalte ale masivului sunt mult mai înnorate decât spațiile depresionare din împrejurimi, diferență explicată prin faptul să blocul Bucegilor are o poziție relativ izolată față de celelalte masive muntoase, fiind veșnic izbit de masele de aer în mișcare, care suferă puternice deviații și perturbații care le măresc turbulența. Masele de aer sunt obligate să se înalțe pentru a escalada obstacolul orografic și să-și condenseze surplusul de umiditate sub formă de nori.
Pe fundul văilor, valorile nebulozității sunt mai reduse. Media multianuală se plasează în jur de 6.5 la Predeal, valoare mai ridicată decât cea înregistrată la Sinaia (6.2). Sunt confirmate astfel efectele condițiilor favorabile de formare a inversiunilor termice în depresiunea de obârșie a Prahovei, precum și caracterul de tranziție al stației de la Sinaia (între fundul văii și înălțimile carpatice).
Regimul nebulozității de altitudine se caracterizează prin două anotimpuri sau momente de intensitate: primăvară foarte noroasă și toamnă foarte senină. In luna februarie, apare o creștere generală a nebulozității, provocată fie de activitatea mai intensă a circulației aeriene (procese frontale), fie de răcirea puternică a stratelor inferioare spre sfârșitul iernii. Există diferențieri notabile între regimul nebulozității pe culmi și cel specific văilor: față de tipul anual de nebulozitate al văilor (de tip static), cu maximul în anotimpul rece, pe culme apare tipul dinamic de nori provocați de circulația advectivă și convectivă, cu maximul în primăvară. Stațiunea Predeal are un regim intermediar; rămâne uneori iarna deasupra stratelor joase de nori stratiformi care acoperă valea (Sinaia) și are cerul mai înnorat vara. La peste 2 000 m, maximul de nebulozitate se înregistrează în mai-iunie, pe fondul intensificării convecției termice și dinamice pe versanți (între 7.8-8.1 zecimi în mai-iunie la vârful Omu). În sectoarele de vale, îndeosebi în valea Prahovei, maximul se produce către sfârșitul iernii (lunile februarie-martie), perioadă ce corespunde cu o nouă fază de intensificare a activității ciclonice în sectorul Mării Mediterane. La Predeal și la Sinaia, nebulozitatea atinge valori medii de 7.2-7.3 în intervalul februarie-martie.
În sectoarele de vale, valorile minime se înregistrează la sfârșitul verii, în august sau septembrie, când predomină regimul anticiclonic și pe fondul unei insolații accentuate, care destramă nucleele de condensare din atmosferă. În aceste luni, cerul este foarte senin, iar atmosfera capătă cea mai mare claritate. O dată cu scăderea temperaturilor și reapariția inversiunilor termice, deasupra sectorului de vale se instalează mai frecvent stratul de ceațășipătura de nori, în special dimineața.
Variația diurnă a nebulozității aerului prezintă caracteristici distincte, ce variază atât în funcție de sezon cât și prin comparație cu alte regiuni geografice ale țării. În timpul iernii, nebulozitatea crește ușor cu câteva zecimi, de dimineața către amiază, iar pe ansamblu, valorile sunt mai reduse decât în regiunile joase ale țării. Un factor perturbator de la această evoluție îl reprezintă inversiunile termice ce se produc pe fundul văii. In sezonul cald, variația diurnă a nebulozității se caracterizează printr-o tendință de creștere către amiază, ca urmare a proceselor advective și de convecție termică, care determină formarea norilor cu dezvoltare verticală. În epoca rece a anului, datorită sedimentării nocturne a aerului rece, văile sunt acoperite dimineața de ceață și de nori stratiformi. In cursul zilei însă, prin acțiunea insolației care evaporă produsele de condensare, cerul se înseninează. Începând din primăvară, datorită procesului convectiv de cumulizare, cerul este mult mai înnorat după amiaza. Astfel, față de tipul static de radiație al iernii, apare acum tipul dinamic, provocat vara de insolație. În fiecare dimineață, deasupra pădurilor, pe pantele însorite apar stratele ovale de nori cumuliformi răzleți, care urcă dimineața în pânze verticale de-a lungul pereților masivului. În după amiezile de vară, Vârful Omu este aproape întotdeauna învăluit într-un strat de nori. Această stere este deseori însoțită de furtuni (cu descărcări electrice) și de averse torențiale convective tipice. După apusul Soarelui, întregul nivel al norilor coboară și aceștia se evaporă. În intervalul mai-august, procesul convectiv al cumulizării este atât de dezvoltat încât seara, cerul este încă înnorat, depășind nebulozitatea orelor de dimineață. În intervalul cald al anului, insolația se palsează, după amiază, pe pantele de apus ale blocului Bucegilor, provocând în acest sector același proces de cumulizare început dimineața pe versanții prahoveni. Amplitudinea diurnă a nebulozității, legată de altitudinea absolută și de formele de relief, este aproape în tot timpul anului redusă pe culme și crește puternic în văile și în depresiunile joase.
Regimul nebulozității este completat de frecvența zilelor cu cer senin și acoperit. Numărul mediu anual al zilelor cu cer senin este invers proporțional cu nebulozitatea totală. Zilele cu cer acoperit sunt mai frecvente în prima parte a anului în regiunile de la poalele masivului (decembrie – iunie). Culmea are, în toate lunile (în afară de august) cerul foarte înnorat; în intervalul aprilie-iunie, 70% din numărul zilelor sunt acoperite. La vârful Omu, zilele senine și cele parțial înnorate apar într-o netă inferioritate numerică (20%) în raport cu fazele de timp total acoperit (59%). Din cauza persistenței îndelungate a aerului rece, în valea Prahovei, numărul zilelor senine este destul de redus. Se înregistrează circa 45-50 de zile senine anual. Timpul senin este specific anotimpului cald și are cea mai mare frecventa în iulie, august și septembrie. În afara sezonului cald, zilele senine sunt o raritate, chiar și în mai înregistrându-se foarte rar o singura zi senină. Luna septembrie este luna de predilecție a zilelor senine, când se înregistrează în medie 8 asemenea zile. Numărul anual al zilelor cu cer acoperit cunoaște o variație teritorială direct proporțională cu valoarea nebulozității totale. Zilele cu cer acoperit au o mare frecvență în zonă, înregistrându-se circa 160 -165 zile anual pe crestele Carpaților (vârful Omu) și cu circa 30-35 de zile mai puțin în valea Prahovei. Cele mai noroase luni sunt decembrie și ianuarie (peste 15 zile), pe fondul producerii inversiunilor de temperatură. La Predeal, în corelație directă cu regimul nebulozității, se înregistrează anual aproximativ 136 de zile cu cer acoperit. La stația de la Sinaia, numărul acestora scade la circa 125.
Invers proporțional sunt distribuite valorile specifice perioadelor cu cer senin. Cele mai multe se înregistrează la Sinaia, pe versanții văii, la cota 1500 m (o medie multianuală de circa 43 de zile). La Predeal, sunt cu 8 zile mai puțin, în medie, în timp ce la vârful Omu, se pot număra doar 30 de zile senine anual. Cunoașterea acestui parametru prezintă o importanță apreciabilă pentru aprecierea potențialului turistic al zonei. Din acest punct de vedere, apare « privilegiat» sectorul sudic al văii superioare a Prahovei, în vecinătatea orașului Sinaia.
NEBULOZITATEA TOTALĂ (1965 – 2006) zecimi VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
2.5. Durata de strălucire a Soarelui
2.5.1. Durata medie anuală, lunară, anotimpuală și semestrială de strălucire a Soarelui
Strâns corelată cu regimul și distribuția nebulozității este durata medie de strălucire a Soarelui. În condițiile de mare altitudine, cu un climat caracterizat prin rărirea aerului, prin scăderea cantității de vapori de apă și a suspensiilor din atmosferă, se înregistrează o creștere a transparenței atmosferei, ceea ce se conjugă cu formarea unor condiții propice pentru intensificarea insolației. Gradul de strălucire a Soarelui determină atât schimbarea condițiilor climatice locale, cât și un cadru pentru dezvoltarea vegetației heliofile de pe platoul Bucegilor. Acest element climatic, pe lângă indiciile pe care le oferă în percepția specificului climatic al zonei, este important și pentru aprecierea premiselor pentru apariția unor procese geomorfologice, a dezvoltării activităților economice și turismului, a vegetației, etc.
Pantele versanților și expunerea față de Soare constituie, de asemenea, un factor extrem de important în distribuția ariilor biogeografice și pedologice. Un exemplu concludent în acest sens îl reprezintă formele de vegetație întâlnită pe fiecare latură a masivului. Promontoriile abruptului prahovean sunt inegal împădurite: pe pantele nordice, limita superioară a pădurii de conifere urcă cu aproximativ 200 m mai sus decât pe fețele sudice însorite, pe care coboară pășunea alpină (microclimat cu nuanțe stepice). In funcție de înclinarea și orientarea pantelor, razele Soarelui cad perpendicular pe fața platoului de altitudine și provoacă ziua o încălzire puternică și un microclimat excesiv, în timp ce pantele exterioare încălzite mai moderat, datorită direcției oblice în care ca razele Soarelui (climatul coniferelor).
Anual, Soarele strălucește între 1 500 și 10000 ore, pe vârfurile cele mai înalte, cu aproximativ 800 – 1 000 ore mai puțin decât pe litoralul Mării Negre ("polul" celor mai mari valori la nivel național).
În comparație cu înălțimile muntoase, sectorul văii Prahovei are o insolație mai prelungită cu circa 200-300 ore pe an. Diferențieri notabile se detașează între treptele hipsometrice. Pe culmile muntoase înalte, unde ceața și zilele cu cer noros și acoperit prezintă o frecvență mai mare, numărul mediu anual al orelor de strălucire a Soarelui se reduce la circa 1 600 ore (vârful Omu). La baza versanților și abrupturilor de limită, la altitudini de 900-1200 m, durata de strălucire a Soarelui atinge 1900 ore anual.
O ușoară diferențiere o introduce și spațiul locuit și antropizat, mai ales acolo unde densitatea populației și a activităților economice este mai mare. Cel mai semnificativ exemplu în acest sens îl constituie axa industrială formată din polii economici Predeal, Azuga, Sinaia, Bușteni și Comarnic. Emisiile de pulberi de la întreprinderi, mai ales în perioadele în care circulația atmosferică este foarte diminuată, induc o opacitate mai ridicată a atmosferei.
În intervalul aprilie – iulie, când vegetația etajului subalpin și alpin este în plină fază de dezvoltare, norii absorb razele solare în medie peste 10 ore pe zi, în timp ce insolația durează numai 4 – 5 ore pe zi, distribuită cu mari întreruperi pe durata unei zile. La sfârșitul lunii iunie, vegetația ajunsă la maturitate primește aportul radiativ a cca 6 ore de insolație zilnic. Cele mai însorite luni ale anului sunt iulie și august, când insolația depășește 40% din durata totală a unei zile. Cea mai mare durată a insolației se
înregistrează vara (circa 200 de ore de insolație lunar), în scădere ușoară odată cu altitudinea. În semestrul cald (aprilie-septembrie) se concentrează peste 60% din durata anuală de strălucire a Soarelui, ajungând la valori de circa 1300 de ore.
Razele solare oblice sunt întrerupte dimineața și spre seară de numeroasele pânze de nori stratiformi îndepărtați. Pe măsură ce Soarele se ridică deasupra orizontului (la câteva ore de la răsărit) Soarele își găsește loc cu mai multă ușurință printre bancurile de nori izolați și astfel, durata orară a insolației crește.
Reducerea numărului de ore de strălucire a Soarelui în raport cu creșterea altitudinii se produce treptat, ajungând la aproximativ 900 de ore la vârful Omu. In semestrul rece (octombrie-martie), se remarcă cele mai reduse valori ale insolației, care atinge cel mult 60 de ore lunar. De asemenea, se distinge o puternică uniformitate a regimului acestui parametru la nivelul întregii țări. Numărul total de ore de strălucire a Soarelui în acest interval este de circa 700 de ore. Culmile muntoase, mai ales cele cu cele mai mari altitudini, rămân deseori deasupra plafonului de nori stratiformi și beneficiază de o însorire mai mare decât regiunile din jur.
NUMĂRUL ZILELOR CU CER SENIN (1965 – 2006) VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
NUMĂRUL ZILELOR CU CER ACOPERIT (1965 – 2006) VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
2.6. Precipitațiile atmosferice
Efectele regimului pluviometric sunt importante atât din punct de vedere științific (precipitațiile au cea mai mare contribuție la cunoașterea cadrului climatic zonal), cât și din punct de vedere practic (combatarea eroziunii prin pluviodenudare, luarea de măsuri în caz de inundații, aprovizionarea cu apă potabilă și industrială etc).
Acțiunea mecanică a precipitațiilor prin pluviodenudare este ilustrată de densitatea rețelei hidrografice, permanentă și temporară, de adâncimea fragmentării reliefului. Suprafața terenurilor constituie un indiciu ilustrativ pentru intensitatea și durata precipitațiilor atmosferice. Cantitățile de precipitații căzute explică și dezvoltarea vegetației: dezvoltarea pădurii de conifere nu ar fi fost posibilă în condiții de uscăciune.
Dintre factorii locali în repartiția precipitațiilor atmosferice, un rol deosebit îl au: relieful (altitudinea și masivitatea ariei montane și dispunerea simetrică a treptelor majore de relief), expunerea față de advecția maselor de aer umed din vest, nord vest, dispunerea culoarelor de vale. Rolul jucat de relief în intensificarea proceselor pluviogenetice este exemplificat de valorile specifice pentru două sectoare ale masivului. În depresiunea Scropoasa se înregistrează cca 1 200 mm anual, la fel ca și în zona pasului Bran (Fundata) – 1 150 mm. Aceste cantități însemnate de precipitații nu s-ar fi înregistrat dacă nu ar fi existat vecinătatea munților Bucegi. Delimitarea cea mai relevantă din punct de vedere pluviometric este dată de izohietele de 800 m, care încadrează munții. Această limită corespunde unei importante granițe ecologice: pădurea de conifere are condiții ideale oferite de climatul umed (peste 750 mm anual). Traseul izohietei de 800 mm întretaie oblic ascendent curbele de nivel, spre est, indicând, în acest sens, creșterea continentalismului climatic carpatic. Direcția generală nord-sud a culmilor masivului și a văilor intercalate fiind face ca efectul reliefului să devină și mai evident, deoarece se înscrie pe o direcție perpendiculară pe traiectoriile ciclonilor care traversează țara noastră.
Influența masivității montane se resimte prin descărcarea maselor de aer umed cu proveniență vestică, la trecerea spațiului muntos. Masele de aer vestice devin, după traversare, către valea Prahovei, ceva mai uscate după ascensiune și detentă. Căldarea glaciară de la obârșia Ialomiței, săpată adânc până la sub 400 diferență de nivel relativă în comparație cu culmile din jur, reprezintă o depresiune aproape închisă. Masele advective exterioare de aer umed sunt silite să coboare brusc, evaporându-și astfel o parte din produsele de condensare. Deși cerul cuvetei este adesea străbătut de nori, pluviozitatea acestora este redusă. Fundul inferior al văii Ialomiței, cu toate că este situat la o altitudine apreciabilă, nu este brăzdat de organisme erozionale pe suprafața sa, deoarece, primește o cantitate destul de redusă de ploi.
Factorii antropici produc de asemenea o creștere ușoară a cantităților de precipitații, datorită impurităților emanate de la întreprinderi, care activează un număr mai ridicat de nuclee de condensare în atmosferă. În aceste condiții, cantitatea de precipitații este cu circa 30-50 mm mai mare. Cele mai « responsabile » unități industriale pentru aceste diferențieri sunt uzina de ciment de la Comarnic și fabrica de celuloză și hârtie de la Bușteni.
Corelat cu particularitățile circulației generale a atmosferei, au avut loc, de-a lungul vremii, numeroase variații neperiodice ale cantităților anuale de precipitații pe teritoriul României. Cele mai mari cantități medii anuale de precipitații se înregistrează în anii cu predominare a activității ciclonice și frontale pe întreg teritoriul țării. Asemenea ani au fost 1912, 1941, 1970 s.a. În asemenea cazuri, valorile anuale depășesc 2000 mm pe culmile înalte ale munților (vârful Omu – 2 401 mm în 1941) și 1400 mm în sectoarele de vale (Prahova). Studierea și cunoașterea acestor fenomene prezintă o mare importanță practică, datorită efectelor necontrolate pe care le pot avea inundațiile determinate de căderile masive ale precipitațiilor atât în arealul de studiu, cât și pentru localitățile din ariile învecinate. Pe versanții vestici, expuși vânturilor dominante, procesele de formare a norilor și de producere a precipitațiilor sunt mult mai frecvente.
Cele mai mici cantități ale precipitațiilor căzute se înregistrează în anii cu circulație predominant anticiclonică, cu advecții ale aerului cald tropical sau continental (1897, 1936,1946). În acești ani, valorile înregistrate au fost incredibil de reduse: la vârful Omu, de exemplu, în 1936, au căzut doar 542 mm.
Nivelul nebulozității maxime, precum și cel al precipitațiilor mai bogate, oscilează vertical în cursul anului. Iarna, la nivelul suprafețelor joase de discontinuitate, stratul de zăpadă prezintă grosimea maximă la peste 1 600 m altitudine. Vara, curba de 2 300 m reprezintă pe platoul de altitudine limita superioară a activității pluvio-torențiale. Deasupra acesteia, înghețul de 8-9 luni și razanta vântului în restul timpului, imprimă peisajului nota caracteristică. Între aceste limite, se deplasează nivelul precipitațiilor maxime în cursul anului.
2.6.1. Regimul anual, anotimpual, semestrial și lunar al precipitațiilor
Cantitățile de apă căzute lunar (ca valori medii) sunt inegal distribuite în cursul anului. La vârful Omu, valoarea medie multianuală este de circa 1277,6 mm, iar în valea Prahovei valorile sunt mai reduse (Sinaia 1152,7 mm, 980,5 mm la Predeal). Se apreciază că nivelul optim de condensare este situat la circa 1600-1800 m pe abruptul prahovean al Bucegilor, fiind ușor mai redus pe pantele nordice și nord-vestice. În raport cu altitudinea și expoziția versanților, se semnalează diferențieri destul de mari (până la 100-150 mm) între versanții cu expunere vestică și nordică față de ceilalți versanți (expunere sudică și estică). Pasul Predealului, expus vânturilor dominante, vârful Omu, situat de multe ori deasupra norilor și mereu în raza rafalelor eoliene, ca și bazinul superior al Ialomiței (bine adăpostit), primesc anual aproape aceeași cantitate de apă, configurația reliefului și orientarea suprafețelor de relief anulând efectele altitudinii absolute. În lungul văii superioare a Prahovei, se constată o repartiție neuniformă a precipitațiilor. Pe fundul văii, cantitățile de precipitații variază între 850și900 mm. Pe versanți, ele cresc treptat cu altitudinea, astfel încât la altitudini de peste 1500 m, cantitățile de precipitații cresc la peste 1000 mm/an și chiar mai mult în cazul versanților care sunt mai expuși maselor de aer
PRECIPITAȚIILE MEDII ANUALE (mm)
PEȘTERA
SIRNEA
FIG.4
umed. Cantități abundente de precipitații se localizează la poalele nordice ale Munților Bucegi, către valea Râșnoavei și la cele mai mari altitudini.
Ca și în majoritatea regiunilor României, se înregistrează un maxim pluviometric în intervalul mai-iunie, uneori decalat chiar către luna iulie, la cele mai mari altitudini ale versanților văii.
În lunile februarie-martie cad cele mai puține precipitații, pe fondul unei frecvențe mai mari a aerului continental specific lunilor de iarnă. La altitudinile cele mai mari, se produce un minim al precipitațiilor și în timpul toamnei, în luna octombrie. Maximul pluviometric, din mai-iunie este legat de acțiunea anticiclonului azoric, care antrenează ciclonii atlantici.
Un caracter excepțional îl prezintă căderile masive de precipitații în intervale scurte de timp. Acestea provin, mai ales, din averse puternice, de natură frontală sau convectivă. De obicei, cele mai mari medii lunare se înregistrează în cursul verii.
PRECIPITAȚIILE ATMOSFERICE (1896 – 2006) mm
VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
Primăvara are loc o intensificare a activității ciclonilor atlantici, soldată cu pătrunderea aerului mai umed ce vine din vestul și nord-vestul țării. În regiunea Bucegilor, luna iunie este cea mai ploioasă din tot timpul anului (ploi convective). Cea mai buna corelație între regimul precipitațiilor și alte elemente fizico-geografice este dată de evoluția debitelor în perioadele de maxima pluviozitate pe principalele văi din masiv (Prahova și Ialomița). Toamna, când activitatea ciclonică slăbește considerabil, datorită diminuării convecției termice și începutului inversiunilor de temperatură, cad tot mai puține precipitații.
Luna cea mai secetoasă este consemnată toamna (septembrie) pe versantul nordic al Carpaților Meridionali și la începutul primăverii (februarie – martie) pe pantele sudice. În general, se pot distinge două perioade distincte: semestrul rece uscat, și semestrul cald-ploios. Direcțiilor generale de deplasare a maselor de aer deasupra Bucegilor, i se adaugă și aportul local, în unele sectoare, al circulației convective. Aceasta prezintă un maximum de dezvoltare pe pantele sudice ale masivului (Dobrești, Brăteiul, Scropoasa), unde în primele luni ale verii sunt aduse în circuit importante cantități de apă. Amplitudinea undei pluviometrice este, de aceea, mai mare aici decât în toată regiunea depresionară din jurul Bucegilor.
Pe culmile înalte, la vârful Omu, repartiția cantităților lunare de precipitații tinde să se uniformizeze printr-un surplus de apă căzută iarna și primăvara. Piscurile înalte se găsesc aproape permanent într-un regim « dinamic » al maselor de origine oceanică, relativ mai calde și foarte umede, care se deplasează spre est, alunecând peste stratificarea stabilă a aerului continental. Vara, regiunea cea mai înaltă primește ploi mai abundente decât vârful, norii supraîncărcați precipitându-se deseori la altitudini sub 2 500 m.
Gradul de continentalitate al regimului climatic este redat de raportul dintre cantitățile de precipitații căzute în perioada caldă și cel specific semestrului rece. In comparație cu zona subcarpatică învecinată și depresiunea Bârsei, unde acest raport este de 1.6, pe pantele masivului coeficientul scade la 1.5, iar la vârful Omu ajunge la 1.25. La altitudinile cele mai mari, variațiile regimului pluviometric tind să se uniformizeze.
În valea Prahovei, cantitățile cresc la peste 130-200 mm, reprezentând circa 1/4 din cantitatea anuală. Vara cad cele mai abundente precipitații, în medie cu 150-200 mm mai mari decât iarna, ceea ce reprezintă până la 45% din cantitatea anuală. Alături de ploile frontale, o mare frecvență au acum și ploile de natura convectivă. Cantitățile de precipitații
PRECIPITAȚIILE MEDII IN TIMPUL VERII (mm)
PEȘTERA
SIRNEA
Pasul G,
1290 m
FIG.6
cresc odată cu altitudinea. Dacă pe fundul văii cad circa 350 mm, la altitudinile mai mari de 1200 m, pe versanți se înregistrează peste 450 mm.
Precipitațiile de iarnă sunt, în cea mai mare parte, rezultatul fronturilor barice sau al advecțiilor, în timp ce precipitațiile de convecție sunt foarte rare. În timpul iernii cad în medie 20% din valoarea anuală a precipitațiilor. Această pondere este mai mare la altitudinile superioare, deasupra nivelului de condensare și de formare a precipitațiilor. In sectoarele de vale, inversiunile termice limitează circulația atmosferică generală și determină o diminuare a cantității de precipitații. Pe culmile înalte ale masivului, cantitățile de precipitații căzute în semestrul rece depășesc 450 mm.
Datorită altitudinilor mari, în partea superioară a culmilor montane, în regimul precipitațiilor se exercită influența temperaturilor negative și, ca atare, predomină precipitațiile solide. Zăpada este, în mod normal, un fenomen meteorologic specific anotimpului rece. Regiunile de la latitudinea țării noastre se găsesc, în această perioadă a anului, într-un regim climatic de continentalism accentuat, cu cantități reduse de precipitații. Pe culmile înalte, căderea zăpezii poate avea loc în orice perioadă a anului. In partea sudică, în Subcarpați, ca și în văile Prahovei și Dâmboviței se numără doar cca 20-25 de zile cu ninsoare. La vârful Omu sunt înregistrate aproximativ 100 de zile cu ninsoare într-un an, adică de 5 ori mai mult decât în restul țării.
În părțile limitrofe ale masivului, cele mai frecvente zăpezi sunt semnalate în ianuarie, iar la altitudinile cele mai mari, pe suprafața platoului, la 2 200 m altitudine
Precipitațiile solide sunt foarte frecvente în sectorul montan al văii Prahovei, în sezonul rece, din cauza temperaturilor foarte scăzute și frecvenței mari a invaziilor de aer rece dinspre nord și nord-vest. Cantitatea de precipitații solide crește odată cu altitudinea. Astfel, în partea superioară a munților Bucegi, la vârful Omu, numărul mediu anual de zile cu ninsoare este de 115. În părțile mai adăpostite de circulația maselor de aer umed, în vale, la adăpostul versanților, numărul mediu al zilelor cu ninsoare este de circa 78 la
Fig. 5
PRECIPITAȚIILE MEDII IN TIMPUL IERNII (mm)
Predeal și 61 la Sinaia. În anii cu cea mai activă invazie a maselor de aer arctic, au fost semnalate până la 60-70 zile cu ninsoare. Luna cu cea mai mare frecvență a zăpezilor este luna ianuarie (in medie 14-16 zile).
2.6.2. Cantitățile maxime de precipitații căzute în 24 de ore
Cunoașterea acestui element climatic prezintă importanță științifică și practică. Acest element este relevant pentru a arăta intensitatea ploilor într-o regiune, dar și pentru a putea anticipa formarea inundațiilor, creșterea alarmantă a debitelor râurilor, putându-se astfel atenua efectele lor distructive. Căderile masive și bruște sunt, de cele mai multe ori, sursa inundațiilor și alunecărilor de teren. Instabilitatea timpului este o caracteristică importantă a climatului regiunilor muntoase. De foarte multe ori, precipitațiile acumulate într-o singură zi pot depăși valorile specifice lunii respective.
Maximele diurne sunt în general mai scăzute în timpul iernii, când domină circulația anticiclonilor continentali, în care masele de aer au conținut redus de apă și când convecția termică este foarte slabă. În sectoarele de versant, pe pantele sudice, maximele diurne sunt mult mai mari decât mediile lunare, și mult mai mari decât valorile specifice celor mai mari altitudini. De exemplu, la Dobrești și Câmpulung (în zona subcarpatică) s-au înregistrat deseori valori mai mari de 140 mm în 24 de ore. Asemenea cantități sunt neobișnuite pentru zona înaltă, la vârful Omu, deasupra norilor grei inferiori.
Valea superioară a Prahovei se remarcă printr-o incidență mai limitată a averselor. Fie că este vorbă de circulația de origine vestică, sursă a maselor de aer umed, sau de influențele continentale venite dinspre sud sau est, adăpostul creat de culmile muntoase împrejmuitoare diminuează manifestarea averselor. În general, masele de aer încărcate de umiditate se descarcă deasupra masivelor muntoase, înainte de ajunge deasupra văii.
În cadrul teritoriului României, partea sudică a Bucegilor se găsește la interferența zonelor puternic afectate de ploi intense, circumscrise jumătății central-sudice și estice a țării, în comparație cu jumătatea nordică a masivului, caracterizată printr-o mai mare stabilitate a oscilațiilor pluviometrice. La stația meteorologică de la Predeal, cea mai mare cantitate de precipitații căzută în 24 de ore a fost de 134 mm, în timp ce la Sinaia, valorile s-au cifrat la 114,7 mm.
În lunile mai și iunie, pe suprafețele de versant ale masivului se produc cele mai abundente și intense căderi de precipitații. Cele mai abundente cantități de precipitații căzute în 24 de ore se înregistrează în perioada caldă a anului, pe fondul dezvoltării proceselor convective (peste 70%). Ploile de durată, frecvente în văi (Sinaia – Câmpina) și în depresiuni (depresiunea de obârșie a Prahovei) dau toamna cantitățile diurne maxime.
În semestrul rece, apar, în general, valori reduse. Totuși, perturbațiile atmosferice determinate de relief sunt frecvente și în această perioadă. Astfel, stațiunile din masiv primesc adesea cantități duble de zăpadă în comparație cu sectoarele de la baza versanților.
Ploile fine de toamnă se deosebesc în mod fundamental de averse, deoarece ele îmbibă lent pământul cu apă, fără a produce consecințe mecanice importante.
CANTITĂȚI MAXIME DE PRECIPITAȚII ÎN 24 ORE (1896 -2006) mm
VÂRFUL OMU
2.6.3. Numărul mediu lunar de zile cu precipitații ≥ 0.1. mm
Zilele cu precipitații sunt considerate acele zile în care cantitatea de precipitații acumulată în 24 de ore (ploaie, burniță, zăpadă etc.) depășește 0,1 mm. Pe culmile înalte, este specific un climat cu ploi și ninsori frecvente, continui sau repetate, cu intervale secetoase reduse și rare. Cele mai multe zile ploioase se semnalează la altitudinile cele mai mari, mai cu seamă pe versanții nordici și vestici ai munților Bucegi și Baiului (peste 180 zile la peste 1500 m altitudine).în contrast cu situația de pe culmi, pe fundul văilor principale din masiv, epocile de uscăciune sunt mai dese și mai lungi decât cele cu precipitații.
În valea Prahovei, se remarcă un climat cu nuanțe continentale, cu secetă prelungită în anotimpul rece și cu ploi dese la începutul verii, lunile mai și iunie fiind foarte ploioase.
Numărul total al zilelor cu precipitații depășește în general 150 zile în valea Prahovei.Pe fundul văii, numărul zilelor ploioase este cu circa 40-50 mai redus în comparație cu versanții văii. Prezența industriei și a aglomerațiilor umane determină o creștere ușoară a numărului de zile ploioase. Cele mai multe zile cu precipitații apar în luna iunie, în strânsă corelație cu regimul precipitațiilor și distribuția sa în lungul anului.
Topirea stratului de zăpadă primăvara, ca și ploile îndelungate și bogate de la începutul verii favorizează creșterea umidității, suficientă pentru dezvoltarea pădurii de conifere. Aceste ploi abundente determină și creșterea forței de distrugere și de transport a ravenelor și torenților. Pe podurile de gheață și de zăpadă acumulate pe fundul văiugilor și ogașelor din sectorul abruptului prahovean îndeosebi, scurgerile de noroi și de materiale detritice exprimă cu claritate intensitatea cu care se manifestă în această epocă efectul distructiv al fiecărei ploi. Condițiile speciale create de înnorarea persistentă și de umiditatea relativ ridicată a aerului favorizează dezagregarea rocilor și mărește eficacitatea proceselor de eroziune torențială.
2.7. Stratul de zăpadă
2.7.1. Grosimea stratului de zăpadă
Deoarece suprafețele cu cele mai mari altitudini din masiv se găsesc aproape în permanență sub influența temperaturilor negative, cele mai frecvente precipitații specifice acestor sectoare sunt precipitații solide, înghețate, care determină depunerea stratului de zăpadă. Formarea și persistența stratului de zăpadă este condiționată de căderile de precipitații solide și de înregistrarea temperaturilor sub 0°C. La cele mai mari altitudini (vârful Omu) este dificil să se stabilească o perioadă, chiar foarte scurtă, în care să nu existe precipitații solide, iar regimul ninsorilor să fie întrerupt, deoarece ninge neregulat chiar și vara. Ceva mai jos, la altitudinea de 1 600 m (Casa Peștera), prima ninsoare cade de obicei la mijlocul lunii septembrie. La Predeal, prima ninsoare se produce de obicei la sfârșitul lunii octombrie, iar al poalele masivului cu o lună mai târziu în medie. În cazuri excepționale, chiar și în sectoarele joase din masiv, pot cădea ninsori și în luna septembrie, fenomene cauzate de invaziile aerului polar continental.
Ultima ninsoare survine odată cu creșterea temperaturilor peste 0°C. Acest fapt este greu de stabilit pentru altitudinile extreme (vârful Omu, unde sunt condiții de producere a ninsorii în orice perioadă a anului). La Predeal, ultima ninsoare are loc în mede la începutul lunii martie, în timp ce pe versanții văilor, la altitudini de peste 1500 m, perioada este decalată cu peste o lună. Invazii sporadice ale maselor de aer continental pot determina căderi de zăpadă și în luna mai la aceste altitudini, în cazuri mult mai rare. Aceste ninsori se repercutează negativ asupra vegetației, îndeosebi asupra pomilor fructiferi înfloriți.
Prin acțiunea combinată a precipitațiilor solide, a vântului, a temperaturii aerului și solului, pătura de zăpadă se menține cu intermitențe din toamnă și până în primăvară, fiind veșnic spulberată, topită sau evaporată și înlocuită de noi ninsori. În fiecare vale, unde sunt întrunite condiții de adăpost, ca și pe versanții cu înclinare mai redusă, se observă o creștere a duratei stratului de zăpadă atât lunar cât și în întregul interval rece al anului.
La vârful Omu, stratul de zăpadă se menține timp de cca 200 de zile pe an, constituind nota dominantă a peisajului local. Stratul nival protejează în perioada rece, solul și viața latentă a plantelor și animalelor, iar fenomenele de eroziune a solului sunt mult atenuate. Pe firul văii Ialomiței zăpada persistă timp de cca 150 zile. În valea Prahovei, zăpadă se menține un timp mai limitat: cca 120 de zile la Predeal și Sinaia. În ariile geografice învecinate, numărul mediu al zilelor cu persistență a stratului de zăpadă este mult mai redus: cca 110 zile la Fundata, 55 de zile la Câmpina, 40 de zile la Pucioasa. Numărul zilelor cu solul acoperit cu zăpadă este important de cunoscut pentru activitățile turistice: stratul de zăpadă necesar pe pârtiile de schi, blocarea căilor de acces la bazele turistice etc. De asemenea, informațiile asupra căderilor de zăpadă și asupra persistenței stratului de zăpadă sunt cu atât mai valoroase, cu cât valea Prahovei reprezintă una dintre cele mai importante căi de legătură dintre sudul țării și Transilvania. Solul rămâne mult timp acoperit cu zăpadă în lunile de iarnă (ianuarie și februarie, îndeosebi). Media multianuală indică că la stațiile din Predeal și Sinaia, în ianuarie și februarie, solul rămâne acoperit de zăpadă pe o perioadă de circa 99% din durata lunii. Valorile sunt extrem de importante pentru aprecierea condițiilor existente pentru practicarea sporturilor de iarnă. Persistența stratului de zăpadă este condiționată și de modul de expunere al versanților.
Cele mai mari grosimi ale depunerilor de zăpada se remarcă în locurile bine protejate, în sectoarele cu vegetație forestieră compactă sau unde influența vânturilor este mai redusă. Astfel de condiții apar în culoarele de vale și în mici sectoare depresionare, în păduri, la contactul cu pantele terminale ale munților (în depresiunea de obârșie a Prahovei, zăpada atinge frecvent 80 cm grosime). Gradul de acumulare ai depunerilor de zăpadă prezintă, de asemenea, o mare importanță economică și turistică.
Cele mai afectate, în condițiile căderilor masive de zăpadă și persistenței îndelungate a stratului de zăpadă, sunt drumurile principale, care rămân deseori mult timp inutilizabile, precum și căile de acces către partea centrală a masivului. Dacă șoseaua națională din lungul Prahovei este rapid repusă în circulație după fiecare ninsoare de proporții, nu același lucru se poate spune și despre alte drumuri laterale (de exemplu Sinaia – Pietroșița, Predeal-Râșnov sau Comarnic-Secăria) nepracticabile pe durate lungi în timpul iernii.
3.4.7. PRESIUNEA ATMOSFERICA
Presiunea atmosferică are o deosebită importanță în înțelegerea fenomenelor meteorologice și în variația elementelor climatice, deși constituie un indicator a cărui percepție este mai dificilă, iar consecințele geografice nu sunt integral vizibile. Cu toate acestea, regiunile de munte sunt caracterizate printr-un mediu aerian rarefiat, consecință tocmai a oscilațiilor presiunii atmosferice.
In sectorul montan al văii Prahovei, media anuală a presiunii atmosferice variază între 850 și 890 mb. Din cauza altitudinii mai coborâte, în comparație cu masivele muntoase înconjurătoare, pe fundul văilor, presiunea este mai ridicată cu 20-30 mb decât pe versanții superiori ai văii.
2.8. Vântul
2.8.1. Direcția vântului și calmul atmosferic
Vântul, componenta cea mai dinamică a regimului climatic, îndeplinește funcția de echilibrare a contrastelor atmosferei, formate prin încălzirea diferențiată a suprafețelor de relief. Prin efectele ventilației, vântul intensifică transpirația plantelor și evaporarea umidității solului, putând imprima peisajului nuanțe locale de ariditate. Acțiunea sa mecanică de deflație și coraziune este responsabilă de morfologia superficială a stratului de zăpadă.
Regimul vântului este dependent de activitatea principalilor centri barici (anticiclonul azoric, anticiclonul euroasiatic, depresiunea islandeză și cea mediteraneeană). Intensitatea și viteza vântului sunt condiționate totodată și de "asperitățile" reliefului, care intervin ca factori de frânare, îndeosebi în cadrul circulației locale. Orientarea și canalizarea maselor de aer se face în strânsă legătură cu dispunerea nord-sud a văii superioare a Prahovei, precum și în raport de dispoziția celorlalte culoare de vale. De asemenea, este pus în evidență rolul de baraj orografic al Carpaților, care determină, prin altitudine și orientare, anumite particularități regionale.
Creasta dominantă a Bucegilor are, prin excelență, un climat dinamic advectiv datorită altitudinii și expunerii în calea tuturor curenților aerieni. În aceste sectoare, vântul bate aproape în permanență, calmul fiind o situație de raritate. În căldarea adâncă și adăpostită de la Scropoasa primează timpul staționar și calm. Aerul autohton stagnează aici, fiind supus din plin influențelor geografici locali. În interiorul depresionar al masivului (culoarul Ialomiței), timpul este de obicei mai calm decât în șaua Predealului și în culoarele deschise și ventilate ale Prahovei și Dâmboviței.
3.3.1. FRECVENTA VANTULUI PE DIRECTII
Pentru aprecierea frecvenței vântului în masivul Bucegi, au fost analizate valorile caracteristice de la stațiile meteorologice de la vârful Omu, Predeal, Sinaia, în comparație cu situația existentă în ariile geografice învecinate (depresiunea Brașovului, Culoarul Rucăr – Bran, Subcarpații Dâmboviței).
In partea superioară a masivului, înălțată net, ca o insulă în mijlocul stratelor de aer din atmosfera inferioară, expunerea în calea vânturilor puternice este maximă. Din cauza temperaturilor negative extreme, precum și datorită unor fenomene meteorologice frecvent întâlnite în zonă, la vârful Omu observațiile asupra vântului se fac predominant la sol, deoarece girueta stațiunii meteo rămâne opt luni pe ani blocată, din cauza gheții și a chiciurii. În afara observațiilor acumulate prin măsurători ia stația de la vârful Omu, se pot face interpretări și asupra efectelor mecanice ale vântului asupra reliefului sau stratului de zăpadă. Primăvara, pantele vestice ale Vârfurilor Omu și ale vârfului Ocolit sunt brăzdate de dungi liniare alburii, născute prin acțiunea corozivă a vântului. Valea glaciară a Gaurei, cu umerii săi bine conturați, exercită un adevărat efect compresor asupra vânturilor de vest. Pe creastă, piscurile proeminente prezintă, pe fețele de vest și nord vest, zone de rocă dezgolită, suprafețe dezagregate, neacoperite de covor vegetal. Aceste microforme de relief sunt caracteristice primăverii, într-un moment în care solul dezghețat și îmbibat cu apă oferă vântului un material foarte plastic pentru acțiune. Urmele eoliene arată indubitabil că primăvara, vântul dintre nord vest este cel mai puternic.
Un alt reper important este oferit de covorul vegetal. La limita superioară a pădurilor, exemplarele cele mai falnice de conifere prezintă o totală disimetrie a coronamentului. Coroana « în fanion » prezintă o suprafața orientată pe direcția est – sud est, fapt frecvent întâlnit în munții Bucșoiu, Coștila și în Jepi.
Vara se pot constata de asemenea disimetrii ale covorului vegetal. În punctele cele mai înalte ale platoului de altitudine, pe vârfurile rotunjite, expuse în mod egal fiecărei direcții ale vântului, apare o clară disimetrie în repartiția ariilor biogeografice. Spre nord vest, stânca goală prezintă o vegetație scundă și dură de tundră, în timp ce pe fețele sudice și sud estice, pășunea alpină este bine dezvoltată. Pe crestele cele mai înalte din nord (Țigănești, Guțanu, Bucșoiu etc), unde plantele duc o luptă continuă cu vântul, calotele vegetale caracteristice, atacate lateral de curenții eolieni care le scurmă rădăcinile, evoluează luând forma de semicercuri, deschise către nord vest, cu rădăcinile descoperite și uscate de vânt, numite de Șt. M. Stoenescu « barcane vegetale ».
Iarna, cele mai mari cantități de zăpadă se acumulează pe pantele estice și sud estice, în timp ce pe versanții vestici și nord vestici, zăpada este dură, presată și permanent viscolită. Dispunerea cornișelor de zăpadă de la marginea platoului către porțiunile de abrupt indică, de asemenea, direcția dominantă a vântului. Niciodată, nu se dezvoltă cornișe de zăpadă către versantul brănean (Guțanu, Grohotișu). Versantul brănean are puțină zăpadă în partea sa superioară (Guțan, Clincea, Ciubotea). În schimb, la bază, versantul este troienit din belșug (valea Grohotișului). Avalanșele uscate de iarnă și cele umede de primăvară pornesc în est de la creastă, iar în vest de la baza abruptului.
Pe platoul Bucegilor, este predominant vântul din sectorul vestic, ca o consecință a circulației generale a atmosferei (vârful Omu 67%). În timpul anului, cea mai mare frecvență a vânturilor de origine vestică se realizează în intervalul noiembrie-martie (peste 70%), iar cea minimă în iunie (circa 50%).
In valea Prahovei, se detașează direcțiile de nord-vest (30%), sud-est (27%) și sud (16%). Vânturile din sectorul estic au o frecvență de circa 8% (cu precădere direcția nord-est). In cadrul văii superioare a Prahovei, direcțiile dominante apar diferențiat, în funcție de forma culoarului de vale (sectoare de îngustare, bazinete de lărgire, mici sectoare depresionare etc). Partea nordică a culoarului de vale, de la obârșia sa, se află sub influenta vânturilor ce bat dinspre nord-vest și sud. În general, în sectoarele de vale, orientarea culmilor montane imprimă direcția dominantă a vânturilor. La Predeal, direcția dominantă este nord-vest – sud-est. În cursul anului, la Predeal, cea mai mare frecvență o au direcțiile dominante în noiembrie și februarie (direcția dominantă din nord-vest). Către sud, cea mai mare frecvență o are circulația orientată nord-sud, direcție ce coincide cu axul văii. Frecvența vânturilor din direcții perpendiculare pe cele dominante este neglijabilă. Circulația maselor de aer de origine sudică este limitată la o pondere de circa 15%.
Primăvara, în părțile superioare ale masivului, direcțiile dominante din timpul iernii se mai păstrează încă, cu diferența că începe să capete o amploare tot mai mare circulația vestică. Direcțiile de nord-vest devin preponderente începând cu lunile martie și aprilie, ca urmare a înaintării anticiclonului azoric către estul Europei. Ponderile acestor direcții se ridică la 50%. Instalarea circulației vestice este însoțită de creșterea cantității de precipitații și dispersia stratificației termice inverse din timpul iernii, fenomen mai
FI6.7
REGIMUL EOLIAN – PONDERI ALE DIRECȚIILOR DOMINANTE (ANUAL)
persistent în lungul sectorului propriu-zis de vale. În această perioadă, încă mai există condiții pentru invazii ale aerului de origine nordică (12%).
Prezentarea de mai sus, consacrată specificului direcțiilor vântului pe anotimpuri, ne permite să tragem concluzia că regimul vântului are un pronunțat caracter sezonier. În perioada rece predomină vânturile de nord-vest și est, în timp ce în sezonul cald se remarcă advecția aerului mai cald și umed din sud-est, îndeosebi în partea sudică a masivului.
In funcție de distribuția pe teren a efectelor eoliene de natură geomorfologică, hidrografică și biogeografică, se disting câteva sectoare în cadrul masivului Bucegi. Pantele exterioară prezintă o fizionomie asimetrică: pe versantul brănean, limita superioară a coniferelor nu depășește nicăieri altitudinea de 1 800 m, iar de la 1 700 m nu mai există formațiuni compacte de păduri. În vest, modelarea eoliană a șlefuit turnuri, forme rotunjite aerodinamice (Guțanul, valea Gaura), în timp ce pe abrupturile prahovene surpafețele de calcar și conglomerate calcaroase au un aspect rudimentar, nemodelat, colțuros. Aceste fapte arată că spațiul geografic din cele două sectoare de versant prezintă caracteristici diferite.
Căldările și văile glaciare sunt adăpostite de direcțiile dominante ale vântului, cu excepția formelor glaciare din zona Gaura – Ciubotea. Pantele din aceste două sectoare sunt albite vara de vânt, pietrele ies în evidență, solul nu este bine dezvoltat, iar iarba este rară și scundă. Aceste efecte geografice nu se remarcă în nici una dintre celelalte căldări glaciare din jurul vârfului Omu.
Pe suprafața înaltă a platoului, se semnalează numeroase pietre și stânci sculptate de vânt (« dreikantere »), pietre rotunjite, toate plasate asimetric, orientate predominant către nord vest. Marmitele eoliene sunt săpate adânc în gresie numai spre nord vest.
Calmul atmosferic – Căldările glaciare, sectoarele de văi prezintă condiții favorabile pentru persistența maselor de aer și predominarea calmului atmosferic. Este cunoscut faptul ca sectoarele de vale, mai ales cele cu dimensiuni importante, datorită legăturii pe care o creează între diferite regiuni cu caracteristici diferite (depresiunea închisă a Brașovului, în comparație cu spațiul mult mai larg al Subcarpaților Getici, valea lalomiței, între zona montană înaltă și spațiul colinar mai scund la Subcarpaților Dâmboviței) creează premise pentru canalizarea maselor de aer și «devierea» unor direcții predominante ale circulației atmosferice. Din acest punct de vedere, durata calmului atmosferic este relativ redusă și este legată de formarea inversiunilor atmosferice, mai ales în timpul iernii.
Un procent mai ridicat este înregistrat de perioadele de calm atmosferic în depresiunea de obârșie a Prahovei, în lungul văii lalomiței, mult mai adăpostite față de alte sectoare ale ariei montane. Văile principale, mai ales cele mai adâncite, prezintă un caracter de adăpost, favorabil pentru cantonarea aerului și persistența calmului atmosferic, în condiții de microclimat. În schimb, in lungul vâii Prahovei, este favorizata ventilația aerului. De asemenea, pe versanți, la altitudini mai mari, se remarcă o circulație mai activă a maselor de aer, datorită expunerii.
In perioada rece a anului, calmul înregistrează o mai mare frecvență. În cea mai mare parte a văii superioare a Prahovei, calmul atmosferic depășește 10%, în timp ce în bazinetele depresionare din lungul lalomiței, ponderea zilelor cu calm poate ajunge la peste 30%. Primăvara, circulația aerului înregistrează cea mai mare agitație, iar calmul cunoaște cele mai scăzute valori, local fiind cu 10%» mai redus decât iarna.
FRECVENTA VÂNTULUI PE DIRECTIE (1965 -2006)
VÂRFUL OMU
PREDEAL
2.8.2. Viteza vântului
La vârful Omu, media anuală a vitezei vântului este de peste 7.5 m/s. Această valoare scade sensibil către poalele masivului. Părțile superioare ale culmilor muntoase se disting printr-o circulație cvasi-permanentă a maselor de aer și, corelat cu acest fapt, o viteză medie anuală a vântului cu valori ridicate. Bazinul adâncit al lalomiței și suprafețele de versant cu expunere sudică sunt mai slab ventilate, în comparație cu văile periferice care canalizează curenții aerieni. Deplasarea generală a maselor de aer deasupra masivului se manifestă și este resimțită în mod inegal pe diferitele pante ale masivului. Cele mai reduse intensități ale vânturilor se înregistrează în depresiunea adăpostită de la Scropoasa.
Din totalul general al observațiilor meteorologice, se constată că în văile Prahovei și Dâmboviței, cea mai mare frecvență (peste 50%) o au vânturile cu intensități scăzute. Vânturile slabe și calmul atmosferic caracterizează în proporție de peste 70% climatul local. Pe culmile înalte, vânturile violente acționează cca 8 luni pe an. Vânturile de o deosebită violență (peste 8 ca tărie Belfort) reprezintă cca 20-22% din totalul observațiilor de iarnă. La vârful Omu, iarna, vânturile puternice reprezintă în medie o proporție de cca 55%, vânturile moderate 24%, adierile slabe 17%, iar timpul calm numai cca 3%. În scurta vară alpină, vânturile violente devin mai rare, oferind plantelor și microfaunei posibilitatea să-și îndeplinească ciclul biologic.
La altitudini ceva mai coborâte, pe versanții superiori ai văilor, valorile vitezei medii anuale diferă în funcție de expoziția în raport cu direcțiile dominante de circulație a maselor de aer. Acest element creează condiții de adăpost, sau, dimpotrivă, de favorizare a canalizării curenților atmosferici. La altitudini de 1600 m, pe versanții cu expunere favorabilă invaziilor de aer în sezonul rece, viteza medie anuală oscilează în jur de 6 m/s. Pe versanții adăpostiți, viteza medie anuală a vântului scade la circa 2-3 m/s.
VITEZA MEDIE A VÂNTULUI (1965 – 2006) VÂRFUL OMU
SINAIA
PREDEAL
2.8.3. Vânturile locale
Pe lângă direcțiile dominante ale circulației atmosferice, care se caracterizează printr-o mare constanță, se produc și vânturi locale, care se formează datorită perturbatiilor termice sau mecanice ce au loc în circulația generală a atmosferei, datorită caracteristicilor suprafeței active. Aceste vânturi au o amploare relativ redusă, extinzându-se, de regulă, pe suprafețe de câteva zeci de km2.
Datorită încălzirii inegale a versanților văilor din zona montană, au loc schimburi de mase de aer cu caracter ciclic. Noaptea, deplasarea maselor de aer se directionează dinspre versanții montani către părțile inferioare ale văilor, sub forma unui flux descendent, iar în timpul zilei, invers, dinspre fundul văilor către munte în mod ascendent.
Circulația locală, sub forma acestor brize de munte se resimte în mod deosebit în sectorul propriu zis al văii Prahovei. Brizele de munte (vânturile de munte-vale) se produc în tot timpul anului, fiind mai pronunțate în sezonul cald și în special în zilele senine. Intensitatea producerii acestei categorii de deplasări ale aerului se reduce simțitor odată cu creșterea nebulozității, precum și în relație cu intensificarea circulației dominante a atmosferei.
Brizele de munte-vale sunt fenomene complexe, care antrenează, ziua, convergent către culme, moleculele de aer mai cald șî mai umed din văi. Pe vârfurile înalte ele măresc nebulozitatea, oprind insolația și pot provoca furtuni puternice și averse torențiale. Existența circulației locale în Bucegi atrage așadar un șir de mici perturbații, care se resimt activ în viața montană locală.
Mișcarea locală a maselor de aer, datorată insolației diferențiate, este independentă de deplasările orizontale ale aerului generate de circulația generală a atmosferei.
CAPITOLUL III. FENOMENE ATMOSFERICE DE RISC
In funcție de particularitatile circulatiei și în conformitate cu etajarea altitudinală, se produc diverse fenomene și procese meteorologice. În sezonul rece al anului sunt frecvente în masiv fenomenele de îngheț, brumă, chiciură, polei, depuneri de gheață pe conductorii aerieni, ninsoarea, viscolul, formarea și persistența stratului de zăpadă, ceață. Frecvența, durata și intensitatea acestor fenomene climatice deosebite sunt strâns corelate cu regimul termic din timpul iernii, îndeosebi cu coborârea temperaturii în aer și la suprafața solului sub 0°C.
In sezonul cald, se produc alte fenomene și procese meteorologice deosebite, cum ar fi fenomenele de rouă, ploile torențiale, grindina, orajele s.a., pentru care cei mai importanți factori care le determină sunt temperaturile ridicate (în special atunci când temperatura depășește 25°C în aer și aproape 50°C la sol, precum și schimbarea bruscă a regimului termic ca urmare a advecțiilor de aer tropical sau oceanic.
Cunoașterea regimului fenomenelor de iarnă timpurii sau târzii (înghețuri, ninsoare, grindină etc) prezintă o mare importanță pentru activitățile turistice și economice, ca și pentru transport.
4.1.
4.2. INVERSIUNILE DE TEMPERATURĂ
Distribuția verticală a temperaturii aerului, în regiunile de munte, este influențată nu numai de altitudinea absolută, ci și de formele de relief. Cadrul morfologic provoacă o inversare totală a legii descreșterii temperaturii în înălțime (gradienți termici verticali negativi). Formele concave ale culoarelor de vale, îndeosebi a celor din sectorul montan, se impun prin trăsături morfologice specifice, care contribuie la zonalitatea verticala a
principalelor elemente climatice, cu accent deosebit asupra te,peraturii aerului. Efectul principal care se înregistrează este canalizarea maselor de aer și orientarea circulație dominante în lungul văii, precum și acumularea și stagnarea aerului rece. Mai contribuie la acest cadru genetic și caracterul circulației generale atmosferei și radiația nocturnă la nivelul suprafeței active.
Minima absolută, ca valoare record pentru întreg teritoriul țării nu s-a produs, cum era de așteptat, pe crestele înalte ale munților, ci într-o depresiune (Bod, -38.5°C la 24 ianuarie 1942). În aceeași zi, pe vârful Omu, temperatura aerului nu a coborât sub 24°C. Iarna, piscurile înalte rămân, de obicei, mai calde decât regiunile joase din nord și de la sud, situate cu cca 2000 m mai jos. Procesul este specific anotimpului de iarnă, când aerul foarte rece se stabilește în depresiuni sub forma de pânze subțiri, iară să înglobeze regiunile muntoase, care rămân astfel ca niște insule deasupra stratului de nori. Funcția de baraj a munților, forma concavă a regiunii de la nord (depresiunea Brașovului) și localizarea sa în imediata apropiere a munților, favorizează producerea inversiunilor de temperatură. Când stratul de aer rece este mai înalt, el înglobează în masa sa și nivelul trecătorilor din Carpați.
Din compararea datelor meteorologice din interiorul masivului, s-a constatat că se produc inversiuni de temperatură și în lungul văii Ialomiței. În timpul iernii, cu precădere în decembrie și ianuarie, aerul este adesea cu 10 -15 °C mai cald decât în valea Ialomiței, așezată cu cca 600 m mai jos.
Inversiunile de temperatură se remarcă și prin intensitate, diferențele termice înregistrate față de zona montană fiind foarte reduse, (de exemplu, la 14 ianuarie 1965, temperatura minimă la Predeal era de -12°C, în timp ce la vârful Omu se înregistrau 8°C).
Un fenomen caracteristic care apare în timpul inversiunilor de temperatură este producerea și persistența ceței, a cărei grosime variază în funcție de intensitatea inversiunii. Temperatura care se înregistrează dedesubtul și deasupra acestui strat despărțitor influențează și determină și natura precipitațiilor (solide sau lichide), cât și alternanța lor.
Cunoașterea frecvenței inversiunilor de temperaturi are o deosebită importanță practică, dacă avem în vedere, că în timpul lor se produc cele mai scăzute temperaturi care pot afecta culturile agricole, cât și starea de sănătate a populației concentrate în lungul axei Prahovei, și implică probleme specifice legate de difuzia noxelor poluante. Ca urmare a stagnării îndelungate a aerului rece, poluarea aerului poate atinge cote mai mari, iar dispersia noxelor este sensibil îngreunată. La aceasta se adaugă și stressul bioclimatic, cu influențe în plan bioclimatic și poate avea repercusiuni asupra valorificării turistice.
3.1 Bruma
Bruma se produce atunci când suprafața terenului scade noapte sub 0°C, iar vaporii de apă din straturile inferioare de aer se depun la suprafața solului sub formă de cristale fine de gheață.
Producerea și persistența brumei este corelată, ca și majoritatea elementelor climatice principale, de etajarea altimetrică, cât și de particularitățile locale ale suprafeței active (relief minor, vegetație, soluri etc).
In cursul anului, cele mai frecvente brume se produc în octombrie și noiembrie (4-5 zile lunar). Cele mai timpurii apar la sfârșitul lunii septembrie, iar cele mai târzii în mai, cu o frecvență destul de limitată. Formarea brumei, primăvara și toamna, destul de frecventă pe fundul văii, contribuie la accentuarea inversiunilor de temperatură. Influența pe care o are se manifestă prin efectul radiativ la nivelul solului, determinând scăderea temperaturii aerului. Brumele din aprilie și mai, deși nu sunt foarte frecvente, sunt dăunătoare culturilor agricole (compromiterea semănăturilor, distrugerea mugurilor de la pomii fructiferi).
Toamna, pășunea alpină pare un covor argintiu sub covorul întins al brumei. Din cauza grosimii, în zilele reci de toamnă, chiar și pe timp senin, stratul de brumă se topește abia în a doua parte a zilei. Adesea, stratul de brumă delimitează pe teren traseul izotermei de 0°C și localizează sectoarele microclimatice ale înghețului nocturn. Inversiunile termice din văi și sectoare depresionare sunt indicate de brumă. Condițiile optime de producere a brumei sunt întrunite cel mai frecvent în cele două epoci de tranziție termică ale anului. În unii ani, căderea timpurie a brumei determină degerarea prematură a ierbii, silind turmele să coboare de la munte. Cele mai multe zile cu brumă apar în octombrie pe culme și în noiembrie pe văi.
In valea Prahovei, se înregistrează, în medie, 20 de zile cu bruma anual, valoare care crește pe versanți, odată cu altitudinea. În partea superioară a versanților de vale, bruma este un fenomen mult mai frecvent iar zilele cu bruma ajung la peste 30. La altitudini mai mari bruma devine un element tot mai rar, deoarece pe vârfurile cele mai înalte stratul de zăpada se menține un timp îndelungat.
Sunt semnalate, în medie, circa 19 zile cu brumă la stația de la Predeal și 18 zile la stația de la Sinaia.
3.1.2. Chiciura și poleiul
Particulele foarte de apă, din compoziția ceței, răcite sub 0°C, sunt purtate de vânt și cristalizează brusc la contactul cu corpurile solide. Prin inerția deplasării, chiciura formează pene de chiciură, deosebit de atractive atunci când se formează pe ramurile arborilor. Acele fine de gheață cristalizată tapetează iarna blocurile de stâncă de pe platoul Bucegilor.
Ca și poleiul, chiciura face parte din categoria fenomenelor hidrometeorologice de iarnă. Chiciura este specifică îndeosebi văilor și depresiunilor joase ale masivului. In climatul rece specific culmilor înalte, sub influența vânturilor care acționează în cea mai mare parte a anului, chiciura se poate forma oricând în timpul anului. Pe pantele expuse vânturilor umede, suprafețele de zăpadă au un aspect spongios și tare, sub formă de solzi rezistenți. Grosimea maximă a chiciurii poate depăși 80 cm, dimensiuni care trebuie luate în considerația atunci când este vorba de construcții în zona de altitudine.
Numărul de zile cu chiciură crește proporțional cu altitudinea (circa 8-10 zile anual în zonele joase din valea Prahovei, 10-12 zile în zona mai înaltă a versanților de vale, la peste 1400 m, 176 zile cu chiciură la vârful Omu). În afara sezonului rece, tipic pentru producerea fenomenului, foarte rare sunt cazurile când se produce chiciura și în lunile martie și noiembrie.
Poleiul este un fenomen caracteristic sezonului rece. Poleiul se produce atunci când picăturile de ploaie suprarăcite ating suprafața pământului. Este un fenomen specific precipitațiilor din timpul iernii, care ajung în stare lichidă la suprafața pământului, deși temperaturile sunt negative. La atingerea solului, apa îngheață instantaneu, învăluind terenul într-un strat de gheață transparent ca sticla. Existența sa este aproape efemeră, deoarece la primele raze mai puternice ale Soarelui se topește. Persistența este dăunătoare pentru viața vegetală, precum și pentru deplasare. Stratul de polei găsește cele mai bune condiții de formare pe versanții de nord vest ai masivului.
În zona văii superioare a Prahovei se înregistrează anual câteva zile cu polei, în general cu 1-2 mai puține decât pe munții din jur, la altitudini mijlocii (1 400 – 1 600 m). Poleiul apare cel mai frecvent în luna decembrie și destul de rar în martie. La Predeal se înregistrează, în medie, 9 zile cu polei pe an. La Sinaia, numărul unor astfel de zile este mult mai limitat (1-2 zile), iar în zona înaltă se pot înregistra cea 10-12 zile cu polei.
CONCLUZII
Acest studiu nu ar fi putut căpăta conținutul pe care îl prezintă fără valoroasele repere ale studiilor climatice consacrate zonelor învecinate, care au oferit o documentare bibliografică abundentă. în comparație cu bogata bibliografie existentă, analizată în mare parte, studiul nu și-a propune doar o adaptare a părerilor, ipotezelor și elementelor acumulate din studiile respective la zona vaii Prahovei , ci a constituit o bază pentru analiza comparativă și evidențierea individualității geografice și climatice a masivului, pentru abordarea sistemică și integratoare a unei unități geografice. Numeroase observații și interpretări personale, corelațiile obținute din interpretarea datelor statistice, valorificarea unor date din alte domenii (turism, protecția mediului, geografie economică) au incercat reliefarea unor trăsături originale ale climei din zona de studiu.
Rațiunile care au sugerat studiul climatic al vaii Prahovei nu își au originea exclusiv în sursele bibliografice numeroase, ci își au originea și în necesitățile practice de corelare a părții științifice de utilitatea practică. Prezentarea tabloului climatic reală are o mare utilitate practică, dată fiind vocația turistică a zonei, intensitatea fluxurilor turistice și gradul pronunțat de antropizare a zonei montane. Principalele caracteristici climatice, reprezentate prin distribuția valorilor termice, persistența stratului de zăpadă, regimul vânturilor, regimul precipitațiilor, producerea manifestărilor orajoase, s.a. sunt elemente care sunt interesante pentru practicarea sporturilor de iarnă, pentru circulația turistică, pentru funcționarea în bune condiții a transportului pe cablu, pentru evitarea accidentelor și enimentelor tragice in zona de mare altitudine. pentru securitatea construcțiilor de pe platou etc
Principalele caractenstici climatice specifice masivului diferă vizibil de climatul general regional caracterizat de situarea latitudmală a țării noastre. Etajarea altitudinală conferă particularități aparte, iar trăsăturile locale ale reliefului (expunerea versanților, pantele) introduc un plus de complexitate. La cele mai mari altitudini se manifestă un climat extrem de rece, în care precipitațiile solide întrec, atât cantitativ cât și ca frecvență și durată pe cele lichide. Din septembrie și până spre sfârșitul lunii mai, zăpada acoperă continuu podișul și apare neregulat în restul timpului. Zăpada imprimă peisajului mai mult de 200 de zile pe an fizionomia specifică de iarnă prelungită. Expunerea largă a culmilor înalte și a platoului determină acțiunea intensă a vântului, unul dintre elementele principale care influențează pregnant peisajul local. În corelație cu frigul puternic, vânturile accentuează ariditatea climatului, cu implicații în structura covorului vegetal, care include numeroase specii xerofile. Datorită marii altitudini și poziției geografice a masivului în cadrul direcțiilor de deplasare a maselor de aer în cadrul circulației generale a atmosferei, climatul de culme prezintă o importantă influență oceanică, tocmai în anotimpul când câmpiile din ariile extracarpatice sunt acoperite de pânzele de aer anticiclonie, deci în plin regim continental.
Sectoarele circurilor glaciare și ale văilor interioare se abat de la trăsăturile tipice ale ariei montane, apropiindu-se de condițiile climatice specifice ariilor învecinate (depresiunea Brașovului și culoarul văii Prahovei). În bună măsură, sectoarele depresionare reprezintă compartimente morfologice relativ autonome. Acestea se caracterizează prin predominarea calmului atmosferic, persistența îndelungată a stratului de zăpadă în timpul iernii, frecvență mare a perioadelor de ger aspru și uscat și formarea inversiunilor de temperatură. Singura excepție este figurată de valea Izvoru Dorului, larg deschisă și puțin individualizată, cu un climat asemănător suprafețelor podișului. Datorită adăpostului, intensitatea insolației este apreciabilă vara, uneori producându-se temperaturi discordante cu etajarea climatică. Sunt întrunite condiții prielnice pentru formarea inversiunilor de temperatură și pentru formarea vânturilor locale (brizele de munte-vale).
Pantele dinspre Culoarul Rucăr-Bran prezintă un climat dinamic, cu multă umezeală și nebulozitate, în timp ce versanții văii Prahovei, beneficiază de o durată mai mare de strălucire a Soarelui, precipitații mai reduse și un calm atmosferic cu o durată mai mare. Pe suprafețele de versant se află și cele mai importante limite climatice cu reflectare în evoluția ecosistemelor: izoterma de 10°C în sezonul cald și limita înghețului în sezonul rece.
BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ
BOGDAN, Octavia (1969), Inversions de temperature dans la region situee entre Ies
Carpates et Ies Balkans, RRGGG – Geogr., 13
BOGDAN Octavia (1980), La regionalisation climatique et topoclimatique de la
Roumanie, RRGGG – Geogr., 20
BOGDAN Octavia, MIHAI Elena (1972), Amplitudinile de temperatură pe teritoriul
Carpaților Românești, în Lucr. Simp. geogr.fiz. a Carpaților, Inst. de Geografie, București.
HEPITES Șt. (1896), Clima Sinaiei, AMR, XI (1895)
MIHAI Elena (1975), Depresiunea Brașovului. Studiu climatic, Edit. Academiei, București.
MIHĂILESCU, V. (1963), Carpații sud-estici, Edit. științifică, București. NEAMU Gh., MIHAI Elena (1968), Cercetări actuale în microclimatologie și
topoclimatologie, Progr. șt., IV NEAMU Gh., MIHAI Elena, TEODOREANU Elena (1968), Unele cazuri de inversiuni termice în depresiunile intracarpatice Petroșani, Brașov și Câmpulung Moldovenesc, HGAM, XIH NEAMU Gh., TEODOREANU Elena, MIHAI Elena (1968), L 'utilisation des indices
quantitatifs et qualitatifs a l'execution des cartes topoclimatiques dans Ies
regions montagneuses (application au massifde Bucegi), Prace geogr.,
CXLIV
STOENESCU Șt. M. (1951), Clima Bucegilor, Edit. tehnică, București. TEODOREANU Elena (1979), Culoarul Rucăr-Bran. Studiu climatic și
topoclimatic, Edit. Academiei, București.
VELCEA-MICALEVICH Valeria (1961), Masivul Bucegi. Studiu geomorfologic, Edit. Academiei, București.
* * (1966), Atlasul climatologic alR.P.Române, IM, București.
* * {1912-1919), Atlas. Republica Socialistă România, secț. IV – Clima, Edit.
Academiei, București.
* * (1983), Geografia României, vol.I – Geografia fizică, Edit. Academiei, București
* * (1987), Geografia României, vol.III – Carpații Românești și Depresiunea
Transilvaniei, Edit. Academiei, București.
Copyright Notice
© Licențiada.org respectă drepturile de proprietate intelectuală și așteaptă ca toți utilizatorii să facă același lucru. Dacă consideri că un conținut de pe site încalcă drepturile tale de autor, te rugăm să trimiți o notificare DMCA.
Acest articol: Clima Sectorului Montan al Vaii Prahova (ID: 137630)
Dacă considerați că acest conținut vă încalcă drepturile de autor, vă rugăm să depuneți o cerere pe pagina noastră Copyright Takedown.