Evaluarea Riscurilor Geomorfologice Si Climatice Si a Vulnerabilitatii In Spatiul Montan Muntele Mic

LUCRARE DE DISERTAȚIE

EVALUAREA RISCURILOR GEOMORFOLOGICE ȘI CLIMATICE ȘI A VULNERABILITĂȚII ÎN SPAȚIUL MONTAN MUNTELE MIC

CUPRINS

Argument

Istoricul Cercetărilor

Repere Conceptuale și Metodologice

Repere Conceptuale

Repere Metodologice

Masivul montan Muntele Mic. Caractere generale și riscuri geomorfologice

Caractere Generale

Riscuri Geomorfologice

Altitudinea, curbura în plan și profil. Densitatea și adâncimea fragmentării

Declivitatea și orientarea versanților

Litologia și învelișul de sol

Acoperirea terenului

Morfodinamica spațiului montan

Eroziunea solului

Analiza climatului montan. Riscuri climatice.

Analiza climatului Montan

Principalii parametrii climatici

Temperatura aerului

Precipitații atmosferice

Umezelea relativă a aerului

Nebulozitatea atmosferică

Vânturile. Viteză și frecvență

Riscuri climatice în sezonul rece

Regimul termic minim. Zile de iarnă și de îngheț

Lapovița, chicurași bruma

Viteze deosebite ale vântului

Ceața

Riscuri climatice în sezonul cald

Regimul termic maxim. Zile de vară și tropicale

Cantități de precipitații deosebite: ≥0.1mm și ≥10 mm

Zile cu aversă și precipitații maxime în 24 de ore

Abateri negative și pozitve ale cantităților de precipitații pe secvențe de ani și sezoane

Grindina

Fenomenele orajoase și vijelia

Praguri deosebite ale umezelii

Zile senine și cu cer acoperit

Evaluarea vulnerabilității la deplasările în masă și avalanșe

Managementul riscului

Concluzii

Bibliografie și webografie

Argument

Pentru alegerea temei „Evaluarea riscurilor geomorfologice și climatice și a vulnerabilității în spațiul montan Muntele Mic” motivația a decurs din dorința de a evidenția individualitatea geo-morfo-climatică a masivului montan precum și a proceselor și fenomenelor ce influențează funcționalitatea peisajului.

Masivul montan Muntele Mic, prin poziția sa laterală față de culmea principală a Munților Țarcu, este cuprins între apele Bistriței Mărului, Șucu, Bratonia și Sebeș, prezentând culmi rotunjite și împădurite, ce oferă peisaje deosebite.

Prin lucrarea de față mi-am propus sa analizez problematica proceselor și fenomenelor (geomorfologice și climatice) de risc. Aceasta este structurată în 6 capitole.

Primul capitol are in vedere o trecere în revistă a studiilor geomorfologice, climatice și conexe asupra regiunii montane. Al doilea capitol constă în analiza terminologiei utilizate în studiul riscurilor și a metodelor de evaluare.

Cel de-al treilea capitol vizează prezentarea fizico-geografică a masivului montan și evidențierea proceselor geomorfologice de risc.

Capitolul patru se concentrează asupra analizei climatului montan și a riscurilor climatice având în vedere distribuția acestora pe sezoane și pe secvențe de ani.

În capitolul cinci sunt redate elemente de managamentul riscului, prin identificarea măsurile ce se impun a fi luate pentru prevenirea și reducerea efectelor fenomenelor geomorfologice și climatice.

În colectarea informațiilor necesare pentru conceperea lucrării nu am întâmpinat dificultăți mari, persoanele cu care am intrat în contact mi-au oferit materialele informative de care aveam nevoie.

Cu această ocazie țin să mulțumesc tuturor acelora care pe parcursul realizării acestei lucrări de disertație m-au susținut și îndrumat: domnului profesor universitar doctor Voiculescu Mircea, coordonatorul științific al acestei lucrări, precum și Centrului Meteorologic Banat-Crișana care mi-a pus la dispoziție datele climatice necesare analizei.

CAPITOLUL 1

Istoricul cercetarilor

Masivul Muntele Mic aparține din punct de vedere administrativ teritoriului județului Caraș-Severin, care a cunoscut de timpuriu forme autohtone de organizare social politică.

Mențiuni cu privire la teritoriul sud-vestic fac referire la perioadele Daciei sub Burebista si Decebal (Istoria României, vol I, 1983), trecerea la feudalism sub stăpânirea Imperiului Bizantin, organizarea sub format de voievodat al lui Glad-Ahtum, atestări documentare din 1233 sub banul de Severin Luca (Atlas Istoric, 1971), însemnări ale unităților Caraș și Severin reunite în 1880 sub denumirea de Caraș-Severin, separarea în județele Caraș și Severin în 1926 (Meruțiu, 1921), organizarea sub forme de raioane în 1950, respectiv reînființarea în 1968 sub județul Caraș-Severin (Sencu, Bacănaru, 1976).

Primele referiri asupra topografiei teritoriului studiat au fost consemnate în Tabula Peutingeriana (secolul III) ca și în Cosmeographia geografului anonim din Ravenna (secolul IX) în care sunt indicate drumurile romane care legau castrele de la Dierna (Orșova) prin Ad Mediam (Mehadia) și Tibiscum (Jupa-Caransebeș) de Sarmizegetusa (Popescu-Spineni, 1978).

Aspecte geografice sunt de asemenea consemnate de Marsigli (1726) precum și de Griselini (1780) care face descrieri amănunțite asupra munților din districtul Mehadiei și Caransebeșului (Boșcaiu, 1971). O serie de cercetări au fost efectuate și de Schafarzik (1899) care publică contribuții geologice privind teritoriul dintre Borlova și Poiana Mărului.

Un episod important în istoricul cercetărilor geologice întreprinse în acest masiv îl constituie elaborarea primei sinteze tectonice a Carpaților Meridionali (Murgoci, 1906), precum și sinteza privind alcătuirea petrografică și geologică a Munților Țarcu-Godeanu (Gherasi, 1937). Cea din urmă este însoțită și de o hartă geologică 1:50.000. O altă hartă geologică (1:50.000) pentru Muntele Mic a fost de asemenea realizată și publicată de Institutul de Geologie și Geofizică (Savu, Năstăseanu, Valerian, Georgescu și Horst, 1981).

În ceea ce priveste cercetările botanice, acestea se dezvoltă începând cu anul 1800 continuând cu lucrările lui Rochel (1828, 1838), completate de Grecescu (1898) prin lucrarea: Flora României. Explorarea botanică s-a intensificat mai ales în anii1940-1945 o dată cu mutarea temporară a Institutului Botanic la Timișoara (Boșcaiu, 1971).

Primele detalieri privind flora și vegetația Muntelui Mic apar sub imboldul Școlii Botanice, prin contribuțiile lui Boșcaiu (1944, respectiv 1971).

În ceea ce priveste formarea si evoluția solurilor în zona de sud vest a țării din care face parte si zona studiata remarcate se fac lucrările lui Manciulea (1938), Coteț (1973), Sârcu (1975) precum și Ianoș (1991) sau Borcean (1993).

Preocupările asupra reprezentărilor cartografice ale solurilor se materializează în cazul județului Caraș-Severin, prin studiul de detaliu și al hărții solurilor pe un plan de scara 1:100.000 (Ianoș, Gergen, 1978).

În contextul protejării terenurilor agricole s-au întreprins studii de profil, privind riscurile naturale și tehnogene în cazul terenurile agricole din Banat (Ianoș, 2006). Lucrarea a avut în vedere identificarea naturii și intensității degradărilor pe tipuri de terenuri precum și cauza vulnerabilitații.

Alte studii asupra zonei de menționat sunt cele care au vizat o delimitare mai largă, cea a județului (Subprefectura județului Caraș-Severin, 1924; Toader, 1938; Sencu, 1976; Sencu, 1983; Sencu, Băcănaru, 1976) sau o delimitare a unei unitati montane (Niculescu, Dănuț, 1990).

În ceea ce privește cercetarea climatică în Banat există unele însemnări care se referă la fenomene meteorologice deosebite (secete, inundații, încălziri sau răciri accentate) pentru perioade începând cu 1130-1618 în cronici sau date istorice care cuprindeau spații foarte mari, în care era inclus și teritoriul analizat (Topor, 1964) .

Cercetările climatologice capătă un avânt deosebit după înființarea Serviciului Meteorologic al României în anul 1884 la inițiativa savantului Ștefan Hepites. Dezvoltarea rețelei de stații meteorologice și adunarea treptată a datelor de observații au permis elaborarea unor studii de sine stătătoare precum și realizarea primei hărți climatice la scara 1:100.000, în culori, în anul 1900.

Treptat numărul stațiilor meteorologice și al posturilor pluviometrice a sporit: Caransebeș (1896), Poiana Mărului (1901), Bucova (1944), Borlova (1949), Cuntu (1956) și Vf. Țarcu (1961) (Clima RPR, I, 1962).

Lucrările care au abordat aspectele climatice și care s-au referit fie strict la spațiul Banatului, fie la teritorii mai mari au fost numeroase. Dintre acestea se pot menționa cele care au avut în vedere: seceta anului 1946 (Dissescu, 1948); regimul precipitațiilor în România (Dissescu, 1951), cu detalieri asupra particularităților acestora în jumătatea sudică a Banatului (Ghibeldea, Grigercsik, Băcanu, 1970), fenomenele orajoase (Iliescu, Stancescu, 1973), vânturile tari (Bogdan, Marculeț, 2000), caracteristicile umezelii în Carpații Meridionali (Bogdan, Dragotă, 2005), valorificarea climato-turistică în Carpații Meridionali (Zotic, 2002) și vulnerabilitatea înghețului în Carpații Româneștii (Micu, 2007), caracteristici climatice ale zonei Muntele Mic-Țarcu (Sabău, 1974).

Au existat de asemenea lucrări care s-au axat pe tema frecvenței zilelor cu diferite cantități de precipitații în Banat (Ghibedea, Grigercsik, Băcanu, 1970), în România (Stoenescu, 1961) precum și studii asupra grindinei (Bălescu, Militaru, 1964), asupra frecvenței zilelor de iarnă pe teritoriul României (Țepeș, 1970) sau asupra maximului de precipitații în 24 de ore în Carpații Meridionali (Teodoreanu, 1971).

Studiul actual al cercetărilor în domeniul precipitațiilor atmosferice cuprinde o serie de lucrări prezentate în cadrul sesiunile de comunicări care au avut loc fie la București (I.N.M.H) fie la Timișoara (până în 1978 la Institutul de Istorie-Geografie, iar din 1990 la Facultatea de Geografie).

Alte cercetări s-au făcut in domeniul climatologiei pe baza datelor stocate și ulterior prelucrate privind: zonarea parametrilor de intensitate maximă a ploilor și vântului (Tîștea, 1972), fluctuațiile de lungă durată ale cantităților de precipitații (Dincă, Pătăchie, Miha, 1978); precipitațiile atmosferice din Banat (Stanciu, 2005), precipitațiile excendentare în România (Dragotă, 2006), hazardele meteo-climatice și impactul lor asupra turismului în Carpații Meridionali (Bogdan, 2008).

Pe plan internațional, există numeroase studii și reviste de prestigiu dintre care menționăm periodicele: Journal of Risk and Uncertainty, Dordrecht, Olanda; Journal of Risk Research, Oxfordshire, Anglia; Assesment, New York, SUA; Natural Hazards, Journal of the International Society for Prevention and Mitigation of Natural Hazards, Editor T. Beer; Natural hazards and Earth Sciences. Journal of European Geosciences Union, Katlenburg-Lindau, Germania.

Interesul asupra analizei riscurilor climatice s-a materializat și în conferințe internaționale asupra riscurilor și hazardelor, dintre care menționăm: Fourth International Conference on Computer Simulation in Risk Analysis and Hazard Mitigation, 2004, Grecia; World Conference on Disaster Reduction, 2005, Kobe, Japonia; The first International Conference on Climate Change, New York, SUA, 2009; The International Disaster and Risk Conference, Davos, Elevetia, 2008; A Dynamic Approach on Accommodating Natural Hazards and Disasters in Social & Economic Infrastructure Development, Ahungalla, Sri Lanka, 2009; Conference on integrated Disaster Risk Management, Kyoto, Japonia, 2009; International Conference on Disaster Management,Honolulu, SUA, 2010; International Conference on Buillding Resilience, Kandalama, Sri Lanka, 2011; Risk-informed Disaster Management:Planning for response, Recoveryand Resilience, Brisbane, Australia, 2013; Collaboration on Effective Disaster Mitigation and Response, Indiana, SUA, 2014.

Totodată, Organizația Națiunilor Unite a elaborat o Strategie Internațională pentru diminuarea Dezastrelor. De asemenea prestigioase unități de învățământ superior sau insitIute de profil (University of Colorado, Pennsylvania State University; Centre International de Recherche sur l’Environnement de Developpement- Franța; Climate Change Comitee-SUA ) au centre de cercetare a hazardelor naturale.

CAPITOLUL 2

Repere conceptuale și metodologice

2.1 Reperilor și hazardelor, dintre care menționăm: Fourth International Conference on Computer Simulation in Risk Analysis and Hazard Mitigation, 2004, Grecia; World Conference on Disaster Reduction, 2005, Kobe, Japonia; The first International Conference on Climate Change, New York, SUA, 2009; The International Disaster and Risk Conference, Davos, Elevetia, 2008; A Dynamic Approach on Accommodating Natural Hazards and Disasters in Social & Economic Infrastructure Development, Ahungalla, Sri Lanka, 2009; Conference on integrated Disaster Risk Management, Kyoto, Japonia, 2009; International Conference on Disaster Management,Honolulu, SUA, 2010; International Conference on Buillding Resilience, Kandalama, Sri Lanka, 2011; Risk-informed Disaster Management:Planning for response, Recoveryand Resilience, Brisbane, Australia, 2013; Collaboration on Effective Disaster Mitigation and Response, Indiana, SUA, 2014.

Totodată, Organizația Națiunilor Unite a elaborat o Strategie Internațională pentru diminuarea Dezastrelor. De asemenea prestigioase unități de învățământ superior sau insitIute de profil (University of Colorado, Pennsylvania State University; Centre International de Recherche sur l’Environnement de Developpement- Franța; Climate Change Comitee-SUA ) au centre de cercetare a hazardelor naturale.

CAPITOLUL 2

Repere conceptuale și metodologice

2.1 Repere Conceptuale

În cadrul oricărui demers care are ca scop realizarea unor studii de impact, a unor planuri de amenajare teritorială, a unor planuri de răspuns pentru urgențe este necesar ca fiecare termen folosit să fie definit pentru explicarea într-un mod logic și consistent a mesajului dorit.

Noțiunile de risc, hazard, dezastru, vulnerabilitate s-au impus în problematica globală a cercetării științifice prin evoluția fenomenelor cu consecințe grave și prin dezvoltarea civilizației. Sub egida UNESCO și a ISDRO (International Strategy for Disaster Reduction Office) s-a elaborat un dicționar de termeni în limbile engleză, franceză și spaniolă (1992) cu scopul folosirii unui limbaj științific unitar, în vederea elaborării unor sinteze la nivel planetar (Grecu, 2006).

În acest dicționar hazardul este un eveniment amenințător sau probabilitatea de apariție într-o regiune și într-o perioada dată, a unui fenomen natural cu potențial distructiv (Internationaly Agreed Glossary of Basic Terms Related to Disaster Management, 1992, citat de Grecu, 2006).

Clasificarea hazardelor se poate face după următoarele criterii: caracteristici și impact; originea hazardului; fenomenul natural caracterizat drept fenomen extrem; mărimea suprafeței afectate; posibilitatea, viteza, precizia prognozei precum și frecvența într-un areal.

În același dicționar ″dezastrul este definit ca o gravă întrerupere a funcționării unei societăți, care cauzează pierderi umane, materiale și de mediu, pe care societatea afectată nu le poate depăși cu resursele proprii ″(Internationally Agreed Glossary of Basic Terms Related to Disaster Management, 1992, citat de Grecu, 2006, pp.18-19).

De asemenea vulnerabilitatea este definită ″ca fiind gradul de pierderi (de la 0% la 100%) rezultate din potențialitatea unui fenomen de a produce victime și pagube materiale iar riscul ca fiind numărul posibil de pierderi umane, persoane rănite, pagube asupra proprietăților și a întreruperii activității economice în timpul unei perioade de referință ″(Internationally Agreed Glossary of Basic Terms Related to Disaster Management, 1992, citat de Grecu, 2006, pp.19-21).

Diferitele organisme definesc vulnerabilitatea în funcție de sfera și scopul cercetării, fapt care ilustrează relativitatea conceputlui în cauză. Programul Națiunilor Unite pentru Hrana Lumii și Organizația pentru Hrană și Agricultură definesc vulnerabilitatea prin luarea în considerare a acelor factori care determină nesiguranța resurselor de hrană pentru diferite comunități.

Pe de altă parte Panelul Interguvernamental pentru Schimbări Climatice definește vulnerabilitatea ca fiind nivelul la care un anumit sistem social sau natural este capabil să susțină pagubele provocate de schimbările climatice (Grecu, 2006).

Problema definirii parametrilor morfometrici, morfografici și morfologici ce susțin comportamentul unui sistem geomorfologic de a fi ținta unei agresiuni și a agenera fenomene sau procese de risc rezidă din argumentarea proprietăților geomorfosistemelor: senzitivitatea, reziliența, fragilitatea și vulnerabilitatea.

Dacă senzitivitatea poate fi definită prin rezistența structurală și funcțională a geomorfosistenului exprimată prin eficiența conziunilor de autoreglare, reziliența reprezintă capacitatea geomorfosistenului de a-și menține integritatea structurală și funcțională în caz de perturbații. Absența răspunsului sistemului la eventualele perturbații marchează instalarea riscului (Mac, Petrea, 2001).

Fragilitatea ca și indicator rezultă din senzitivitatea geomorfosistemului corelată cu corelată cu reziliența sa, ca reacție la un anumit tip de schimbare și la mărimea acesteia, iar vulnerabilitatea exprimă indirect eficiența adaptării, respectiv gradul de reziliență al comunității potențial afectate.

Totodată, vulnerabilitatea derivă și din recunoașterea faptului că fiecare geosistem posedă susceptibilitate difertă de a înregistra daune specifice, conforme cu riscul asumat. Întrucât implică asumarea riscului, vulnerabilitatea este o noțiune centrată pe susceptibilitatea sistemelor sociale și biofizice de a suferi pagube la nivel individual si/sau colectiv (Mac, Petrea, 2001)

Riscul este definit ca reprezentând ″potențialitatea hazardului (deci a cauzei) de a produce dezastre (consecințe), sau astfel spus, reprezintă numărul posibil e pierderi umane, persoane rănite, pagube asupra proprităților și întreruperea activităților economice în timpul unei perioade de referință și într-o regiune dată, pentru un fenomen particular″ (Internationaly Agreed Glossary of Basic Terms Related to Disaster Management, 1992, citat de Grecu, 2006, pp.19-20).

Riscul a fost caracterizat prin existența a trei forme potențiale: riscul specific, elementele supuse riscului și riscul total (Moldovan, 2003).

Riscul specific (Rs) reprezintă ″gradul de pierderi asteptat, datorat unui fenomen natural particular reprezentând produsul dintre vulnerabilitate și hazardul natural, (Rs=V*H) ″ (Zavoianu, Dragomirescu,1992 citați de Moldovan, 2003, pp. 28).

Elementele supuse riscului reprezintă ″populația, clădirile și construcțiile de inginerie civilă, activitățile economice, serviciile publice, unitățile, infrastructura, supuse riscului dintr-o arie dată ″ (Crozier, 1988, citat de Moldovan, 2003, pp. 23).

Riscul total este așadar produsul dintre riscul specific (pierderile provocate în funcție de hazardul natural și gradul de vulnerabilitate) și elemente de risc (populația, clădirile, infrastructura) supuse riscului si care suportă riscul într-o arie dată (Moldovan, 2003).

Riscul prezintă însă, două componente, una reală și una subiectivă, aceasta din urmă fiind generată de nivelul de cunoaștere al societății la un anumit moment dat (Ianoș, 1994).

Ianoș (1994) considera că, în contextul realizării unui risc este mai oportună noțiunea de eveniment, iar pentru redarea unui fenomen deosebit, Mac și Petrea (2002) consideră ca și termen potrivit fenomenul extrem și nu hazardul.

Evenimentul include atât hazardul –contextul cauzal în care se poate genera un fenomen extrem-, cât și fenomenul generat. Riscul reprezintă astfel asumarea hazardului de către sistem, a carui integritate este periclitată, iar dezastrul derivă din modul în care societatea omenească reacționează la evenimente (fenomene distructive).

În sens larg se accepta trei categorii de riscuri: tehnogene, antropice; sociale; naturale, ecologice.

Sintagmele care definesc totalitatea fenomenelor extreme naturale cu impact negativ asupra populației sunt variate în literatura de specialiate sub forme precum: fenomene geografice de risc, geografia riscurilor sau riscuri naturale.

Definirea fenomenelor de risc ca fiind geografice ar justifica includerea riscurilor în preocupările științelor geografice, fiind clasificate în riscuri geomorfologice, hidrologice, climatice, biogeografice și pedogeografice. Tot în preocuparile geografiei întră și unele riscuri sociale si tehnogene (Grecu, 2006).

Riscurile datorate perturbărilor produse în atmosferă sunt denumite riscuri atmosferice sau riscuri climatice. Fenomenele atmosferice de risc pot avea impact catastrofal asupra propulației cât și materiale, pe termen scurt sau lung prin efectele asupra degradării terenurilor și implicit asupra reducerii acestora.

Relația de interdependență dintre roca-relief-sol-aer-apa-vegetație presupune o gândire sistemică asupra fenomenelor de risc. Astfel se impune o analiză de manifestare în timp și spațiu a fenomenelor atmosferice de risc precum și elaborarea de hărți ale expunerii teritoriului la anumite riscuri.

În funcție de obiectivele urmărite pot fi alese mai multe criterii de clasificare a riscurilor climatice: fenomenul declanșator, extinderea spațială a riscului, viteza de declanșare respectiv frecvența într-un anumit areal (Moldovan, 2003).

Riscurile climatice se pot clasifica după fenomenul declanșator în: riscuri termice, riscuri pluviometrice, riscuri eoliene sau riscuri provocate de fenomene atmosferice precum ceața, bruma sau chiciura; respectiv riscurile complexe.

În cazul în care avem în vedere extinderea spațială se pot deosebi riscuri climatice punctuale (care se dezvoltă și afectează suprafețe de până la 1 km. Manifestate sub forma grindinei sau ceții); riscuri climatice locale cu extinderi de până la ordinul sutelor de kilometri (precipitațiile advective și viscolul putând îmbrăca astfel de forme); riscuri climatice regionale (acoperind mai multe țări, prin valuri de căldură sau frig) și riscuri climatice globale care afectează întreaga planetă (prin schimbarea climei).

Unele fenomene atmosferice se declanșează rapid și evoluează dinamic, altele se instalează lent și persistă mai mult timp într-un areal. Adoptarea unor măsuri de reducere a consecințelor negative este mai dificilă în cazul în care fenomene de declanșează rapid.

În funcție de frecvența într-un anumit areal riscurile pot îmbrăca forme de la permanente la întamplătoare.

Riscurile climatice în special cele pluviometrice pot declanșa la rândul lor, alte riscuri: hidrologice, geomorfologice, pedologice sau ecologice.

Dintre elemente avute in vedere in conturarea analizei zonei Muntele Mic descriem următoarele:

Temperaturile extreme (maxime și minime) se manifestă și pot fi interpretate ca risc din prisma probabilității atingerii unor valori care depășesc limitele de toleranță ale structurilor social-economice.

Vor fi analizate valorile termice caracteristice sezoanelor cald și rece, pe luni de interes, pe anotimpuri, respectiv pe perioade de ani (1960-1999, 1999-2007) pentru identificarea evoluției temporale.

Aversele de ploaie sunt căderi mari de precipitații în timp relativ scurt, apariția și stingerea lor are loc aproape instantaneu. Aversele de ploaie pot produce inundații, iar cele de zăpadă pot avea urmări negative asupra activităților economice.

Umezealea relativă a aerului (R) exprimă raportul dintre tensiunea parțială sau reală a vasporilor de apă din aer (e) și tensiunea de saturație a acestora (E) corespunzătoare temperaturii de evaporare la un moment dat, exprimat în procente, constituind un indicator important pentru caracterizarea regimului climatic al unei regiuni, R=(e/E)x100% (Grecu, 2006).

Valorile extreme (excesive sau deficitare) ale umezelii, influențează în mod negativ starea învelișului biotic precum și unele activități economice de transporturi, construcții.

Spre exemplu, umezeala relativă ridicată poate afecta procesul de conservare și depozitare al produselor animale sau vegetale, favorizând formarea mucegaiurilor unor culturi; în timp ce valorile foarte scăzute ale umezelii relative corelate cu temperaturi foarte ridicate conduc la o dezhidratare bruscă, la dificultăți în creșterea și dezvoltarea plantelor, la fenomene de uscăciune precum și la inconfort locuitorilor (Clima RPR, I, 1962).

Excesul de umiditate este un risc climatic posibil în orice anotimp din an, provenit atât din ploi cât și din ninsori bogate, provocate de caracteristicile circulației atmosferice. Astfel se vor analiza frecvența, intensitatea și perioada de revenire a anilor ploioși respectiv secetoși pentru intervalul 1960-1999 pentru 6 stații, respectiv 1999-2007 pentru 3 stații. Corelarea valorilor pluviometrice cu valorile termice se impune ca necesitate în aprecierea unor riscuri climatice.

Vântul se poate manifesta ca factor de risc în situația înregistrării unor valori foarte mari, îndeosebi cu caracter pulsatoriu, care pot aduce pagube diferitelor obiective economice. S-a urmărit regimul vântului, în vederea determinării frecvenței valorilor care depășesc valorile prag stabilite în funcție de vulnerabilitatea diferitelor elemente de mediu.

Vijelia ca fenomen meteorologic se carcaterizează prin variații bruște ale direcției și vitezei vântului pe perioadse scurte de timp, cu o creștere rapidă a presiunii atmosferice și umezelii relative, însoțită de averse și de fenomene orajoase (Moldovan, Croitoru, 1999).

Secetele sunt fenomene atmosferice de risc complexe, datorate reducerii sau absenței precipitațiilor, caracterizate printr-un deficit de umezeală în aer sol și prin creșteri parțiale ale evapotranspirației potențiale (Grecu, 2006).

Grindina se formează prin înghețarea apei suprarăcite din nori având dimensiuni de 5-50 mm. Media diametrului este in general sub 10 mm, căderile de grindină producând mari pagube materiale.

Înghețul și gerul se constitutie elemente de risc în regiunile în care valorile le depășesc pe cele medii, afectând culturile agricole, în special pomicultura și viticultura, dar și cu efect asupra populației prin starea de disconfort creată sau prin efectul negativ asupa cardiacilor (Teodoreanu, 2002).

Bruma, chiciura și poleiul sunt depuneri de ghiață sub diferite forme care afecteză în special activitățile economice cum ar fi transporturile, pomicultura sau viticultura.

Bruma este depunerea de cristale de ghiață sub formă de solzi sau ace pe suprafața solului, în nopțile cu temperaturi scăzute de primavară, toamană sau iarnă, prin sublimarea vaporilor de apă din aer.

Chiciura este o depunere formată din granule de ghiață care se formează prin sublimarea vaporilor de apă de pe obiectele din natură (arbori, conductori, fire), pe timp calm, cu ceață și temperaturi coborâte.

Poleiul este o ghiață omognă și tranparentă rezultată din înghețarea picăturilor de ploaie și depunerea pe sufrafețe de circa 0 grade.

Ceața se datorează cristelor fine de ghiață care se gasesc în atmosferă și care se caracterizează prin reducerea vizibilității la sub 1 km în stratul de aer de la sub 2 m înălțime. În cele mai multe situații creează dificultăți în transporturile terestre (Moldovan, 2003).

Stratul de zăpadă reprezintă expresia consacrată a căderilor de zăpadă iar analiza amănunțită a acestuia se va face decadal pentru întregul interval de manifestare. Data de apariție, de formare și data de dispariție a stratului de zăpadă sunt direct influențate de mai mulți factori: valoarea altitudinală, frecvența ninsorilor, de expoziția versanților, vânturile dominante și nu în ultimul rând de existența covorului vegetal.

La fel ca și în cazul înghețului și al brumei, intervalele de risc asociate stratului de zăpadă sunt reprezentate de intervalul riscului de toamnă, cuprins între data celui mai timpuriu strat de zăpadă și data medie a primei ninsori, respectiv intervalul riscului de primăvară, extins între data medie a ultimei ninsori și data celui mai târziu strat de zăpadă (Moldovan, 2003).

În cazul ninsorilor abundente, care formează un strat gros de zăpadă, acestea pot creea probleme în desfășurarea normala a activităților pe diferite tipuri de transporturi.

La latitudini medii, formarea stratului de zăpadă în extrasezon poate dăuna grav agriculturii, în timp ce în zonele montane creează premisele pentru declanșarea avalanșelor. Totodată zăpada abundentă reprezintă un risc potențial pentru apariția inundațiilor, în contextul topirii sale bruște, în cazul încălzirii masive a vremii, mai ales dacă solul este saturat cu apă încă din etapa premergătoare a formării stratului respectiv (Bogdan, Niculescu, 1992).

Prezentarea fenomenelor de risc gemorfic cu cele de degradare a solurilor este justificată de relația de interdependență care există între aceste fenomene. De altfel, marea majoritate a fenomenelor geomorfice vizează și calitatea solului. În sens restrâns, fenomenele geomorfice de risc sunt doar acelea care se referă la modificările formei de relief. De exemplu, eroziunea hidrică pe versanți care degradează solul, iar sărăturarea solului depinde de caracteristicile reliefului.

Riscul geomorfic reprezintă ansamblul de amenințări datorate proceselor care conduc la modificarea caracteristicilor suprafeței terestre și care au impact negativ asupra populației, procese exprimate calitativ și cantitativ. Exista astfel un risc geomorfic în natură și un risc pentru societate. Ambele pot afecta populația în diferite grade atât direct cât și indirect prin dereglărire induse mediului de subzistență (Grecu, 2006).

Procesele geomorfologice care acționează în domeniul versantului urmăresc componenta gravitațională dată de energia potențială, iar agenții în funcție de care se definesc procesele sunt: apa, ghiața și aerul. În consecință vom avea două mari categorii de procese responsabile de modelarea versanților: deplasările gravitaționale și procesele erozionale.

Ca și terminologie, un versant se definește ca o suprafață cu o înclinare mai mare de 2-3⁰ și care face racordulîntre interfluvii sau creste și liniile de drenaj adiacente. Evoluția versanților este o funcție directă a condițiilor morfoclimatice și a litologiei, dar înclinarea este proprietatea principală.

Cea mai larg acceptată clasificare, citată de marea majoritate a tratatelor de geomorfologie se bazează pe tipul mișcării (alunecare, curgere și elevație (heave), pe viteza mișcării și pe conținutul de apă (materiale uscate din rocă sau materiale pământoase cu variate proporții de ghiață și apă).

Astfel, procesele de mișcare în masă care acționează în domeniul versantului sunt creep-ul (de sol, de rocă, încovoierea capetelor de strate); alunecările de teren (translaționale, rotaționale), surpările, prăbușirile, rostogolirile; curgerile (avalanșele de sfărâmături, solifluxiunea, curgerile de pământ, curgerile noroioase) (Rădoane, Dumitru, Ichim, 2001).

Pe lângă procesele gravitaționale, sistemul geomorfologic al versanților este supus acțiunii apelor meteorice. Astfel, procesele geomorfologice care au ca agent apa sunt: pluviodenudația, eroziunea în suprafață, eroziunea de subsuprafață și eroziunea liniară (Rădoane, Dumitru, Ichim, 2001).

Modelarea suprafeței terenului sub acțiunea ploii stă sub incidența mărimii picăturilor și vitezei de cădere a acestora, reunite, compunând agresivitatea ploilor. Pluviodenudarea este determinată de rezistența solului și de cantitatea, intensitatea și durata ploilor.

Eroziunea în suprafață este îndeplinită de scurgerea ne concentrată, exercitată pelicular pe întreaga suprafață a versantului.Solurile sunt cele mai afecate de acest proces, cantități de material care provin îndeosebi din orizontul fertil fiind transportate la baza versantului.

Circulația de subsuprafață a apei are loc sub formă difuză (ca o pânză de apă ce se infiltrează printr-un mediu poros) respectiv liniară, ca o curgere de-a lungul unor crăpături, pori sau direcții de stratificație, gropi de animale, rădăcini de plante.

Prin modul de manifestare, eroziunea liniară, creează la nivelul versanților o serie de forme de relif, prin care are loc scurgerea surplusului de apă provenită din precipitații. Prin conlucrarea lor pe suprafața unui verdant, formele de erziune liniară (șiroiri, rigole. Ogașe, ravene, torenți), compun formațiunea de modelare torențială.

Riscurile hidrice reprezintă ansamblu de amenințări asupra populației, bunurilor acesteia și a mediului datorate proceselor hidrice, respectiv a apei de la suprafața pământului. Cea mai mare parte a proceselor hidrice este strâns legată și determinată de cele atmosferice sau geomorfice.

2.2 Metode

Studierea oricărui eveniment extrem poate oferi date in plus în vederea unei bune prevederi și combateri a unor fenomene în viitor. Un astfel de studiu trebuie sa răspundă la câteva întrebări: ce s-a produs? (fenomenul), de ce? (cauzele), unde? (localizarea), când? (plasarea în timp), cum? (formele de manifestare), cât a costat? (consecințele) și ce urmează? (perspectivele) .

În evaluarea riscurilor naturale se disting două direcții importante: metodele cantitative și metodele calitative. Metodele cantitative care se bazează pe analiza datelor statistice din care derivă informații cu caracter numeric asupra riscurilor naturale. Evaluarea riscului are în vedere modelarea numerică a caracteristicilor fenomenelor, rezultatele acesteia estimând vulnerabilitatea elementelor la risc și delimitând arealele expuse la risc.

Metodele calitative folosesc calificative pentru aprecierea probabilității, adesea însoțite de exprimări procentuale ale șanselor de apariție sau producere a unui fenomen.

Complexitatea problematicii legate de reprezentarea riscului, varietatea fenomenelor cu acest caracter, a metodelor de reprezentare și a legendelor au condiționat alături de importanța practică, o grupare pe mai multe tipuri și subtipuri.

Principalele criterii de clasificare sunt aceleași ca pentru clasificarea tuturor harților: după conținut (hărți parțiale de risc-pentru diverse fenomene, respectiv hărți generale de risc – ale expunerii la risc a tututor terenurilor dintr-un areal limitat); după metoda de reprezentare (hărți în metoda arealelor și fondului calitativ, metoda semnelor convenționale, în hașuri, metode combinate, cu bază satelitară și fotogrammetrică); în funcție de scara de reprezentare (scări mari, medii și mici), respectiv în funcție de aplicabilitatea practică (hărți informative, hărți și planuri în amenajarea teritoriului și în proiectele de construcții).

Analiza riscurilor climatice se efectuează pe baza unor informații specifice, pe care, în funcție de originea lor le putem grupa în următoarele categorii de: date provenite din măsurători la stațiile meteorologice, date provenite din imagini satelitare și date obținute din alte surse (documente istorice, dendrocronologie, etc.).

Cercetarea fenomenelor geografice de risc presupune mai multe etape importante în elaborarea finală a hărților de risc: sistematizarea și titpizarea tuturor fenomenelor de risc, cunoașterea factorilor de risc, găsirea unui sistem unic de măsurări, stabilirea unor criterii si parametrii de apreciere,alegerea nivelului admisibil al riscului și elaborarea hărții riscului prin mijloace și modele de cartografiere (Grecu, 1997).

Evaluarea hazardului presupune calcularea probabilitații spațiale (susceptibilitate) și a probabilitații temporale (ocurența temporală), la care se adaugă și o a treia componentă – magnitudinea (Guzzetti, Carra, Reinchbach, 1999, citați de Dordea, 2008).

Susceptibilitatea exprimă predispunerea unui areal de a fi afectat de anumite fenomene climatice si geomorfice. Evaluarea acesteia se bazează pe cunoașterea fenomenelor analizate, a factorilor pregătitori, potențiali și declanșatori.

În lucrarea de față sunt determinate și analizate din punct de vedere spațial tendințele și anomaliile termice ale temperaturilor maxime și minime lunare, precum și tendințele cantităților maxime de precipitații lichide și solide, lunare, anuale și având în vedere sezonalitatea. De asemenea s-au avut în vedere aspectele privind frecvența și viteza vântului, dar și analiza fenomenului de grindină și vijelie.

În realizarea analizei se impun pe langa datele climatice următoarele: datele spațiale care se referă la poziția și caracteristicile grafice ale entităților geografice (formă, poziție) pe glob și în România, ce apar sub formă digitală; și date non-spațiale care se referă la atributele entităților grafice și care sunt înregistrate sub formă tabelară.

Formele de reprezentare a datelor spațiale sunt: structura raster și structura vector. Structura raster reprezintă o imagine numerică stocată sub forma unei matrice de valori. Acesta se bazează pe descompunerea hărții într-o rețea de celule fundamentale egale ca dimensiuni, cu forme regulate, cunoscute sub denumirea de pixeli. Fiecare pixel este caracterizat prin date ce indică poziția matematică (număr coloană și număr linie) și o valoare numerică, ce indică valoarea altitudinală, de pantă, reflectanță, corespunzătoare suprafeței de teren pe care o reprezintă.

Structura vector are ca principală caracteristică definirea entităților spațiale prin coordonate reale, acestea fiind continue și nu discrete, ca în cazul rasterului, oferind o mare precizie. Aceasta structură se bazează pe schematizarea și reprezentarea lumii reale prin intermediul unor elemente specifice: punctul, linia și poligonul (Irimuș, Vescan, Man, 2005).

Punctul este o unitate elementară fără dimensiuni și suprafață, diferențiindu-se de pixelul din structura raster. În cadrul sistemului informatic punctul este înregistrat într-un tabel ce conține informații referitoare la numărul său de ordine și la coordonatele din sistemul de referință ales. Este utilizat în reprezentarea spațială a unor fenomene punctuale (distribuția posturilor pluviometrice, hidrologice).

Linia reprezintă elementul cu o singură dimensiune (lungimea) și care poate fi alcătuită dintr-un singur sau mai multe segmente. Stocarea elementelor liniare presupune înregistrarea coordonatelor capetelor de de segmente. Sunt folosite în reprezentarea rețeleor hidrografice, a cărilor de comunicație, a utilităților.

Poligonul este un element cu două dimensiuni. În cazul acestuia începutul și sfârșitul liniei coincid, spațiul delimitat reprezentând aria elemetului. Sunt folosite pentru hărțile geologice, pedologice, arealo-geografice.

Pentru stocarea informației de tip atribut și legarea acesteia de informația spațială vectorială este necesară proiectarea unei baze de date speciale. Bazele de date sunt structuri de fișiere organizate într-o colecție ce permite o mai bună gestionare a bazelor de date.

Prelucrând cantitativ și calitativ informațiile spațiale deținute (prin interpolări, filtrări sau analize spatiale complexe), se pot efectua reprezentări cartografice și informatice prin date și entități georeferențiate și geocodificate, în scopul descifrării distribuției acestora în spațiu și al identificării de noi informații pentru diverse utilități practice.

Etapele de lucru ale analizei zonei avute în vedere se pot sintetiza astfel: documentarea din bibliografia de specialitate, colectarea datelor primare pentru introducerea lor în sistem: hărți topografice (1:25.000), modelul numeric al terenului (cu o rezoluție de 30 m), modul de acoperie al terenului, hărți geologice și hărți de sol, imagini satelitare, date climatice și hidrologice, referitoare la starea mediului, privind rețeaua de utilități și cea a căilor de comunicație), obținerea de hărți tematice și prelucrarea acestora pentru evaluarea vulnerabilității.

Se vor analiza în mod deosebit modelele distribuției temperaturilor medii anuale, ale precipitațiilor precum și evoluția în timp a modelelor de utilizare a terenurilor.

Hărțile de risc la fenomenele climatice și geomorfice evaluează costurile anuale apărute ca urmare a distrugerilor cauzate de anumite evenimente. Harta de risc combină informațiile probabilistice ale unei hărți de hazard cu analiza opoziției patrimoniului local la posibilele evenimente.

În evaluarea eroziunii solului pot fi luate în considerare diverse abordări, una dintre acestea fiind utilizarea modelării matematice. Unul dintre cele mai des utilizate modele este modelul USLE (Universal Soil Loss Ecuation) dezvoltat de Wischmeir & Smith, 1978. Modelul a fost realizat pe baza determinării experimentale pe parcele mici de teren și se adresează modelării eroziunii (Mihaiescu, Man, Oncu, 2004).

Se vor analiza deasemenea arealele care prezintă vulnerabilitate la alunecările în masă prin utilizarea convertirii (raster –vector), a reclasificării pe clase de interes cu oferirea de indici. Elementele obținute vor fi suprapuse (Raster calculator-ArcGis) și corelate cu elementele umane (cladiri și rețele rutiere) pentru identificarea arealelor cu risc. Aceeași procedură va putea fi folosită și pentru identificarea arealelor cu risc de avalanșe.

Prin utilizarea hărților tematice ale diferitelor elemente climatice se vor putea identifica și arealele sensibile climatic pe sezoane.

Pe plan internațional și național, elaborarea studiilor privind impactul riscurilor hidro-climatice asupra ecosisemelor naturale necesită metode de cercetare aplicativă, modele statistice și de predicție (INSTAT, CERES, AFRCWHEAT 2, WOFOST, STICS).

CAPITOLUL 3

Masivul montan Muntele Mic. Caractere generale și riscuri geomorfologice.

3.1 Caractere generale.

Arealul studiat, zona masivului Muntele Mic, situat în extremitatea nord-estică a județului Caraș-Severin cuprinde din punct de vedere administrativ urmatoarele comune: Turnu-Ruieni, Zavoi, Obreja, Glimboca, Bolvașnița și localitatea Oțelul Rosu (fig.1).

Din punct de vedere fizico – geografic masivul Muntele Mic face parte din compartimentul nord-vestic al grupei Retezat Godeanu, alături de Masivul Țarcu, Masivul Baicu, Masivul Bloju, Munții Poiana Înaltă, Munții Pleșa și Munții Bistriței.

Masivul Muntele Mic are o poziție laterală față de culmea principală a Munților Țarcu, fiind cuprins între Bistrița Mărului, Șucu, Bratonia și Izvoarele Sebeșului Mare.

Din punct de vedere al acumulărilor cu apă, de menționat este barajul Poiana Mărului. Acesta este amplasat pe râul Bistra Mărului la cca. 6 km amonte de localitatea Măru (comuna Zavoi), lucrare hidrotehnică este accesibilă prin drumul DJ683 care leagă stațiunea turistică Poiana Mărului de orașul Oțelul Roșu.

Suprafața colectoare în secțiunea amplasamentului este de 204 km2, debitul mediu al acestuia fiind de 5.8 m3/sec. Amplasamentul barajului este impus de morfologia zonei, distanța redusă dintre versanți și panta morfologică a acestora, fiind construit din aroncament cu nucleu de argilă (Planul de analiză și acoperire a Riscurilor al județului Caraș-Severin, 2013).

În partea de vest pantele repezi domină culmile scunde, îndreptate spre Depresiunea Caransebeș. Creștetul său ușor bombat, rest al suprafeței de netezire Borăscu atinge 1802 m.

Accesul către masiv se face atât prin intermediul drumului european-E70 care se desfășoară în apropierea orașului Caransebeș, drumurilor județene (DJ608C, DJ608A, DJ683), drumului național DN68 în apropiere de Oțelul Roșu, precum și a numeroase drumuri comunale, drumuri forestiere sau poteci turistice. De menționat este de asemenea și rețeaua feroviară care se află în apropierea masivului montan.

Fig. 1. Poziția geografică a Masivului Muntele Mic

Dintre localitățile aflate la baza masivului se remarcă: Mal, Măgura, Var, Dalci, Cioleni, Turnu Ruieni și Borlova (fig.2).

Datorită altitudinii sale mai reduse Muntele Mic este împădurit în bună parte, legătura cu Masivul Țarcu făcându-se prin Culmea Jigoriei.

Muntele Mic reprezintă un martor izolat al platformei Borăscu, constituit din granite și ai căruri versanți sunt drenați radiar de văile Sebeșului, Șucului și Bistrei Mărului (fig.3).

Masivul montan Muntele Mic se înscrie în clasa de altitudini între 263 și 1802 m, crescând dinspre nord, nord-vest, către sud, sud-est. Dintre altitudinile remarcabile menționăm: 702 m (Cioaca Pietroasei), 957 m (Culmea Măgurii), 685.5 m (Cucuiul lui Mareș), 1271.1 m Cioaca Orlia, 1162.4 (Vf. Maurului), 1801.5 (Muntele Mic) și 1407.1 Vărateca Mare (fig.4).

Așadar o analiză cantitativ-calitativă a reliefului reprezintă una dintre operațiile elementare pentru caracterizarea geomorfologică a Muntelui Mic. Pentru început vom avea în vedere organizarea hipsometrică, curbura în plan și profil, densitatea și adâncimea reliefului, geodeclivitatea și orientarea pantelor. La acestea se vor adăuga analiza asupra învelișului de sol, trăsăturilor geologice și modului de acoperire a terenului.

3.2 Riscuri geomorfologice.

Evenimentele naturale extreme pot reprezenta riscuri pentru societate dacă depășesc capacitatea de răspuns a comunităților locale ori regionale, fiind necesar să se identifice procesul și aria/ariile instabile, cauzele precum și mecanismele de declanșare a acestora.

Prin urmare, perceperea riscului presupune și managementul acestuia într-un proces unitar de analiză și de proiecție teritorială a efectelor prin intermediul hărților de risc.

Cartografierea riscului geomorfologic presupune din start identificarea factorilor, agenților și condițiilor potențiale de a genera o discontinuitate (vulnerabilitate) în comunitatea umană (hazard), ce pot fi traduse prin pierderi umane și materiale (risc).

Astfel riscul geomorfologic este indisolubil legat de vulnerabilitatea sistemelor geomorfologice la un anumit tip de impact natural ori antropic, vulnerabilitatea sistemului geomorfologic, indiferent de natura sau mărimea sa , fiind definită prin capacitatea acestuia de a fi afectat în urma unui hazard.

Prin poziționarea geografică a județului Caraș-Severin (din care face parte și arealul de studiu), acesta se grefează pe un areal caracterizat de de un potențial seism ridicat având ca sursă generatoare a cutremurelor un complicat sistem de falii activate cu intermitență,

Fig.2. Localitațile și rețeaua rutieră și feroviară din zona Masivului Muntele Mic

Fig.3. Rețea hidrografică din zona Masivului Muntele Mic

Fig. 4. Harta hipsometrică a masivului montan Muntele Mic

care este propriu zonei de sud-vest a țării, mișcările telurice din aceasta zonă fiind încadrate în categoria cutremurelor bănățene.

Pentru spațiul montan Muntele Mic cel mai recent a fost in anul 2005 (12 februarie) cu o magnitudine locala de 4.2. la o adancime de 21 km. Cutremurele, în totalitatea lor au focare cu adâncime mică, iar intensitățile maxime de gradul VIII MM, cu zone epicentrale reduse ca suprafețe, cu intensități de manigestare care scad rapid și cu perioade de revenire inconstante (Schema cu riscurile teritoriale din zona de competență, 2014).

3.2.1 Altitudinea, curbura în profil și plan. Densitatea și adâncimea fragmentării.

Din punct de vedere al repartiției treptelor hipsometrice se remarcă dominanța treptei între 700 și 1200m (cu aproximativ 93 de km2) urmată de treapta ≤700 m (cu o suprafață de 89 km2), cele mai mici suprafețe fiind ocupate de altitudini intre 1200-1700 (39 km2) și doar 2.3 km2 pentru altitudini ≥ 1700 m.

Harta curburii în plan evidențiază sectoarele de scurgere divergentă (valori negative) și convergentă (valori pozitive), fiind o cuantificare a gradului de curbură în plan orizontal, exprimat de schimbarea orientării terenului (aspectului). Pentru arealul de studiu valorile se încadrează între -2.5 și 3(fig.5).

Harta curburii în profil este deosebit de importantă deoarece determină care sunt suprafețele convexe și care sunt cele concave. Pe versanții convecși se va manifesta o scurgere accelerată (marcată de valori negative), iar pe cei concavi de o scurgere decelerată (valori pozitive).Valoarea maximă este de 3.3 pe cand minima 4.2(fig.6). Cele două hărți au fost realizate cu ajutorul modului Spatial Analist/Surface din ArcGis.

Adâncimea fragmentării reliefului (energia de relief) reprezintă una dintre caracteristicile esențiale ale reliefului, deoarece împreună cu gradul de înclinare al versanților și densitatea fragmentării indica fidel gradul de evoluție al acestuia, precum și intensitatea proceselor morfodinamice actuale.

Se obține prin calcule simple ca fiind diferența dintre altitudinea maximă și altitudinea minimă dintr-o anumită suprafață. În cazul în care se face raportarea diferenței la suprafața totală a unității geomorfologice se obține atunci energia de relief majoră (pentru Muntele Mic valoarea acesteia fiind 6.8m/km2), iar dacă raportarea se face la o unitate de 1km2 atunci se obține enegia de relif minoră.

Fig.5. Harta curburii în plan pentru Muntele Mic

Fig.6. Harta curburii în profil pentru Muntele Mic

Pentru zona Muntele Mic s-a folosit energia de relief raportată la o suprafață de 1 km2. S-a utilizat funcția Block Statistics cu introducerea modelului altitudinal al terenului cu rezoluția de 30m (pentru calculul minimului și maximului aferent), din modulul Spatial Analist/Neighborhood, din programul ArcGis. Ulterior s-a procedat la diferența dintre cele două fișiere raster create cu ajutorul Raster Calculator din Spatial Analist.

Adâncimea fragmentării variază de la câțiva metri la aproximativ 600 m. Cele mai mici valori se înregistrează spre poalele muntelui (sub 150m/km2), crescând către partea central-estică a masivului. Valori de peste 300 de m/km2 au fost calculate pe direcția Măgura Măgulicica- Cioaca Indului, pe direcția Cioaca Orlia-Vf. Maurului, dar și în extremitatea sudică a masivului (fig.7).

Fragmentarea reliefului de către rețeaua de văi conduce la împărțirea suprafețelor interfluviale și de versant în suprafețe de ordin inferior a căror extindere e mai redusă. Gradul de fragmentare în suprafață a reliefului se exprimă prin densitatea fragmentării – un indicator care se obține prin raportarea lungimii rețelei de văi (cu caracter permanent și temporar rezultând densitatea totală, iar daca se raportează doar la văile cu caracter temporar se obține densitatea fragmentării torențiale) la suprafața ocupată, măsurându-se în km/km2 (Costea, 2011).

Pentru zona de studiu s-au extras (digitizat) de pe harta topografică 1:25000, rețeaua de râuri permanente și nepermanente. Pentru calcularea densitătii totale s-au folosit modulele Intersect din Spatial Analyst Tools, Dissolve din Management Tools, urmată de calcularea cu Calculate Geometry a lungimii râurilor, respectiv aplicarea funcției Join care adaugă valorile aferente lungimilor râurilor fiecărui pătrat (poligon) din rețea. Pentru creearea unei rețele de pătrate (cu latura de 1km) se poate folosi opțiunea din Block Statistics/Spatial Analist, urmată de convertirea din format raster in format vector sau modulul HawthTools/Sampling Tools.

Cele mai mari valori ale densității (≥ 3km/km2)se înregistrează în partea centrală a masivului, pe direcția Vf.Bătrânului-Cioaca Orlia-Cucuiul lui Mareș-Dealul Pleșa, valori mai reduse fiind în partea sud-stică și partea nord-vestică (fig.8).

3.2.2 Expoziția și orientarea versanților

Prin declivitate se înțelege gradul de înclinare al suprafețelor formelor de relief. Versanții realizează acordul unor suprafețe cvasiorizontale de la suprafața terestră și prezintă forme și grade de înclinare diferite, valorile lor extreme constituindu-se în

Fig.7. Harta adâncimii fragmentării pentru Muntele Mic

Fig.8. Harta densității fragmentării pentru Muntele Mic

elemente indicatoare ale unei evoluții criticce (Costea, 2011). Pentru determinarea pantelor în Muntele Mic s-a folosit modulul 3D Analysis/Surface Analyst/Slope.

Pantele din masivul montan Muntele Mic (fig.9) se înscriu între 0 și 55.3 grade, întreaga suprafață a acestuia fiind ocupată după cum urmează:

Cea mai mică suprafață (3%) este ocupată de pantele care depășesc 35 de grade (în partea central, central-estică ( în zona Cracul Băloiu-Scorilei și Clanțul Boborâții) și sudică (între zona Culmea Sbagului și zona Cracului Răsturnat).

Cea mai mare suprafață (44%) este ocupată de pantele între 15-250, urmată de 33 % pentru suprafața pantelor sub 150 în partea nord, nord-vest a masivului montan dar și în zona Complexului Turistic Muntele Mic, respectiv suprafața (20%) a zonelor cu declivitate între 25-350 . Cel mai mic procent este deținut de suprafețe cu pante ≥ 350(Tabelul 1).

Tabelul 1. Suprafața pe clase de pantă (în km și procentual).

Expoziția versanților reprezintă expunerea acestora față de punctele cardinale de care variază acțiunea radiației solare directe asupra suprafeței active. Prin urmare aceasta joacă un rol deosebit de important nu numai prin modul de desfășurare al proceselor geomorfologice dar și în formarea topoclimatelor, solurilor și dezvoltarea vegetației (Tabelul 4).

Tabelul 4. Ocuparea suprafeței în km și procential pe clase de versanți

In arealul Muntele Mic (fig.10), versanții semi-însoriți și însoriți (S și NV arealului) dețin ponderi relativ egale asemănătoare cu cei umbriți și semi-umbriți (în zona N-NV și SE), doar 0.01% fiind suprafețe cvasiorizontale.

Pentru Muntele Mic se remarcă o asimetrie a proceselor și fenomenelor climatice pe cei doi versanți, sudici și nordici, determinată de fețele expuse și adăpostite în raport cu tipul de circulație în cauză.

Pe versanții însoriți și semi-însoriți ciclurile de de ingheț, dezgheț sunt mai frecvente, dezagregarea este mai intensă, dar și procesele pedogenetice și solifluxinile. Pe

Fig.9. Harta declivității în masivul montan Muntele

Fig.10. Harta expoziției versanților în masivul montan Muntele Mic

de altă parte, versanții umbriți și semi-umbriți se caracterizează prin umiditate ridicată, strat de zăpadă cu durată mai mare, eroziune torențială puternică

3.2.3 Litologia și învelișul de sol

Din punct de vedere structural, Muntelui Mic îi corespunde două unități bine definite: Authtonul Danubian și Pânza Getică. Autohtonul danubian, în cea mai mare parte este constituit din formațiuni cristalofiliene și formațiuni magmatice corespunzând mai multor cicluri tectonico-magmatice care s-au desfășurat în timpuri prealpine. La acestea se adaugă formațiuni sedimentare. Primele, în structura actuală alcătuiesc masivele cristaline, formațiunile sedimentare fiind învelișul acestora.

O importanță deosebită o au și elementele pânzei getice care s-a individualizat ca unitate structurală a Carpaților Meridionali la sfârșitul Creaticului, în timpul distrofismului laramic (fig. 11).

Versantul sudic al masivului Muntele Mic este ocupat de formațiuni atribuite seriei de Barnița cu șisturi clorit-albitice. Cu aceste tipuri de roci am întrat în zona învelișului masivelor cristaline a autohtonului danubian (date Harta geologică L-34-93-D, 1981).

Înșeuarea dintre Muntele Mic și Cuntu și anume zona superioară a pârâurilor Craiu și Cuntu fiind ocupată de formațiunea vulcanogenă sedimentară, jurasică a domeniul danubian cu gresii și argile negre asociate cu spilite, keratofire și tufuri bazice.

Pentru Munții Țarcu, ca parte a formațiunilor cristalofiene ale autohtonului danubian, granitoidele apar sub forma unor corpuri de dimensiuni considerabile. Pentru zona avută în vedere, corpul intrusiv Muntele Mic formează masivul cu același nume, situat în partea de vest a Munților Țarcu, în apropiere de fruntea șariajului getic.

Acesta are are o dispoziție în evantai și apare alungit în direcția NE-SV, urmărind o structură anticlinală faliată. Plutonul Muntele Mic este alcătuit în principal din granite, granodiorite și diorite cuarțifere, cu structură porfică și textură gnaisică. La acestea se adaugă rocile migmatice formate prin acțiunea soluțiilor migmatice asupra învelișului cristalin.

În Munții Țarcu, la Poiana Mărului (în extremitatea nord–estică și sud-estică ) se întâlnesc roci foarte asemănătoare ca litofacies cu cele din seria de Tulișa, șisturi grafițiose cu intercalații de arcoz, cuarțitice și sericitoase (Mutihac, Ionesi, 1974).

Fig.11. Harta geologică a Masivului Muntele Mic

Fig.12. Harta solurilor din Masivului Muntele Mic

La vest de corpul intrusiv Muntele Mic găsim formațiuni cristaline din seria de Măru. Formațiunea este reprezentată de ortoamfibolite și gnaise amfibolitice. Totodată pe zone reduse își fac apariția și magmatite arterice și gnaise cuarto-feldspatice.

Spre vest, se defășoară zona ocupată de pânza getică. Elementele întâlnite sunt micașisturile și paragnaise, precum și paragnaise cu biotit, muscovit și silimanit, respectiv paragnaise cuarțitice în solzul de Turnu Ruieni.

În sfârșit, cele mai tinere formațiuni geologice sunt reprezentate prin depuneri deluviale reprezentate prin argile amestecate cu pietrișuri în zonele de contact morfologic aparținând Depresiunii Caransebeș-Mehadia precum și în zona râului Bitrița Mărului.

Învelișul de sol al masivului Muntele Mic este rezultatul evoluției continue, ciclice și concomitente a proceselor pedogenetice și pedologice acesta fiind format într-un climat umed și răcoros, sub influența unei vegetații arborescente (păduri de foioase, mixte și conifere) și pajiști subalpine (fig.12).

Pentru Muntele Mic, districambosolurile din clasa cambisolurilor, se regăsesc în 71% din suprafață, urmat de cel al spodisolurilor, cu tipul de prepodzol tipic (13%), luvosoluri (cu subtipurile de luvosol tipic și albic stagnic cu 6.8%), districambosoluri prespodice (4.7%) din clasa cambisolurilor, respectiv aluviosoluri entice (3.9%) din clasa aluviosoluri (Florea, Muntean, 2012).

3.2.4 Acoperirea terenului

În ceea ce privește acoperirea terenului în Muntele Mic (fig.13) aceasta este de aproximativ 69.3% cu păduri de foioase, urmată de păduri mixte (11.5%), păduri de conifere (9%), pajiști naturale (5.1%), zone culturi complexe (2.1%), livezi (1.2%), alte modalități de acoperire (terenuri complexe, spații discontinue și acumulări de apă) cu 3.1%, respectiv zone de tranziție cu arbuști sub 1%.

Fig.13. Modelul de acoperire al terenului in Muntele Mic

3.2. 5 Morfodinamica în Muntele Mic

Morfodinamica Muntelui Mic este determinată de modul cum o serie de parametrii naturali și antropici, determină sau influențează dinamica și modul de acțiune al agenților modelatori.

Acesti parametrii sunt diferențiați spațial și datorită ecartului altimetric (1538 m) în care se situează Muntele Mic dar și datorită caracterelor geologice și geomorfologice specifice spațiului montan. Pentru analiza potențialului morfodinamic au fost luate in considerare carcaterele litologice, ale pantelor, ale hipsometriei și acoperirii terenului la care s-a adaugat orientarea versanților.

Materializarea acestei analize s-a realizata prin accordarea unui puntaj fiecărui element luat în calcul și a stat la baza hărții de potențial morfodinamic. Atribuirea de valori cu ordine de mărimi diferite fiecărui factor morfodinamic are ca avantaj selectarea celor mai favorabile areale de producere a unor procese geomorfologice. Aceasta s-a făcut crescător, de la parametri ce reprezentau potențial morfodinamic scăzut, spre cei care au potențial morfodinamic ridicat.

Se obțin astfel indici conform formulei generalizate (Mihai, 2005):

Sp=∑Fm/n, Fm= ∑(L, P, H, At, Ov), unde Sp=indicele de potențial morfodinamic (sumă de valori atribuite pixelilor), N=numărul de factori morfodinamici introduci în analiză, Fm=valorile algebrice asociate factorilor morfodinamici obținute prin reclasificări succesive de pixele pe baza condițiilor specifice din teren (litologie, pantă, hipsometrie, acoperire a terenului, orientare a versanților).

Litologia a fost analizată prin prisma modului în care diferite tipuri de roci răspund la acțiunea agenților externi. Astfel au fost clasificate roci începând cu granitoide, calcare cristaline (care au cea mai mare rezistență acțiunea agenților externi) până la pietrișuri, nispuri și conglomerate, cele mai dinamice.

Înclinarea versanților variază de la sub 3o până la 550, fiecărei clase din cele discutate anterior atribuindu-se un punctaj, de la terenuri moderat înclinate (sub 150), la foarte puternic înclinate (peste 350). În cazul altitudinilor se mențin clasele prezentate.

Acoperirea terenurilor este un aspect deosebit în acest areal, unde se pot delimita în primul rând arealele împădurite care oferă o puternică stabilitate a versanților la acțiunea agenților modelatori, urmate de cele de pajiști și pășuni, respectiv de spații discontinue și livezi respectiv terenuri complexe și stancării a căror stabilitate în fața agenților externi se diminuează.

Orientarea versanților impune in morfodinamică o diferențiere nord-sud a manifestărilor proceselor actuale, datorită susceptabilității mai mare a versanților cu expunere însorită la eroziune hidrică.

După suprapunerea indicilor rezultați în ArcGis prin modulul Raster Calculator, din analiza acestor hărți a rezultat o hartă a potențialului morfodinamic (fig.14) în care au fost delimitate 4 categorii de suprafețe în funcție de rezistența la acțiunea agenților morfodinamici.

Cele mai mari suprafețe (60% din suprafață) sunt ocupate de suprafețe cu un potențial morfodinamic mic, cu pante reduse sub 250, cu o frecvență mai mare pentru pantele sub 150. Se dezvoltă în areale cu strat geologic format din amfibolite, micașisturi și paragnaise și granitoide, în cadrul pădurii de foioase dar și cu suprafețe mici sub pădurile de conifere și mixte.

Arealele cu potențial morfodinamic (29% din suprafață) se remarcă pe intregul cuprins montan, cu concentrare mai mare în partea central-estică și central sudică, la altitudini de peste 1600 de m, pe substrat de conglomerate, formațiuni vulcanogen- sedimentară atât pe pante sub 150 cât și între 25-35o, în zone cu păduri mixte și de conifere.

Cu doar 10% din suprafața totală, arealele cu potențial morfodinamic ridicat, se dezvoltă în cadrul pajiștilor naturale și pădurile de mixte, adesea pe pante reduse, sub gresii conglomerate și argile, respectiv filite și șisturi verzi tufogene.

Arealele cu potențial morfodinamic foarte ridicat ocupă doar 1% din suprafața Muntelui Mic, în zone cu pante peste 350, între 1200 și 1700m, în zona Culmea Jigoriei, între zona Complexului Muntele Mic și Plaiu Mare.

În aces context cu ceamai mare vulnerabilitate în cazuri extreme ar fi drumurile ce duc spre Vf.Muntele Mic precum și celelalte care duc spre masiv respectiv clădirile construite din zonă, de la cele de la marginea masivului și în mod deosebit la cele din zona Vf. Muntele Mic..

3.2.6 Eroziunea solului

Întrucât eroziunea este un fenomen cu o variabilitate în timp și spațiu, ca urmare a variabilității factorilor care concură la producerea ei, evaluarea acesteia trebuie să aibă în vedere atât acțiunea combinată și coroborarea acestor factori, cât și scopul în care se realizează cuantificarea acestui proces. Evaluarea eroziunii anuale este utilă în planificarea teritorială și în luarea unor măsuri de amenajare durabilă și în lucrări de îmbunătățire funciară (Costea, 2012).

Fig.14. Harta potențialui morfodinamic în Muntele Mic

Oricare ar fi scara de analiză și metoda de evaluare, cuantificarea eroziunii trebuie să țină cont de principalii factoricare intercaționează și care stau la baza procesului: relieful, climatul, cuvertura vegetală, intervențiile antropice și lucrările de întreținere a acestora.

Deoarece orice proces, inclusiv cel de eroziune poate fi exprimat cu ajutorul relațiilor matematice, coroborat cu multitudinea de studii experimentale și cu instrumentele moderne, s-au creat de-a lungul timpului mai multe modele:empirice, conceptuale și fizice.

Având în vedere datele de care dispun eroziunea va fi tratată cu ajutorul modulului U.S.L.E. respectiv cu versiunea revizuită a acestuia R.U.S.L.E.

Eroziunea solului este estimată cu ajutorul următoarei ecuații: A=RxKxLSxC, unde A=pierderea medie anuală de sol (t ha/an), R=erozivitatea pluvială, K=factor de erodabilitate al solului; LS=factor de relief dependent de lungimea și înclinația pantei și C=factorul de vegetație.

Erozivitatea este abilitatea potențială a unui proces de a acauza eroziune sau forța cu care ploaia imprimă o anumită intensitate procesului de eroziune.

Pe baza datelor obținute de la stațiile meteorologice reprezentative pentru regiunile geografice ale României, folosind criteriul uniformității intensităților ploilor pe toată durata lor, un colectiv de cercetători de la ICPA București (Moțoc și colab, 1975) a realizat regionarea erozivității pluviale care poate fi aplicată ca și coeficient de multiplicare în formula de calcul a pierderii medii anuale de sol.

Acest indicator este folosit și astăzi de cercetătorii români (Mureșan, Pleșa, 1992; Patriche, 2004; Bilașco și colab., 2009) din cauza dificultății de obținere a datelor climatice. Pentru arealul studiat, Muntele Mic, coeficient este de 0.16.

Erodabilitatea este însușirea solului de a fi mai ușor sau mai greu supus eroziunii. Aceasta poate depinde de caracteristicile fizice și chimice ale solului si de tipurile de utilizare a terenurrilor, precum și de măsurile de îmbunătățiri funciare.

Pentru Muntele Mic, solurile aparțin la 4 clase de erodabilitate, începând cu k=0.1 pentru solurile cu cea mai mare rezistență șa eroziune până la k=0.9 la solurile cu cea mai mare predispoziție la eroziune (fig.15). Harta a fost obținuta prin atribuirea de valori fiecărui tip de sol și convertirea din format vector în raster pentru a putea fi folosită la finalizarea formulei din modului Raster calculator din ArcGis.

Lungimea pantei (slope lenght) consttituie un indice al caracteristicilor suprafeșei topografice care cumulează doi indicatori geomorfologici deosebit de importanți în scurgerea de versant și anume panta și lungimea versantului. Acest indice este utilizat în ajustarea ratei de eroziune în ecuația universală a eroziunii solului (Wischmeier, Smith, 1978) revizuită (RUSLE) (Renard et al, 1996, Lee et al, 2006).

Factorul LS poate fi calculat pe baza modelului digital de elevație și pe baza unei hărți intermediare a acumulării scurgerii (flow accumulation). Utilizând modulul Spatial Analist și instrumentul de pantă (slope) se va calcula declivitatea terenului (S) în grade Calculul final (fig.16) se realizează utilizând Spatial Analist/Raster calculator după formula propusă de Mitasova et al. (1996): Pow ([FlowAcc] * 30/22.1, 0.6) * Pow(Sin([Slope] * 0.017) /0.09, 1.3).

Factorul C indică efectul vegetației, al tipului și gradului de acoperire, influența tipului de gestiune și a lucrărilor conservative asupra pierderii de sol. Pentru Muntele Mic factorului C i-au fost atribuite valori asemeănătoare cu cele întâlnite în literatura de specialitate (Wischmeier, Smith, 1978; Grecu, Comănescu ,1998; Lee et al., 2006), cu valorile cele mai mici pentru pădure , iar cele mai mari pentru livezi și terenuri complexe (fig.17).

În ArcMap, prin Raster calculator este posibilă determinarea relațiilor geografice dintre diferișii factori ai ecuației pentur eroziunea solului, care se regăsesc pe strate diferite. Prin operațiunea de overlay, care peremite suprapunere, unirea și realizarea de operații matematice după algoritmul stabilit, se va obține harta eroziunii pentru fiecare celulă a imaginii raster (fig.18).

Pentru zona Muntele Mic avem astfel 5 nivele de eroziune având in vederea cantitatea de sol erodată anual, valorile cele mai mici înregistrându-se în arealele împădurite, iar cele mai mari valori pe interfluvii, pe suprafețe extinse cu vegetație ierboasă, talvegurile văilor apărând ca linii de concentrare a cantității de sol erodat, fapt ce corespunde cu observația că acestea reprezintăcanale de eroziune liniară.

Valori ridicate ale eroziunii se pot identifica și în zonele în care predomină livezile respectiv terenurile complexe, pe pante cu valori ridicate.

Fig.15. Erodabilitatea solului în Muntele Mic

Fig.16. Factorul topografic pentru Muntele Mic

Fig.17 Factorul C (de vegetație) în Muntele Mic

Fig.18. Cantitatea anuală de sol erodat în Muntele Mic

Capitolul 4

Analiza climatului montan. Riscuri Climatice.

4.1 Analiza climatului montan.

Poziția Masivului montan Muntele Mic în partea estică a Carpaților Maridionali, orientarea și altitudinile sunt numai câteva aspecte care influențează evident carcateristicile climatice ale acestuia.

Importante pentru definirea atributelor climatice ale masivul studiat sunt: radiația solară, circulația generală a atmosferei și caracteristicile suprafeței active.

Radiația solară constituie principalul factor genetic al climei, sursă de energie declanșatoare a numeroase fenomene și procese climatice în Muntele Mic, în deosebit pe versanții sudici.

Întrucât numărul de stații radiometrice este redus (sunt doar 9 în România) se utlizează formule de calcul precum Savinoc-Anstrong, întocmită de Țîștea (1961) pentru a realiza modelări ale distribuției valorilor radiației globale sau formula Anstrong (Ciocoiu,1976), respectiv formula lui Brichmbaut (Buiuc, 1984).

O viziune de ansamblu o dă și Harta radiației Solare globale, medie anuală convertită în Mj/m2 (Bogdan, 2008).

Având în vedere zona de studiu, există unele asemănări între datele consultate: în harta realizată de Țîștea (1961), Muntele Mic înregistrează în partea de nord între 100-115kcal/m2, respectiv sub 100 kcal/m2 în restul teritoriului, iar în date calculate de Ciocoiu (1976) la Caransebeș se estimează 104.69 kcal/cm2 pe când la Țarcu 89.18 kcal/cm2 (Clima RPR, I, 1962).

Per ansamblu valorile vor scădea o dată cu creșterea altitudinii, având însă în vedere și specificul local.

La specificul climatic al Masivului Muntele Mic concură și circulația generală a atmosferei ca cel de-al doilea factor genetic al climei. Succesiunea stărilor de vreme și climă este astfel rezultatul a patru centrii principali ai circulației aerului în stratele inferioare ale atmosferei circulația vestică, circulația polară, circulația tropicală și circulația de blocare (Geografia României, I, 1983).

Fiecare dintre aceste tipuri de circulație a aerului are mai multe variante în funcție de poziția și intensitatea sistemelor barice (cicloni și anticicloni), care le generează și influențează permanent.

Principalii centrii care pompează mase de aer cu diferite caracteristici peste teritoriul Muntelui Mic sunt aceiași ca pentru întreaga țară. Dintre aceștia cei mai importanți sunt: Anticiclonul Azoric, Depresiunea Islandeză și Ciclonii Mediteraneeni(Geografia Romaniei I. Geografie Fizică, 1983).

Anticiclonul Azoric, de origine dinamică care împreună cu Depresiunea Islandeză alcătuiesc Oscilația Nord-Atlantică cu care acționează în contratimp, pompând aer maritim, resimțite mai ales pe versanții vestici, nord-vestici și nordici, determinând o umezeală relativă a aerului mai mare și precipitații mai bogate decât pe versanții opuși (sudici, sud-estici și estici). Anticiclonul Azoric acționează în dublu sens: pe de o parte antrenând ciclonii oaceanici corespunzători de maximul pluviometric principal la începutul verii, iar pe de altă pompează mase de aer uscat din nordul Africii atunci când migrează spre sud, determinând temperaturi maximie, absențaprecipitațiilor și fenomene de uscăciune și secetă.

Ciclonii Mediteraneeni se formează în bazinul de vest al Mării mediterane și evoluează spre este atrași de bazinul Mării Negre. Teritoriul montan avut în vedere poate fi afectat de acești cicloni din mai multe direcții, deoarece aceștia evoluează pe diverse traiectorii.

În sezonul cald când ciclonii se centrează deasupra Transilvaniei, își fac apariția aversele puternice în Maramurel, Banat, Crișana și uneori în vestul Olteniei, în strânsă legătură cu activitatea frontului rece.

În situația în care ciclonii mediteraneeni intră peste Câmpia Transilvaniei și Munții Banatului venind dinspre Belgrad, traversează Transilvania și Moldova, determinând precipitații bogate.

Spre deosebire de jumătatea caldă a anului, când predomină numeric ciclonii născuți desupra Mării Mediterane, în jumătatea rece a anului, ciclonii cei mai numeroși sunt cei formați prin ondularea frontului polar aparținând depresiunii islandeze, care ajung și peste regiunea de studiu.

Între ciclonii mediteraneeni autrntici și cei dezvoltați în talvegul depresiunii islandeze, sunt deosebiri legate de valoarea presiunii, primii atingând 990-1015 mb, pe când celalți doar 970-980 mb.

Ceilalți centrii barici au o influență mai mică asupra României și implicit asupra Banatului, menționând între aceștia anticiclonul scandinav, care determină schimbări bruște și importante ale aspectului vremii, având o frecvență mai mare vara, când este responsabil de înghețurile târzii și cele timpurii. Anticiclonul groenlandez are și el o frecvență mai mare vara cu aceleași efecte.

Anticiclonul nord-african transportă aer cald tropical, însoțit uneori de praf și numai rareori se încarcă cu umezeală când traversează bazinul Mării Negre, cauzând mare instabilitate termică, cu fenomene orajoase în sudul și sud-vestul țării, chiar și în anotimpul rece.

Celelalte caracteristici ale suprafeței active (vegetația, solurile, bazinele de apă, suprafețele fară vegetație) influențează clima, acționând concomitent, corelându-se și condinționându-se reciproc.

Ca și domeniu, climatologia a beneficiat și beneficiază consistent de pe urma aplicării metodelor statistice, permițând aprofundarea unor domenii precum cartografierea digitală a elementelor climatice și explicarea cantitativ-calitativă a distribuției spațiale a acestora, explicarea în timp a elementelor climatice cu efectuarea de prognoze.

În cazul Muntelui Mic pentru analiza spațială a a elementeleor climatice și a riscurilor aferente s-au folosit atât metode determinste cât și metode probabiliste în funcție de disponibilitatea în setul de date.

4.1.1 Principalii parametrii climatici

Specificul climei din zona de studiu este bine reliefat de regimul principalelor elemente climatice și anume: temperatura aerului, precipitațiile atmosferice, ninsoarea și stratul de zăpadă, umezeala, vântul și nebulozitatea atmosferică.

4.1.1.1 Temperatura aerului

Întrucât dispunem doar de 3 seturi de date (de la 3 stații meteorologice) vom utiliza doar metoda determinstă prin regresia liniară ca modalitate de reprezentare grafică și cartografică a distribuției spațiale a temperaturilor.

Principalele aspecte care caracterizează temperatura aerului sunt: temperatura medie anuală, temperatura medie lunară (în mod deosebit pentru lunile extreme-iulie, ianuarie) respectiv temperaturi minime și maxime.

Pentru teritorul studiat, temperatura medie anuală pentru intervalul 1961-1999 (fig.19) înregistrează variații între -0.70 la Vf. Țarcu și 9.60 la Caransebeș.

Fig.19. Corelația temperaturii medii multianuale cu altitudinea.

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana ).

În ceea ce privește temperaturile medii pe sezoane (secvența de ani 1961-1999), acestea sunt ≥ 3.50C pentru sezonul cald la toate stațiile, respectiv sub aceasta valoarea pentru sezonul rece.

În ceea ce privește temperaturile minime, în sezonul rece, temperatura (negativă pentru toate cele 3 stații) este ≤ -80C, pe când în sezonul cald doar la Vf.Țarcu se înregistreaza temperaturi negative (-4.60C).

Referindu-ne la temperaturile maxime înregistrate pe sezoane valorile sunt în 60C (Vf.Țarcu) și 160C (Caransebeș) pentru sezonul rece, respectiv peste 120 (VȚarcu) în sezonul cald.

Asemănător, aceleasi concluzii se pot emite și pentru secevența de ani 2000-2007, când se poate remarca o creștere ușoară (0.30C) a temperaturilor medii pentru cele două sezoane.

Analiza de regresie presupune cuantificarea relațiilor dintre una sau mai multe variabile independente și o variabilă dependentă. Cuantificarea relațiilor cauzale poate fi analizată prin ecuații liniare. Aceste ecuații au o proprietate comună, aceea de a minimiza suma pătratelor ecarturilor dintre valorile reale și predictate ale variabilei dependente, minimizând varianța reziduală (Patriche, 2009).

Ecuația rezultată (la care se poate observa o bună corelare între altitudine și valori-cu R2 de 0.99) a fost utilizată în modulul Raster Calculator (ArcGis), pentru reprezentarea cartografică a distribuției temperaturii medii anuale în spațiul Muntele Mic (fig.20).

Fig.20. Distribuția temperaturii medii anuale în masivul MunteleMic

Corelația cu altitudinea arată că dependent de caracteristicile locale, gradienții se diferențiază pe verticală. Între 241 si 1456 m gradientul este de aproximativ 0.50/100 de m altitudine, acesta crescând ușor către 0.650C/100 de m altitudine după 1456 m.

În cursul anului, temperatura înregistrează două momente importante și anume minimul anual din cea mai rece lună a anului (ianuarie) și maximul anual, din cea mai caldă lună a anului (iulie) (Tabelul 3).

Tabelul 3. Temperatura medie lunară și anuală

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Trecerea de la valori negative la valori pozitive se face începând cu luna aprilie pentru stațiile Caransebeș și Cuntu și abia începând cu luna mai și la stația Vf. Țarcu. În ceea ce privește trecerea de la valori pozitive la valori negative, primele se înregistrează la stația Țarcu, în luna noiembrie, urmate de Cuntu în luna decembrie și Caransebeș în luna ianuarie.

De asemenea durata intervalului cu temperaturi medii lunare pozitive variază pe verticală, reducându-se treptat pe măsură ce altitudinea crește. Astfel la Caransebeș se înregistrează 11 luni cu temperaturi pozitive, 8 luni la stația Cuntu și doar 6 luni la stația Vf. Țarcu.

În spațiul studiat cea mai rece lună a anului este luna ianuarie (cu temperaturi negative pentru cele 3 stații avute în vedere) (fig.21). Distribuția temperaturii medii a lunii ianuarie se poate observa în figura 22 pentru spațiul montan Muntele Mic.

Fig.22. Distribuția temperaturii medii în luna ianurie pentru Muntele Mic

O dată cu creșterea altitudinii diferența de temperatură dintre luna februarie și ianuarie devine foarte mică (Tabelul 4). Creșteri însemnate ale temperaturii se înregistrează între lunile aprilie/martie, respectiv mai /aprilie, scăderi (între 30și 60C) înregistrându-se începând cu luna septembrie.

Tabelul 4. Diferențe interlunare ale temperaturii medii ale aerului

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana )

Comparativ cu secvența de ani 1961-1999, pentru anii 2000-2007 se poate observa că temperatura medie anuală se menține negativă la Vf. Țarcu, și în preajma acelorași valori pentru Caransebeș (unde este mai mare cu aproximativ 1.40C) și Cuntu (unde creșterea este doar de 0.60C) (Tabelul 6).

Tabelul 5. Temperatura medie lunară și anuală pentru perioada 2000-2007

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana )

În ceea ce privește cea mai caldă lună a anului, aceasta este luna iulie (pentru ambele intervale de ani), urmată la diferențe reduse de luna august. Distrubuția temperaturii lunii iulie poate fi observată în figura 24.

Fig.23 Corelația temperaturii medie a lunii iulie cu altitudinea

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Fig.24. Distribuția temperaturii medii a lunii iulie în Muntele Mic

4.1.1.2 Precipitatiile atmosferice

Precipitațiile atmosferice constituie unul dintre parametrii climatici de cea mai mare importanță teoretică constituind o verigă de bază a circulației apei în natură, dar și practică constituind o rezervă de umiditate a solului, de alimentare a râurilor, a covorului vegetal, de refacere a acviferelor subterane ca și de modelare a versanților, determinând numeroase abateri în evoluția peisajelor geografice locale (Geografia Fizică a României, I, 1983).

În asemenea situații precipitațiile au caracter de risc manifestat în special prin inundații și procese de eroziune. Totodată precipitațiile atmosferice prezintă o mare variabilitate, atât în timp cât și în spațiu, fiind dependente de regimul nebulozității.

Pentru arealul studiat vom avea în vedere 6 stații pentru analiza precipitațiilor atmosferice și anume: Caransebeș (241 m altitudine), Borlova (350 de m altitudine), Bucova (650 de m altitudine), Poiana Mărului (750 de m altitudine), Cuntu (1456 m altitudine) și Vf. Țarcu (2180 m altitudine).

Pentru modelarea cartografică a distribuției precipitațiilor vom folosi atât metode deterministe cât și metode geostatistice, estimarea valorilor necunoscute aflate între valori cunoscute realizându-se prin interpolare.

Principiu de bază al interpolării spațiale este sinonim cu prima lege a Geografiei, formulată de Waldo Tobler, care menșionează că între toate lucurile există o anumită legătură, aceatsa fiind mai puternică între cele mai apropiate decât între cele aflate la distanșe mai mari. Proprietatea prin care se stabilește gradul de legătură între lucrurile apropiate și cele depărtate poartă numele de autocorelare spațială.

Interpolarea prin distanța invers proporțională (IDW) este o metodă de interpolare deterministă care se bazează pe legea amintită anterior (a lui Waldo Tobler). Pentru a prezice o valoare pentru o locație nemăsurată, IDW pleacă de la premisa că valorile măsurate au o influență locală invers proporțională cu distanța. Suprafața calculată de IDW este dependentă de valoarea unei puteri și de strategia de căutare a punctelor vecine.

Alături de IDW, dintre metodele determinste mai amintim: interpolarea polinomială globală (potrivită pentru suprafețele care își schimbă forma încet și gradual), interpolarea polinomială locală (care definește mai multe polinoame, fiecare în limitele suprapunerii cu cele învecinate) și funcții radiale de baze (folosite pentru calcularea de suprafețe netede pornind de la un număr mare de date).

Sub denumirea de kriging sunt cunoscute mai multe metode de interpolare spațială, dezvoltate inițial în cadrul geologiei pentru analiza spațială a zăcămintelor aurifere motiv pentru care acestea sunt denumite și metode geostatistice (Patriche, 2009).

Metoda Kriging permite interpolarea unei variabile dintre locația sa și punctele din vecinătate ținând cont de contribuția diferită a acestora, fiind deosebit de flexibilă și permițând o varietate de rezultate. Există mai multe tipuri de kriging: ordinar (cu o singura variabilă, fiecare valoare este tratată individual), simplu (foloseste media ponderată întregului set de date), universal (presupune că variația valorii este dependentă de setul de date, de un component aleator corelat și o eroare reziduală) și co-kriging (are în vedere mai multe variabile luând în considerare autocorelația și cross-corelația dintre fiecare variabilă) (Patriche, 2009).

Analizând datele precipitațiilor (anuale și pe sezoane) se poate observa acestea dispun de o distribuție relativ normală cu o tendință de creștere o data cu altitudinea (excepție făcând doar Cuntu și Vf.Țarcu în sezonul rece unde se remarcă o scădere a cantităților de precipitații.

Maximul pluviometric lunar se înregistrează în luna iunie și corespunde intensificării activității Ciclonilor Oceanici și fronturilor atmosferice specifice circulației de vest (fig.25).

Fig. 25 Variația cantităților de precipitaliilor medii lunare multianuale la stațiile Caransebeș, Borlova, Bucova, Poaina Mărului, Cuntu și Vf.Țarcu

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Chiar dacă luna maximului pluviometric este aceeași și cantitățile depășesc la toate stațiile 100 mm, acestea variază începând cu 104mm (la Caransebeș), 124.6-133 mm (pentru Bucova, Borlova și Poiana Mărului), 148.5 mm (pentru Vf.Țarcu) până la 167mm (pentru Cuntu) ) (Tabelul 6).

Tabelul 6 Cantitațile medii lunare multianuale (mm)

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Minimul pluviometric se produce de asemenea în luna martie la toate stațiile valoric putând fi împărțit: între 40 -50 mm la Caransebeș și Bucova, respectiv între 50-55 mm la Vf.Țarcu, Cuntu, Borlova și Poiana Mărului.

Astfel în arealul analizat precipitațiile variază de la 766.2 la 1553.5 mm/an. În sezonul cald (lunile IV-IX) (Tabelul 7) cantitățile de precipitații însumează în regiunea studiată aproximativ 61% din valorile anuale, excepție făcând stațiile Cuntu cu 66.9% și Vf.Țarcu cu 65.2% (Fig.26)

Tabelul 7. Cantități medii pe sezoane și anuale

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana

Cantitățile medii de precipitatții ale sezonului rece (lunile X-III), însumează aproximativ 1/3 din media anuală, în această perioadă predominând precipitațiile solide.Analizând repartiția precipitațiilor corelate cu altitudinea (fig.27) se poate observa că precipitațiile cresc o data cu altitudinea, dar cea mai mare cantitate de precipitații nu se înregistrează totuși la Vf.Țarcu ci la Cuntu datorită condițiilor de circulație atmosferică (vestică și submediteraneană) și a particularităților locale de relief care favorizează un prim nivel de condensare sub 1500 de m în partea sud-estică a Muntelui Mic (fig.28). În cazul precipitațiilor pe sezoane (rece și cald) se pot observa figurile 29 și 30.

Fig.26 Cantitatea medie de precipitații multianuale pe sezoane la stațiile Caransebeș, Borlova, Bucova, Poiana Mărului, Cuntu și Vf.Țarcu

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Fig.27 Variația cantităților de precipitațiilor medii anuale, pentru sezonul rece și sezonul cald raportate la altitudine

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Cele mai vizibile creșteri ale gradienților pluviometrici verticali sunt la altitudini inferioare, în timp ce, cu creșterea altitudinii se reduc, în ertajul alpin, cantitățile de precipitații find mai mici, comparativ cu nivelul optim ce condensare.

Comparând IDW cu Kriging ordinar se poate observa că prima reușește să surprindă mai bine specificul local al precipitațiilor (fig.31).

Fig.28. Distribuția precipitațiilor medii anuale în Muntele Mic

Fig.29. Distribuția precipitațiilor medii în sezonul cald în Muntele Mic

Fig.30. Distribuția precipitațiilor în sezonul rece în Muntele Mic

Fig.31. Comparație între interpolarea IDW (stânga) și Kriging Ordinar (dreapta) pentru precipitații medii anuale in Muntele Mic

Repartiția cantităților de precipitații pe anotimpuri scoate în evidență cele mai mari valori vara, peste 1/3 din întreaga cantitate (excepție făcând stația Borlova unde se înregistrează doar 24% și stațiile Cuntu și Vf.Țarcu unde depăsesc 40% ).

Următorul anotimp cu cele mai mari cantități din punct de vedere procentual este primăvara, urmat de toamnă și iarnă (Tabelul 8).

Tabelul 8 Variația precipitațiilor medii în mm și % pe anotimpuri

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Precipitațiile lichide apar în tot timpul anului, numărul maxim de zile înregistrându-se în lunile mai și iunie (între 12 și 17.9 zile pe lună, la Țarcu și Cuntu evidențiindu-se câte 17.9/17.5 zile) iar minimul fiind în lunile ianuarie și februarie (Tabelul 9).

Tabelul 9 Variația lunară și anuală a numărului mediu de zile cu precipitații lichide

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Precipitațiile solide aparțin sezonului rece și se produc în lunile X-IV pentru aproape toate stațiile (excepție fac Borlova și Poiana Mărului unde numărul de zile cu precipitații solide se prelungește și în luna mai, respectiv la Cuntu unde doar in iulie nu se produc precipidații solide). Vf.Țarcu este singura stație la care se înregistrează zile cu precipitații solide tot timpul anului (Tabelul 10).

Tabelul 10 Variația anuală a numărului mediu de zile cu precipitații solide

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Analizând valorile anuale se poate observa că numărul de zile cu precipitații lichide scade cu altitudinea: sub 650 de m numărul de zile atinge 120 de zile (excepție făcând Borlova unde numărul de precipitații este cel mai mare, 129), până 1a 1500 de m se diminuează la 104 zile, respectiv peste 2000 de m ajung 81.4 zile (Vf.Țarcu). Pentru precipitațiilor solide se înregistrează o creștere a numărului de zile cu altitudinea, excepție făcând Poiana Marului unde nr de zile scade, înregistrându-se doar 24.6 zile (fig.32).

Fig. 32 Corelația nr de zile cu precipitații lichide și solide cu altitudinea

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Pentru arealul studiat numărul cel mai mare de zile cu ploaie este înregistrat la altitudini de 350 de m (Borlova, 96 de zile), de unde scade până la 23 de zile la stația Vf.Țarcu. Abateri de la o corelație cu altitudine se înregistrează la Caransebeș unde numărul de zile cu ploaie este de aproximativ 70 (Tabelul 11).

Tabelul 11. Variația lunară a numărului de zile cu ploaie

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Numărul minim de zile cu ploaie se înregistrează la toate stațiile în luna ianuarie (excepția fiind la Caransebeș în luna august), pe când maximul se înregistrează decalat în aprilie la Borlova, în mai la Bucova și Poiana Mărului, respectiv în iunie la Cuntu și Vf.Țarcu. În cazul stației Caransebeș, numărul maxim de zile cu ploaie se înregistrează în noiembrie.

În ceea ce privește ninsoarea, aceasta se înregistrează în zona montană chiar și în sezonul cald (între 3.3, mai și 0.3 zile, august, la Vf.Țarcu), numărul anual de zile cu ninsoare crescând o dată cu altitudinea (excepție făcând Poiana Mărului unde nr de zile este cel mai mic din cele înregistrate 18.9) (Tabelul 12). Distribuția acestora în masivul montan studiat se poate observa în figura 33.

Tabelul 12. Variația lunară a numărului de zile cu ninsoare

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Maximul de zile cu ninsoare se înregistrează pentru aproape toate stațiile în luna ianuarie (doar la Vf.Țarcu se înregistrează mai devreme în decembrie), pe când primele zile de ninsoare se înregistrează în octombrie pentru Caransebeș, Borlova, Bucova și Poiana Mărului, pe când la Cuntu acestea apar încă din septembrie, iar pentru Vf. Țarcu, unde se înregistrează pe tot timpul anului zile cu ninsoare, cel mai redus număr de zile cu fiind în iunie, iulie și august (0.8 respectiv 0.3 zile).

Dacă ne referim la datele calendaristice ale primei sau ultimei ninsori, respectiv la intervalul posibil cu ninsoare situația se prezintă astfel (Tabelul 13):

Tabelulul 13. Datele primei, ultimei ninsori și ale intervalului posibil cu ninsoare.

(sursa: date din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Primele ninsori cad în ultima decadă a lunii noiembrie pentru Caransebeș, Borlova, Bucova și Poiana Mărului, iar pentru Cuntu ultima decadă a lunii octombrie, iar la Vf.Țarcu din prima decadă a lunii octombrie. Datele medii ale ultimei ninsori sunt plasate în a doua decadă a lunii martie pentru primele 3 stații, respectiv decalat pentru Poiana Mărului (în prima decadă a lunii aprilie), respectiv în prima decadă alunii mai la Cuntu și în a doua decadă a lunii mai la Vf.Țarcu.

Fig.33. Distribuția numărului de zle cu nisoare în Muntele Mic

Durata intervalului posibil cu ninsoare se prezintă astfel corelată cu altitudinea (fig. 34), intervalul posibil cu ninsoare variind între sub 120 și peste 170 de zile pentru arealul Muntele Mic (fig.35):

Fig.34 Corelația nr de zile posibil de ninsoare cu altitudinea

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Pătura de zăpadă depusă pe suprafața solului care se formează în urma ninsorilor constituie stratul de zăpadă. Acesta are importanță pentru agricultură, constituind rezerva de apă pentru sol și în același timp un înveliș protector care reduce adâncimea de pătrundere a înghețului în sol.

Față de data primei ninsori, data medie de producere a primului strat de zăpadă întârzie cu aproximativ 10-15 zile (Tabelul 14), respectiv se realizează mai timpuriu în cazul ultimului strat de zăpadă, durata stratului variind cu altitudinea(Fig.36) după cum urmează:

Tabelul 14. Datele primului, ultimului strat de zăpadă și intervalul posibil cu strat

(sursa: date din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Fig. 35 Distribuția intervalului (în zile) posibil cu ninsoare

Data medie de formare a primului strat de zăpadă este privind altitudinal prima decadă a lunii decembrie (Caransebeș), a doua decadă a aceleiasi luni pentru Borlova și Bucova, la Poiana Mărului acesta formându-se de la sfârșitul lunii noiembrie, iar cel mai devreme în a doua și prima decadă a lunii octombrie pentru Cuntu și Vf.Țarcu.

Fig.36 Corelația numărului de zile posibil cu strat de zăpadă cu altitudinea.

Pentru Borlova, care are și cea mai redusă perioadă cu zapadă, ultimul strat se formează în ultima decadă a lui februarie, urmată de prima decadă a lunii martie pentru Caransebeș și Bucova, ce-a de-a treia decadă pentru Poiana Mărului cel mai târziu formându-se ultimul strat de zăpada la Cuntu (ultima decadă a lunii aprilie), respectiv a doua decadă a lunii mai pentru Vf.Țarcu.

Pentru Muntele Mic distribuția numărului de zile posibil cu strat de zăpadă este redată în figura 37.

Regimul termic de iarnă, cu valori negative frecvente și persistente, creează condițiile optime formării și menținerii stratului de zăpadă. Astfel grosimea medie decadală a stratului de zăpadă, variază atât pe verticală, dependent de latitudine, cât și pe orizontală dependent de particularitățile reliefului. De asemenea deși se formează destul de timpuriu, grosimea acestuia este la începutul și sfârșitul intervalului rece de câțiva centimetri (fig.38).

Astfel pentru arealul studiat, grosimea decadală cea mai mare (78 cm în decada a doua a lunii februarie) nu se înregistrează totuși la cele mai mari altitudini ci la stația Cuntu, unde începând din a doua decadă a lunii decembrie grosimea depășește 10 cm, menținându-se astfel până în a treia decadă a lunii aprilie.

Pentru Vf.Țarcu, peste 10 cm se înregistrează încă din a treia decadă a lunii noiembrie, menținându-se astfel până în prima decadă a lunii mai. Pentru Caransebeș,

Fig.37 Distribuția numărului de zile cu strat posibil de zăpadă în Muntele Mic

grosimea nu depășeste 4 cm, existând strat de zăpadă doar până în decada a treia a lunii martie.

Fig.38 Grosimea medie decadală a stratului de zăpadă(cm)

În ceea ce privește stratul de zăpadă mediu lunar în sezonul rece acesta variază de la grosimi de sub 40 cm la peste 80 de cm pentru arealul Muntele Mic (fig.39).

4.1.1.3. Umezeala relativă a aerului

Distribuția valorilor medii anuale ale umezelii relative (Tabel 15) la cele 3 stații avute în vedere, evidențiază o strânsă legătură cu altitudinea (fig.40), cele mai ridicate valori de umezeală (≥80%) înregistrându-se în lunile Noiembrie, Decembrie pentru stația de la Caransebeș, Februarie pentru stația Cuntu, și Aprilie-Iunie pentru stația Vf.Țarcu. Figura 41 redă distribuția umezelii în cadrul amsivului MunteleMic.

Tabelul 15. Umezeala relativă medie lunară și anuală a aerului (%).

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

În ceea ce privește minimul anual al umezelii relative acesta se observa că pentru stația Caransebeș se produce începând cu luna martie-aprilie, iar pentru altitudini mai mari (1452 m-Cuntu) minumul se înregistrează în octombrie, iar pentru Vf. Țarcu în luna ianuarie.

Fig.39. Grosimea stratuluide zăpadă în sezonul rece in Muntele Mic

Fig.40 Corelatia umezelii relative cu altitudinea

4.1.1.4 Nebulozitatea atmosferică

Regimul nebulozității este direct influențat de circulația generală a atmosferei la nivelul României, respectiv de trecerea sau staționarea diverselor sisteme barice, a maselor de aer cu caracteristici diferite (Clima RPR, I, 1962).

În Carpații Meridionali din care face parte și arealul studiat, nebulozitatea se caracterizează prin valori mai mari de 6 zecimi. Pentru zona Muntele Mic însă, datorită condițiilor locale sunt determinate abateri de la curba de corelație cu altitudinea. Spre exemplu în arealele unde curenții de aer împing sisteme noroase în avale, nebulozitatea este mai redusă (Tabelul 15).

Tabelul 15 Nebulozitatea totală. Medii lunare și anuale

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Pentru Caransebeș maximul anual de nebulozitate se produce în decembrie –februarie, iar la celelalte două stații în lunile aprilie-iunie pe când minimul de nebuluzitate (4.8 zecimi ) se înregistrează în Caransebeș, respectiv în octombrie la Cuntu și Vf.Țarcu.

Fig. 41 Distribuția umezelii medii anuale (%) în Muntele Mic

4.1.1.5 Vânturile. Viteză și frecvență

Vântul se caracterizează ca fiind cel mai dinamic element al climei, printr-o accentuata variabilitate în timp și spațiu, atât în ceea ce privește frecvența cât și viteza, fapt ce îi conferă rolul de risc climatic.

Pentru cele 3 stații analizate frecvența medie multianuală a calmului atmosferic înregistrează valori de 37.1% la Caransebeș, 37.6% la Cuntu, scăzând până la 8.2 % la Vf.Țarcu, cu valori maxime ale acestuia în luna iulie (48.4% la Caransebeș), respectiv august (40.7 la Cuntu și 12.2% la Vf.Țarcu).

Frecvența vântului reprezintă o expresie a liniilor majore ale morfohidrografiei, curenții de aer fiind dirijați în lungul culmilor, culoarelor de vale sau a înșeuărilor.

Pentru cele 3 stații din zona de studiu dominantă este circulația în direcția sudică (≥16%) la care se adaugă SE (19.5) și NV (10.6%) pentru Caransebeș, N (19.3%) pentru Cuntu și N (20.7%) și NE (15.9%) pentru Vf.Țarcu (ca și particularități de amplasare ale fiecărei stații) (fig.42)

Fig.42 Frecvența și viteza vântului medii multianuale pe direcții la stațiile Caransebeș, Cuntu și Vf.Țarcu

Viteza pune de asemenea în evidență caracteristicile locale ale suprafeței active și în mod deosebit gradul de fragmentare al reliefului care amplifică mișcarea curenților de aer, iar prin frecare, crește gradul de reducere a vitezei de deplasare a aerului.

Între viteza vântului (medie anuală) și altitudine există un raport direct proporțional, valoarea acesteia crescând pe măsura creșterii altitudinii (de la 2.6 la Caransebeș, 3 la Cuntu și 9.9 la Vf.Țarcu).

Viteza medie anuală a vântului pe direcții relevă faptul că direcțiilor dominante le revin de obicei cele mai mari viteze medii anuale: Vf. Țarcu, nord cu 13.4, nord-est cu 13.3 nord-vest cu 10.2; Cuntu, nord cu 3.8, sud cu 3.5; Caransebeș, sud-est cu 3.3 și sud cu 5.2.

Pe parcursul anului, pentru lunile ianuarie-martie și noiembrie-decembrie, viteza pe direcțiile sud și sud-est depășește 4m/s la Caransebeș; pentru Cuntu, în lunile septembrie-decembrie, pe direcția nord, respectiv ianuarie, aprilie-mai pe direcția nord-est viteza este mai mare de 4m/s pe când la Vf.Țarcu se înregistrează viteze de peste 15m/s pentru ianuarie, noiembrie și decembrie pe directiile nord și nord-est.

Pentru Vf.Țarcu, valori medii ale vitezelor care depășesc 10m/s se înregistrează pe direcțiile est, sud-est, sud și nord-vest tot în aceleași luni, respectiv în martie, aprilie și octombrie pe direcția sud-est.

Având în vedere frecvența anuală pe grupele de viteză ale vântului (Tabelul 16) se poate observa că doar la Țarcu acestea sunt acoperite în totalitate, la Cuntu și Caransebeș neînregistrându-se valori ale vitezelor mai mari de 21 m/s (Bogdan, 2008).

Tabelul 16 Frecvența anuală a vântului pe grupe de viteză, în perioada 1961-1990 (%)

Frecvența cea mai mică o dețin cazurile în care viteza vântului a fost între 16-20 m/s, respectiv peste 40 m/s cu doar 1% frecvență la Vf.Țarcu.

4.2 Riscuri climatice în sezonul rece

Datorită amplasării României la perifieria centrilor barici de influență dar și caracteristicilor relifului din sudul țării (unde se remarcă marea cuvetă depresionară carpato-balcanică), teritoriul țării este în timpul iernii relativ acoperit cu aer rece, cu temperaturi mic, sub 00 C sau chiar sub 100 C. Sunt situații în care, temperatura minimă coboară sub -300 C, provocând răciri masive (Moldovan, 2003).

În secolul XX , din totalul de 112 cazuri de răcire masivă care s-au produs pe teritoriul României și în care temperatura minimă a coborât sub -300C, 27 de cazuri au afectat regiunile muntoase (dintre care, un caz s-a înregistrat la Vf. Țarcu cu -34.40C în 3 ianuarie 1979), 5 cazuri au afectat culoare de vale și depresiunile limitrofe (printre care și Caransebeș cu-32.20C în data de 11 februarie 1929), restul afectând zonele de sud, sud-est al țării, centru, vest și nord-vest. În ceea ce privește stația Cuntu , la aceasta temperatura minimă absolută a fost înregistrată în 17 ianuarie 1963, cu -25.40C (Niculescu, 1993).

4.2.1 Regimul termic minim. Zile de iarnă și de ingheț.

În ceea ce privește temperaturile medii multianuale minime, acestea sunt negative pentru cele 3 stații. În cursul anului doar lunile mai-august (Caransebeș) respectiv iunie –august (Cuntu) au valori pozitive,pentru Vf.Țarcu temperaturile minime menținându-se negative pe tot timpul anului (fig.43). Distribuția temperaturii minime pentru masivul montan Muntele Mic este redată în figura 43.

Fig.42 Variația regimului termic minim lunar multianual pentru Stațiile Cuntu, Caransebeș și Vf.Țarcu

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Având in vedere numărul de zile (de iarnă) în care temperatura maximă a aerului este ≤00C media acestora crește o dată cu altitudinea și anume: 16 zile la Caransebeș, 64 de zile la Cuntu și 161 de zile la Vf. Țarcu (Tabelul 16), distribuția numărului de zile de iarnă pentru Muntele Mic fiind redată de figura 44.

Tabelul 16. Numărul mediu lunar multianual de zile de iarnă

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana )

În ceea ce privește zilele de îngheț, când temperatura minimă este ≤00C (Tabelul.20), acestea au cea mai mare frecvență dintre toti parametrii, indicând intensitatea procesului de răcire.

La altitudine de peste 2000 de m (Vf.Țarcu) se ating peste 200 de cazuri (în fiecare lună existând posibilitatea de a se înregistra valori ≤ 0), spre regiunile mai joase frecvența reducându-se treptat, în preajma a 1500 de m (Cuntu) înregistrându-se 159 de zile, iar la sub 500 m (Caransebeș) altitudine aproximativ 86 de cazuri (Tabelul 17).

Tabelul 17. Numărul mediu lunar multianual de zile de îngheț .

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana )

Înghetul constituie cel mai tipic hazard climatic de iarnă care condiționează producerea și menținerea tuturor hazardelor climatice de iarnă. Fenomenul de îngheț apare atunci când temperatura aerului este egala cu 00C sau coboară sub această valoare.

Datele medii care caracterizează diferiți parametri ai înghețului rezultă din însumare a medierea datelor din fiecare an la care se produce sau dispare înghețul, oferind o imagine generală asupra reparatiției înghețului în arealul studiat.

Data medie a primului îngheț este corelată cu altitudinea prin producerea cel mai târziu la baza versanților și cel mai timpuriu în etajul alpin. Astfel primul îngheț apare în ultima decadă a lunii octombrie, pentru altitudini mai mici de 500 de m, în prima decadă între 1000-1600 de m (1 octombrrie pentru Cuntu), respectiv în ultima decadă a lunii august (26 august, pentru Vf. Țarcu).

Sfârșitul perioadei cu îngheț este marcat de trecerea temperaturii aerului peste pragul de 00C, influențat de creșterea fluxului de radiație solară și a duratei zilei, care se realizează treptat.

Fig.43 Distribuția temperaturii minime în Muntele Mic

Fig.44 Distribuția numărului de zile de iarnă în Muntele Mic

Se remarcă astfel la baza versanților, la altitudini de sub 500 de m cea mai mică durată a zilelor fără îngheț, la altitudini de sub 1500 de m un număr de zile de ingheț de 222 (Cuntu), respectiv peste 2000 de m cu aproximativ (Vf. Țarcu) 320 de zile (fig.45).

Față de datele medii de producere a înghețului de toamnă și respectiv de primăvară, înghețul se poate produce mult mai timpuriu, la începutul semestrului rece și respectiv,mult mai târziu , la sfârșitul acestuia, devenind un fenomen de risc pentru culturile agricole cât și pentru întregul covor vegetal.

Comparativ cu data medie de producere a primului îngheț de toamnă, cel mai timpuriu are loc cu 3-5 săptămâni mai devreme, data respectivă fiind devansată spre interiorul semestrului cald în detrimentul perioadei de vegetație.

Față de data medie a ultimului îngheț de primăvară este posibil ca acesta sa să se producă cu 4-6 săptămâni mai târziu (Bogdan, 1978).

4.2.2 Lapovița, chiciura și bruma

Lapovița, care face parte din categoria precipitațiilor mixte (ca amestec de picături de ploaie și fulgi de zapada), se înregistrează la temperaturi apropiate de 00C și prezintă o distribuție cu maxim anual la Cuntu (11.8 zile) urmat de Caransebeș (10.4 zile) și Vf.Țarcu (9.5 zile) .Ca și repartiție în timpul anului maximul se înregistrează la Caransebeș (cu 2.7 zile) la Cuntu și Vf.Țarcu fiind cu 2 luni mai devreme (fig 46).

Fig.46 Distribuția numarului mediu de zile cu lapoviță

În condițiile unui cer senin și vânt slab, daca starea de saturație se realizează la temperaturi negative apare bruma. Pentru arealul montan avut în vedere, numărul de zile cu brumă scade o dată cu creșterea altitudinii (fig.47), distribuția fiind redată în Muntele Mic în figura 48.

Fig.45 Distribuția numărului de zile cu ingheț în Muntele Mic

Fig.47 Variația numărului anual de zile cu brumă raportate la altitudine.

Minumul de zile se înregistrează la toate stațiile în luna iunie pe când maximele (două de aceeași valoare în ianuarie și decembrie la Caransebeș, respectiv octombrie pentru celelalte două stații) variază între 2.3 și 5.6 zile

Dacă bruma se depune numai noaptea sau în primele ore ale diminetii, chiciura (depunere solidă de culoare albă, cristalină) se formează în orice moment al zilei sau al nopții pe părțile ascuțite ale obiectelor (în special pe conductorii aerieni).Cel mai mic număr de zile cu chiciură se înregistrează la Caransebeș (2.4 zile), urmate de 24.2 zile la Cuntu, la Vf.Țarcu înregistrându-se aproape 140 de zile (fig.49).

Fig.49 Variația numărului mediu de zile cu chiciură, la nivel lunar multinual pentru stațiile Caransebeș, Cuntu și Țarcu pentru perioada 1965-1990

Fig.48 Distribuția numărului de zile cu brumă în Muntele Mic

4.2.3 Viteze deosebite ale vântului

Categoria vitezei vântului ≥11m/s pentru teritoriul Romaniei a fost analizată în detaliu (Bogdan, Mărculeț, 2002) rezultând într-o reprezentare cartografică a frecvenței anuale a vânturilor tari respectiv una a vulnerabilității la astfel de viteze.

S-au delimitat 6 trepte de vulnerabilitate, având ca element de bază frecvența teritorială a acestora, exprimată în număr mediu anual de cazuri și procente (din numărul total de cazuri posibile).

De precizat este că numărul de cazuri reprezintă totalitatea situațiilor în timpul cărora se efectuează observații meteorologice la stații din rețea pentru climat, adică la orele 1, 7, 13 și 19, ceea ce reprezintă doar 4 cazuri de observație /zi).

Pentru teritoriul României vulnerabilitatea a fost organizată astfel: excepțional de mare: 300-500 de cazuri, 20-40%, foarte mare: 100-300 de cazuri, 8,1-20%, mare: 60-100 de cazuri, 4,1-4,5%, medie: circa 60 de cazuri, 4.1-4,5%, mică: 25-60 de cazuri, 1,7-4%, foarte mică: sub 25 de cazuri mai puțin de 1,7% (Bogdan, Marculet, 2002).

Astfel zona avută în vedere, s-ar înscrie ca și trepte de vulnerabilitate la vânturile tari în următoarele: mică (Cuntu, cu 28.2 cazuri), medie (Caransebeș, cu 61.5 cazuri) respectiv excepțional de mare (Vf.Țarcu, cu 465.3 cazuri).

4.2.4 Ceața

Pentru stațiile meteorologice numărul de zile cu ceață înregistrate anual variază între 44 la Caransebeș și 265 la Vf.Țarcu. Maximul se înregistrează în decembrie pentru Caransebeș și Cuntu, respectiv în iulie pentru Vf.Țarcu (fig.50), iar în cadrul masivului redarea distribuției fiind în figura 51.

b

Fig. 50 Variația lunară a numărului de zile cu ceață la stațiile Caransebeș, Cuntu și Țarcu

Fig.51 Distribuția numărului de zile cu ceață în Muntele Mic

Prin reducerea vizibilității, ceața perturbă transportul rutier, unde poate îngreuna circulația prin ambuteiaje, iar în cazul traseelor turistice poate provoca dezorientare și devierea de la traseu, respectiv dificultăți în efectuarea turelor de ski.

4.3 Riscuri climatice în sezonul cald

Aspectele de risc în sezonul de vară sunt marcate de prezența temperaturilor pozitive, unori cu valori foarte mari care pot aduce prejudicii organismului uman și diferitelor activități practice, specifice sezonului.

Încălzirile masive reprezintă opusul răcirilor masive fiind generate de valuri de căldură tropicală. Acestea se caracterizează prin temperaturi maxime zilnice, temperaturi ≥250C (zile de vară), ≥300C (zile tropicale) și temperaturi maxime absolute.

4.3.1 Regimul termic maxim. Zile de vară și tropicale.

Pentru arealul studiat valorile variază în corelație cu altitudinea de la 90 la 210 C (fig.52), cele mai mari încălziri producându-se în lunile iulie și august dar și la in prima parte a sezonului rece. Pentru Muntele Mic acestea sunt redate în figura 53.

Fig.52 Corelația temperaturii maxime cu altitudinea

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Pe parcursul anului temperaturi maxime care să depășească 250C se înregistrează în perioada mai – septembrie doar la Caransebeș, peste 150C in mai – octombrie la Cuntu, pe când laVf. Țarcu doar în iulie – august se depășesc 150C (fig.54)

Fig.53. Distribuția temperaturilor maxime în Muntele Mic

Fig.54 Variația temperaturiilor maxime la stațiile Caransebeș, Cuntu și Vf.Țarcu

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

În ceea ce privește temperaturile maxime absolute, acestea au ajuns până la 39.20C la Caransebeș, în 19 August 1946; 28.80C la Cuntu, în 6 iunie 1988, respectiv 22.20C la Vf.Țarcu în 6 iunie 1988 (Moldovan, 2003).

Numărul zilelor în care temperatura maximă a aerului atinge și depășește 250C (zile de vară) este foarte mic și scade cu altitudinea (aproximativ 67 de zile/an în Caransebes, 0.2 zile/an la Cuntu și 0 zile la Vf. Țarcu).

Numărul de zile în care temperatura maximă a aerului atinge și depășește 300C (zile tropicale) este extrem de redus (9 zile/an la Caransebeș) lipsind complet la celelalte statii. Astfel de încălziri deosebite se produc în situații sinoptice caracterizate de persistența unui câmp anticicolonic dezvoltat în jumătatea de sud, sud-est a continentului european sau în cazurile când formațiuni depresionare formate din aer uscat tropical traversează cu partea lor anterioara țara noastră (Moldovan, 2003).

4.3.2 Cantități de precipitații deosebite: ≥0.1 mm și ≥10 mm

În general, distribuția duratei ploilor relevă atât direcția de deplasare a maselor de aer cu fronturile lor cât și efectele pe care le suportă traversarea barierelor muntoase. Astfel ploile cu durata cea mai lungă se produc în partea de vest a țării, (peste 190 de minute) în Banat, (Geografia Romaniei, I, Geografie Fizică, 1983) areal din care face și zona de noastră de studiu.

În ceea 1e privește durata maximă a unei ploi, aceasta poate depăși 2000 de minute. Astfel, în anul 1989 s-au înregistrat duratele cele mai mari la multe din stații meteorologice, printre care și Cuntu, cu 2434 minute sau Caransebeș cu 2148 minute (Stanciu, 2005).

Analiza climatologică a precipitațiilor presupune existența mai multor parametrii printre care menționăm frecvența numărului de zile cu cantități ≥0.1mm.

Numărul a astfel de zile urmărește îndeaproape numărul de zile cu precipitații, întrucât se elimină doar cantitățile de 0.0 mm care se înregistrează mai rar.

Minimul de zile de acest gen se înregistrează pentru toate stațiile în luna octombrie (cele mai mici valori înregistrându-se la Poiana Marului-7.3 zile), pe când maximul se înregistrează în luna iunie pentru toate stațiile (cu număr de zile între 10 și 15) excepție făcând stația Bucova care înregistrează în luna mai, 15.2 zile, cu cantități mai mari de 0.1mm) (Tabelul 18).

Tabelul 18.Variația numărului de zile cu precipitații medii lunare multi anuale ≥0.1 mm

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

Necesitatea studierii regimului precipitațiilor ≥10 mm este cu atât mai importantă cu cât acestea, prin abudența de care sunt caracterizate pot declanșa scurgeri, alunecări de teren, pot activa procesele geomorfologice pe versanții înclinați ai regiunilor montane.

În general numărul mediu anual al zilelor cu precipitații ≥10mm crește proporțional cu altitudinea, concomitent cu creșterea cantității medii anuale de precipitații, situație explicată prin frecvența mai mare a precipitațiilor frontale (Clima RPR, I, 1962).

Excepție face Cuntu unde numărul mediu anual de zile cu precipitații ≥10mm este 39.7 față de Caransebeș cu 33, 2 și Vf.Țarcu cu 26.8.

Pe parcursul anului maximul de zile în care se pot înregistra precipitații ≥10mm este luna iulie (la toate stațiile) iar minimul în ianurie pentru Caransebeș și Vf.Țarcu, iar la Cuntu în martie (fig.55).

4.3.3 Zile cu aversă de ploaie și precipitații maxime în 24 de ore.

Zilele cu averse de ploaie (ploi caracterizate prin începerea și încetarea aproape bruscă, prin variații de intensitate rapide, uneori violente), variază în arealul studiat de la 0.1 la 15 zile/lună, minimul anual fiind înregistrat la Poiana Mărului(46.5 zile) iar maximul la Caransebeș (79 de zile) (Tabelul 19).

Maximul de zile cu aversă de ploaie se înregistrează pentru toate stațiile în luna iunie (între 9.5 si 16 zile), pe când minimul se înregistrează la toate în luna ianuarie, de remarcat fiind că pentru Borlova valoarea este 0, iar pentru Poiana Mărului și Vf.Țarcu atât pentru ianurie cât și pentru februarie este 0.

Tabelul 19. Numărul mediu lunar și anual al zilelor cu aversă de ploaie.

Adesea, cantitatea maximă de precipitații căzută în 24 de ore poate depăși media lunară multianuală. Ca și exemple: în 2 ianuarie 1966, pentru Vf.Țarcu s-au înregistrat 125 mm, pentru Cuntu, în 19 iulie 1970 s-au înregistrat 204.2 mm, iar pentru Caransebeș în 8 iunie 1990 s-au înregistrat 91.7 mm (Stanciu, 2005).

Analizând media cantităților maximele absolute lunare multianuale, căzute în 24 de ore (fig.55) se remarcă valori peste pragul de 30 mm în lunile iunie și iulie la toate stațiile (la Cuntu acestea începând chiar din mai până în septembrie).Cantitățile minime se înregistrează în ianuarie (la Caransebeș și Cuntu), respectiv în februarie la Vf.Țarcu.

Fig..55 Variația lunară a precipitațiilor medii maxime multianuale căzute în 24 de ore

4.3.4 Abateri pozitive ale cantităților de precipitații pe secvențe de ani și sezoane

Creșterea cantităților medii anuale cu 15-20 % peste media multianuală atribuie acestora calificativul de excesiv de ploioși. În arealul analizat, în perioada 1961-1999 ca și an cu abatere procentuală mai mare de 30% a fost 1960 pentru Vf.Țarcu, 1964 pentru Cuntu și 1964 pentru Caransebeș (Tabelul 20):

Tabelul 20 Cele mai mare cantități de precipitații și abaterea lor pozitivă pentru perioada 1961-1999.

Pentru perioada 1999-2007 abaterile sunt de 27.2% la Cuntu și 40.8 la Vf.Țarcu (ambele in 2005), iar la Caransebeș 48.9% in 2004 (Tabelul 21).

Tabelul 21 Cele mai mari cantități de precipitații și abaterea lor pozitivă pentru perioada 1999-2007.

În ceea ce privește sezonul cald (lunile IV-IX), statistic cele mai mari cantități de precipitații s-au inregistrat în anii 1970, 1974 1980, iar pentru sezonul rece, anii cu cele mai mari precipitații în sezonul rece au fost 1966 și 1968

Comparativ, pentru secvența1999-2007, anii 2001, 2005, 2006 au avut cele mai mar precipitații pentru sezonul cald , iar pentru sezonul rece anii 2007 , 2005 au avut cele maimari cantități de precipitații.

Luna februarie este în general una cu precipitații reduse, dar poate deveni în funcție de unii factori meteorologici și cea mai ploioasă. Un astfel de caz a fost în anul 1999când s-a înregistrat un exces de umiditate.

Un alt aspect de luat în seamnă sunt și perioadele care sunt caracterizate de fenomenele complexe de uscăciune și secetă. Acestea se caracterizează în principal prin absența precipitațiilor cât și prin creșterea evapotranspirației potențiale.

În perioada lipsită de precipitații solul absoarbe aproximativ 44% din energia solară directă pe care o transformă în căldură, ce participă la suprăîncălzirea lui și a aerului aflat în contact. Rezultatul imediat este creșterea evapotranspirației și reducerea treptată a rezerveid e apă accesibilă plantelor (Geografia României, I, Geografie Fizică, 1983).

Scăderea cantităților medii de precipitații în anumiți ani cu 15-20% față de valoarea medie mualtianuală atribuie acestora calificativul de excesiv de secetoși.

Pentru perioada 1960-1999 astfel de situații s-au întalnit la Caransebeș în 1961 (cu o abatere de -34.8%), la Cuntu în 1987 ( cu abatere de -46,7) respectiv la Vf.Țarcu în 1992(cu o abatere de -41.2%).

Anii 1974, 1989 și 1992 au înregistrat cele mai mici precipitații pentru sezonul rece, iar pentru sezonul cald anii1962, 1983 și 1993.

Pentru perioada mai recentă (1999-2007), abaterile negative au variat de la 31.3% (Cuntu, 2000), 31.8% (Vf.Țarcu, 2003), respectiv 26.6% (Caransebeș, 2003).

Din punct de vedere al sezoanelor anii cu cele mai reduse precipitații, în sezonul rece au fost 2000 și 2003, pe când anii în care sezonul cald a înregistrat cele mai mici precipitații au fost:2000, 2003 și 2004.

4.3.5 Grindina

Așa cum este semnalat în literatura de specialitate, grindina este un fenomen meteorologic, care deși se produce destul de rar și în intervale scurte de timp poate genera pagube însemnate asupra vegetației naturale, a culturilor agricole și a livezilor.

Sezonul anual favorabil grindinei penru arealul studiat îl constituie perioada lunilor a-IV-a – a-XI-a, specifice sezonului cald fiind averse de grindină cu o frecvență mai mare în ariile montane, valorile crescând în corelație cu altitudinea (Tabelul 22).

În spațiul Muntelui Mic distribuția zilelor cu grindină variază de la sub 3 zile până la peste 5 zile la altitudini mari (fig.56).

Tabelul 22. Numărul mediu lunar și anual al zilelor cu grindină

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

4.3.6 Fenomenele orajoase și vijelia

Orajele, ca ansamblu de fenomene fizice care se manifestă prin descărcări electrice însoțite de efecte optice (fulgere) și acustice (tunete), sunt o consecință a mișcărilor convective ale aerului (de natură termică sau dinamică) determinate de circulația maselor de aer, de încălzirea puternică a acestora și de particularitățile suprafeței subiacente.

Frecvența zilelor cu fenomene orajoase depinde și de orientarea versanților față de direcția de deplasare a maselor de aer. Probabilitatea mare de producere a orajelor se înregistrează pe versanții muntoși cu expunere vestică, sud/vestică și nord/vestică, care favorizează ascensiunea și răcirea adiabatică a aerului instabil și care permit în acest fel, o intensificare a activității frontale.

În același timp, versantul sudic, în condițiile unui grad mare de insolație și a escaladării muntelui de aer mediteranean din sud și sud-vest, înregistrează un număr de zile și o frecvență ridicată a fenomenelor orajoase (Bogdan, 1978).

Prima lună în care se înregistrează zile cu fenomene orajoase pentru Muntele Mic este luna martie, însă datele propriu-zise la care se produc acestea depind de datele pătrunderii pe teritoriul României a ciclonilor care conțin mase de aer umed și instabil.

În fiecare an, sensul de propagare a orajelor este dat de sensul de deplasare a frontului atmosferic, în lungul ciclonului respectiv (Iliescu, 1978, citat de Bogdan, 2008).

De altfel cel mai mare număr de zile cu oraje este caracteristic verii (fig,56) (începând cu luna iunie), când fronturile atmosferice sunt frecvente și convecția termică mai intensă, iar cele mai puține iarna, acestea aparținând în exclusivitate categoriei frontale (Besleagă, Brote, Țigoiu, 1978, citat de Bogdan, 2008).

Fig.57 Evoluția medie lunară a numărului de zile cu fenomene orajoase

În ceea ce privește numărul de zile anuale acesta scade o dată cu altitudinea de la 47.5 de zile la Caransebeș, la 45 de zile la Cuntu, la 36.6 de zile la Vf. Țarcu (fig.58).

Fig.56. Distribuția numărului de zile cu grindină în Muntele Mic

În spațiul Muntelui Mic pentru stația Vf. Țarcu nu s-au înregistrat zile cu fenomene de vijelie, iar la stația Cuntu doar o zi, pe când la stația de la Cransebeș s-a înregistrat un număr de 13 zile cu fenomene de vijelie pe an.

4.3.6 Praguri deosebite ale umezelii

În regiunea montană înaltă (peste 2000 m) a Carpaților Meridionali, din care face parte și arealul de studiu, distribuția valorilor medii anuale evidențiază o frecvență foarte mare a zilelor cu umezeală mai mare de 80% (267 de zile).

Pe măsură ce altitudinea scade, valorile parametrului se diminuează (la stația Cuntu valorile rămân însă ridicate-192.8 zile), datorită culoarului Timiș-Cerna care permite advecții ale maselor de aer umed de origine oceanică și mediteraneană; iar la altitudini reduse, valorile sunt cuprinse între 80-86 de zile (pentru Caransebeș valoarea fiind de 82.3 zile ).

Numărul cel mai mare de zile cu umiditate mai mare de 80% se înregistrează în luna decembrie pentru Cuntu și Vf.Țarcu, respectiv în lunile de vară pentru altitudini mai mari. Minimul de zile cu umezeala mai mare de 80% se înregistrează în august la Caransebeș, în aprilie la Cuntu iar pentru altitudini mai mari de 2000 de m în luna octombrie.

Corelația cu altitudinea a numărului de zile în care se înregistrează umezeală relativă sub 50%, evidențiază o tendință de reducere a valorilor concomitent cu altitudinea, la Caransebeș, la 66.4 la stația Cuntu, ajungând până la 50-60 de zile la peste 2000 de m la 117.

O frecvență ridicată a astfel de zile se înregistrează în luna august pentru Caransebeș, respectiv noiembrie pentru Cuntu, iar pentru altitudinile mai mari în luna octombrie.Minimul anual al acestor zile se produce în luna decembrie la Caransebeș, respectiv în iunie pentru Cuntu.

Numărul zilelor cu umezeală relativă ≤ 30% crește cu altitudinea, pe seama valorilor lunare crescute din intervalul rece când predomină timpul anticicolonului uscat, un număr maxim de zile se vor înregistra la peste 2000 de m (22.1 zile/an), pe când la stațiile situate între 1400-1500 valorile sunt între 11 și 20 de zile (Cuntu-15.7 zile/an). La stațiile sub 1000 m de metri numărul de zile ajunge la 3.6 zile/an (pentru Caransebeș).

Fig.58 Distribuția numărului de zile cu fenomene orajoase în Muntele Mic

La Caransebeș, în martie se înregistrează cel mai mare număr de zile cu umezeală mai mică de 30%, pe când minimul se înregistrează în lunile de iarnă (decembrie, februarie). Pentru Cuntu, minimul se înregistrează în lunile de vară (iunie, iulie), iar maximul de zile se înregistrează de regulă în luna ianuarie.

În concluzie, creșterea umezelii relative în raport cu altutudinea indică o distribuție inversă față de valorile temperaturii aerului, adică, ele cresc cu altitudinea.

Valorile medii lunare ale zilelor cu umezeală relativă ≥80% respectă în general acest aspect al variației (întrucât temperaturilor mai scăzute le este caracteristică o umezeală a aerului mai mare), în timp ce valorile umezelii relative ≤50% înregistrează o variație inversă, diminuându-se cu creșterea altitudinii (deoarece scade temperatura aerului).

O situație aparte carcaterizează variația verticală a zielelor cu umezeală relativă ≤30% care marchează o creștere cu altitudinea, pe seama persistenței regimului anticiclonic caracterizat prin aerul uscat și rece în timpul iernii și creșeterea vitezei vântului în regiunile înalte.

4.3.7 Nebulozitatea. Zile senine și zile cu cer acoperit

Nebulozitatea atmosferică este determinată de diferiți factori genetici, dintre aceștia o influență exercitând circulația atmosferică, în funcție de care gradul de acoperire cu nori poate să difere de la o zi la alta sau chiar în cursul aceleiași zile (Clima RPR, I, 1962).

Completarea analizei poate fi făcută prin analiza numărului de zile cu diferite grade de înnorare pe baza valorilor de nebulozitate.

Sub aspectul numărului mediu de zile cu cer senin (nebulozitate 0-3.5 zecimi) se pot observa unele diferențieri teritoriale. Astfel la Cuntu se înregistrează cel mai mare număr de zile senine (67.2 zile senine/an), urmat de Caransebeș cu aproximativ 50 de zile, cel mai mic număr înregistrându-se la Vf.Țarcu și anume 42.9 zile senine/an (Tabelul 23).

Tabelul 23 Numărul mediu lunar și anual de zile senine.

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

În cursul anului cele mai puține zile cu cer senin se înregistrează aprilie-mai (2 zile) pentru Caransebeș, în luna iulie (5 zile) pentru Cuntu și în mai- iunie (0.2-0.4 zile senine) pentru Vf.Țarcu. Frecvența de zile senine se mărește începând cu luna august, cu maximul (7.4 zile în noiembrie) pentru Caransebeș, cu decembrie pentru stația Cuntu (7.1 zile) și tot decembrie pentru Vf. Țarcu (7.4 zile senine).

În cursul anului timpul acoperit (7.6 -10 zecimi de nebulozitate) are cea mai mică frecvență în luna august pentru toate stațiile, pe când maximul se înregistrează în luna decembrie pentru Caransebeș, decalat fiind pentru februarie-martie în cazul stației Cuntu, iar pentru Vf.Țarcu înregistrându-se în lunile aprilie-mai (Fig.59).

Fig 59. Numărul mediu lunar de zile cu cer acoperit

(sursa: date prelucrate din Arhiva Centru Meteorologic Banat-Crișana)

4.4 Evaluarea vulnerabilității la deplasările în masă și avalanșe

Instabilitatea geomorfosistemelor, așa cum este și spațiul montan Muntele Mic, este considerată o funcție a rezistenței structurale și funcționale, respectiv răspunsul la schimbările interne (pantă, meteorizație, chimism) și externe (precipitații, oscilații termice) dar și ca tribut al fragilității relațiilor dintre componenții sistemului geomorfologic.

Predispoziția intrinsecă a geomorfosistemului studiat de a se expune transformărilor în conformitate cu atributul fundamental al al materiei – mișcarea poate fi indicată prin vulnerabilitatea acestuia.

Evaluarea vulnerabilității spațiului montan Muntele Mic a presupus inventarierea factorilor geomorfologici și climatici (într-o primă fază precipitațiile, și ulterior grosimea stratului de zăpadă), urmată de oferirea de coeficienți de instabilitate fiecărui factor.

În cazul Muntelui Mic, identificarea arealelor cu difierite clase de vulnerabilitate la procesele de deplasare în masă s-a realizat prin suprapunerea hărților de geologie, de declivitate, de orientare a versanți, de etajare altitudinală și de acoperire a terenului la care s-a adaugat cea a precipitațiilor (fiecărui element oferindu-i-se un indice de la 0 la 3).

Acestea au fost adunate în Raster calculator (ArcGis), rezultând harta vulnerabilității la deplasările în masă cu clasele mică, medie, mare și foarte mare. Cea mai mare întindere este ocupată de vulnerabilitatea mică având în vedere că masivul este în cea mai mare parte împădurit, urmată de clasele medie și mare, respectiv de foarte mare (care are cea mai redusă suprafață) (fig.60).

Arealele vulnerabile sunt cele aflate în imediata apropiere a rețelei rutiere (fig..61 ) precum și în zonele contruite de la baza masivului și cele din zona Complexului Muntele Mic (fig.62 ),în zonele în care s-au realizat lucrări (pentru amenajarea telesacaunelor) (fig.63) și Poiana Mărului.

Totodată înfluențate de precipitațiile abundente sunt și pârâurile permanente și semipermanente care își pot modifica debitul accelerând deplasările în masă, precum și având impact direct asupra rețelei de drumuri (fig. 64).

Având în vedere specificul arealului montan s-au identificat si arealele care prezintă vulnerabilitate la avalanșe. Pentru Muntele mic aceste suprafețe sunt foarte reduse. S-a procedat de această dată de oferirea de coeficienți (0 –fară risc și 1 –cu risc) pentru elementele de pantă, vegetație, altitudine, expoziție și prosime a zăpezii. Acestea au fost reclasificate și utilizate în modulul Raster Calculator (ArcGis) (fig..64)

Se poate constata că dimensiunile culoarelor de avalanșă sunt reduse, date și de specificul morfometric al arealului.

Fig..60 Vulnerabilitatea la deplasările în masă pentru Muntele Mic

Fig.64 Areale cu risc de avalanșe în Muntele Mic

Fig.61 Deplasări în masă în zona DJ 608A (Borlva – Muntele Mic)

Fig.63. Areale afectate de eroziune

Fig.64 Parte de carosabil afectată de pârâu necaptat corespunzător

CAPITOLUL 5

Managementul Riscului

Ca singură entitate capabilă a se conștientiza pe sine ca parte componentă și distinctă de lumea exterioară, omul se înscrie cu o dublă calitate în relația sa cu riscul natural, ca factor potențator sau declanșator, dar și ca factor care poate minimiza riscul natural.

În relația comunității umane cu evenimentele naturale extreme, se poate diferenția între un risc perceput ca fiind tolerabil, sub aspectul pierderilor, de către autoritățile locale și dezastrul sau catastrofa, care implică disfuncșionalități grave la nivelul societății în cauză. În această ultimă situație refacerea se poate realiza doar cu ajutor extern (Armas, 2006).

Din orice perspectivă însă, riscul este o percepție subiectivă asupra unei realitățiprobabile. Studiul de percepție a fenomenelor de risc constituie o altă preocupare esențială și constantă în domeniul analizei riscurilor, prin faptul că percepția evenimentului periculos reprezintă un indicator esențial în managementul situațiilor de criză și adoptarea anumitor politici și strategii de reducere a pericolului (Sjoberg, 1987, citat de Armaș, 2006).

În cazul arealului montan studiat elementele asupra cărora se pot efectua modificări pentru a preveni, stopa sau diminua efecte nedorite sunt deplasările de teren. Pentru Muntele Mic stabilizarea acestora se poate face prin: evacuarea apelor de suprafață și de infiltrație din masa alunecată prin captarea și drenarea lor,precum și captarea izvoarelor de coastă din versantul dezechilibrat urmată de dirijarea pe trasee care ocolesc zona afectată.

Lucrările de consolidare a taluzelor sau a alunecărilor de teren declanșate prin ziduri de spijin reprezintă de cele mai multe ori soluții discutabile sub aspect economic, conjugat cu cel al eficienței.

Dezechilibrările de versant, indiferent de amploarea lor și de efectul de adâncime distrug întotdeauna suportul vegetației ierboase și arboricole, anulând efectele de desecare superficială exercitate de arbori precum și de armătura stratelor de suprafață pe care o reprezintă sistemele radiculare ale copacilor.

Plantarea versanților defrișati și afectați de fenomene de alunecare trebuie să aibă în vedere acele specii care de regulă se găsesc în flora spontană a zonei, a căror capacitate de asecare precum și de evaporație prin coroana vegetală este maximă.

În cazul în care precipitațiile influențează pârâurile din vecinătatea rețelelor rutiere este necesară captarea acestor pentru evitarea afectării drumurilor. Astfel de captări (fig.65 ) s-au realizat pe drumul care leagă Borlova de Muntele Mic, deși în număr redus, existând porțiuni de carosabil care sunt afectate care au fost prezentate anterior în lucrare. În cazul prevenirii inundațiilor se execută îndiguri și reamenajări pe cursurile de apă.

Fig.65 Captare pe drumul dintre Borlova și Muntele Mic

Riscul de înzăpezire se petrece pe anumite porțiuni ale unor drumuri (în mod deosebit pentru DJ608A de la Turnu Ruieni-Borlova-Muntele Mic) din spațiul montan supuse factorilor climatici în anii cu ninsori abundente, ceea ce duce la îngreunarea traficului pe acele porțiuni de drum cât și accesul spre zonele turistice precum Muntele Mic.

Măsurile ce se impun sunt lucrările de protecție pe tronsoanele de drum expuse, prin plantații și panouri de protecție, respectiv prin întreținerea rigolelor de scurgere a apelor și asigurarea desăpezirii eficiente.

De asemenea este necesar să fie avute în vedere păstrarea carcateristicilor peisajului natural în special în zonele protejate dar și în arealele în care s-au efectuat construcții, conservarea suprafțșelor de pășuni și tufărișuri montane și întreținerea lucrărilor adiacente drumurilor (rigole, podețe și ziduri de sprijin).

CONCLUZII

Particularitatea morfologică și peisagistică a Muntelui Mic, masivitatea și marea acoperire cu domeniu forestier îi oferă acestuia protecție la factorii exogeni și endogeni. Cu toate acestea există areale afectate într-o măsură medie și ridicată de mișcările în masă (alunecări, căderi de roci, eroziune).

Cele mai vulnerabile sunt căile rutiere (Oțelul Roșu-Poiana Mărului; Borlova-Muntele Mic), mai ales în contextul unui climat bogat în precipitații; precum și localitățile de la baza versantului unde alunecările de teren au afectat într-o mică măsură clădirile, respectiv așezările din complexele turistice Poiana Mărului și Muntele Mic (amplasate în zone cu potențial morfodinamic ridicat).

Diferitele aspecte climatice de risc (temperaturi minime, maxime, precipitațiile abundente, grindina, ceața sau fenomenele orajoase, etc), prezentate pe sezoane redau imaginea de ansamblu a vulnerabilității pentru masivul montan Muntele Mic.

Cunoasterea acestora oferă întelegere asupra calității mediului montan,respectiv a dezvoltării activităților turistice în mod educat.

În concluzie realizarea acestui studiu s-a dovedit necesară și utilă, având în vedere că cercetări asupra zonei Muntelui Mic au fost de cele mai multe ori asociate cu masivele montane vecine. În egală măsură, prezizia și acuratețea studiilor de risc sunt necesare în scopul diminuării discrepanțelor dintre managementul riscurilor și dezvoltarea durabilă a teritorilor.

BIBLIOGRAFIE

1.Armaș, Iuliana (2006) Risc și Vulnerabilitate, Editura Universității din București, București

2.Bogdan, Octavia, Mărculeț, Cătălina, (2004) Diferențieri în repartiția geografică a riscurilor climatice în Romania, cu referie la vânturile tari, Analele Universității de Vest din Timișoara, vol.XI-XII,2001-2002, Editura Universității de Vest, Timițoara

3.Bogdan, Octavia, Niculescu, Elena (1992) Riscurile Climatice din România, Academia Română, Institutul de Geografie, București

4.Boșcaiu, N., (1971) Flora și fauna Munților Țarcu, Godeanu și Cernei, Editura Academiei Republicii Socilaiste Romania, București

5.Bogdan , Octavia, (2003) Riscuri de Mediu și metodologia studierii lui. Puncte de vedere, Editura Casa Cărții de Știință, Cluj-Napoca

6.Bogdan, Octavia, (2008) Carpații Meridionali. Clima, hazardele meteo-climatice și impactul lor asupra turismului,Editura Universității Lucian Blaga, Sibiu

7.Buiuc,M. (1984) Estimarea radiației solare pe teritoriul României, IMH, București

8.Costea, Marioara (2011) Cartografiere și analiză geomorfologică, Editura Universității Lucian Blaga, Sibiu

9.Costea, Marioara, (2012) Degradarea terenurilor prin eroziune hidrică, Editura Universității Lucian Blaga , Sibiu

10.Ciocoiu, I. (1987) Studiul resurselor de energie solară pe teritoriul RSR, MH, București

11.Dordea, D., Găbudianu-Rădulescu, D., Sprânceană, V., (2008) Ghid metodologic pentru realizarea harților de hazard și risc, Editura vergiuliu, București

11.Florea, N., Munteanu, I., (2012) Sistemul Român de taxonomie al solurilor, Editura Sitech, Craiova

12.Grecescu, D. (1898) Flora României, Tip. Dreptatea, București

13.Grecu, Florina (1997) Fenomene natural de risc, geologie și Geomorfologie, Editura Universității din București, București

14.Grecu, Florina,(2006) Hazarde și riscuri naturale, Editura Universitară, București

15.Ianoș, Gh., Goian, M. (1995) Solurile Banatului. Evoluție și Caracteristici Agrochimice, Editura Mirton, Timișoara

16.Ianoș, I., (1994) Riscul în sistemele geografice, SCGGG, XLI, București,

17.Irimuș, I, Vescan, I., Man, T., (2005) Technici de cartografiere,monitoring și analiză GIS, Editura Casa Cărții de Știință, Cluj-Napoca

18 .Lee , G.S., and Lee, K.H.,( 2006) Scaling effect for estimating soil loss in the RUSLE model using remotely sensed geospatial data in Korea. Hydrology and Earth System Sciences Discussions 3. www.copernicus.org/EGU/hess/hessd/3/135

19.Mateescu, Elena, Alexandru, D., Stăncălie, Gh. (2003) Clasificarea riscurilor climatice. Impactul riscurilor hidro-climatice asupra mediului în bazinul Bârladului, Editura Performantica, Iași

20.Meruțiu, V.(1921) Județele din Ardeal și din Maramureș până în Banat, Institutul de Arte Grafice «Ardealul »,Cluj

21.Mihaiescu, R., Man, T., Oncu, M., (2004) Evaluarea riscului de eroziune a solului în bazinul Someșului Mic

22.Mihai, B., (2005) Munții din Bazinul Timișului, Editura Universității din bucurești, București

23.Moldovan, F., Croitoru, Adelina-Eliza, (1999) Considerații asupra fenomenului de vijelie din România,

24.Moldovan, Florin, (2003) Fenomene climatice de risc, Editura Echinox, Cluj-Napoca, 2003

25 . Moțoc M., Munteanu S., Băloiu V., Stănescu P., and Mihai G., (1975) Eroziunea solului și metodele de combatere, Eed. Ceres, București

26.Mutihac, V., Ionesi, L., (1974) Geologia României, Editura Tehnică, Bucureși

27.Pascu, Ș., (1971) Voievodatul Transilvaniei, vol.1, Editura Dacia, Cluj-Napoca

28.Popescu-Spineni, M., (1978) România în izvoare geografice și cartografice, Editura științifică și enciclopedică, București

29.Rădoane, Maria, Dumitru, D., Ichim, I. (2001) Geomorfologie, Editura Universității Suceava, Suceava

30Sencu, V., Bacanaru, I., (1976) Județul Caraș-Severin, Editura Academiei Republicii Socialiste România, București

31 Stanciu, Eugenia, (2005) Precipitațiile atmosferice în Banat:aspecte de risc, Editura Eurostampa, Timișoara

33.Stoenescu, Ș., Țîștea, D., (1962) Clima Republicii Populare Române, Institutul Meteorologic, București

33.Teodoreanu, Elena, (1984) Bioclima Stațiunilor balneoclimaterice din România, Editura Sport-Turism, București

34.Teodoreanu, Elena, (2002) Bioclimatologie umană, Editura Academiei Române, București

35.Topor, N., (1964) Ani ploioși și secetoși în RPR, CSA, IM, București

36.Tufescu, V (1966) Modelarea naturală a reliefului și eroziunea accelerată,Editura Academiei, București

37.Zotic, V.,(2002) Premisele climatice ale organizării spațiului turistic din Carpații Meridionali, Editura Presa Clujană, Cluj-Napoca

***(1983), Geografia României, I, Geografie Fizică, Editura Academiei, București

*** (1971) Atlas Istoric, Editura didactică și pedagogică, București

***(1966), Atlas Climatologic al RSR, Institutul meteorologic, București

*** Date climatice oferite de Centrul Meteorologic Banat-Crișana.

BIBLIOGRAFIE

1.Armaș, Iuliana (2006) Risc și Vulnerabilitate, Editura Universității din București, București

2.Bogdan, Octavia, Mărculeț, Cătălina, (2004) Diferențieri în repartiția geografică a riscurilor climatice în Romania, cu referie la vânturile tari, Analele Universității de Vest din Timișoara, vol.XI-XII,2001-2002, Editura Universității de Vest, Timițoara

3.Bogdan, Octavia, Niculescu, Elena (1992) Riscurile Climatice din România, Academia Română, Institutul de Geografie, București

4.Boșcaiu, N., (1971) Flora și fauna Munților Țarcu, Godeanu și Cernei, Editura Academiei Republicii Socilaiste Romania, București

5.Bogdan , Octavia, (2003) Riscuri de Mediu și metodologia studierii lui. Puncte de vedere, Editura Casa Cărții de Știință, Cluj-Napoca

6.Bogdan, Octavia, (2008) Carpații Meridionali. Clima, hazardele meteo-climatice și impactul lor asupra turismului,Editura Universității Lucian Blaga, Sibiu

7.Buiuc,M. (1984) Estimarea radiației solare pe teritoriul României, IMH, București

8.Costea, Marioara (2011) Cartografiere și analiză geomorfologică, Editura Universității Lucian Blaga, Sibiu

9.Costea, Marioara, (2012) Degradarea terenurilor prin eroziune hidrică, Editura Universității Lucian Blaga , Sibiu

10.Ciocoiu, I. (1987) Studiul resurselor de energie solară pe teritoriul RSR, MH, București

11.Dordea, D., Găbudianu-Rădulescu, D., Sprânceană, V., (2008) Ghid metodologic pentru realizarea harților de hazard și risc, Editura vergiuliu, București

11.Florea, N., Munteanu, I., (2012) Sistemul Român de taxonomie al solurilor, Editura Sitech, Craiova

12.Grecescu, D. (1898) Flora României, Tip. Dreptatea, București

13.Grecu, Florina (1997) Fenomene natural de risc, geologie și Geomorfologie, Editura Universității din București, București

14.Grecu, Florina,(2006) Hazarde și riscuri naturale, Editura Universitară, București

15.Ianoș, Gh., Goian, M. (1995) Solurile Banatului. Evoluție și Caracteristici Agrochimice, Editura Mirton, Timișoara

16.Ianoș, I., (1994) Riscul în sistemele geografice, SCGGG, XLI, București,

17.Irimuș, I, Vescan, I., Man, T., (2005) Technici de cartografiere,monitoring și analiză GIS, Editura Casa Cărții de Știință, Cluj-Napoca

18 .Lee , G.S., and Lee, K.H.,( 2006) Scaling effect for estimating soil loss in the RUSLE model using remotely sensed geospatial data in Korea. Hydrology and Earth System Sciences Discussions 3. www.copernicus.org/EGU/hess/hessd/3/135

19.Mateescu, Elena, Alexandru, D., Stăncălie, Gh. (2003) Clasificarea riscurilor climatice. Impactul riscurilor hidro-climatice asupra mediului în bazinul Bârladului, Editura Performantica, Iași

20.Meruțiu, V.(1921) Județele din Ardeal și din Maramureș până în Banat, Institutul de Arte Grafice «Ardealul »,Cluj

21.Mihaiescu, R., Man, T., Oncu, M., (2004) Evaluarea riscului de eroziune a solului în bazinul Someșului Mic

22.Mihai, B., (2005) Munții din Bazinul Timișului, Editura Universității din bucurești, București

23.Moldovan, F., Croitoru, Adelina-Eliza, (1999) Considerații asupra fenomenului de vijelie din România,

24.Moldovan, Florin, (2003) Fenomene climatice de risc, Editura Echinox, Cluj-Napoca, 2003

25 . Moțoc M., Munteanu S., Băloiu V., Stănescu P., and Mihai G., (1975) Eroziunea solului și metodele de combatere, Eed. Ceres, București

26.Mutihac, V., Ionesi, L., (1974) Geologia României, Editura Tehnică, Bucureși

27.Pascu, Ș., (1971) Voievodatul Transilvaniei, vol.1, Editura Dacia, Cluj-Napoca

28.Popescu-Spineni, M., (1978) România în izvoare geografice și cartografice, Editura științifică și enciclopedică, București

29.Rădoane, Maria, Dumitru, D., Ichim, I. (2001) Geomorfologie, Editura Universității Suceava, Suceava

30Sencu, V., Bacanaru, I., (1976) Județul Caraș-Severin, Editura Academiei Republicii Socialiste România, București

31 Stanciu, Eugenia, (2005) Precipitațiile atmosferice în Banat:aspecte de risc, Editura Eurostampa, Timișoara

33.Stoenescu, Ș., Țîștea, D., (1962) Clima Republicii Populare Române, Institutul Meteorologic, București

33.Teodoreanu, Elena, (1984) Bioclima Stațiunilor balneoclimaterice din România, Editura Sport-Turism, București

34.Teodoreanu, Elena, (2002) Bioclimatologie umană, Editura Academiei Române, București

35.Topor, N., (1964) Ani ploioși și secetoși în RPR, CSA, IM, București

36.Tufescu, V (1966) Modelarea naturală a reliefului și eroziunea accelerată,Editura Academiei, București

37.Zotic, V.,(2002) Premisele climatice ale organizării spațiului turistic din Carpații Meridionali, Editura Presa Clujană, Cluj-Napoca

***(1983), Geografia României, I, Geografie Fizică, Editura Academiei, București

*** (1971) Atlas Istoric, Editura didactică și pedagogică, București

***(1966), Atlas Climatologic al RSR, Institutul meteorologic, București

*** Date climatice oferite de Centrul Meteorologic Banat-Crișana.