Scrigroup - Documente si articole

Username / Parola inexistente      

Home Documente Upload Resurse Alte limbi doc  

 
CATEGORII DOCUMENTE



DemografieEcologie mediuGeologieHidrologieMeteorologie


LUCRARE DE DIZERTATIE DEZVOLTAREA DURABILA A ZONEI MONTANE - MASIVUL BUCEGI - CARACTERIZARE CLIMATICA SI TOPOCLIMATICA

Ecologie mediu

+ Font mai mare | - Font mai mic


DOCUMENTE SIMILARE

Trimite pe Messenger
Macrostructura verticala a unui ecosistem. Exemplificare la nivelul padurii, lacului si marii. Denumiti terminologia specifica.
Biodiversitatea. Definitie, caracteristici, particularitati si tipuri. Dati exemple referitoare la numarul de specii cunoscuter pe Terra si considerat
Reteaua trofica si fluxul de energie in reteaua trofica.
PLANUL LOCAL DE ACTIUNE PENTRU MEDIU BUCURESTI
Bucuresti, cea mai nociva capitala europeana
Conceptul si componentele ecosistemului
SCURT ISTORIC AL ECOLOGIEI
CERCETAREA ECOLOGICA IN ABORDARE INTERDISCIPLINARA
Mediul inconjurator din orizontul local
URBANISMUL SI EFECTELE LUI ASUPRA MEDIULUI

TERMENI importanti pentru acest document

: : elena teodoreanu - culoarul rucar bran studiu climatic si topoclimatic : : :

UNIVERSITATEA 'VALAHIA' TARGOVISTE

FACULTATEA DE INGINERIA MEDIULUI SI BIOTEHNOLOGII

MASTER: DEZVOLTAREA DURABILA A ZONEI MONTANE

LUCRARE DE DIZERTATIE

--MASIVUL BUCEGI--

CARACTERIZARE CLIMATICA SI TOPOCLIMATICA

INTRODUCERE

Masivul Bucegi, prin asezarea sa geografica, in vecinatatea uneia dintre cele mai circulate legaturi transcarpatice (valea Prahovei), prin calitatile sale naturale (altitudine, masivitate, accesibilitate relativ usoara), a cunoscut in ultimul secol cele mai importante transformari antropice dintre toate masivele muntoase din Carpatii Romanesti.

In masivul Bucegi s-a dezvoltat o infrastructura densa de dotari turistice - cabane, instalatii de transport pe cablu, partii de schi, baze sportive, trasee turistice amenajate, iar in legatura cu valorificarea imensului sau potential turistic s-au dezvoltat statiunile din lungul vaii Prahova, intre care se distinge statiunea climaterica Sinaia (o veritabila Perla a Carpatilor, alaturi de care au aparut si si-au extins suprafetele construite si amenajate turistic statiunile Predeal, Busteni, Poiana Tapului s.a.

Functiei turistice dominante i-au premers, inca de acum peste o suta de ani,unele incercari de valorificare economica, unele dintre ele fiind in continuare de actualitate. Bogatia fondului forestier a stat la baza amenajarii fabricii de celuloza si hartie de la Busteni. Rocile de constructii au fost exploatate si transportate in partea de sud a masivului, pentru aprovizionarea fabricii de lianti de la Fieni. Se adauga celelalte ramuri industriale dezvoltate in localitatile de la baza masivului, in valea Prahovei.

Gradul ridicat de antropizare, pe de o parte, dar si mentinerea celui mai sporit grad de atractivitate turistica (indeosebi pentru locuitorii capitalei, dar si pentru cei din orasele apropiate, printre care si capitala judetului nostru - municipiul Targoviste) m-a determinat sa abordez acest subiect.

Lucrarea de fata este rodul unei activitati de documentare bibliografica, de cercetare pe teren si la statiile meteorologice din regiune, pe durata a aproximativ doi ani.

Necesitatea si obiectivele cercetarii:

-conturarea potentialului climatic al masivului Bucegi:

-analiza comparativa si evidentierea individualitatii geografice si climatic ale masivului:

-corelarea cunostintelor teoretice cu partea stiintifica ce prezinta implicatii practice


CAPITOLUL I

CARACTERIZARE FIZICO-GEOGRAFICA

1.1. ASEZARE SI LIMITE

Masivul Bucegi formeaza o unitate fizico-geografica bine individualizata, atat datorita limitelor geografice nete, precum si datorita existentei in perimetrul lor a numeroase caracteristici morfografice, morfostructurale, litologice specifice ariei carpatice inalte (altitudini ridicate, suprafete de nivelare intinse, urme de relief glaciar etc).

Situat in extremitatea estica a Carpatilor Meridionali, masivul Bucegi se desfasoara sub forma unui vast amfiteatru cu deschidere sudica, delimitat de unitatile geografice vecine prin abrupturi de peste 1000 m.

Limita nordica este impunatoare, datorita diferentei de nivel de peste 1200 m. Abruptul petrografic, fragmentat de vai glaciare, domina zona joasa a Culoarului Rasnoavei, care formeaza un nivel de eroziune distinct, extins in bazinul Rasnoavei de Prahova si al Rasnoavei de Barsa, situat la altitudinea de cca 1000 m, in continuarea suprafetei de eroziune a Predealului. Spre deosebire de valea Prahovei, conturul limitei nordice se complica datorita intrepatrunderilor dintre culmile montane si suprafetele domoale ale platformei de eroziune a Predealului, prelungita, in aceasta zona, cu un culoar intre Bucegi si Postavaru. Din saua de la Pichetul Rosu, limita coboara in valea Glajariei, pe care o continua pana in amonte de confluenta cu valea Velicanului. Mai departe, se continua spre vest printr-o serie de inseuari situate la altitudini de 1000 - 1200 m. Limita de nord a Bucegilor este evidenta si din punct de vedere al altor elemente fizico-geografice, de exemplu, din punct de vedere al vegetatiei. Din acest punct de vedere, limita nordica a fagului constituie o granita precisa. Aceeasi limita este marcata si din punct de vedere hidrografic, prin aparitia unei bogate retele hidrografice si a prezentei izvoarelor. De asemenea, tipurile de soluri din acest sector, confirma demarcatia geomorfologica: la nord predomina solurile podzolice, iar la sud solurile scheletice. Din punct de vedere climatic, limita nordica a Bucegilor se reflecta in intensificarea proceselor de eroziune si in stratificarea altitudinala, accentuate de expunerea unitatilor de relief predominant catre nord.

Catre est, Culoarul vaii Prahovei formeaza o limita bine definita de abrupturi, de un aliniament de izvoare si de cascade, care marcheaza diferentele de nivel ce pot ajunge pana la 1 500 m. Limita estica corespunde si sectorului de limite cu cea mai intensa presiune antropica, determinata de intensul trafic feroviar si rutier, precum si de fluxurile economice si turistice intense. Marginea estica a masivului se poate urmari, de la sud catre nord, pe valea Prahovei, valea Cerbului, valea Seaca si de aici catre nord pana la Pichetul Rosu. Valea Prahovei se caracterizeaza printr-un profil transversal asimetric: la vest abruptul petrografic al Bucegilor, la est pantele mai domoale ale Muntilor Baiului (Garbovei). Caracterele asimetrice sunt pastrate de fizionomia vaii Cerbului, chiar cu o amplitudine mai mare, datorita intensitatii modelarii terenurilor si eroziunii fluviatile. De la confluenta vaii Cerbului cu Valea Seaca, limita se continua pe aceasta din urma pana saua de la Pichetul Rosu. Caracterele semnalate la valea Cerbului sunt valabile si aici. In acest sector, culmile montane sunt in contact cu suprafata de nivelare a platformei Predealului, dominata cu cca 200 - 300 m de Clabucetele Predealului.

In sud, trecerea catre Subcarpati este mai domoala, prin pante mai reduse si rupturi de panta cu diferente pana la 200 m. Este singura limita a masivului care nu este clar detasata prin abrupturi petrografice si diferente de nivel. Principalele elemente de diferentiere sunt indicii morfografici, alaturi de aspectele morfogenetice. Limita este trasata conventional, din punct de vedere geografic, pe valea Ialomicioara Paduchiosului pana la cumpana dintre aceasta si valea Izvoru Dorului. In continuare, limita se continua pana la confluenta cu Prahova pe directia nord est - sud vest si reprezinta zona de legatura dintre bazinele Prahovei si lalomitei. Diferentierea dintre unitatea montana si cea subcarpatica este mai bine evidentiata mai cu seama de modul diferit de utilizare a terenurilor si de caracteristicile generale ale peisajului geografic. Astfel, la nord de limita ariei montane, reteaua hidrografica, reteaua hidrografica are un caracter predominant temporar, in timp ce la sud de aceasta limita are un caracter permanent, ia limita dintre cele doua arii cu regim hidrografic diferit situandu-se o linie de izvoare.

In vest, valea Brateiului formeaza o limita morfohidrografica fata de Masivul

Leaota care se continua pe un aliniament de cueste catre nord, diferentiind net Bucegii de Culoarul Bran - Rucar - Dragoslavele. Se pot distinge doua sectoare ale limitei de vest: primul sector desparte Bucegii de Culoarul Branului, iar cel de al doilea separa doua unitati muntoase destul de bine individualizate din punct de vedere morfologic, Bucegii si Leaota. Primul sector se dezvolta pe directia nord-sud, intre abruptul Clincea si saua Strunga si se caracterizeaza prin existenta abrupturilor de 600 - 700 m altitudine relativa. De la baza acestor abrupturi catre vest, se desfasoara interfluviile inalte dintre vaile perpendiculare pe linia abruptului, care apartin nivelului inalt al Culoarului Branului. Aceasta linie de racord se situeaza la altitudinea de cca 1500 m.

1.2. RELIEFUL

Din punct de vedere morfografic, masivul Bucegi se caracterizeaza printr-o foarte clara detasare fata de regiunile geografice din jur, diferentierea fiind data de abrupturile care formeaza limitele masivului. Peretii verticali cu larga extindere si pantele cu inclinare accentuata sunt trasaturile principale care contribuie la evidentierea acestor caracteristici principale ale Bucegilor. Astfel, se remarca extinderea mare a suprafetelor de panta cu o declivitate mare de 60 - abruptul vaii Prahovei, sub Jepi, Costila, Bucsoiu, abruptul Gutanului catre Culoarul Rucar- Bran s.a. care alaturi de pantele foarte inclinate (peste 40) acopera cea mai mare parte din suprafetele de bordura ale masivului. Suprafetele cu pantele cele mai scazute se situeaza in interiorul masivului (inclinari sub 40) si au un aspect mai mult sau mai putin continuu. Pantele au in general un caracter structural; suprafetele de strat au o inclinare redusa (sub 10), iar capetele de strat au o inclinare mai mare (30 - 40), cu denivelari mascate de grohotisuri bine consolidate, ca de exemplu tapsanele de pe valea Izvora Dorului. Se intalnesc suprafete foarte inclinate si la interiorul masivului, in aria afectata de glaciatiunea cuaternara (sectoarele de la obarsia vailor Ialomita, Gaura, Malaesti, Tiganesti s.a.). Limita inferioara a acestui sector interior cu pante asemanatoare celor de pe bordura este data de curba de nivel de 1 700 m, la care se adauga, cu caracter discontinuu, suprafetele foarte inclinate din sectoarele de chei (cheile lalomitei, Tatarului, Horoabei etc).

Aspectul de cetate muntoasa al masivului, data de abrapturi si de suprafata usor inclinata a partii superioare, prezinta o importanta deosebita in activarea procesului de eroziune torentiala, in fonctie de nivelul hidrografic de baza, precum si in manifestarea principalelor elemente climatice (in functie de expunere culmilor si a sectoarelor de vale). Una dintre caracteristicile principale date de dispunerea suprafetelor cu diferite pante, este prezenta pantelor in trepte ca o trasatura esentiala pentru intreg masivul, iar din punct de vedere morfografic, in Bucegi se disting doua zone in care pantele au caractere diferite (zona externa si cea interna). Aceasta situatie este generata de elementele de ordin structural.

Altitudinea maxima a masivului este marcata in varful Omu - 2 505 m, care constituie si nodul orografic principal, din care se ramifica culmile principale, dispuse in forma de semicerc alungit (potcoava) cu deschiderea catre sud. Altitudinile scad de la nord spre sud si de la exterior catre interior. Pe rama estica, pe culmile care se ramifica spre sud din varful Omu, se disting cele mai inalte varfuri - Costila 2 490 m, Caraiman 2 384 m, Babele 2 292 m, Jepii Mici 2 143 m, Jepii Mari 2 071 m, Piatra Arsa 2 001 m, Furnica 2 103 m, Varful cu Dor 2 030 m, Vanturisul 1 851 m.

Pe rama vestica, exista de asemenea altitudini peste 2 000 m, iar varfurile cele mai importante sunt Doamnele 2 401 m, Batrana 2 189 m, Coltii Tapului 2 183 m, Tatara 1998 m, Deleanu 1 895 m, Zanoaga 1 703 m.

La nord de varful se individualizeaza alte culmi inalte desprinse din nodul orografic principal - Bucsoiu 2 200 m, Hornurile Tiganestilor si Malaestilor (2 300 m), Muntele Gaura etc.

Din punct de vedere al densitatii fragmentarii distingem mai multe sectoare: zona de abrupt, zone de interfluviu si complexul vailor. Zona de abrupt se caracterizeaza printr-un grad accentuat de fragmentare (intre 1 si 4 km/ km2), in cadrul careia se poate face o deosebire intre abruptul estic si nordic pe de o parte, si cel vestic pe de alta parte, indeosebi datorita suportului litologic. Zona de interfluviu prezinta cea mai redusa fragmentare, ca rezultat al actiunii retelei hidrografice temporare (de exemplu, reteaua hidrografica din bazinul Izvorul Dorului). In partea de nord, datorita proceselor glaciare si periglaciare din trecut, densitatea fragmentarii este mai redusa fata de partea centrala si sudica. Complexul vailor inscrie un alt tip de fragmentare a reliefului, generata in special de actiunea organismelor torentiale de pe versantii vailor. Cel mai mare grad de fragmentare corespunde vailor amplasate in imediata apropiere a zonei de ax a sinclinalului, unde intervin ca factori principali suprafata structurala (pe care are o scurgere superficiala conforma si capetele de strat care favorizeaza infiltratiile abundente, acolo unde capetele de strat ies la suprafata prin eroziune). In aceasta categorie intra, in primul rand valea Ialomitei si valea Doamnei.

Principalele forme de relief care caracterizeaza suprafata masivului Bucegi sunt rezultatul interactiunii complexe dintre structura litologica, dispunerea stratelor si situarea principalelor nivele de baza care dirijeaza eroziunea in suprafata. Daca pentru configuratia de ansamblu a masivului, caracterele structurale si tectonice joaca principalul rol, pentru evidentierea principalelor trasaturi morfometrice si morfografice, raspandirea principalelor formatiuni litologice constituie factorul hotarator. Formatiunile de conglomerate calcaroase sau grezoase, calcarele, sisturile cristaline, stratele de Sinaia sunt doar cateva din rocile care isi pun amprenta in configuratia reliefului.

Zona cea mai extinsa revine conglomeratelor si gresiilor, in cadrul carora se pot distinge conglomerate asezate in baza la o serie de gresii micacee, iar in unele cazuri la marne. In general, cimentul conglomeratelor de Bucegi este calcaros, fapt care se traduce in morfologie prin prezenta formelor asemanatoare celor din zonele calcaroase, care devin si mai larg raspandite atunci cand in masa conglomeratelor sunt inglobate si blocuri de calcar de dimensiuni variate. Cand masa calcaroasa prinsa in corpul conglomeratelor este voluminoasa, se pot forma lapiezuri, in general de dimensiuni reduse, asa cum exista in Coltii Obarsiei, Piciorul Babelor, Cocora, Pietrosul etc. Din desfacerea rocii, rezulta si un eluviu grosier, pe care procesele de gelivatie le transforma intens. Aceasta presupune o frecventa mare a lapiezurilor, care au mai mare desfasurare indeosebi in apropierea limitei ariei de actiune a ghetarilor cuaternari - zona periglaciara. Caracterele mentionate sunt valabile pentru suprafetele structurale ale, Jepilor Mari si Mici, Caraimanului, Pietrei Arse etc. Lapiezurile sunt prezente si in formatiunile grezoase, unde au, spre deosebire de lapiezurile dezvoltate pe calcare si conglomerate, o forma rectilinie. Sectoarele cu cea mai mare densitate a lapiezurilor in gresie sunt in amonte de cabana Caraiman, in Muntele Cocora, etc. In gresii se formeaza deseori si doline, mici adancituri mai putin profunde decat cele formate in calcare (bazinul Izvorului Dorului, sub varful Pietrosul, Cocora).

In zona conglomeratelor si, mai putin, in zona gresiilor conglomeratice, apele au un caracter temporar datorita patului poros. Exemplul cel mai caracteristic il reprezinta valea Izvora Dorului. Gresiile puternic cimentate si mai ales cele cuartitice retin apa, intrucat infiltratiile pe fetele de strat sunt foarte puternice. De aceea, are loc in fiecare an aparitia si disparitia izvoarelor si micilor paraie, asa cum este cazul celor de pe suprafata structurala a Jepilor, folosite pentru alimentarea cu apa a cabanei Piatra Arsa.

Ca rezultat al eroziunii diferentiale exercitate de agentii externi apar o serie de forme de relief caracteristice, cu aspect bizar, cum ar fi: Bisericuta si Piramidele de pe culmea Tiganesti, Ciobanasul si Coloanele de pe Culmea Doamnele si Obarsia. La cele enumerate se adauga bine cunoscute stanci Sfinxul si Babele, situate la altitudinea de peste 2 000 m. In general, formele de relief dezvoltate pe conglomerate sunt masive si semete, in legatura fireste cu compozitia litologica. Asa se explica, numarul mare de varfuri cu altitudini de peste 2 300 m, situate intre varfurile Omu si Babele, acolo unde conglomerate au in componenta lor blocuri de granite gnaisice. Dovada evolutiei inaintate a reliefului dezvoltat pe complexul conglomeratelor de Bucegi o constituie nisipurile, rezultat al descompunerii avansate. Zona inalta a masivului, adapostita de bataia vanturilor, se afla sub protectia unui invelis de nisip, care in unele locuri atinge grosimi de aproape o jumatate de metru (in zonele adapostite ale drumului dintre Babele si Omu). Conditiile climatice diferite intre anumite sectoare ale masivului (indeosebi expunerea si gradul de adapostire a suprafetelor) determina lipsa paturi de nisip in zona sudica a conglomeratelor.

O larga extindere o are relieful calcaros, dezvoltat in stransa legatura atat cu dispunerea formatiunilor litologice, cat si in raport de evolutia retelei hidrografice. Pentru formarea reliefului calcaros, un rol important il detin cursurile subterane ale organismelor hidrografice. Ca urmare, au aparut o serie de doline, pe traseele vailor Horoaba, Coteanu, Tataru si in lungul Ialomitei, in zona cheilor. Drenajul subteran se efectueaza indeosebi pe fetele de strat si este mai abundent pe flancul estic al sinclinalului, datorita gradului mai mare de permeabilitate pe care il ofereau conglomeratele; de acest drenaj este legat carstul din valea Ialomitei. Pe flancul vestic, unde conglomeratele erau foarte subtiri, drenajul subteran era mult mai ingreunat.

In functie de situarea nivelului hidrografic de baza, precum si in raport de dispunerea principalelor structuri litologice, s-au format cele mai importante forme de relief specifice calcarelor, respectiv sectoarele de chei sau sectoare de tip canion: Pestera, Zanoaga, Bolboci, Dobresti sau Horoabei, Coteanu s.a. Legat de drenajul subteran s-au format si pesterile, dintre care cea mai cunoscuta este Pestera Ialomitei.

In cadrul masivului, se evidentiaza un sector ocupat de o suita de roci dure, cunoscute sub numele de Strate de Sinaia, care reuneste bancuri de marne, gresii, calcare, puternic cutate si diaclazate. Aceste formatiuni sunt specifice unor sectoare de bordura din cadrul limitelor de sud, nord-est si sud-est si au o mare duritate, ceea ce le imprima o mare rezistenta la eroziune, situata, din acest punct de vedere, imediat dupa rocile cristaline de Leaota.

Influenta cea mai pronuntata pe care aceste roci o au asupra reliefului, se resimte in sectorul sud estic al masivului, datorita nivelul de baza mai coborat pe care il ofera valea Prahovei, desfasurata la altitudinile de 750 - 900 m intre Comarnic si Predeal. In comparatie cu acest nivel, cel al vailor de la bordura vestica a Bucegilor (Bangaleasa, Brateiul s.a.) determina diferente de nivel mai reduse si, implicit, o atenuare a energiei erozive.

Principalele efecte pe care le-au avut in relief stratele de Sinaia constau intr-o viguroasa actiune de eroziune, fapt explicat de marirea succesiva a bazinului Prahovei in detrimentul Ialomitei. Astfel, se pot explica in timp captarile Izvorului Dorului. De asemenea, la baza abruptului prahovean pot fi semnalate o serie de captari iminente, efectuate de vaile Urlatoarei, Pelesului si Zgarburei.

Stratelor de Sinaia le sunt caracteristice si degradarile de teren, care sunt puse pe seama tectonizarii si diaclazarii avansate, fapt care faciliteaza infiltratiile apelor meteorice. Cele mai favorabile pentru intensificarea alunecarilor de teren sunt marnele, care produc desfacerea in placi, pe fetele de strat. Sectoare afectate de degradarea terenurilor pe strate de Sinaia sunt semnalate intre Poiana Tapului si Sinaia, datorita subminarii exercitate de marne, ca si la sud de Sinaia.

Sisturile cristaline, desi nu ocupa suprafete intinse, imprima o morfologie aparte. O frecventa mai mare a formelor dezvoltate pe sisturi cristaline se semnaleaza in vecinatatea Muntilor Leaota, acolo unde formatiunea geologica este cunoscuta sub numele de cristalinul de Leaota. Prezenta cristalinului constituie un element important prin nivelul de baza mult mai stabil pe care il da retelei hidrografice din regiune. Aspectele generale ale reliefului dezvoltat pe sisturi cristaline sunt masivitatea, drenajul de suprafata abundent, profilul longitudinal echilibrat al raurilor, fara rupturi de panta, cu versanti convecsi si degradare accentuata.

In fizionomia de ansamblu a masivului Bucegi, o mare extindere o au formele de relief cu caracter morfostructural, date de dispunerea stratelor. Din acest punct de vedere, o mare raspandire o au cuestele, fiind cunoscte ca fiind capetele de strat ale unei formatiuni ce prezinta o cadere oarecare, ca urmare a unui proces de intensa eroziune. Cuestele se caracterizeaza printr-o varietate morfografica si genetica deosebita si se pot clasifica, din punct de vedere genetic, in doua mari categorii: tectono-erozive si erozive. Cuestele tectono-erozive inconjoara sub forma unui semicerc unitatea muntoasa a Bucegilor. Acest tip de cueste se intalnesc in lungul flancului estic, nordic si vestic al masivului. Cuestele (abrupturile) de la marginile estica, respectiv vestica, se datoreaza situarii pe capetele de strat, in timp ce abruptul nordic se explica prin inclinarea catre sud a sinclinalului Bucegilor in intregime.

Bordura vestica a Bucegilor este formata dintr-o linie neintrerupta de cueste, eroziunea fiind impiedicata in actiunea sa de rama calcaroasa si de nivelul de baza mult mai stabile conferit de cristalinul de Leaota. In est, cuestele apar mult mai bine dezvoltate, datorita conglomeratelor pe care se dezvolta, precum si datorita nivelului de baza local amplasat pe strate de Sinaia. Cuestele de eroziune constituie cel de al doilea front intern si se dezvolta in cadrul flancului estic al sinclinalului, care se poate urmari de-a lungul unei linii ce trece prin varfurile: Babele, Cocora, Laptici, Blana, Nucet, Oboarele si Dichiul. Geneza lor este legata de cursul subsecvent al vaii Izvora Dorului, instalata perpendicular pe suprafata structurala a Bucegilor, fapt care a generat aparitia unei noi linii de cueste.

Trasaturile morfologice cele mai diverse sunt inscrise in relief prin actiunea energica a agentilor externi. Actiunea agentilor externi are ca suport configuratia litologica si structurala a masivului, iar intensitatea proceselor este conditionata de cadrul climatic. Conditiile climatice care concura la dinamizarea actiunii agentilor externi sunt zonalitatea verticala climatica, data de etajarea altitudinala, precum si periodicitatea variatiilor climatice (diurne sau sezoniere). In raporturile complexe dintre conditiile climatice si natura agentilor de modelare, se pot distinge mai multe sisteme de eroziune, unele dintre

ele functionale in decursul erelor geologice, cu rezultate in relief vizibile si astazi (regimul glaciar, periglaciar), altele active si in prezent (regimul fluviatil, eolian).

Actiunea ghetarilor cuaternari este vizibila in relieful masivului Bucegi prin urmele lasate in sectoarele cu cele mai mari altitudini. Formele de relief glaciar sunt dispuse relativ circular in jurul varfului Omu, in sectoarele de obarsie ale vailor Ialomita, Cerbului, Morarului, Doamnei, Sugarilor, Malaesti, Urmatoarea, Gaura. Limita inferioara a extensiunii glaciatiunii este mai greu de precizat, intrucat morenele terminale lipsesc in cele mai multe cazuri sau suscita interpretari controversate. Eroziunea periglaciara s-a manifestat cu predilectie, si continua sa se manifeste in diferite forme, in jurul circurilor glaciare. Periglaciarul actual are un caracter sezonier, fiind legat de conditiile climatice favorabile (pe o perioada mai mare decat jumatatea unui an, temperaturile lunare trebuie sa inregistreze valori negative, pentru a permite desfasurarea proceselor tipice). De modelarea periglaciara, care se combina cu procesele de eolizatie, este legata si existenta formelor de relief cu aspect bizar, cum sunt Babele si Sfinxul, unde un rol important 1-a jucat si dispunerea alternativa a stratelor de roci cu duritati diferite.

Actiunea vanturilor, materializata prin deflatie, coraziune si depunere este pregnanta in masivul Bucegi. Intensitatea proceselor de modelare este legata de dispunerea reliefului si de materialul litologic constitutiv. Conditiile favorabile pentru intensificarea proceselor eoliene sunt date de vitezele mari ale vanturilor in zona inalta expusa a Bucegilor (unde depasesc frecvent 30 m/s) si de frecventa mare a acestora la cele mai mari altitudini (la varful Omu, iarna, vanturile puternice reprezinta o proportie de peste 55%). Frecventa cea mai mare o au vanturile de nord si nord vest, iar pe versantii expusi se manifesta deflatia, coraziunea si dezagregarea, in timp ce pe versantii adapostiti are loc acumularea. Actiunea cea mai intensa se exercita asupra suprafetei nivelate superioare a Bucegilor, care a fost denumita de unii cercetatori Hamada Bucegilor (St. M. Stoenescu, 1951).


1.3. ALTE CARACTERISTICI FIZICO-GEOGRAFICE

Prahova si Ialomita sunt principalii colectori ai retelei hidrografice din masivul Bucegi. Importanta cunoasterii retelei hidrografice si a regimului hidrologic este data de numeroase conexiuni geografice: actiunea de modelare a reliefului exercitata de apele curgatoare, canalizarea maselor de aer in lungul principalelor vai, precum si formarea inversiunilor de temperatura datorita caracterului de adapost si expunerii diferentiate pe il ofera vaile. De asemenea, din cauza proprietatilor fizico-chimice diferite, apa organismelor hidrografice majore contribuie la modificarea unor proprietati fizice ale maselor de aer (umezeala relativa, diferente termice etc).

Axa hidrografica principala a masivului este Ialomita, al carei sector montan al vaii
se situeaza in intregime in Muntii Bucegi. Bazinul hidrografic corespunzator vaii
superioare a Ialomitei insumeaza 98 km2. Ialomita isi are obarsia la altitudinea de cca

2 450 m, sub varfurile Bucura si Mecetul Turcesc. Valea Ialomitei isi insinueaza traseul intre culmile Coltii Obarsiei, Babele, Cocora, Laptici, Blana, Nucet, Oboarele, Dichiu, Plaiul Priporului, la est si muntii Doamnele, Batrana, Strungile Mari, Tataru, Deleanu si Zanoaga, la vest.

Principala sursa de alimentare a bazinului Ialomitei este pluvionivala, care capata caracteristici aparte in Bucegi, din cauza elementelor de ordin structural si litologic. Se remarca lipsa de concordanta intre cumpana de ape de suprafata si cea de adancime, aceasta din urma fiind delimitata de marginile sinclinalului. Regimul constant de scurgere al Ialomitei se datoreaza alimentarii subterane, favorizata de situarea sa in axul sinclinalului, la imbinarea axiala a stratelor, in timp ce la suprafata, pe cele doua flancuri ale sinclinalului, vaile putin adanci sunt alimentate numai in urma ploilor sau in urma topirii zapezilor. In cadrul vaii superioare a Ialomitei se distinge un sector superior glaciar, in apropierea obarsiei raului si un sector fluviatil, reprezentat printr-o succesiune de bazinete de eroziune, sectoare de chei, mlastini etc. Debitul solid este apreciabil in albia Ialomitei, datorita frecventei rocilor putin rezistente la eroziune (facies marno-grezos). In unele bazinete de eroziune, grosimea stratului aluvionar ajunge la peste 10 m.

De la nord la sud, Ialomita traverseaza cateva bazinete de eroziune, pe care le-a

sculptat la contactul conglomeratelor cu roci mai moi: Padina, dintre Tatare , Plaiul Mircii - Bolboci, dintre Zanoage , Scropoasa si Dobresti. Intercalatiile de calcare din lungul lalomitei genereaza sectoare de chei: cheile Ursilor, ale Pesterii, Tatarul Mare, Tatarul Mic, Zanoaga Mica, Zanoaga Mare, Orzei si Dobresti.

Cei mai importanti afluenti ai lalomitei sunt Cocora, Laptici, Scandurarilor, Blana, Nucetul, Oboarele, Scropoasa, Orzei si lalomiciaora Paduchiosului (pe partea stanga) si Batrana, Coteanul, Tatarul, Mircii, Bolboci si Brateiul (pe dreapta). Acesti afluenti nu au debite importante, din cauza infiltrarilor abundente pe fetele de strat.

Valea Izvoru Dorului este situata in partea estica a masivului Bucegi, la altitudinea medie de 1 600 m, astfel incat apare suspendata atat fata de Ialomita cat si fata de Prahova. Pozitia sa in raport de bazinele hidrografice ale Prahovei (la est) si lalomitei (la vest) a determinat redirectionari ale cumpenelor de ape si captari de-a lungul fazelor de constituire a reliefului.

Afluentii vaii au dimensiuni reduse, cei mai importanti fiind valea Calugarului si valea Dorului (pe versantul stang). In cuprinsul bazinului hidrografic sunt frecvente alunecarile de teren de amploare redusa si procesele de degradare a reliefului.

Colectorul principal al retelei hidrografice din extremitatea estica a masivului este raul Prahova, care colecteaza cea mai mare parte a emisarilor de pe versantii vestici ai masivului Bucegi si pe cei proveniti din Muntii Baiului (Garbovei). In acelasi timp, spatiul drenat de Prahova functioneaza ca o importanta suprafata de baza pentru orientarea retelei hidrografice.

Principalii sai afluenti, din sectorul montan, sunt de lungimi scurte, datorita versantilor abrupti ai unitatilor montane care delimiteaza valea Prahovei. De la nord catre sud, cei mai importanti afluenti sunt Rasnoava, valea Cerbului, valea Alba, valea Costilei, valea Jepilor, valea Urlatorilor, Pelesul, Zgarbura si valea Izvorului (pe versantul drept, originari din Bucegi), respectiv Azuga, Zamora, Valea Rea (pe partea stanga, din Muntii Baiului). Forma asimetrica a culoarului de vale, cu culmi domoale mai bine dezvoltate in Muntii Baiului, permite afluentilor de pe partea stanga o desfasurare mai ampla. Cel mai substantial aport la cresterea debitului lichid al raului Prahova il are raul Azuga, cu un aport de 1,72 mc/secunda in localitatea Azuga.

Scurgerea solida este considerabila, datorita extinderii mari a depozitelor friabile, spalate puternic la precipitatii abundente. Daca in perioada de iarna, cantitatile de aluviuni in suspensie sunt practic nule, in perioada scurgerii maxime, primavara-vara, se inregistreaza valori ridicate. O influenta favorabila in sporirea cantitatii de aluviuni o are constitutia litologica a zonei montane invecinate, alcatuita din depozite sedimentare si intercalatii de roci friabile (marne, argile), indeosebi in extremitatea sudica.

O umiditate ridicata a suprafetelor montane este caracteristica pentru Clabucetele Predealului, pantele Muntilor Postavaru si Piatra Mare, favorizata si de substratul predominant calcaros, care permite scurgerea subterana, acumularea si alimentarea freatica.

La bordura vestica a masivului se dezvolta cu precadere o retea hidrografica temporara, datorita raspandirii formatiunilor conglomeratice care favorizeaza infiltratiile. Principalul raul colector este valea Turcului (Moeciu), care in sectorul superior poarta numele de valea Bangaleasa.

Invelisul vegetal si biocenozele grupate in acest spatiu prezinta diferentieri locale, impuse de eterogenitatea principalelor compartimente si de etajarea altitudinala. Principalul element care conditioneaza distributia vegetatiei este altitudinea, in functie de care apare o structurare pe etaje altimetrice. Nu sunt neglijabile nici alte influente: modul de expunere a versantilor, frecventa degradarilor de teren, cat si interventia antropica (manifestata prin exploatarile forestiere, pasunat, culturi agricole etc).

In cadrul arealului de studiu, se disting doua mari asociatii vegetale, in functie de caracteristicile acestora: padurile si pajistile. Intre acestea exista arii de tranzitie din punct de vedere biogeografic (tufarisuri, raristi). Marile asociatii vegetale au o dispozitie relativ concentrica, in raport cu modul de etajare altitudinala. La baza versantilor se gasesc padurile de fag, specifice, in general, muntilor mijlocii si josi si dealurilor subcarpatice inalte. Fagetele urca pana la altitudinea de 1 400 m (pe alocuri chiar mai mult, pe pantele nordice si vestice), etajul principal de desfasurare fiind localizat la altitudinile medii de 900 - 1 200 m. In stratul arborilor predomina fagul (Fagus sylvatica), in asociatie frecventa cu paltinul si ulmul de munte, frasinul, mesteacanul, plopul tremurator s.a. Arbustii sunt destul de putin reprezentati, mai ales prin alun, soc rosu, tulichina, zmeur etc.

Prin suprafetele mari pe care le ocupa, si datorita gradul ridicat de compactitate al padurilor, fagete se remarca prin rolul de stabilizare a versantilor si prin importanta lor economica. Foarte rar, la limita lor inferioara, fagete se interfereaza cu gorunete, indeosebi catre Subcarpatii Getici, la altitudini ce coboara spre 1 000 m.

In partea superioara a etajului fagetelor se situeaza un sector de tranzitie spre padurile de conifere, compus dintr-un amestec de fag si rasinoase. Etajul de tranzitie este situat la altitudinea de 1 400 -1 600 m. Alaturi de fag, care constituie specia dominanta, se remarca bradul si molidul, precum si alte specii de arbori: frasinul comun {Fraxinus excelsior), carpenul (Carpinus betulus). Pe solurile acide specifice, in stratul ierbos domina Luzula luzuloides si Calamagrostis arundinacea, iar uneori chiar si asociatii de Vaccinium myrtillus.

Padurile de rasinoase ocupa versantii inalti, la altitudini cuprinse intre 1 400 (1600 m) si 1 800 m, acolo de unde incepe etajul subalpin, pe un suport de soluri brune acide si in conditiile unui cadru climatic mai bland decat cel de la cele mai mari altitudini. Masivul Bucegi formeaza extremitatea vestica a unui areal extrem de intins al molidisurilor, care sunt mai intinse pe versantii sai estici si nordici. In marea majoritatea a suprafetelor cu conifere, se semnaleaza un amestec de molid si brad, alaturi de care mai exista paltin de munte, ulm de munte, alun. Stratul arbustiv se adapteaza solurilor cu aciditate sporita: ferigi, uneori muschi, etc.

In peisajul sectoarelor inalte de versant, un element caracteristic foarte important este prezenta unui etaj vegetal subalpin la altitudini de peste 1800 m. Conditiile pedoclimatice care favorizeaza instalarea asociatiilor vegetale caracteristice acestui etaj insumeaza temperaturi medii anuale de circa 2C, cantitati medii anuale de precipitatii de peste 1 000 mm, vanturi puternice cu intensitatea de peste 7 m/s, si o predominare a solurilor brune feriiluviale si brune acide. Aceste asociatii au o mare extindere si densitate indeosebi pe versantii nordici, unde impactul vanturilor este mai pronuntat. Pe versantii sudici predomina Juniperus communis ssp. nana, iar in est apare Albus viridis. Pe locul padurilor defrisate au aparut pajisti secundare cu Festuca rubra, Nardus stricta. Specifice Muntilor Bucegi sunt asociatiile de jneapan intinse pe mari suprafete in zona platoului de altitudine (sectorul Piatra Arsa, Muntele Doamnele), a caror prezenta este reflectata si in toponimie (de exemplu, varfurile Jepii Mari si Jepii Mici), iar valoarea lor ecologica si peisagistica a fost pusa in valoare prin delimitarea unor rezervatii naturale.

La peste 2 000 m altitudine se intinde covorul pajistilor alpine, cu dezvoltare strans legata de conditiile climatice. Ca si pajistile de stepa, cele alpine au un caracter de climax, fiind o reflectare fidela a cadrului climatic. Pajistile alpine sunt alcatuite din asociatii de ierburi scunde, adaptate la frig, uscaciune, vanturi puternice. Principalele specii edificatoare sunt Carex curvula, Juncus trifidus, Agrostis mpestris, Covorul ierbos are o extindere mult mai larga decat cel al tufarisurilor si este constituit din pasuni de Festuca ovina ssp. sudetica, Nardus stricta, etc. Sunt prezente si elemente ale tufarisurilor scunde alpine (Loiseleuria procumbens, Vaccinium gaultherioides, Salix herbacea).

In lungul vailor principale (Prahova, Ialomita) se dezvolta asociatii de vegetatie azonala (plante hidroflle si higrofile), iar in sectoarele cu umiditate persistenta si cu conditii de aerisire insuficienta se dezvolta o vegetatie de mlastina (Laptici, Izvoru Dorului, Padina). Aceste mlastini fac parte din categoria mlastinilor eutrofe, in conditii de substrat saturat de apa si cantitate mare de substante nutritive, provenit din apele de infiltratie. Vegetatia este compusa din specii fanerogame acvatice - Phragmites, Typha, Scirpus, Juncus, Carex,s.a.

Repartitia principalelor tipuri de soluri este strans legata de dispunerea principalelor trepte de relief si de principalele caracteristici morfologice (pante, tipuri de suprafete: concave, convexe etc), de constitutia geologica dominanta, care impune tipul materialului parental, de caracteristicile retelei hidrografice, de modul de expunere a versantilor, de actiunea antropica etc.

Constitutia litologica intervine indeosebi prin compozitia chimico-mineralogica, care influenteaza derularea proceselor de solificare. Rocile bazice (calcarele si conglomeratele calcaroase din cea mai mare parte a Bucegilor) favorizeaza formarea rocilor molice, de timpul rendzinelor sau pseudorendzinelor, chiar si in conditiile unui excedent de precipitatii.

Factorul climatic este deosebit de activ in derularea proceselor pedogenetice. Datorita contrastelor pronuntate de temperatura intre anotimpurile extreme, ca si intre zi si noapte, procesele de gelivatie si gelifractie sunt intensificate, contribuind la faramitarea

rocilor si afanarea materialului parental. Temperaturile scazute franeaza procesul de argilizare si favorizeaza fenomenele de distructie a mineralelor primare. In conditiile climatului rece, circuitul biologic este foarte lent, iar acidificarea este accelerata. Rezulta, in acest context, soluri oligobazice sau oligomezobazice.

Cea mai mare extindere o au solurile din clasa spodosolurilor. Cele mai frecvente tipuri de sol din aceasta categorie sunt solurile brune-feriiluviale (brune podzolice) si pozolurile. Apar in conditii de clima umeda, specifica zonelor montane inalte. Acestea se caracterizeaza printr-un profil spalat, puternic debazeificat, cu o cantitate redusa de saruri si cu o alterare activa a substratului mineral cu formare de noi minerale. Prezinta un orizont relativ subtire cu humus, slab desaturat si cu reactie neutra-acida.

Sub zona subalpina, cele mai raspandite sunt solurile brune acide, situate sub paduri de fag sau de fag in amestec de fag si brad, la altitudini de 700-1400 m. Materialul parental dominant este format din conglomerate calcaroase, gresii si sisturi Sunt pretabile la o utilizare pentru pasuni si fanete sau au ramas acoperite de paduri.

CAPITOLUL II

FACTORII GENETICI SI DINAMICI AI CLIMEI

La nivelul intregii tari, masivul Bucegi ocupa o pozitie caracterizata printr-o centralitate pronuntata (in raport cu granitele tarii). Aceeasi trasatura se remarca si in comparatie cu pozitia in cadrul catenei carpatice, la limita dintre Carpatii Orientali si Meridionali si aproximativ la intretaierea celor trei provincii istorice. In plan climatic, aceasta pozitionare se concretizeaza in tranzitia climatica dintre regiunile climatice principale ale tarii (in fimctie de influentele climatice europene) si in detasarea, intr-un spatiul relativ restrans a unor elemente si manifestari climatice specifice. De exemplu, daca versantii nordici si vestici resimt din plin influenta circulatiei vestice, cu toata suita de consecinte climatice (sporirea cantitatii de precipitatii si a umiditatii atmosferice), in partea de sud, nuantele continentale specifice sudului tarii se resimt intr-o oarecare masura.

Limitele clare ale masivului Bucegi (mai ales catre vest si est) imprima zonei montane analizate o individualitate geografica pregnanta, ia detasarea careia contribuie si manifestarile climatice. Desfasurarea larga a Culoarului Rucar-Bran, in vest, precum si discontinuitatea pe care o realizeaza valea Prahovei in est, permit diferentieri sub raport climatic fata de unitatile de relief vecine. Cu alte cuvinte, sub raport climatic, masivul Bucegi prezinta caracteristici comune atat Carpatilor Orientali cat si Carpatilor Meridionali. De asemenea, unitatile geografice vecine muntilor Bucegi prezinta conditii climatice originale: depresiunea Brasov - loc de formare predilecta a inversiunilor de temperatura, de cantonare a aerului rece si de predominare a calmului atmosferic, valea Prahovei - areal de discontinuitate climatica intre Carpatii Orientali si Carpatii Meridionali, Culoarul Rucar-Bran.


2.1. RADIATIA SOLARA

Radiatia solara, ca principala sursa de energie a tuturor proceselor fizice si biologice din natura, joaca un rol determinant in individualizarea caracteristicilor climatice. Modul principal in care isi imprima influenta rezida din contributia sa la incalzirea inegala a maselor de aer. Influenta radiatiei solare se resimte atat la nivel global, prin influenta exercitata asupra dirijarii maselor de aer de origine continentala sau oceanica si in functie de unghiul pe care razele Soarelui il formeaza cu suprafata terestra, cat si la nivel local, in corelatie cu expunerea diferentiata a suprafetelor de teren (caracteristicile suprafetei active). Daca la nivel planetar, principalele determinari sunt introduse de pozitia geografica in functie de latitudine si longitudine si de unghiul de inclinare a razelor Soarelui, in cazul zonei noastre de studiu, este important de sesizat impactul distributiei altitudinale a reliefului si al extinderii mari a suprafetelor plane de altitudine.

Radiatia solara este influentata direct de o serie de factori meteorologici (nebulozitate, ceata, care micsoreaza transparenta aeruhii)si de caracteristicile suprafetei subiacente active (caracteristici morfologice, albedo dat de gradul de acoperire cu vegetatie sau de repartitia suprafetelor frecvent acoperite de zapada etc). Pe baza masuratorilor topoclimatice efectuate s-a stabilit ca altitudinile de peste 2 000 m, radiatia solara directa poate depasi la orele 12.00, in timpul zilelor de toamna chiar si valori de 1.5 cal/cm2/min. datorita, pe de o parte, transparentei mari a atmosferei, iar pe de alta parte, marimii unghiului sub care cad razele solare pe suprafata activa. Pe versanti, mai ales catre valea Prahovei, datorita masei mai opace a atmosferei (incarcata cu particule fine, pulberi sau fum), la altitudini de 1 000 - 1 500 m, gradientul de crestere a fluxului radiativ are valori mult mai mari decat deasupra limitei.

In functie de nivelul de condensare, de grosimea stratului de aer si a masei opace, suprafetele de versant se caracterizeaza printr-o radiatie solara directa mai redusa si printr-o radiatie difuza mai mare. Deasupra nivelul de condensare si pe platoul Bucegilor, radiatia difuza scade mult in favoarea radiatiei directe.

Dupa sirurile de date meteorologice de la statiile din zona (varful Omu, Sinaia, Predeal), rezulta ca valorile medii anuale ale radiatiei solare globale sunt cifrate la 105 110 kcal/cm2 in cea mai mare parte a ariei montane si ceva mai ridicate pe versanti si in valea Prahovei (110-118 kcal/cm2).

Datorita trasaturile neomogene ale spatiului montan analizat, variatia spatiala a valorilor radiatiei solare este destul de mare. Se poate sesiza doar o incidenta mai mare a cantitatii primite in sectorul depresiunii de obarsie a vaii Prahovei, din cauza deschiderii mai mari, precum si pe versantii vestici si sudici (in aria de contact cu unitatea subcarpatica). Mult mai mare este variatia anotimpuala. Radiatia solara globala prezinta importante variatii lunare. Astfel, cele mai mici valori se inregistreaza iarna, in decembrie, cand durata zilelor este mai mica, iar cerul este mai frecvent acoperit.

Variatia radiatiei solare globale depinde in mare masura si de expunerea versantilor, ca si de configuratia de ansamblu a reliefului (succesiunea culoarelor de vale si a culmilor muntoase). In culoarele de vale dezvoltate (Prahova, Ialomita) exista conditii propice pentru formarea inversiunilor de temperatura. In aceste conditii, circulatia atmosferei imbraca mai cu seama forma brizelor de munte, care disperseaza ciclic masele de aer cantonate pe fundul vailor (sub forma brizelor de munte). Ca atare, nebulozitatea aerului este mai redusa, iar radiatia solara inregistreaza valori mai ridicate.

Platoul inalt al Bucegilor, prin altitudinea sa (2 000 - 2 200 m) si prin predominarea
suprafetelor slab inclinate, ca si sectoarele superioare ale versantilor culmilor inalte se
situeaza frecvent deasupra stratelor periodice de inversiune ale aerului.
Radiatia reflectata variaza, in functie de albedoul suprafetei active (definit ca raportul
dintre radiatia primita si reflectata), de structura fluxurilor radiatiei globale si de
caracteristicile fizice ale stratelor inferioare ale atmosferei. Cele mai reduse valori (sub 0.10
cal/cnrtain) se inregistreaza la sfarsitul toamnei si inceputul iernii. Datorita stratului de
zapada, iarna, radiatia reflectata creste pana la valori mai mari de 0.2 cal/crrrhnin.

Valorile albedoului sunt dependente de caracteristicile suprafetei active: morfologia terenurilor, persistenta stratului de zapada, natura solului (aluvionara, eoliana etc), de culoarea si umiditatea acestuia, de gradul de acoperire cu vegetatie etc. Influenta stratului de zapada este pregnanta mai cu seama la altitudinile cele mai mari, in zona alpina, unde persistenta zapezii, in conditiile absentei padurii, este indelungata (pana la 8 luni pe an). Cele mai mari variatii ale albedoului intre diferite suprafete se detaseaza iarna, intre

suprafetele acoperite cu zapada si cele neacoperite (valori de 5%, respectiv de 95%).

Padurile de rasinoase sau de amestec din zonele mai inalte reflecta destul de putin radiatia solara (15%), in timp ce padurile de foioase, de la baza versantilor, nu au aceeasi capacitate de absorbtie, iar ca medie se poate considera o valoare a albedoului de 20%.

Valorile albedoului difera si in functie de gradul de umiditate al solurilor. Solurile mai bogate in humus sau cele aflate in diverse stadii de gleizare din lunci si zone mlastinoase reflecta doar 6-7% din radiatia solara, in timp ce solurile silvestre de culoare galbena spre bruna reflecta 12-15 % din radiatia solara,

2.2. CIRCULATIA ATMOSFEREI

Pentru principalele procese meteorologice si pentru repartitia principalelor elemente climatice, circulatia generala a atmosferei joaca un rol determinant. Influenta sa combina specificul circulatiei la nivel continental (tipurile de circulatie deasupra teritoriului Romaniei) cu efectele si caracteristicile pozitiei geografice a masivului Bucegi (situare la limita dintre circulatia de origine vestica si cea sudica si nord-estica, pozitia la interferenta circulatiei maselor de aer incarcate de umiditate din vest cu cele mai continentalizate din sudul si estul tarii). Circulatia atmosferica la nivel local este subordonata aceluiasi context al centrilor barici permanenti sau sezonieri, in care evolueaza clima la nivelul intregii tari. Contextului general al circulatiei atmosferice i se adauga, subordonat, si influenta conditiilor locale ale reliefului, determinante datorita altitudinilor ridicate si masivitatii Bucegilor.

Dinamica proceselor meteorologice din zona montana a Bucegilor este strans legata de dezvoltarea si succesiunea diferitelor sisteme barice generate de centrele de actiune permanenta la nivel continental si regional. Acestea, prin deplasarea lor, si in urma modificarii caracteristicilor prin contactul cu formele de relief dominante ale masivului Bucegi, produc schimbarea lenta a valorile diferitelor elemente meteorologice.

Asemenea specificului circulatiei atmosferice la nivel national, deasupra Muntilor Bucegi se remarca cele patru forme principale ale circulatiei aerului: circulatia vestica,

circulatia polara, circulatia tropicala si circulatia de blocare. Fiecarei forme ii corespund proportii diferite, predominanta fiind circulatia vestica si cea polara.

Aceste tipuri de circulatie sunt determinate de principalele formatiuni barice cu dezvoltare continentala si care determina tabloul climatic general al tarii noastre si implicit al zonei de studiu: anticiclonul azoric, depresiunea islandeza, anticiclonul ruso-siberian si anticiclonul scandinav.

Circulatia vestica reprezinta elementul preponderent in transformarile atmosferice care au loc deasupra continentului, cu o mare persistenta, atat in perioada calda a anului cat si in cea rece. Are loc in conditiile existentei unui camp de mare presiune atmosferica deasupra partii de sud a continentului si a unei zone depresionare in regiunile nordice. Situatiile cu circulatie vestica indelungata se concretizeaza in existenta iernilor mai blande, cu precipitatii abundente. Vara, se remarca conditii de mare variabilitate in aspectul vremii si un grad ridicat de instabilitate.

Circulatia polara este generata, de regula, de dezvoltarea si extinderea catre Islanda a anticiclonului Azorelor. Orientarea generala a maselor de aer in deplasare lor este de la nord-vest catre sud-est. Acest tip de circulatie genereaza deplasari ale maselor de aer de origine oceanica, de la latitudinile polare, care determina scaderea temperaturilor, cresterea nebulozitatii si caderea precipitatiilor mai ale sub forma de averse. Uneori pot sa apara si cazuri cand dorsala acestui anticiclon se uneste cu anticiclonul situat in marile polare nordice sau cu cel cantonat deasupra Groenlandei sau deasupra Peninsulei Scandinave. In acest context, se produc racirile de primavara-vara si toamna, iar iarna, se produce o scadere a temperaturilor si, uneori, caderi abundente de zapada si intensificari ale vitezei vanturilor.

Circulatia tropicala are un impact mai limitat asupra suprafetei Bucegilor. Acest tip de circulatie asigura transportul excesului de caldura din regiunile tropicale in cele polare, care se manifesta fie din directia sud vest (cand aerul tropical trece pe deasupra Marii Mediterane), fie dinspre sud est (cand aerul incalzit are originea deasupra Asiei Mici). Principalele efecte sunt cresterea temperaturilor, sporirea umiditatii aerului, aparitia iernilor mai blande, caderea precipitatiilor abundente. Vara, determina vreme frumoasa si deosebit de calduroasa, uneori cu sporire a instabilitatii atmosferice.

Fiecare din tipurile de circulatie amintite prezinta numeroase situatii si conjuncturi date de formarea si persistenta principalilor centri barici la nivel european (cicloni si anticicloni).

Anticiclonul azoric, de natura termodinamica, se manifesta, cel mai adesea, sub forma unor invazii de aer dinspre vest sau nord-vest, cu o frecventa mai mare in perioada calda (aprilie-septembrie), cu un maxim de intensitate in iunie si iulie. Actiunea sa corespunde, de regula, stabilirii maximului pluviometric anual, in lunile iunie-iulie. Influenta sa se materializeaza prin aparitia timpului racoros, a unei nebulozitati mai ridicate si printr-o crestere a cantitatii de precipitatii, in timpul verii, in timp ce iarna sunt cauzate dezgheturi bruste datorita aerului cald si umed. Contribuie la dinamizarea circulatiei atmosferice de origine vestica, ceea ce determina o predominare a vanturilor de vest.

Ciclonul islandez determina, in asociere cu anticiclonul azoric, o intensificare a circulatiei atmosferice, ce conduce la cresterea pregnanta a temperaturii si umiditatii aerului. Este generat si activat de curentii reci polari, are o mare extindere si raza de actiune in timpul iernii. Vara are o influenta mai redusa asupra teritoriului tarii noastre si, implicit, asupra Bucegilor.

Anticiclonul continental ruso-siberian are o influenta mai accentuata atunci cand se uneste cu anticiclonul azoric, formand un brau continuu de mare presiune atmosferica peste Europa Centrala. Se manifesta cu predilectie in timpul iernii, cand advectia aerului rece pe care il aduce produce scaderi accentuate de temperatura, viscole. Se formeaza foarte rar vara, dureaza putin in acest anotimp si se remarca prin aducerea maselor de aer fierbinte si uscat. Aceste mase de aer se resimt uneori si in sectorul Muntilor Bucegi, dar cu influente mult diminuate.

Masele de aer continental polar se desprind din anticiclonul siberian si au o frecventa ridicata in tot timpul anului. Transportul maselor de aer arctic este inlesnit fie de anticiclonul ruso-siberian, fie de partea estica a dorsalei anticiclonului scandinav. Iarna, cand au cea mai mare frecventa, aceste mase de aer, determina si cele mai accentuate scaderi de temperatura si favorizeaza producerea inversiunilor termice in depresiuni sau in lungul culoarului, de vale. Cu o frecventa mai redusa se inscriu masele de aer maritim tropical si cele de origine continental-tropicala.

Anticiclonul scandinav are o influenta mult mai pronuntata, aducand invazii ale aerului rece arctic din nordul continentului, insotite de scaderi accentuate de temperatura. Temperaturile minime extreme (sub -30C) se inregistreaza in conditiile advectiei aerului arctic de la periferia sudica a acestui centru de maxima presiune atmosferica. Totodata, sunt intrunite pe alocuri conditii de stratificatie termica, specifice culoarelor de vale sau bazinelor de eroziune ori depresiunilor de obarsie. Aceasta devine stabila in regim anticiclonic, mai ales in regiunile joase si inchise (valea Prahovei - depresiunea de obarsie, valea Ialomitei).

Manifestarea tuturor acestor influente trebuie corelata si cu pozitia geografica a Muntilor Bucegi. Inaltimea si masivitatea ariei montane favorizeaza deplasarea maselor de aer, amestecul lor si influentele ocurente asupra elementelor meteorologice. De asemenea, obstacolul muntos major pe care il formeaza masivul Bucegi bareaza deplasarea maselor de aer cu diferite origini. De exemplu, este barata inaintarea spre sud a aerului rece in sezonul rece. Influenta zidului muntos se manifesta si in ceea ce priveste viteza vantului. La adapostul muntilor (in valea Ialomitei, in lungul depresiunilor subcarpatice din sudul masivului), este caracteristic calmul atmosferic, care ajunge la o frecventa de 30-50% din totalul zilelor in timpul iernii. Una dintre principalele cai de scurgere a aerului intre regiunile dispuse de o parte si de alta a catenei carpatice, este valea Prahovei, pe unde se canalizeaza marea majoritate a maselor de aer, componente ale directiilor dominante ale circulatiei aerului determinate de centrii barici majori amintiti.

Cele doua extremitati ale culoarului sunt permanent in legatura cu masele de aer canalizate din imediata vecinatate. Astfel, in partea de nord, in arealul depresionar din zona de obarsie a Prahovei, larga deschidere a vaii catre vest, prin prelungirea cu valea Rasnoavei, ofera conditii favorabile pentru invazia maselor de aer de origine nord-vestica, incarcate de umiditate. Pe de alta parte, in extremitatea sudica, sunt mai mult resimtite influentele sudice cu caracter continental, specifice campiei Romane (invazii ale aerului cald, de origine tropicala, in timpul verii). intr-o masura mai redusa, acelasi tip de circulatie locala se distinge in lungul culoarului Rucar-Bran. Cele doua sectoare principale de canalizare a maselor de aer pe directie aproximativa nord-sud au influente pronuntate asupra cadrului climatic de pe versantii estici si vestici ai Bucegilor.

La limitele ariei montane au loc uneori procese foehnale, asa cum se intampla pe pantele nordice ale Bucegilor, catre Culoarul Rucar-Bran sau in depresiunea de obarsie a Prahovei, unde, ca urmare a incalzirii adiabatice a aerului in urma advectiei, se produce o scadere a cantitatii de precipitatii si se constata un numar mai mare al zilelor senine.

2.3. CARACTERISTICILE SUPRAFETEI SUBIACENTE ACTIVE

In cadrul Muntilor Bucegi, suprafata subiacenta activa prezinta o mare diversitate, conditionata de particularitatile specifice ale reliefului, hidrografiei, vegetatiei si solurilor, ce introduc o serie de modificari in regimul si repartitia teritoriala a elementelor bilantului radiativ si in circulatia atmosferei, ceea ce a determinat aparitia diferentierilor climatice locale. Factorii fizico-geografici sunt completati de cei antropici, reprezentati de asezarile umane permanente si temporare (orase, sate, complexe turistice, stane), exploatari economice (forestiere, ale materialelor de constructie), ce introduc anumite forme de receptare a radiatiei solare, variatii termice si influenteaza circulatia maselor de aer la nivel local. In functie de gradul de influenta al factorilor amintiti se pot detasa patru grupe de elemente cu o pondere mai relevanta.

a) Relieful - reprezinta componenta de baza a suprafetei subiacente active, hotaratoare pentru individualizarea unor diferentieri climatice regionale si locale. Relieful genereaza dimensiunile spatiului climatic si formarea celor mai importante trasaturi climatice. Influenta sa trebuie privita prin luarea in consideratie a orografiei (caracteristici morfologice), ce determina modul de orientare, expozitia versantilor fata de razele solare s.a.), a altitudinii (factor geografic determinant) ce introduce etajarea climatica, precum si a microformelor de relief, abundente atat pe suprafata neteda a platoului de altitudine, cat si in lungul principalelor artere hidrografice.

Ceea ce contribuie in mod esential la formarea climatului este dispunerea altimetrica a reliefului, aspectul morfologic general al masivului si expunerea versantilor. Extinderea mare a suprafetelor usor inclinate de altitudine determina o mare uniformitate

spatiala a conditiilor climatice. Platoul Bucegilor, dintre abruptul prahovean al Bucegilor si valea Ialomitei, intre varful Omu si sectorul superior al vaii Izvora Dorului, culmile rotunjite din Muntii Doamnele, Batrana, Grohotisu s.a. ofera conditii similare pentru actiunea vantului, acumularea stratului de zapada, evolutia gradientului termic, evolutia valorilor nebulozitatii si umiditatii atmosferice. Prin urmare, aceste suprafete intinse, ofera premise pentru o mare omogenitate a manifestarilor climatice, situatie care individualizeaza, din punct de vedere climatic, masivul Bucegilor. Ca urmare a altitudinii, temperatura medie anuala a aerului scade cu altitudinea, confirm gradientului termic vertical de 0.5 - 0.7C, umezeala relativa medie anuala creste cu 1 - 1.5% la flecare 100 m, nebulozitatea totala medie anuala creste cu circa 0.1 zecimi/ 100 m, iar cantitatea medie anuala de precipitatii cu 70 - 100 mm/ 100 m (diferentiat in raport cu expunerea versantilor).

Pe langa dispunerea treptelor de relief, expozitia si inclinarea reliefului joaca, de asemenea, un rol important in repartitia teritoriala a caracteristicilor climei, in primul rand a regimului termic. Diferentele termice rezultate din orientarea diferita a versantilor sunt direct proportionale cu cresterea altitudinii. Cea mai evidenta diferentiere este cea determinata de expunerea fata de soare, resimtita indeosebi intre versantii estici (cu expunere mai indelungata, dar cu un aport radiativ mai redus) si cei vestici. Influentele contrastelor termice, bazate pe valorile radiatiei solare globale dintre versanti si vai, pe de o parte si suprafetele netede ale Platoului Bucegilor sunt amplificate de spatiile vaste ocupate de cele doua categorii ca si de diferentele altimetrice importante (diferente de nivel de pana la 1 200 m, pe distante mai mici de 5 km).

In general, energia solara primita zilnic de versantii insoriti este de circa 8 ori mai mare decat energia primita de versantii umbriti. De aici rezulta marile contraste termice dintre cele doua tipuri de versanti. In afara de orientarea fata de directia razelor solare, o importanta climatologica deosebita o are si panta versantilor, care contribuie la formarea unui anumit unghi intre suprafata terenului si razele soarelui (fluxurile de radiatie solara). De exemplu, versantul prahovean al Bucegilor, desi are o expunere extrem de favorabila, nu primeste un volum proportional al radiatiei solare, spre deosebire de versantii cu expunere sudica (catre Subcarpatii Ialomitei). Abruptul prahovean si suprafetele sale de racord cu valea Prahovei se incalzesc in primele ore ale diminetii, in timp ce cei vestici raman in continuare umbriti, umezi si cu depuneri de roua sau de bruma, in functie de anotimp. In orele de dupa-amiaza, din contra, versantii vestici primesc o cantitate mai mare de caldura. S-a constatat ca fluxul de insolatie primit de versantii cu expunere nordica si cu o panta de pana la 30 - este, in luna iulie, de 0,894 cal g/cm2/min, iar in luna ianuarie de 0,085 cal g/cm2/min. In cazul versantilor cu expunere sudica, cele mai favorabile pante sunt cele de 20-30, pe care razele solare cad sub un unghi de peste 87. Acestea primesc in cursul anului o cantitate de caldura de 133 920 cal/g, fata de 116 980 cal/g cat primeste suprafata orizontala a platoului de altitudine sau 1 520 cal/g cand se inregistreaza pe versantii cu expunere nordica. Se poate aprecia ca versantii ce primesc cea mai mare cantitate de caldura sunt cei cu expunere sudica si cu pante de 20-30.

Versantii de la contactul cu Culoarul Rucar-Bran, precum si interfluviile dintre vaile glaciare din nord-vest (Gaura, Tiganesti, Malaesti), cu o pozitie perpendiculara pe circulatia dominanta a atmosferei, beneficiaza de o umezeala mai mare (cu 2 - 4%), precipitatii mai bogate (cu circa 100 mm mai mult pentru aceeasi altitudine), nebulozitate mai ridicata (in medie cu 0.4 - 1.0 zecimi) etc. in comparatie cu versantii estici si sud-estici. Gradul diferit de insorire si umbrire determina si o durata mai mare a inghetului si a stratului de zapada (cu circa 1 luna mai mult pe versantii nordici decat pe cei sudici).

In distributia proceselor si fenomenelor climatice, un rol important revine pantei versantilor. Sectoarele de abrupturi (prahovean si branean) primesc o cantitate mica de energie solara, comparativ cu suprafetele culmilor rotunjite sau de pe platoul de altitudine.

Caracteristici climatice diferite si un mare rol in diferentierea topoclimatelor il prezinta culmile ascutite sau pronuntat rotunjite, precum si principalele culoare de vale din masiv. Vaile introduc diferentieri climatice importante, in stransa legatura cu orientarea lor si cu energia de relief caracteristica, prin favorizarea canalizarii maselor de aer (predominant pe directie nord-sud: Ialomita, Prahova, Izvoru Dorului, Horoaba, si vest-est: valea Gaura, valea Moeciului, importante ca porti de patrundere a aerului de origine vestica). De asemenea, vaile din masiv, indeosebi cele puternic adancite (Ialomita, Prahova, Gaura, valea Cerbului, Brateiul, Malaesti) favorizeaza cantonarea maselor de aer pe fundul vaii, frecventa mai mare a ingheturilor si formarea inversiunilor de temperatura.

Excesul local de umiditate isi exercita influenta asupra evolutiei unor elemente climatice (temperatura, umiditate atmosferica). Astfel, temperatura in timpul verii este cu circa 1-3C mai mica decat deasupra terenurilor uscate de la altitudini mai ridicate. Diferentele sunt mai evidente la nivelul solului si se estompeaza treptat pe inaltime. In spatiul microclimatic al albiilor de vale, umiditatea aerului poate fi cu pana la 10% mai ridicata. In plus, sunt valorificare valorile albedoului deasupra terenurilor umede.

Sectoarele de tranzitie intre cele doua mari componente ale reliefului (culmile sau platourile, respectiv vaile) sunt reprezentate de glacisuri, circuri glaciare, trepte piemontane, care imprima climatului anumite nuante, accentuate si de frecventele miscari pe verticala ale aerului. Prezenta izvoarelor din fruntea piemonturilor si glacisurilor aduce un surplus de umiditate si o mai mare complexitate a miscarilor aerului in portiunile din apropierea confluentelor principale.

In functie de conditiile climatice si de caracteristicile suprafetei topografice active se pot delimita si cele mai favorabile situri pentru locuire si habitat, ca si pentru punctele de concentrare a valorificarii resurselor economice. Desi platoul Bucegilor se afla in permanenta sub actiunea intensa a vanturilor, iar stratul de zapada inregistreaza o durata extrem de lunga de persistenta in lungul unui an, aici se remarca cea mai mare densitate de cladiri (majoritatea cu functie turistica) din Carpatii Romanesti - cabane, statii de transport pe cablu, amenajari sportive etc. De asemenea, se remarca o mare densitate a cailor de comunicatie si a infrastructurii turistice (partii). Conditiile de adapost ale vailor au fost valorificate de amenajarile pastorale (stanele din vaile Gaura, lalomitei etc), sau cele localizate la limita etajului forestier, indeosebi catre Culoarul Rucar-Bran (Gutan, obarsia Bangalesei s.a.). Daca se ia in considerare si concentrarea umana si economica din lungul vaii Prahovei, este intregita imaginea unui cadru extrem de favorabil pentru locuire, valorificare turistica si dezvoltare economica al acestei zone.

b) Reteaua hidrografica imprima influente notabile asupra evolutiei principalelor elemente climatice. Influenta maselor de apa se exercita prin proprietatile fizice proprii (albedo mai mic decat al uscatului, caldura specifica volumetrica mai mare, deci o absorbtie mai mare a energiei solare etc). De asemenea, o deosebita importanta o prezinta configuratia culoarelor de vale si profilul transversal al vailor: concavitati in care se aduna

aerul rece, precum si cai de scurgere permanenta a aerului dens ce coboara de pe versanti catre partile inferioare ale vailor. Deasupra suprafetelor acvatice, umiditatea este cu circa 10-15% mai mare decat deasupra uscatului. Diferentele de temperatura ce apar intre masa de aer de deasupra raului si cele de deasupra teraselor si versantilor de vale produc miscari ale aerului, ce se bazeaza pe aceleasi mecanisme ca si cel al brizelor marine, bineinteles la scara mica. Vaile celor mai importante artere hidrografice (Ialomita, Prahova, Moeciu) determina o canalizare a curentilor de aer si o orientare cu caracter local a deplasarii maselor de aer, in comparatie cu directia vanturilor dominante deasupra Bucegilor. Circulatia nocturna descendenta ineaca vaile cu excedentul de umiditate al culmilor si versantilor; de aceea, dimineata aerul este aici foarte rece si, mai ales, foarte umed. Ceata, roua si bruma sunt frecvent localizate pe fundul vailor. Actiunea puternica a radiatiei solare evapora insa dimineata toata umezeala superficiala depusa pe sol, astfel ca in primele ore ale diminetii, acesta se usuca total si se incalzeste excesiv.

Valea superioara a lalomitei ocupa interiorul depresionar al sinclinalului Bucegilor si constituie principalul culoar de canalizare a maselor de aer, pe directia nord-sud. Deplasarea maselor de aer in lungul lalomitei este franata sau acelerata de conguratia morfologica: o serie de nivele de eroziune in trepte, iar catre sud, o succesiune de caldari largi cu fundul plat si nisipos (cu o umiditate pronuntata), nascute prin actiunea eroziunii laterale in materialul friabil al gresiilor nisipoase, despartite prin praguri de calcar compact in care apele au sapat chei foarte inguste (Cheile Ursilor, Tatarului, Zanoaga, Orzei etc.

Prin caracterul de depresiune intramontana inchisa, valea superioara a lalomitei determina o frecventa mai mare a cerului senin si o diminuare a cantitatii de precipitatii lichide si solide si totodata o durata mai mare a perioadei de calm atmosferic. Iarna, sunt intrunite conditii propice pentru formarea inversiunilor de temperatura si stagnarea indelungata a maselor de aer rece in timpul iernii sau stagnarea nocturna a panzelor de aer rece in perioadele de tranzitie dintre iarna si vara. In sectoarele depresionare din lungul vaii, intensitatea insolatiei este apreciabila in timpul verii, datorita caracterului de adapost. De exemplu, in bazinetul de eroziune al Scropoasei, temperaturile maxime sunt superioare celor de la Sinaia, in pofida altitudinilor mai mari. Amplitudinea termica diurna si anuala devine astfel pronuntata si accentueaza continentalismului climatic. Valea Izvoru Dorului, larg deschisa si putin individualizata, are un climat asemanator suprafetelor platoului de altitudine.

Caldarile glaciare din jurul varfului Omu reprezinta compartimente morfologice autonome, adapostite de pereti verticali, inalti (creste), in care predomina in general calmul. Pe fundul caldarilor glaciare, sunt conditii favorabile pentru depunerea zapezii in mod uniform, precum si pentru formarea inversiunilor de temperatura. O situatie aparte prezinta valea glaciara Gaura, a carei orientare pe directia vest-est, faciliteaza patrunderea maselor de aer cu origine vestica, incarcate de umiditate.

c) Solurile si vegetatia introduc importante diferentieri climatice. Suprafetele acoperite de vegetatie genereaza particularitati climatice si topoclimatice diferite in raport de gradul de acoperire (padurea in raport cu suprafetele pasunilor alpine sau cu suprafetele stancoase), de speciile caracteristice, de densitatea lor, de inaltimea coronamentului arborilor, de perioada de vegetatie. Influenta cea mai activa in reliefarea caracteristicilor climatice o introduc padurile, a caror extremitate, la inaltimi de 20 - 30 m sau mai mari, functioneaza ca o suprafata activa care dubleaza influenta primei suprafete active (cea de la nivelul solului). La nivelul suprafetei superioare a padurii au loc procese diferentiate de transformare a radiatiei solare in caldura: peste 80% din razele solare si 15 - 20% din precipitatii nu ajung la sol, ci sunt retinute de frunze, ceea ce are ca efect cresterea temperaturii si scaderea umezelii relative a aerului la acest nivel.

Gradul ridicat de impadurire al terenurilor de pe versantii masivului sau de pe versantii vailor principale din masiv, modifica regimul elementelor meteorologice, comparativ cu terenurile despadurite (pajisti alpine, suprafete locuite sau valorificate economic, suprafete stancoase etc). Padurile introduc un regim termic moderat, cu izotermii si inversiuni de temperatura, umezeala mare a aerului si a solului; strat de zapada uniform, predominarea calmului in interiorul suprafetelor impadurite, circulatie locala de tip briza la periferie etc. Prin rolul sau de obstacol in calea deplasarii maselor de aer, padurea contribuie la cresterea turbulentei, la marirea gradului de umezeala a aerului, la reducerea contrastelor termice, la depunerea neuniforma a stratului de zapada.

Ca suprafata activa, vegetatia se caracterizeaza prin albedo de 9-18%, variabil in functie de speciile componente, de anotimp, de conductibilitatea calorica scazuta etc,

proprietati care, bineinteles, se transmit statelor de aer cu care vin in contact.

Solurile intervin prin influente pronuntate asupra distributiei principalelor elemente climatice indeosebi in ariile descoperite de vegetatie forestiera. Cel mai pronuntat impact se resimte in sectoarele neacoperite de vegetatie. Se apreciaza ca temperaturile pe solurile hidromorfe din cadrul culoarelor de vale sunt mai reduse, datorita faptului ca pentru evaporarea apei din ele este consumata o mare cantitate de caldura din cea primita de la soare.

d) Factorul antropic isi pune amprenta in mod activ, daca tinem seama ca masivul Bucegi constituie aria montana cu cea mai pronuntata antropizare, iar limita sa estica -valea Prahovei - reprezinta unul dintre arealele cu cea mai mare intensitate a fluxurilor transcarpatice (economice si de populatie). De altfel, principala cale de acces catre inima Bucegilor isi are originea in localitatile de pe valea Prahovei, iar nivelul ridicat de dezvoltare economica isi pune amprenta in mod direct asupra calitatii mediului ambiant, indeosebi injumatatea estica a masivului.

Valea superioara a Prahovei constituie un sector cu un inalt nivel de urbanizare si dezvoltare industriala, dat de prezenta in regiune a numeroase orase (Predeal, Azuga, Busteni, Sinaia si Comarnic) cat si de intensitatea fluxurilor de circulatie (economice, turistice). Procesul de urbanizare a fost indeaproape urmat de o industrializare intensa, ce a atras modificari ale suprafetei subiacente active intr-o mare masura si deci a unor parametri climatici. Valea Prahovei reprezinta cea mai dinamica axa de dezvoltare economica din Romania, parte componenta a unei regiuni economice mai extinse ce inglobeaza capitala tarii, orasul Brasov si zona petroliera a orasului Ploiesti.

Paralel cu valea Prahovei si in stransa corelatie cu marimea principalelor centre economice din valea Prahovei, se remarca o intensitate mai mare a gradului de antropizare in extremitatea estica a masivului, si o mai mare densitate a amenajarilor turistice (cabane, moteluri, mfrastmctura de transport pe cablu, partii de schi) in dreptul orasului Sinaia (cota 1 400, cota 2 000, Varful cu Dor). De asemenea, abruptul prahovean al Bucegilor a suscitat interesul pentru valorificare economica inca de la sfarsitul secolului trecut: exploatarile masei lemnoase pentru fabrica de hartie de la Busteni, alimentarea cu apa potabila a asezarilor din valea Prahovei. Se adauga exploatarile economice din partea

sudica a masivului, dintre care cele mai importante sunt exploatarea rocilor de constructie din Muntele Lespezi, pentru aprovizionarea fabricii de ciment de la Fieni si amenajarile hidroelectrice de la Dobresti. Indeosebi exploatarea calcarelor determina modificari notabile ale calitatii maselor de aer - sporirea particulelor fine din atmosfera si a prafului, care functioneaza ca nuclee de condensare in formarea precipitatiilor. Desi capacitatea de purificare a aerului este ridicata, nu este de neglijat impactul avut de unele intreprinderi industriale din valea Prahovei in impurificarea atmosferei si schimbarea calitatilor primare ale acesteia (fabrica de ciment de la Comarnic, fabrica de hartie de la Busteni s.a.). Din cauza surselor de caldura, ale capacitatilor industriale si a cantitatilor tot mai mari de impuritati emanate in atmosfera, pot aparea local valori termice mai ridicate, ca si valori modificate ale nebulozitatii atmosferice fata de regimul natural. Din cauza dimensiunilor asezarilor (nici un oras nu depaseste 20 000 locuitori) precum si datorita efectului moderator introdus de spatiul montan, nu se poate vorbi de caracteristici de insule termice, asa cum este cazul pentru orasele mari (de exemplu, orasul Brasov, in vecinatatea nordica).


CAPITOLUL III

ELEMENTE CLIMATICE

Circulatia generala a atmosferei deasupra masivului, cantitatea de radiatie solara primita, precum si caracteristicile suprafetei subiacente active (altitudinea si masivitatea reliefului, gradul de acoperire cu vegetatie etc.) influenteaza manifestarea principalelor elemente climatice. Dispunerea in altitudine, intre cca 800 m (pe fundul principalelor vai) si 2 500 m (in partile superioare ale celor mai inalte culmi) detine rolul preponderent in dirijarea mersului diurn, lunar si anual al temperaturilor din zona, in conformitate cu evolutia temperaturilor in functie de gradientul termic vertical.

3.1. TEMPERATURA AERULUI

Datorita diferentelor altimetrice insemnate existente pe suprafete reduse, date de puternica adancire a vaii Prahovei in sectorul montan, rezulta o distributie neunifbrma a valorilor anuale si lunare ale temperaturii aerului, cu ecarturi importante repartizate pe verticala. Existenta statiei meteorologice de la varful Omu constituie un important reper pentru aprecierea caracteristicilor climatice montane, marea majoritate a referirilor asupra elementelor climatice din spatiul carpatic si chiar la nivelul Romaniei fiind fondate pe datele meteorologice de la varful Omu.

3.1.1. TEMPERATURA MEDIE ANUALA

Asemenea culmilor inalte carpatice, platoul Bucegilor se caracterizeaza prin temperaturi medii anuale extrem de scazute. Temperatura medie anuala la varful Omu pe parcursul secolului nostru a fost de -2.5 C, ceea ce indica trasaturile unui climat foarte rece. La baza, masivul este inconjurat de izoterma de 6C, care este situat pe fundul vaii Prahovei, ajungand in amonte la nivelul localitatii Busteni. in sud, limita termica trece pe

deasupra Uzinei Electrice de la Dobresti (909 m altitudine).

Pe versantul prahovean al Bucegilor, intre cele doua puncte extreme (Varful Omu -Sinaia), gradientul termic vertical este de 0.54C. Aceasta valoare se mentine si pe versantul nord estic (intre varful Omu si pasul Predeal). In relief, valorii gradientului termic vertical ii revine un interval de cca 190 m. Nivelul teoretic al izotermei de 0C este la 1 960 m si corespunde cu limita naturala superioara a padurii de conifere. Aceasta limita constituie o granita climatica si ecologica de o deosebita importanta pentru evolutia peisajului montan.

In partea de sud a masivului, la Dobresti (909 m), temperatura medie anuala este de 6.2C, adica usor mai ridicata decat cea de la Sinaia, chiar daca altitudinea este mai mare cu 40 m. In partea interioara a masivului (valea Ialomitei), masivul Bucegi are un climat mai cald, datorita adapostului conferit de culmile inalte impotriva invaziilor de aer nordic rece si dens.

Pe pantele versantului vestic, se inregistreaza acelasi gradient termic vertical, inregistrat in statiile meteorologice de la Varful Omu si Fundata. Cu toate acestea, limita superioara a padurilor nu atinge nicaieri altitudinea de 1 800 m, iar izoterma de 0C coboara sub aceasta altitudine. Versantii nordici sunt mai reci si mai umbriti, iar limita padurii este neregulat dispusa. Orientarea versantilor fata de directia de deplasare a maselor de aer cu diferite caracteristici termice si de umezeala (spre est sau spre vest), sau fata de Soare (spre nord sau sud) se reflecta in distributia valorilor medii anuale ale temperaturii aerului. De regula, pe versantii insoriti, aceste valori medii apar si la altitudini de peste 700 m. De asemenea, la nivel local, pot apare usoare perturbatii determinate de caracterele morfologice ale reliefului (predispozitie pentru cantonarea maselor de aer rece si formarea inversiunilor de temperatura in sectoarele de vai).

Izoterma de 0C delimiteaza o suprafata de cca 45 ha, care este situata in zona pasunilor alpine, cu vegetatie pipernicita de tundra si numeroase stancarii. In interiorul acestei arii, ninsoarea, grindina, poleiul si inghetul sunt frecvente chiar si in timpul verii (in lunile iulie-august).

In sectoarele limitrofe ale masivului, temperaturile medii anuale sunt mai ridicate: la Predeal, valoarea calculata pe baza sirului de date disponibile pentru acest secol este de

circa 5C (5,1C). La Sinaia, valorile inregistrate sunt mai coborate (3,7C), datorita altitudinii la care se gaseste statia meteorologica (1 500 m).

Prin compararea valorilor temperaturilor medii anuale ale aerului din Bucegi cu cele specifice ariilor geografice invecinate, este reliefat caracterul de individualitate al arealului de studiu. Astfel, la curbura Carpatilor temperaturile medii anuale oscileaza intre 9,5Csil0C, iar la Brasov valoarea medie multianuala este de 7,5C.

TEMPERATURA MEDIE LUNARA SI ANUALA (1896 2006) (C) VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

x

XI

XII

anual

-10,4

-11,0

-8,2

-4,5

0,4

3,4

5,3

5,8

2,8

-0,7

-4,4

-8,1

-2,5

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

-5,3

-5,4

-2,7

3,6

7,4

10,9

12,8

13,1

8,5

3,7

-3,8

-3,8

3,7

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

-5,9

-3,5

-0,8

6,1

9,4

13,2

14,8

14,6

9,7

4,7

2,3

-3,5

5,1

Numarul total al zilelor de vara, adica al zilelor in care temperatura maxima depaseste 25C, este de circa 10-15 zile in sectoarele limitrofe masivului (valea Prahovei, valea Dambovitei), cunoscand o scadere brusca odata cu cresterea altitudinii, pe versanti. La altitudini mai mari de 1600 m, aparitia acestor zile devine un fenomen de exceptie.

Zilele de vara se produc in mod predominant in lunile iulie si august si, exceptional, in iunie sau septembrie. Temperaturile de peste 25C au cea mai mare frecventa in iulie. Aceleasi caracteristici, ceva mai atenuate, se remarcasiin luna august. Luna septembrie face trecerea la lunile fara zile de vara, inregistrandu-se circa 1-2 zile, in unii ani, in valea Prahovei.

Zilele de iarna sunt acele zile in care temperatura maxima inregistrata este mai mica de 0C. Se inregistreaza cca 155 de zile la varful Omu, un numar ceva mai scazut pe platoul Bucegilor, in timp ce in sectoarele de vale se pot numara in jur de 60 de zile de



FIG.1


TEMPERATURA MEDIE ANUALA (C )


iarna, iar in unii ani foarte reci numarul lor se ridica la peste 80 (Sinaia - 64 de zile, Predeal - 53 de zile).

3.1.2. TEMPERATURA LUNII IANUARIE

Luna ianuarie marcheaza cele mai reduse temperaturi din cursul unui an. Sub influenta succesiunii principalilor centri bariei, corelat cu principalele componente ale bilantului radiativ, precumsicu caracteristicile suprafetei subiacente active, temperatura aerului prezinta insemnate variatii lunare. In timpul iernii, are loc o intensa racire radiativa, favorizata de persistenta regimului anticiclonic, de durata redusa de stralucire a Soareluiside prezenta indelungata a covorului de zapada. Deasupra nivelului de 1 600 m perioada cu cele mai scazute temperaturi medii lunare este considerata luna februarie, astfel incat ia altitudinea de 2 500 m temperatura lunii februarie este mai redusa cu cca 0.7C.

Valorile variaza in cadrul suprafetei montane in raport de altitudine. Astfel, cele mai reduse temperaturi se inregistreaza la statia de la varful Omu (-10.6C). Pe baza gradientului termic vertical din aceasta perioada pot fi trasate principalele izoterme specifice. Cele mai mari temperaturi ale sezonului, definite de izoterma de -4C, se inregistreaza sub nivelul statiunilor Sinaia, Dobresti si Rucar. Izoterma de -6C, mult mai reprezentativa pentru delimitarea climatica a arealului montan inconjoara poalele ruptului prahovean, la 1250 m altitudine, urca spre sud la 1 350 m si coboara progresiv ir esr si nord. In interiorul concav al masivului, in bazinul superioar al vaii lalomitei, izoterma de -8C marcheaza altitudinile de 1 800 m. Pe pantele nordice ale masivului, din raza expunerii, izoterma de -8C caracterizeaza altitudini mai coborate (cca 1 720 m).

In luna ianuarie, temperatura medie inregistrata la Predeal este de circa -5,3C calculata pe baza sirului de date meteorologice in lungul acestui secol). Fata de unitatile de relief invecinate, rolul etajarii altitudinale este pronuntat doar in comparatie cu culmile muntoase (descrestere a valorilor termice in functie de altitudine, repartizate conform unui gradient termic vertical de 0,5C), in timp ce diferentele fata de depresiunea Brasovului


TEMPERATURA MEDIE A LUNII IANUARIE (C )

F1G.2


sunt foarte reduse in pofida diferentei altimetrice (la Brasov, temperatura medie multianuala a lunii ianuarie este de circa -5C).

Caracteristic sezonului rece este prezenta inversiunilor de temperatura, specifice formelor de relief depresionar, dar fara a avea amploarea celor din depresiunea Brasovului, din vecinatatea nordica. Luna ianuarie este perioada de varf a inversiunilor de temperatura, cand se cantoneaza straturi de aer ('lacul reci') pe fundul vailor, acoperite cu o patura de aer mai cald ce se extinde pana la peste 1 500 m, deasupra careia aerul din ce in ce mai rece imbraca culmile carpatice.

3.1.3. TEMPERATURA LUNII IULIE

Luna iulie este reprezentativa pentru evolutia termica anuala a regiunilor tarii, desi in Bucegi, deseori, cele mai mari valori termice se inregistreaza in luna august. Prin cresterea valorilor radiatiei solare (peste 15 kcal/cmc), a dezvoltarii convectiei termice, a predominarii timpului senin (5-10 zile lunar), temperatura aerului atinge cele mai ridicate valori (medie de 5.3C la Varful Omu, 12.8C la Sinaia, 14,8C la Predeal). Repartitia temperaturilor capata mai multa uniformitate in aceasta perioada, in comparatie cu lunile de iarna, ceea ce se poate vedea si urmarind valorile gradientilor termici verticali, care sunt acum mult mai scazuti intre fundul vaii si versantii inalti (0,15C/100 m).

Diferentele termice dintre culmile inalte si regiunile joase inconjuratoare creste puternic in lunile de vara. Comparand harta izotermelor lunii iulie cu cele ale lunii ianuarie, se remarca ca distributia verticala a temperaturii aerului difera in cursul anului pe pantele masivului. Iarna, masele anticiclonice dense si foarte reci, prezinta adesea o izotermie verticala si frecvente inversiuni termice care anihileaza efectul altitudinii absolute. Astfel, partea superioara a masivului este iarna, in medie, cu doar 5C mai rece decat baza sa. Vara insa, aceasta diferenta este dubla. Suprafetele izotermice se multiplica in cadrul aceleiasi diferente de altitudine, deoarece intensitatea marita a insolatiei provoaca incalzirea excesiva a terenurilor joase adapostite si ridicarea temperaturii stratelor inferioare de aer, marind astfel contrastul vertical de incalzire.

Pe teren, conturul izotermelor este puternic influentat de conditiile geografice. Portiunea sudica a masivului, insorita din plin, prezinta o incalzire aproape uniforma pe pantele expuse Soarelui. Vegetatia cu nuante xerofile coboara pana la altitudini de 1600 m. Dezagregarea termica activa a macinat pe aceste pante coltii de stanca dand reliefului forme rotunjite. Izotermele, pe aceasta fata, sunt puternic distantate altitudinal. caldarile glaciare, desi sunt situate la diferite altitudini, au o temperatura asemanatoare. Influenta altitudini absolute este mult diminuata in aceste sectoare.

Distributia spatiala a temperaturilor lunii iulie prezinta o deosebita importanta din punct de vedere geografic, avand in vedere ca temperaturile ridicate sunt cele care determina evolutia stratului vegetal si dezvoltarea vietii.

Cele mai ridicate temperaturi se inregistreaza la baza arcului carpatic (depresiunea Comarnicului), unde se inregistreaza valori medii de 16C. Este binecunoscut faptul ca la scara intregii tari, izoterma de 16C delimiteaza aproximativ zona montana. La Sinaia, in partea superioara a versantilor vaii Prahovei, valorile sunt ceva mai coborate (circa 13C), reliefand astfel rolul etajarii altitudinale in dispunerea valorilor termice. Izoterma de 10C a lunii iulie inconjoara pantele abrupte prahovene la nivelul de cca 1 800 m. Deasupra aceste altitudini, vegetatia forestiera fragmentata se dezvolta, chiar daca numai sporadic, si la altitudini de 2 000 m, indicand ca ceilalti factori climatici (intensitatea insolatiei, adapostul fata de vant, regimul umiditatii si al precipitatiilor) ca si cei geografici sunt aici mai favorabili vietii, decat in regiunile subpolare. Pe pantele sudice ale Bucegilor, izoterma de 10C urca pana la altitudini de 2 000 m, inconjurand periferia platformelor superioare. In vest, limitele biogeografice coboara sub nivelul normal calculat teoretic (intre varful Omu si Rucar), indicand existenta unor conditii climatice locale mai defavorabile. Deasupra izotermei de 10C, culmile inalte ale masivului se situeaza intr-o ambianta termica asemanatoare climatului tundrei polare.

In comparatie cu alte regiuni ale tarii, variatiile neperiodice ale temperaturilor specifice sezonului rece sunt mult mai reduse, datorita efectelor climatice moderatoare introduse de spatiul montan. In aceasta perioada, temperatura aerului este mai ridicata pe fundul vaii decat in sectoarele de versant ale muntilor, carora le revine un rol moderator, estompand incalzirile accentuate. La varful Omu, de exemplu, oscilatiile neperiodice s-au



F1G.3


TEMPERATURA MEDIE A LUNII IULIE (oC )


produs intr-un ecart de cel mult +-5C, iar la statiile de la Sinaia si Predeal, aceste valori sunt mai reduse. In mod asemanator, se prezinta amplitudinile termice dintre anotimpuri, mult diminuate fata de zonele in care se resimt nuantele continentalismului climatic. Au fost ani in care temperatura medie a lunii iulie a fost de 18-20C (1936, 1946), cand regiunea s-a aflat sub incidenta unor dorsale anticiclonice formate din prelungirea anticiclonilor din sud-vestul si estul Europei.

Desfasurarea anuala a temperaturii la diferite altitudini nu este aceeasi. Primavara, incepand din luna aprilie, procesul de incalzire in valea superioara a lalomitei se dezvolta cu intensitate mai redusa decat in valea joasa a Prahovei. Acest ritm diferentiat se datoreaza panzelor descendente de aer supraracit ale podurilor inalte, care coboara pe fundul vaii lalomitei, in timp ce valea Prahovei are terenul total degajat de zapada. Toamna insa, aerul ramane mai cald deasupra vaii lalomitei, datorita inertiei de incalzire a stratelor superioare. Toamna, in general, cad precipitatii mai reduse, iar bazinul superior al lalomitei, bine adapostit, prezinta un continentalism marit. In anii secetosi, pantele sale se incing mai puternic decat in culoarul umbrit si ventilat al Prahovei, ramanand calde pana la caderea zapezii. Pe culmile inalte ale masivului, incalzirea din primavara si racirea aerului toamna, se produc cu o evidenta intarziere, iar oscilatiile curbei termice anuale sunt cu mult mai reduse decat cele din valea Prahovei.

3.1.4. MAXIMA SI MINIMA ABSOLUTA

Conditiile locale si circulatia atmosferica detin rolul principal in aparitia temperaturilor extreme. Altitudinea ridicata a masivului, corelata cu existenta unor sectoare adapostite, predispuse la cantonarea aerului rece in timpul iernii, favorizeaza stagnarea aerului rece in anumite perioade si producerea celor mai reduse temperaturi. Culoarele de vale faciliteaza coborarea aerului rece de pe versanti si limiteaza circulatia maselor de aer in timpul verii. Si intr-un caz si in celalalt, sunt depasite mediile obisnuite. Iarna, temperaturile scad sub -30C, in timp ce vara pot depasi frecvent 25C. Amplitudinile acestor fluctuatii depasesc 60C.

Cele mai scazute valori termice s-au inregistrat la varful Omu (-38.5C), iar cele mai cele mai scazute valori termice s-au inregistrat la Predeal (-33C). Semnificativ este caracterul moderator al muntelui pentru masele de aer rece, ce poate fi evidentiat prin compararea valorilor minime inregistrate in anumite contexte. De exemplu, in 1942, an in care s-a inregistrat temperatura minima absoluta in Romania, la Bod, in depresiunea Brasovului (-38,5 C), la statia de la varful Omu s-a inregistrat -24.7C, la Predeal -24C, in timp ce la toate statiile din partea joasa a depresiunii Brasov temperaturile au coborat sub-30C.

Perioade foarte reci, cu temperaturi extrem de coborate sunt consemnate si in anii 1929 (februarie), cand la varful Omu a fost inregistrata cea mai scazuta temperatura din istoria acestei statii (-38 C), 1942 (ianuarie), s.a.

Temperaturile maxime absolute constituie abateri extreme de la valorile normale specifice si se inregistreaza sub influenta advectiilor de aer cald, uneori de origine tropicala. Spre deosebire de temperaturile minime absolute, cele maxime absolute inregistrate in zona se diferentiaza in functie de etajarea altitudinala. Maximele absolute se inregistreaza in portiunile cu cele mai joase altitudini, pe pantele sudice si pe versantii vailor, in timp ce partea superioara a platoului este mai putin expusa exceselor termice, datorita altitudinilor ridicate si rolului moderator pe care muntii il introduc. La cele mai mari altitudini, valorile cele mai ridicate inregistrate vreodata au fost de circa 22C (varful Omu). Cea mai mare frecventa de inregistrare a acestor valori se semnaleaza in a doua jumatate a lunii august si prima jumatate a lunii septembrie. La Predeal, temperaturile maxime inregistrate au depasit 30C, si s-a inregistrat, de regula, in lunile iulie si august.

Cele mai mari amplitudini termice absolute (peste 60C) s-au realizat in zona joasa a vaii superioare a Prahovei, in timp ce la cele mai mari altitudini acestea sunt mai estompate cfsiprita efectului moderator introdus de inaltimile montane.

TEMPERATURA MAXlMA ABSOLUTA (1965 - 2006) C

VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Anual

6.167

7.33

11.4

16

19

23.2

22.9

23.2

22.6

16.3

14.5

7.45

9.6

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

6,1

7,3

11,4

16

19

23,2

22,9

23,2

22,6

16,3

14,5

7,4

15,6

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

5,9

7,2

11,5

16,8

18,9

24,1

24,4

21,5

19,8

17

15,7

6,9

15,8

Temperaturi extreme, foarte ridicate sau coborate se pot produce si in cursul unei zile, definind astfel individualitatea climatica a masivului Bucegi. Contrastul termic maxim diurn se inregistreaza in luna august si este, in medie, de cca 10-12C in jurul masivului si scade pe culmi la numai 6-7C. Caldarea inchisa de la Scropoasa detine recordul acestor oscilatii excesive, deoarece la schimbarile de temperatura, provocate de aportul schimbator al circulatiei generale, se adauga influentele locale favorabile (de incalzire puternica ziua si de racire masiva noaptea), specifice climatului de adapost al depresiunilor. Aceste influente nu se pot dezvolta in cadrul climatului dinamic al crestei.

TEMPERATURA MINIMA ABSOLUTA (1965 - 2006) C

VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

-19,5

-18,6

-14

-7,4

-0,8

2,0

4,2

5,1

-1,1

-5,5

-9,3

-17

-6,8

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

-14,2

-10,5

-7,2

-0,5

3,5

5,5

8,8

9,6

7,1

1,3

-3,4

-10,1

-0,8

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

-12,5

-9,9

-6,6

-0,2

3,5

6,8

9

11,1

6,6

1,1

-2,5

-7

-0,1

3.2. UMEZEALA RELATIVA A AERULUI

Umezeala relativa este conditionata de cantitatea de vapori de apa din atmosfera. Principalul factor ce contribuie la evolutia umezelii aerului este caracterul circulatiei atmosferice deasupra masivului. Aceasta intervine prin cantitatea de vapori de apa transportata in cadrul maselor de aer de provenienta atlantica sau mediteraneeana aduse dinspre vest si nord-vest, respectiv dinspre sud. O alta coordonata importanta a variatiei umezelii aerului o reprezinta trasaturile suprafetei active. La suprafata solului, se regasesc o multitudine de surse de vapori de apa. Vaile Prahovei, Ialomitei, ca si vaile principalilor afluenti, suprafetele extinse de padure de pe versanti (prin transpiratia aparatului foliar) constituie surse locale importante de producere a vaporilor de apa si de sporire a umezelii atmosferei. Se adauga influenta panzei de apa freatica cantonata aproape de suprafata, care contribuie la cresterea umiditatii aerului, apreciata, de specialisti, la circa 10% in spatiul microclimate situat in etajul 0-100 cm.

O conditionare importanta a variatiei valorilor umezelii relative a aerului se poate face in raport cu dispunerea etajelor altitudinale. Astfel, la nivelul tarii noastre cele mai ridicate valori sunt inregistrate la varful Omu (87%), ca rezultat al temperaturilor reduse, corelat, in parte, si cu expunerea fata de dirijarea maselor de aer oceanice, incarcate in vapori de apa. La altitudine, rarirea aerului si, mai ales, scaderea puternica a temperaturii reduc cu totul capacitatea aerului de a absorbi si a retine vaporii de apa, astfel ca in tot timpul anului saturatia poate fi provocata doar de o cantitate redusa de umiditate. In afara altitudinilor ridicate, masivul constituie, prin pozitia sa relativ izolata si prin fizionomia sa originala (verticalitatea si marea inaltime a pantelor periferice) un bloc puternic de care se izbesc masele de aer care traverseaza regiunea. Caracterul dinamic prin excelenta al climatului piscurilor inalte si nu atat dezvoltarea locala exagerata a proceselor de evaporare, dau umiditatii relative o valoare foarte ridicata in cursul anului. Valoarea umiditatii aerului la varful Omu este in general cu 10 - 20% mai ridicata decat valoarea anuala a vailor si a sectoarelor depresionare din jurul masivului.

Pe fundul vaii Prahovei, la cele mai reduse altitudini din arealul de studiu, valorile sunt de circa 80% (82% la Predeal), mai ridicate decat in regiunile invecinate (depresiunea Brasovului - circa 75%, respectiv Subcarpatii Getici - circa 78%). Spatial, se remarca o evidenta descrestere, corelata cu etajarea altitudinala, dinspre munte catre vale, si totodata o usoara diminuare a valorilor de la nord catre sud. Versantii vailor adancite, mai ales la altitudini mari (1400-1500 m) constituie un sector de tranzitie intre fundul vaii si partile superioare ale culmilor. Valoarea medie de 78%, inregistrata la statia de la Sinaia, confirma acest aspect. Aceasta valoare demonstreaza ca nu sunt intrunite conditiile pentru persistenta unei umezeli ridicate a atmosferei. Nu exista conditii favorabile pentru cantonarea aerului rece si umed pe fundul vaii si nici circulatia aerului si formarea norilor nu este atat de intensa ca pe platoul montan al Bucegilor.

In cursul anului, in perioada rece, valorile medii ale umezelii relative a aerului au o repartitie teritoriala relativ uniforma fata de regiunile invecinate. Principalul factor care determina aparitia unor valori ridicate in acest sezon este temperatura scazuta a aerului, precum si frecventa advectiilor de temperatura si formarea inversiunilor termice pe intinse suprafete ale Romaniei (deasupra Campiei Romane, de exemplu). Aceasta face ca valorile din sectorul montan al vaii Prahovei, precum si cele specifice masivelor montane din jur sa fie mai reduse decat cele inregistrate in zonele mai joase (campie sau Subcarpati).

Primavara, curentii convectivi de pe pantele abrupte ale muntelui converg catre varf si transporta la inaltime imensa cantitate de vapori furnizata de padurile dese de conifere si de evaporarea surplusului de apa cu care solul ramane imbibat dupa topirea zapezilor. In aprilie - iunie, valorile umiditatii aerului ating, la varful Omu valori de 90 -91%.

In ianuarie, diferentele dintre culmile montane si principalele vai sau sectoare depresionare sunt minime. In sezonul cald, din cauza diferetierilor termice mai mari intre diferite sectoare, valorile din zona inalta (varful Omu) ating circa 92%, in timp ce la Predeal se inregistreaza valori medii de circa 80%.

Valorile maxime se inregistreaza, de regula, in doua intervale distincte ale anului: pe de o parte, in lunile mai-iunie, cand la amiaza se dezvolta nori cumuliformi sub influenta convectiei; apoi in ianuarie-februarie. Minimile apar toamna, in lunile octombrie-noiembrie.

Evolutia diurna a umezelii relative se caracterizeaza printr-un maxim in timpul noptii si spre dimineata si un minim la amiaza. In timpul maximului nocturn, diferentierile intre diferitele sectoare ale reliefului sunt mai estompate.

UMEZEALA RELATIVA A AERULUI (1965 - 2006) %

VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

84

89

89

91

92

92

92

90

83

81

85

87

82

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

79

83

78

77

78

77

76

77

78

79

77

79

78

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

83

85

79

78

81

79

81

82

83

85

82

86

82

3.3. NEBULOZITATEA

Nebulozitatea reflecta gradul de acoperire a cerului cu nori si are implicatii importante in evolutia celorlalte elemente climatice. Norii reprezinta sursa precipitatiilor si ecraneaza fluxul de radiatii venite de la Soare. Efectul lor se resimte si in timpul noptii, cand micsoreaza intensitatea radiatiei efective, ducand la moderarea temperaturilor.

Valorile nebulozitatii sunt dependente de circulatia generala si locala a maselor atmosferice, ca si de caracteristicile suprafetei active, indeosebi de configuratia reliefului. In acelasi timp, nebulozitatea influenteaza activ regimul celorlalte elemente climatice (bilantul radiativ, umezeala relativa, temperaturi etc). Forma, densitatea, compozitia si nivelul formatiunilor noroase dau boitei ceresti aspecte diverse si provoaca o serie de consecinte in procesul climatic si in des&surarea vietii locale pe munte. In zilele cu cer acoperit, patura de nori absoarbe ca un ecran opac o mare parte din radiatia solara. Sub stratul de nori, solul nu se mai incinge ziua, nu se mai produce evaporarea umezelii

superficiale, functiile fiziologice ale vegetatiei sunt atenuate, iar curentii convectivi nu se mai formeaza.

Pe harta climatica a tarii, masivul Bucegi formeaza un areal cu valori superioare ale nebulozitatii, mai atenuate in sectoarele de vale (Prahova, Ialomita). Local, sectoarele de vale formeaza o discontinuitate fata de culmile inalte ale muntilor din imediata vecinatate, unde se inregistreaza cele mai ridicate valori ale nebulozitatii din tara. La peste 2 500 m (varful Omu), nebulozitatea depaseste 7 zecimi (7.2). Expozitia versantilor, in raport cu deplasarea maselor de aer umed, determina diferentieri importante in inregistrarea valorilor nebulozitatii pentru altitudini egale. Astfel, versantii nordici si vestici, aflati in calea circulatiei vestice a aerului, se caracterizeaza prin valori ale nebulozitatii mai mari cu cel putin o zecime.

Culmile inalte ale masivului sunt mult mai innorate decat spatiile depresionare din imprejurimi, diferenta explicata prin faptul sa blocul Bucegilor are o pozitie relativ izolata fata de celelalte masive muntoase, fiind vesnic izbit de masele de aer in miscare, care sufera puternice deviatii si perturbatii care le maresc turbulenta. Masele de aer sunt obligate sa se inalte pentru a escalada obstacolul orografic si sa-si condenseze surplusul de umiditate sub forma de nori.

Pe fundul vailor, valorile nebulozitatii sunt mai reduse. Media multianuala se plaseaza in jur de 6.5 la Predeal, valoare mai ridicata decat cea inregistrata la Sinaia (6.2). Sunt confirmate astfel efectele conditiilor favorabile de formare a inversiunilor termice in depresiunea de obarsie a Prahovei, precum si caracterul de tranzitie al statiei de la Sinaia (intre fundul vaii si inaltimile carpatice).

Regimul nebulozitatii de altitudine se caracterizeaza prin doua anotimpuri sau momente de intensitate: primavara foarte noroasa si toamna foarte senina. In luna februarie, apare o crestere generala a nebulozitatii, provocata fie de activitatea mai intensa a circulatiei aeriene (procese frontale), fie de racirea puternica a stratelor inferioare spre sfarsitul iernii. Exista diferentieri notabile intre regimul nebulozitatii pe culmi si cel specific vailor: fata de tipul anual de nebulozitate al vailor (de tip static), cu maximul in anotimpul rece, pe culme apare tipul dinamic de nori provocati de circulatia advectiva si convectiva, cu maximul in primavara. Statiunea Predeal are un regim intermediar; ramane

uneori iarna deasupra stratelor joase de nori stratiformi care acopera valea (Sinaia) si are cerul mai innorat vara. La peste 2 000 m, maximul de nebulozitate se inregistreaza in mai-iunie, pe fondul intensificarii convectiei termice si dinamice pe versanti (intre 7.8-8.1 zecimi in mai-iunie la varful Omu). In sectoarele de vale, indeosebi in valea Prahovei, maximul se produce catre sfarsitul iernii (lunile februarie-martie), perioada ce corespunde cu o noua faza de intensificare a activitatii ciclonice in sectorul Marii Mediterane. La Predeal si la Sinaia, nebulozitatea atinge valori medii de 7.2-7.3 in intervalul februarie-martie.

In sectoarele de vale, valorile minime se inregistreaza la sfarsitul verii, in august sau septembrie, cand predomina regimul anticiclonic si pe fondul unei insolatii accentuate, care destrama nucleele de condensare din atmosfera. In aceste luni, cerul este foarte senin, iar atmosfera capata cea mai mare claritate. O data cu scaderea temperaturilor si reaparitia inversiunilor termice, deasupra sectorului de vale se instaleaza mai frecvent stratul de ceatasipatura de nori, in special dimineata.

Variatia diurna a nebulozitatii aerului prezinta caracteristici distincte, ce variaza atat in functie de sezon cat si prin comparatie cu alte regiuni geografice ale tarii. In timpul iernii, nebulozitatea creste usor cu cateva zecimi, de dimineata catre amiaza, iar pe ansamblu, valorile sunt mai reduse decat in regiunile joase ale tarii. Un factor perturbator de la aceasta evolutie il reprezinta inversiunile termice ce se produc pe fundul vaii. In sezonul cald, variatia diurna a nebulozitatii se caracterizeaza printr-o tendinta de crestere catre amiaza, ca urmare a proceselor advective si de convectie termica, care determina formarea norilor cu dezvoltare verticala. In epoca rece a anului, datorita sedimentarii nocturne a aerului rece, vaile sunt acoperite dimineata de ceata si de nori stratiformi. In cursul zilei insa, prin actiunea insolatiei care evapora produsele de condensare, cerul se insenineaza. Incepand din primavara, datorita procesului convectiv de cumulizare, cerul este mult mai innorat dupa amiaza. Astfel, fata de tipul static de radiatie al iernii, apare acum tipul dinamic, provocat vara de insolatie. In fiecare dimineata, deasupra padurilor, pe pantele insorite apar stratele ovale de nori cumuliformi razleti, care urca dimineata in panze verticale de-a lungul peretilor masivului. In dupa amiezile de vara, Varful Omu este aproape intotdeauna invaluit intr-un strat de nori. Aceasta stere este deseori insotita de

furtuni (cu descarcari electrice) si de averse torentiale convective tipice. Dupa apusul Soarelui, intregul nivel al norilor coboara si acestia se evapora. In intervalul mai-august, procesul convectiv al cumulizarii este atat de dezvoltat incat seara, cerul este inca innorat, depasind nebulozitatea orelor de dimineata. In intervalul cald al anului, insolatia se palseaza, dupa amiaza, pe pantele de apus ale blocului Bucegilor, provocand in acest sector acelasi proces de cumulizare inceput dimineata pe versantii prahoveni. Amplitudinea diurna a nebulozitatii, legata de altitudinea absoluta si de formele de relief, este aproape in tot timpul anului redusa pe culme si creste puternic in vaile si in depresiunile joase.

Regimul nebulozitatii este completat de frecventa zilelor cu cer senin si acoperit. Numarul mediu anual al zilelor cu cer senin este invers proportional cu nebulozitatea totala. Zilele cu cer acoperit sunt mai frecvente in prima parte a anului in regiunile de la poalele masivului (decembrie - iunie). Culmea are, in toate lunile (in afara de august) cerul foarte innorat; in intervalul aprilie-iunie, 70% din numarul zilelor sunt acoperite. La varful Omu, zilele senine si cele partial innorate apar intr-o neta inferioritate numerica (20%) in raport cu fazele de timp total acoperit (59%). Din cauza persistentei indelungate a aerului rece, in valea Prahovei, numarul zilelor senine este destul de redus. Se inregistreaza circa 45-50 de zile senine anual. Timpul senin este specific anotimpului cald si are cea mai mare frecventa in iulie, august si septembrie. In afara sezonului cald, zilele senine sunt o raritate, chiar si in mai inregistrandu-se foarte rar o singura zi senina. Luna septembrie este luna de predilectie a zilelor senine, cand se inregistreaza in medie 8 asemenea zile. Numarul anual al zilelor cu cer acoperit cunoaste o variatie teritoriala direct proportionala cu valoarea nebulozitatii totale. Zilele cu cer acoperit au o mare frecventa in zona, inregistrandu-se circa 160 -165 zile anual pe crestele Carpatilor (varful Omu) si cu circa 30-35 de zile mai putin in valea Prahovei. Cele mai noroase luni sunt decembrie si ianuarie (peste 15 zile), pe fondul producerii inversiunilor de temperatura. La Predeal, in corelatie directa cu regimul nebulozitatii, se inregistreaza anual aproximativ 136 de zile cu cer acoperit. La statia de la Sinaia, numarul acestora scade la circa 125.

Invers proportional sunt distribuite valorile specifice perioadelor cu cer senin. Cele mai multe se inregistreaza la Sinaia, pe versantii vaii, la cota 1500 m (o medie multianuala

de circa 43 de zile). La Predeal, sunt cu 8 zile mai putin, in medie, in timp ce la varful Omu, se pot numara doar 30 de zile senine anual. Cunoasterea acestui parametru prezinta o importanta apreciabila pentru aprecierea potentialului turistic al zonei. Din acest punct de vedere, apare privilegiat sectorul sudic al vaii superioare a Prahovei, in vecinatatea orasului Sinaia.

NEBULOZITATEA TOTALA (1965 - 2006) zecimi VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

6,5

7,3

7,4

7,5

8,2

7,8

7,6

7,3

7

5,7

7,1

7,4

7,2

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

6,5

7,2

6,9

6,6

7,0

6,1

6,0

4,6

5,2

5,6

6,4

6,4

6,2

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

6,7

7,3

7,2

6,6

7,1

6,4

6,1

5,3

5,6

6,0

6,8

6,8

6,5

3.3.1. DURATA DE STRALUCIRE A SOARELUI

Strans corelata cu regimul si distributia nebulozitatii este durata medie de stralucire a Soarelui. In conditiile de mare altitudine, cu un climat caracterizat prin rarirea aerului, prin scaderea cantitatii de vapori de apa si a suspensiilor din atmosfera, se inregistreaza o crestere a transparentei atmosferei, ceea ce se conjuga cu formarea unor conditii propice pentru intensificarea insolatiei. Gradul de stralucire a Soarelui determina atat schimbarea conditiilor climatice locale, cat si un cadru pentru dezvoltarea vegetatiei heliofile de pe platoul Bucegilor. Acest element climatic, pe langa indiciile pe care le ofera in perceptia specificului climatic al zonei, este important si pentru aprecierea premiselor pentru aparitia unor procese geomorfologice, a dezvoltarii activitatilor economice si turismului, a vegetatiei, etc.

Pantele versantilor si expunerea fata de Soare constituie, de asemenea, un factor

extrem de important in distributia ariilor biogeografice si pedologice. Un exemplu concludent in acest sens il reprezinta formele de vegetatie intalnita pe fiecare latura a masivului. Promontoriile abruptului prahovean sunt inegal impadurite: pe pantele nordice, limita superioara a padurii de conifere urca cu aproximativ 200 m mai sus decat pe fetele sudice insorite, pe care coboara pasunea alpina (microclimat cu nuante stepice). In functie de inclinarea si orientarea pantelor, razele Soarelui cad perpendicular pe fata platoului de altitudine si provoaca ziua o incalzire puternica si un microclimat excesiv, in timp ce pantele exterioare incalzite mai moderat, datorita directiei oblice in care ca razele Soarelui (climatul coniferelor).

Anual, Soarele straluceste intre 1 500 si 10000 ore, pe varfurile cele mai inalte, cu aproximativ 800 - 1 000 ore mai putin decat pe litoralul Marii Negre ('polul' celor mai mari valori la nivel national).

In comparatie cu inaltimile muntoase, sectorul vaii Prahovei are o insolatie mai prelungita cu circa 200-300 ore pe an. Diferentieri notabile se detaseaza intre treptele hipsometrice. Pe culmile muntoase inalte, unde ceata si zilele cu cer noros si acoperit prezinta o frecventa mai mare, numarul mediu anual al orelor de stralucire a Soarelui se reduce la circa 1 600 ore (varful Omu). La baza versantilor si abrupturilor de limita, la altitudini de 900-1200 m, durata de stralucire a Soarelui atinge 1900 ore anual.

O usoara diferentiere o introduce si spatiul locuit si antropizat, mai ales acolo unde densitatea populatiei si a activitatilor economice este mai mare. Cel mai semnificativ exemplu in acest sens il constituie axa industriala formata din polii economici Predeal, Azuga, Sinaia, Busteni si Comarnic. Emisiile de pulberi de la intreprinderi, mai ales in perioadele in care circulatia atmosferica este foarte diminuata, induc o opacitate mai ridicata a atmosferei.

In intervalul aprilie - iulie, cand vegetatia etajului subalpin si alpin este in plina faza de dezvoltare, norii absorb razele solare in medie peste 10 ore pe zi, in timp ce insolatia dureaza numai 4 - 5 ore pe zi, distribuita cu mari intreruperi pe durata unei zile. La sfarsitul lunii iunie, vegetatia ajunsa la maturitate primeste aportul radiativ a cca 6 ore de insolatie zilnic. Cele mai insorite luni ale anului sunt iulie si august, cand insolatia depaseste 40% din durata totala a unei zile. Cea mai mare durata a insolatiei se

inregistreaza vara (circa 200 de ore de insolatie lunar), in scadere usoara odata cu altitudinea. In semestrul cald (aprilie-septembrie) se concentreaza peste 60% din durata anuala de stralucire a Soarelui, ajungand la valori de circa 1300 de ore.

Razele solare oblice sunt intrerupte dimineata si spre seara de numeroasele panze de nori stratiformi indepartati. Pe masura ce Soarele se ridica deasupra orizontului (la cateva ore de la rasarit) Soarele isi gaseste loc cu mai multa usurinta printre bancurile de nori izolati si astfel, durata orara a insolatiei creste.

Reducerea numarului de ore de stralucire a Soarelui in raport cu cresterea altitudinii se produce treptat, ajungand la aproximativ 900 de ore la varful Omu. In semestrul rece (octombrie-martie), se remarca cele mai reduse valori ale insolatiei, care atinge cel mult 60 de ore lunar. De asemenea, se distinge o puternica uniformitate a regimului acestui parametru la nivelul intregii tari. Numarul total de ore de stralucire a Soarelui in acest interval este de circa 700 de ore. Culmile muntoase, mai ales cele cu cele mai mari altitudini, raman deseori deasupra plafonului de nori stratiformi si beneficiaza de o insorire mai mare decat regiunile din jur.

NUMARUL ZILELOR CU CER SENIN (1965 - 2006) VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

4,2

3,1

1,2

1,3

0,7

0,9

1,6

2,4

3,9

5,2

2,9

2,2

29,6

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

3,5

3,8

2,2

4,3

0,7

2,0

3,0

5,7

7,8

5,0

4,2

3,8

42,7

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

3,9

2,7

1,6

1,2

0,4

0,6

2,9

3,9

6,2

7,1

2,1

1,9

34,5

NUMARUL ZILELOR CU CER ACOPERIT (1965 - 2006) VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

14,2

13,8

13,5

15,9

13,2

12,5

9,5

8,9

11,8

9,9

14,1

13,8

151,1

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

14,8

14,3

13,7

11,8

12,0

9,2

6,5

5,3

5,5

8,7

10,3

13,2

125,2

125.2

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

anual

13,0

14,5

14,2

11,0

12,7

9,5

10,0

5,2

9,7

11,0

11,3

13,8

135,8

3.4. PRECIPITATIILE ATMOSFERICE

Efectele regimului pluviometric sunt importante atat din punct de vedere stiintific (precipitatiile au cea mai mare contributie la cunoasterea cadrului climatic zonal), cat si din punct de vedere practic (combatarea eroziunii prin pluviodenudare, luarea de masuri in caz de inundatii, aprovizionarea cu apa potabila si industriala etc).

Actiunea mecanica a precipitatiilor prin pluviodenudare este ilustrata de densitatea retelei hidrografice, permanenta si temporara, de adancimea fragmentarii reliefului. Suprafata terenurilor constituie un indiciu ilustrativ pentru intensitatea si durata precipitatiilor atmosferice. Cantitatile de precipitatii cazute explica si dezvoltarea vegetatiei: dezvoltarea padurii de conifere nu ar fi fost posibila in conditii de uscaciune.

Dintre factorii locali in repartitia precipitatiilor atmosferice, un rol deosebit il au: relieful (altitudinea si masivitatea ariei montane si dispunerea simetrica a treptelor majore de relief), expunerea fata de advectia maselor de aer umed din vest, nord vest, dispunerea culoarelor de vale. Rolul jucat de relief in intensificarea proceselor pluviogenetice este exemplificat de valorile specifice pentru doua sectoare ale masivului. In depresiunea Scropoasa se inregistreaza cca 1 200 mm anual, la fel ca si in zona pasului Bran (Fundata) - 1 150 mm. Aceste cantitati insemnate de precipitatii nu s-ar fi inregistrat daca nu ar fi existat vecinatatea muntilor Bucegi. Delimitarea cea mai relevanta din punct de vedere pluviometric este data de izohietele de 800 m, care incadreaza muntii. Aceasta limita corespunde unei importante granite ecologice: padurea de conifere are conditii ideale oferite de climatul umed (peste 750 mm anual). Traseul izohietei de 800 mm intretaie oblic ascendent curbele de nivel, spre est, indicand, in acest sens, cresterea continentalismului climatic carpatic. Directia generala nord-sud a culmilor masivului si a vailor intercalate fiind face ca efectul reliefului sa devina si mai evident, deoarece se inscrie pe o directie perpendiculara pe traiectoriile ciclonilor care traverseaza tara noastra.

Influenta masivitatii montane se resimte prin descarcarea maselor de aer umed cu provenienta vestica, la trecerea spatiului muntos. Masele de aer vestice devin, dupa traversare, catre valea Prahovei, ceva mai uscate dupa ascensiune si detenta. Caldarea glaciara de la obarsia Ialomitei, sapata adanc pana la sub 400 diferenta de nivel relativa in comparatie cu culmile din jur, reprezinta o depresiune aproape inchisa. Masele advective exterioare de aer umed sunt silite sa coboare brusc, evaporandu-si astfel o parte din produsele de condensare. Desi cerul cuvetei este adesea strabatut de nori, pluviozitatea acestora este redusa. Fundul inferior al vaii Ialomitei, cu toate ca este situat la o altitudine apreciabila, nu este brazdat de organisme erozionale pe suprafata sa, deoarece, primeste o cantitate destul de redusa de ploi.

Factorii antropici produc de asemenea o crestere usoara a cantitatilor de precipitatii, datorita impuritatilor emanate de la intreprinderi, care activeaza un numar mai ridicat de nuclee de condensare in atmosfera. In aceste conditii, cantitatea de precipitatii este cu circa 30-50 mm mai mare. Cele mai responsabile unitati industriale pentru aceste diferentieri sunt uzina de ciment de la Comarnic si fabrica de celuloza si hartie de la Busteni.

Corelat cu particularitatile circulatiei generale a atmosferei, au avut loc, de-a lungul vremii, numeroase variatii neperiodice ale cantitatilor anuale de precipitatii pe teritoriul Romaniei. Cele mai mari cantitati medii anuale de precipitatii se inregistreaza in anii cu predominare a activitatii ciclonice si frontale pe intreg teritoriul tarii. Asemenea ani au fost 1912, 1941, 1970 s.a. In asemenea cazuri, valorile anuale depasesc 2000 mm pe culmile inalte ale muntilor (varful Omu - 2 401 mm in 1941) si 1400 mm in sectoarele de vale (Prahova). Studierea si cunoasterea acestor fenomene prezinta o mare importanta practica, datorita efectelor necontrolate pe care le pot avea inundatiile determinate de caderile masive ale precipitatiilor atat in arealul de studiu, cat si pentru localitatile din ariile invecinate. Pe versantii vestici, expusi vanturilor dominante, procesele de formare a norilor si de producere a precipitatiilor sunt mult mai frecvente.

Cele mai mici cantitati ale precipitatiilor cazute se inregistreaza in anii cu circulatie predominant anticiclonica, cu advectii ale aerului cald tropical sau continental (1897, 1936,1946). In acesti ani, valorile inregistrate au fost incredibil de reduse: la varful Omu, de exemplu, in 1936, au cazut doar 542 mm.

Nivelul nebulozitatii maxime, precum si cel al precipitatiilor mai bogate, oscileaza vertical in cursul anului. Iarna, la nivelul suprafetelor joase de discontinuitate, stratul de zapada prezinta grosimea maxima la peste 1 600 m altitudine. Vara, curba de 2 300 m reprezinta pe platoul de altitudine limita superioara a activitatii pluvio-torentiale. Deasupra acesteia, inghetul de 8-9 luni si razanta vantului in restul timpului, imprima peisajului nota caracteristica. Intre aceste limite, se deplaseaza nivelul precipitatiilor maxime in cursul anului.

3.4.1. CANTITATEA MEDIE ANUALA

Cantitatile de apa cazute lunar (ca valori medii) sunt inegal distribuite in cursul anului. La varful Omu, valoarea medie multianuala este de circa 1277,6 mm, iar in valea Prahovei valorile sunt mai reduse (Sinaia 1152,7 mm, 980,5 mm la Predeal). Se apreciaza ca nivelul optim de condensare este situat la circa 1600-1800 m pe abruptul prahovean al Bucegilor, fiind usor mai redus pe pantele nordice si nord-vestice. In raport cu altitudinea si expozitia versantilor, se semnaleaza diferentieri destul de mari (pana la 100-150 mm) intre versantii cu expunere vestica si nordica fata de ceilalti versanti (expunere sudica si estica). Pasul Predealului, expus vanturilor dominante, varful Omu, situat de multe ori deasupra norilor si mereu in raza rafalelor eoliene, ca si bazinul superior al Ialomitei (bine adapostit), primesc anual aproape aceeasi cantitate de apa, configuratia reliefului si orientarea suprafetelor de relief anuland efectele altitudinii absolute. In lungul vaii superioare a Prahovei, se constata o repartitie neuniforma a precipitatiilor. Pe fundul vaii, cantitatile de precipitatii variaza intre 850si900 mm. Pe versanti, ele cresc treptat cu altitudinea, astfel incat la altitudini de peste 1500 m, cantitatile de precipitatii cresc la peste 1000 mm/an si chiar mai mult in cazul versantilor care sunt mai expusi maselor de aer


PRECIPITATIILE MEDII ANUALE (mm)



PESTERA


SIRNEA




FIG.4



umed. Cantitati abundente de precipitatii se localizeaza la poalele nordice ale Muntilor Bucegi, catre valea Rasnoavei si la cele mai mari altitudini.

Ca si in majoritatea regiunilor Romaniei, se inregistreaza un maxim pluviometric in intervalul mai-iunie, uneori decalat chiar catre luna iulie, la cele mai mari altitudini ale versantilor vaii.

In lunile februarie-martie cad cele mai putine precipitatii, pe fondul unei frecvente mai mari a aerului continental specific lunilor de iarna. La altitudinile cele mai mari, se produce un minim al precipitatiilor si in timpul toamnei, in luna octombrie. Maximul pluviometric, din mai-iunie este legat de actiunea anticiclonului azoric, care antreneaza ciclonii atlantici.

Un caracter exceptional il prezinta caderile masive de precipitatii in intervale scurte de timp. Acestea provin, mai ales, din averse puternice, de natura frontala sau convectiva. De obicei, cele mai mari medii lunare se inregistreaza in cursul verii.

PRECIPITATIILE ATMOSFERICE (1896 - 2006) mm

VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VII

IX

X

XI

XII

anual

79.3

102.7

89.9

99.4

157.2

159.5

168.5

130.1

74.2

52.9

59.2

104.7

1277.6

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VII

IX

X

XI

XII

anual

57

85

93

92

163

126

157

93

84

82

76

53

1152,7

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII

VII

IX

X

XI

XII

anual

41

56

63

72

132

137

138

108

75

70

54

36

980,5

3.4.2. CANTITATEA DE PRECIPITATII IN SEMESTRUL CALD

Primavara are loc o intensificare a activitatii ciclonilor atlantici, soldata cu patrunderea aerului mai umed ce vine din vestul si nord-vestul tarii. In regiunea Bucegilor, luna iunie este cea mai ploioasa din tot timpul anului (ploi convective). Cea mai buna corelatie intre regimul precipitatiilor si alte elemente fizico-geografice este data de evolutia debitelor in perioadele de maxima pluviozitate pe principalele vai din masiv (Prahova si Ialomita). Toamna, cand activitatea ciclonica slabeste considerabil, datorita diminuarii convectiei termice si inceputului inversiunilor de temperatura, cad tot mai putine precipitatii.

Luna cea mai secetoasa este consemnata toamna (septembrie) pe versantul nordic al Carpatilor Meridionali si la inceputul primaverii (februarie - martie) pe pantele sudice. In general, se pot distinge doua perioade distincte: semestrul rece uscat, si semestrul cald-ploios. Directiilor generale de deplasare a maselor de aer deasupra Bucegilor, i se adauga si aportul local, in unele sectoare, al circulatiei convective. Aceasta prezinta un maximum de dezvoltare pe pantele sudice ale masivului (Dobresti, Brateiul, Scropoasa), unde in primele luni ale verii sunt aduse in circuit importante cantitati de apa. Amplitudinea undei pluviometrice este, de aceea, mai mare aici decat in toata regiunea depresionara din jurul Bucegilor.

Pe culmile inalte, la varful Omu, repartitia cantitatilor lunare de precipitatii tinde sa se uniformizeze printr-un surplus de apa cazuta iarna si primavara. Piscurile inalte se gasesc aproape permanent intr-un regim dinamic al maselor de origine oceanica, relativ mai calde si foarte umede, care se deplaseaza spre est, alunecand peste stratificarea stabila a aerului continental. Vara, regiunea cea mai inalta primeste ploi mai abundente decat varful, norii supraincarcati precipitandu-se deseori la altitudini sub 2 500 m.

Gradul de continentalitate al regimului climatic este redat de raportul dintre cantitatile de precipitatii cazute in perioada calda si cel specific semestrului rece. In comparatie cu zona subcarpatica invecinata si depresiunea Barsei, unde acest raport este de 1.6, pe pantele masivului coeficientul scade la 1.5, iar la varful Omu ajunge la 1.25. La altitudinile cele mai mari, variatiile regimului pluviometric tind sa se uniformizeze.

In valea Prahovei, cantitatile cresc la peste 130-200 mm, reprezentand circa 1/4 din cantitatea anuala. Vara cad cele mai abundente precipitatii, in medie cu 150-200 mm mai mari decat iarna, ceea ce reprezinta pana la 45% din cantitatea anuala. Alaturi de ploile frontale, o mare frecventa au acum si ploile de natura convectiva. Cantitatile de precipitatii


PRECIPITATIILE MEDII IN TIMPUL VERII (mm)



PESTERA


SIRNEA


Pasul G,

1290 m



FIG.6



cresc odata cu altitudinea. Daca pe fundul vaii cad circa 350 mm, la altitudinile mai mari de 1200 m, pe versanti se inregistreaza peste 450 mm.

3.4.3. CANTITATEA DE PRECIPITATII IN SEMESTRUL RECE

Precipitatiile de iarna sunt, in cea mai mare parte, rezultatul fronturilor barice sau al advectiilor, in timp ce precipitatiile de convectie sunt foarte rare. In timpul iernii cad in medie 20% din valoarea anuala a precipitatiilor. Aceasta pondere este mai mare la altitudinile superioare, deasupra nivelului de condensare si de formare a precipitatiilor. In sectoarele de vale, inversiunile termice limiteaza circulatia atmosferica generala si determina o diminuare a cantitatii de precipitatii. Pe culmile inalte ale masivului, cantitatile de precipitatii cazute in semestrul rece depasesc 450 mm.

Datorita altitudinilor mari, in partea superioara a culmilor montane, in regimul precipitatiilor se exercita influenta temperaturilor negative si, ca atare, predomina precipitatiile solide. Zapada este, in mod normal, un fenomen meteorologic specific anotimpului rece. Regiunile de la latitudinea tarii noastre se gasesc, in aceasta perioada a anului, intr-un regim climatic de continentalism accentuat, cu cantitati reduse de precipitatii. Pe culmile inalte, caderea zapezii poate avea loc in orice perioada a anului. In partea sudica, in Subcarpati, ca si in vaile Prahovei si Dambovitei se numara doar cca 20-25 de zile cu ninsoare. La varful Omu sunt inregistrate aproximativ 100 de zile cu ninsoare intr-un an, adica de 5 ori mai mult decat in restul tarii.

In partile limitrofe ale masivului, cele mai frecvente zapezi sunt semnalate in ianuarie, iar la altitudinile cele mai mari, pe suprafata platoului, la 2 200 m altitudine

Precipitatiile solide sunt foarte frecvente in sectorul montan al vaii Prahovei, in sezonul rece, din cauza temperaturilor foarte scazute si frecventei mari a invaziilor de aer rece dinspre nord si nord-vest. Cantitatea de precipitatii solide creste odata cu altitudinea. Astfel, in partea superioara a muntilor Bucegi, la varful Omu, numarul mediu anual de zile cu ninsoare este de 115. In partile mai adapostite de circulatia maselor de aer umed, in vale, la adapostul versantilor, numarul mediu al zilelor cu ninsoare este de circa 78 la


Fig. 5


PRECIPITATIILE MEDII IN TIMPUL IERNII (mm)


Predeal si 61 la Sinaia. In anii cu cea mai activa invazie a maselor de aer arctic, au fost semnalate pana la 60-70 zile cu ninsoare. Luna cu cea mai mare frecventa a zapezilor este luna ianuarie (in medie 14-16 zile).

3.4.4. CANTITATII DE PRECIPITATII CAZUTE IN 24 ORE

Cunoasterea acestui element climatic prezinta importanta stiintifica si practica. Acest element este relevant pentru a arata intensitatea ploilor intr-o regiune, dar si pentru a putea anticipa formarea inundatiilor, cresterea alarmanta a debitelor raurilor, putandu-se astfel atenua efectele lor distructive. Caderile masive si bruste sunt, de cele mai multe ori, sursa inundatiilor si alunecarilor de teren. Instabilitatea timpului este o caracteristica importanta a climatului regiunilor muntoase. De foarte multe ori, precipitatiile acumulate intr-o singura zi pot depasi valorile specifice lunii respective.

Maximele diurne sunt in general mai scazute in timpul iernii, cand domina circulatia anticiclonilor continentali, in care masele de aer au continut redus de apa si cand convectia termica este foarte slaba. In sectoarele de versant, pe pantele sudice, maximele diurne sunt mult mai mari decat mediile lunare, si mult mai mari decat valorile specifice celor mai mari altitudini. De exemplu, la Dobresti si Campulung (in zona subcarpatica) s-au inregistrat deseori valori mai mari de 140 mm in 24 de ore. Asemenea cantitati sunt neobisnuite pentru zona inalta, la varful Omu, deasupra norilor grei inferiori.

Valea superioara a Prahovei se remarca printr-o incidenta mai limitata a averselor. Fie ca este vorba de circulatia de origine vestica, sursa a maselor de aer umed, sau de influentele continentale venite dinspre sud sau est, adapostul creat de culmile muntoase imprejmuitoare diminueaza manifestarea averselor. In general, masele de aer incarcate de umiditate se descarca deasupra masivelor muntoase, inainte de ajunge deasupra vaii.

In cadrul teritoriului Romaniei, partea sudica a Bucegilor se gaseste la interferenta zonelor puternic afectate de ploi intense, circumscrise jumatatii central-sudice si estice a tarii, in comparatie cu jumatatea nordica a masivului, caracterizata printr-o mai mare stabilitate a oscilatiilor pluviometrice. La statia meteorologica de la Predeal, cea mai mare cantitate de precipitatii cazuta in 24 de ore a fost de 134 mm, in timp ce la Sinaia, valorile s-au cifrat la 114,7 mm.

In lunile mai si iunie, pe suprafetele de versant ale masivului se produc cele mai abundente si intense caderi de precipitatii. Cele mai abundente cantitati de precipitatii cazute in 24 de ore se inregistreaza in perioada calda a anului, pe fondul dezvoltarii proceselor convective (peste 70%). Ploile de durata, frecvente in vai (Sinaia - Campina) si in depresiuni (depresiunea de obarsie a Prahovei) dau toamna cantitatile diurne maxime.

In semestrul rece, apar, in general, valori reduse. Totusi, perturbatiile atmosferice determinate de relief sunt frecvente si in aceasta perioada. Astfel, statiunile din masiv primesc adesea cantitati duble de zapada in comparatie cu sectoarele de la baza versantilor.

Ploile fine de toamna se deosebesc in mod fundamental de averse, deoarece ele imbiba lent pamantul cu apa, fara a produce consecinte mecanice importante.

CANTITATI MAXIME DE PRECIPITATII IN 24 ORE (1896 -2006) mm

VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VII

IX

X

XI

XII

anual

33.7

70.8

55

64

71.2

105.6

115

79.1

58.8

36

40.5

51.5

115

3.4.5. FRECVENTA ZILELOR CU PRECIPITATII

Zilele cu precipitatii sunt considerate acele zile in care cantitatea de precipitatii acumulata in 24 de ore (ploaie, burnita, zapada etc.) depaseste 0,1 mm. Pe culmile inalte, este specific un climat cu ploi si ninsori frecvente, continui sau repetate, cu intervale secetoase reduse si rare. Cele mai multe zile ploioase se semnaleaza la altitudinile cele mai mari, mai cu seama pe versantii nordici si vestici ai muntilor Bucegi si Baiului (peste 180 zile la peste 1500 m altitudine).in contrast cu situatia de pe culmi, pe fundul vailor principale din masiv, epocile de uscaciune sunt mai dese si mai lungi decat cele cu precipitatii.

In valea Prahovei, se remarca un climat cu nuante continentale, cu seceta prelungita in anotimpul rece si cu ploi dese la inceputul verii, lunile mai si iunie fiind foarte ploioase.

Numarul total al zilelor cu precipitatii depaseste in general 150 zile in valea Prahovei.

Pe fundul vaii, numarul zilelor ploioase este cu circa 40-50 mai redus in comparatie cu versantii vaii. Prezenta industriei si a aglomeratiilor umane determina o crestere usoara a numarului de zile ploioase. Cele mai multe zile cu precipitatii apar in luna iunie, in stransa corelatie cu regimul precipitatiilor si distributia sa in lungul anului.

Topirea stratului de zapada primavara, ca si ploile indelungate si bogate de la inceputul verii favorizeaza cresterea umiditatii, suficienta pentru dezvoltarea padurii de conifere. Aceste ploi abundente determina si cresterea fortei de distrugere si de transport a ravenelor si torentilor. Pe podurile de gheata si de zapada acumulate pe fundul vaiugilor si ogaselor din sectorul abruptului prahovean indeosebi, scurgerile de noroi si de materiale detritice exprima cu claritate intensitatea cu care se manifesta in aceasta epoca efectul distructiv al fiecarei ploi. Conditiile speciale create de innorarea persistenta si de umiditatea relativ ridicata a aerului favorizeaza dezagregarea rocilor si mareste eficacitatea proceselor de eroziune torentiala. (fig. 4)

3.4.6. STRATUL DE ZAPADA

Deoarece suprafetele cu cele mai mari altitudini din masiv se gasesc aproape in permanenta sub influenta temperaturilor negative, cele mai frecvente precipitatii specifice acestor sectoare sunt precipitatii solide, inghetate, care determina depunerea stratului de zapada. Formarea si persistenta stratului de zapada este conditionata de caderile de precipitatii solide si de inregistrarea temperaturilor sub 0C. La cele mai mari altitudini (varful Omu) este dificil sa se stabileasca o perioada, chiar foarte scurta, in care sa nu existe precipitatii solide, iar regimul ninsorilor sa fie intrerupt, deoarece ninge neregulat chiar si vara. Ceva mai jos, la altitudinea de 1 600 m (Casa Pestera), prima ninsoare cade de obicei la mijlocul lunii septembrie. La Predeal, prima ninsoare se produce de obicei la sfarsitul lunii octombrie, iar al poalele masivului cu o luna mai tarziu in medie. In cazuri exceptionale, chiar si in sectoarele joase din masiv, pot cadea ninsori si in luna septembrie, fenomene cauzate de invaziile aerului polar continental.

Ultima ninsoare survine odata cu cresterea temperaturilor peste 0C. Acest fapt este greu de stabilit pentru altitudinile extreme (varful Omu, unde sunt conditii de producere a ninsorii in orice perioada a anului). La Predeal, ultima ninsoare are loc in mede la inceputul lunii martie, in timp ce pe versantii vailor, la altitudini de peste 1500 m, perioada este decalata cu peste o luna. Invazii sporadice ale maselor de aer continental pot determina caderi de zapada si in luna mai la aceste altitudini, in cazuri mult mai rare. Aceste ninsori se repercuteaza negativ asupra vegetatiei, indeosebi asupra pomilor fructiferi infloriti.

Prin actiunea combinata a precipitatiilor solide, a vantului, a temperaturii aerului si solului, patura de zapada se mentine cu intermitente din toamna si pana in primavara, fiind vesnic spulberata, topita sau evaporata si inlocuita de noi ninsori. In fiecare vale, unde sunt intrunite conditii de adapost, ca si pe versantii cu inclinare mai redusa, se observa o crestere a duratei stratului de zapada atat lunar cat si in intregul interval rece al anului.

La varful Omu, stratul de zapada se mentine timp de cca 200 de zile pe an, constituind nota dominanta a peisajului local. Stratul nival protejeaza in perioada rece, solul si viata latenta a plantelor si animalelor, iar fenomenele de eroziune a solului sunt mult atenuate. Pe firul vaii Ialomitei zapada persista timp de cca 150 zile. In valea Prahovei, zapada se mentine un timp mai limitat: cca 120 de zile la Predeal si Sinaia. In ariile geografice invecinate, numarul mediu al zilelor cu persistenta a stratului de zapada este mult mai redus: cca 110 zile la Fundata, 55 de zile la Campina, 40 de zile la Pucioasa. Numarul zilelor cu solul acoperit cu zapada este important de cunoscut pentru activitatile turistice: stratul de zapada necesar pe partiile de schi, blocarea cailor de acces la bazele turistice etc. De asemenea, informatiile asupra caderilor de zapada si asupra persistentei stratului de zapada sunt cu atat mai valoroase, cu cat valea Prahovei reprezinta una dintre cele mai importante cai de legatura dintre sudul tarii si Transilvania. Solul ramane mult timp acoperit cu zapada in lunile de iarna (ianuarie si februarie, indeosebi). Media multianuala indica ca la statiile din Predeal si Sinaia, in ianuarie si februarie, solul ramane acoperit de zapada pe o perioada de circa 99% din durata lunii. Valorile sunt extrem de importante pentru aprecierea conditiilor existente pentru practicarea sporturilor de iarna. Persistenta stratului de zapada este conditionata si de modul de expunere al versantilor.

Cele mai mari grosimi ale depunerilor de zapada se remarca in locurile bine protejate, in sectoarele cu vegetatie forestiera compacta sau unde influenta vanturilor este mai redusa. Astfel de conditii apar in culoarele de vale si in mici sectoare depresionare, in paduri, la contactul cu pantele terminale ale muntilor (in depresiunea de obarsie a Prahovei, zapada atinge frecvent 80 cm grosime). Gradul de acumulare ai depunerilor de zapada prezinta, de asemenea, o mare importanta economica si turistica.

Cele mai afectate, in conditiile caderilor masive de zapada si persistentei indelungate a stratului de zapada, sunt drumurile principale, care raman deseori mult timp inutilizabile, precum si caile de acces catre partea centrala a masivului. Daca soseaua nationala din lungul Prahovei este rapid repusa in circulatie dupa fiecare ninsoare de proportii, nu acelasi lucru se poate spune si despre alte drumuri laterale (de exemplu Sinaia - Pietrosita, Predeal-Rasnov sau Comarnic-Secaria) nepracticabile pe durate lungi in timpul iernii.

3.4.7. PRESIUNEA ATMOSFERICA

Presiunea atmosferica are o deosebita importanta in intelegerea fenomenelor meteorologice si in variatia elementelor climatice, desi constituie un indicator a carui perceptie este mai dificila, iar consecintele geografice nu sunt integral vizibile. Cu toate acestea, regiunile de munte sunt caracterizate printr-un mediu aerian rarefiat, consecinta tocmai a oscilatiilor presiunii atmosferice.

Fluctuatiile elementelor meteorologice au la baza variabilitatea presiunii atmosferice, cauza principala a deplasarii maselor de aer. Acest fapt se datoreaza incalzirii inegale a diferitelor sectoare ale suprafetei topografice active. Incalzirea inegala face ca in cadrul aceluiasi areal sa apara, la scara redusa, maxime si minime barice locale, veritabili 'microcentri atmosferici', care constituie cauzele miscarilor locale ale aerului, atat de frecvente intre sectoarele joase de vale si versanti, sub forma curentilor de munte-vale.

La varful Omu (2 505 m altitudine), presiunea medie anuala este de cca 560 mb, ceea ce reprezinta aproximativ 74% din valoarea normala de la nivelul marii. Rarefierea aerului constituie o consecinta a faptului ca forta de atractie gravitationala scade in corelatie cu cresterea altitudinii. Rarirea aerului atrage o reducere a capacitatii de incalzire a atmosferei. Deoarece atmosfera inalta este mai saraca in pulberi, ea ramane mai curata si, implicit, mai transparenta. Culmile mai inalte ale muntilor se afla intr-un mediu aerian mai putin opac si o capacitate de absorbtie mai redusa a radiatiilor solare. Din cauza rarefierii aerului in inaltime si ca urmare a micsorarii cantitatii de pulberi din atmosfera, functia de filtru protector a atmosferei pentru radiatiile solare scade cu inaltimea. Ca atare, radiatia solara se manifesta cu intensitate mai puternica in cursul zilei, iar in noptile senine, pierderile de caldura prin radiatia de la suprafata solului se intensifica avand ca efect racirea accentuata a suprafetei terenurilor. Ca urmare, aceste conditii speciale ale aerului la altitudine favorizeaza excesivitatea termica specifica microclimatului regiunilor inalte. Stratele superioare de aer, mai usoare si mai rarefiate au o mai mare mobilitate decat cele dense, inferioare (viteza vantului creste o data cu altitudinea). Rarefierea aerului determina conditii optime pentru fenomenul de detenta a maselor de aer.

In sectorul montan al vaii Prahovei, media anuala a presiunii atmosferice variaza intre 850 si 890 mb. Din cauza altitudinii mai coborate, in comparatie cu masivele muntoase inconjuratoare, pe fundul vailor, presiunea este mai ridicata cu 20-30 mb decat pe versantii superiori ai vaii.

Presiunea atmosferica inregistreaza un maxim in lunile septembrie-octombrie. La varful Omu, cele mai scazute valori ale presiunii atmosferice din timpul unui an se inregistreaza in luna februarie. In august insa, cand se produce si apogeul termic, presiunea atmosferica este foarte ridicata. Aceste oscilatii ale presiunii atmosferice in lungul unui se produc in mod invers fata de regiunile de campie.

3.3. VANTUL

Vantul, componenta cea mai dinamica a regimului climatic, indeplineste functia de echilibrare a contrastelor atmosferei, formate prin incalzirea diferentiata a suprafetelor de relief. Prin efectele ventilatiei, vantul intensifica transpiratia plantelor si evaporarea umiditatii solului, putand imprima peisajului nuante locale de ariditate. Actiunea sa mecanica de deflatie si coraziune este responsabila de morfologia superficiala a stratului de zapada.

Regimul vantului este dependent de activitatea principalilor centri barici (anticiclonul azoric, anticiclonul euroasiatic, depresiunea islandeza si cea mediteraneeana). Intensitatea si viteza vantului sunt conditionate totodata si de 'asperitatile' reliefului, care intervin ca factori de franare, indeosebi in cadrul circulatiei locale. Orientarea si canalizarea maselor de aer se face in stransa legatura cu dispunerea nord-sud a vaii superioare a Prahovei, precum si in raport de dispozitia celorlalte culoare de vale. De asemenea, este pus in evidenta rolul de baraj orografic al Carpatilor, care determina, prin altitudine si orientare, anumite particularitati regionale.

Creasta dominanta a Bucegilor are, prin excelenta, un climat dinamic advectiv datorita altitudinii si expunerii in calea tuturor curentilor aerieni. In aceste sectoare, vantul bate aproape in permanenta, calmul fiind o situatie de raritate. In caldarea adanca si adapostita de la Scropoasa primeaza timpul stationar si calm. Aerul autohton stagneaza aici, fiind supus din plin influentelor geografici locali. In interiorul depresionar al masivului (culoarul Ialomitei), timpul este de obicei mai calm decat in saua Predealului si in culoarele deschise si ventilate ale Prahovei si Dambovitei.

3.3.1. FRECVENTA VANTULUI PE DIRECTII

Pentru aprecierea frecventei vantului in masivul Bucegi, au fost analizate valorile caracteristice de la statiile meteorologice de la varful Omu, Predeal, Sinaia, in comparatie cu situatia existenta in ariile geografice invecinate (depresiunea Brasovului, Culoarul Rucar - Bran, Subcarpatii Dambovitei).

In partea superioara a masivului, inaltata net, ca o insula in mijlocul stratelor de aer din atmosfera inferioara, expunerea in calea vanturilor puternice este maxima. Din cauza temperaturilor negative extreme, precum si datorita unor fenomene meteorologice frecvent intalnite in zona, la varful Omu observatiile asupra vantului se fac predominant la sol, deoarece girueta statiunii meteo ramane opt luni pe ani blocata, din cauza ghetii si a chiciurii. In afara observatiilor acumulate prin masuratori ia statia de la varful Omu, se pot face interpretari si asupra efectelor mecanice ale vantului asupra reliefului sau stratului de zapada. Primavara, pantele vestice ale Varfurilor Omu si ale varfului Ocolit sunt brazdate de dungi liniare alburii, nascute prin actiunea coroziva a vantului. Valea glaciara a Gaurei, cu umerii sai bine conturati, exercita un adevarat efect compresor asupra vanturilor de vest. Pe creasta, piscurile proeminente prezinta, pe fetele de vest si nord vest, zone de roca dezgolita, suprafete dezagregate, neacoperite de covor vegetal. Aceste microforme de relief sunt caracteristice primaverii, intr-un moment in care solul dezghetat si imbibat cu apa ofera vantului un material foarte plastic pentru actiune. Urmele eoliene arata indubitabil ca primavara, vantul dintre nord vest este cel mai puternic.

Un alt reper important este oferit de covorul vegetal. La limita superioara a padurilor, exemplarele cele mai falnice de conifere prezinta o totala disimetrie a coronamentului. Coroana in fanion prezinta o suprafata orientata pe directia est - sud est, fapt frecvent intalnit in muntii Bucsoiu, Costila si in Jepi.

Vara se pot constata de asemenea disimetrii ale covorului vegetal. In punctele cele mai inalte ale platoului de altitudine, pe varfurile rotunjite, expuse in mod egal fiecarei directii ale vantului, apare o clara disimetrie in repartitia ariilor biogeografice. Spre nord vest, stanca goala prezinta o vegetatie scunda si dura de tundra, in timp ce pe fetele sudice si sud estice, pasunea alpina este bine dezvoltata. Pe crestele cele mai inalte din nord (Tiganesti, Gutanu, Bucsoiu etc), unde plantele duc o lupta continua cu vantul, calotele vegetale caracteristice, atacate lateral de curentii eolieni care le scurma radacinile, evolueaza luand forma de semicercuri, deschise catre nord vest, cu radacinile descoperite si uscate de vant, numite de St. M. Stoenescu barcane vegetale .

Iarna, cele mai mari cantitati de zapada se acumuleaza pe pantele estice si sud estice, in timp ce pe versantii vestici si nord vestici, zapada este dura, presata si permanent viscolita. Dispunerea corniselor de zapada de la marginea platoului catre portiunile de abrupt indica, de asemenea, directia dominanta a vantului. Niciodata, nu se dezvolta cornise de zapada catre versantul branean (Gutanu, Grohotisu). Versantul branean are putina zapada in partea sa superioara (Gutan, Clincea, Ciubotea). In schimb, la baza, versantul este troienit din belsug (valea Grohotisului). Avalansele uscate de iarna si cele umede de primavara pornesc in est de la creasta, iar in vest de la baza abruptului.

Pe platoul Bucegilor, este predominant vantul din sectorul vestic, ca o consecinta a circulatiei generale a atmosferei (varful Omu 67%). In timpul anului, cea mai mare frecventa a vanturilor de origine vestica se realizeaza in intervalul noiembrie-martie (peste 70%), iar cea minima in iunie (circa 50%).

In valea Prahovei, se detaseaza directiile de nord-vest (30%), sud-est (27%) si sud (16%). Vanturile din sectorul estic au o frecventa de circa 8% (cu precadere directia nord-est). In cadrul vaii superioare a Prahovei, directiile dominante apar diferentiat, in functie de forma culoarului de vale (sectoare de ingustare, bazinete de largire, mici sectoare depresionare etc). Partea nordica a culoarului de vale, de la obarsia sa, se afla sub influenta vanturilor ce bat dinspre nord-vest si sud. In general, in sectoarele de vale, orientarea culmilor montane imprima directia dominanta a vanturilor. La Predeal, directia dominanta este nord-vest - sud-est. In cursul anului, la Predeal, cea mai mare frecventa o au directiile dominante in noiembrie si februarie (directia dominanta din nord-vest). Catre sud, cea mai mare frecventa o are circulatia orientata nord-sud, directie ce coincide cu axul vaii. Frecventa vanturilor din directii perpendiculare pe cele dominante este neglijabila. Circulatia maselor de aer de origine sudica este limitata la o pondere de circa 15%.

Primavara, in partile superioare ale masivului, directiile dominante din timpul iernii se mai pastreaza inca, cu diferenta ca incepe sa capete o amploare tot mai mare circulatia vestica. Directiile de nord-vest devin preponderente incepand cu lunile martie si aprilie, ca urmare a inaintarii anticiclonului azoric catre estul Europei. Ponderile acestor directii se ridica la 50%. Instalarea circulatiei vestice este insotita de cresterea cantitatii de precipitatii si dispersia stratificatiei termice inverse din timpul iernii, fenomen mai


FI6.7


REGIMUL EOLIAN - PONDERI ALE DIRECTIILOR DOMINANTE (ANUAL)


persistent in lungul sectorului propriu-zis de vale. In aceasta perioada, inca mai exista conditii pentru invazii ale aerului de origine nordica (12%).

Prezentarea de mai sus, consacrata specificului directiilor vantului pe anotimpuri, ne permite sa tragem concluzia ca regimul vantului are un pronuntat caracter sezonier. In perioada rece predomina vanturile de nord-vest si est, in timp ce in sezonul cald se remarca advectia aerului mai cald si umed din sud-est, indeosebi in partea sudica a masivului.

In functie de distributia pe teren a efectelor eoliene de natura geomorfologica, hidrografica si biogeografica, se disting cateva sectoare in cadrul masivului Bucegi. Pantele exterioara prezinta o fizionomie asimetrica: pe versantul branean, limita superioara a coniferelor nu depaseste nicaieri altitudinea de 1 800 m, iar de la 1 700 m nu mai exista formatiuni compacte de paduri. In vest, modelarea eoliana a slefuit turnuri, forme rotunjite aerodinamice (Gutanul, valea Gaura), in timp ce pe abrupturile prahovene surpafetele de calcar si conglomerate calcaroase au un aspect rudimentar, nemodelat, colturos. Aceste fapte arata ca spatiul geografic din cele doua sectoare de versant prezinta caracteristici diferite.

Caldarile si vaile glaciare sunt adapostite de directiile dominante ale vantului, cu exceptia formelor glaciare din zona Gaura - Ciubotea. Pantele din aceste doua sectoare sunt albite vara de vant, pietrele ies in evidenta, solul nu este bine dezvoltat, iar iarba este rara si scunda. Aceste efecte geografice nu se remarca in nici una dintre celelalte caldari glaciare din jurul varfului Omu.

Pe suprafata inalta a platoului, se semnaleaza numeroase pietre si stanci sculptate de vant ( dreikantere ), pietre rotunjite, toate plasate asimetric, orientate predominant catre nord vest. Marmitele eoliene sunt sapate adanc in gresie numai spre nord vest.

Calmul atmosferic - Caldarile glaciare, sectoarele de vai prezinta conditii favorabile pentru persistenta maselor de aer si predominarea calmului atmosferic. Este cunoscut faptul ca sectoarele de vale, mai ales cele cu dimensiuni importante, datorita legaturii pe care o creeaza intre diferite regiuni cu caracteristici diferite (depresiunea inchisa a Brasovului, in comparatie cu spatiul mult mai larg al Subcarpatilor Getici, valea lalomitei, intre zona montana inalta si spatiul colinar mai scund la Subcarpatilor Dambovitei) creeaza premise pentru canalizarea maselor de aer si devierea unor directii predominante ale circulatiei atmosferice. Din acest punct de vedere, durata calmului atmosferic este relativ redusa si este legata de formarea inversiunilor atmosferice, mai ales in timpul iernii.

Un procent mai ridicat este inregistrat de perioadele de calm atmosferic in depresiunea de obarsie a Prahovei, in lungul vaii lalomitei, mult mai adapostite fata de alte sectoare ale ariei montane. Vaile principale, mai ales cele mai adancite, prezinta un caracter de adapost, favorabil pentru cantonarea aerului si persistenta calmului atmosferic, in conditii de microclimat. In schimb, in lungul vaii Prahovei, este favorizata ventilatia aerului. De asemenea, pe versanti, la altitudini mai mari, se remarca o circulatie mai activa a maselor de aer, datorita expunerii.

In perioada rece a anului, calmul inregistreaza o mai mare frecventa. In cea mai mare parte a vaii superioare a Prahovei, calmul atmosferic depaseste 10%, in timp ce in bazinetele depresionare din lungul lalomitei, ponderea zilelor cu calm poate ajunge la peste 30%. Primavara, circulatia aerului inregistreaza cea mai mare agitatie, iar calmul cunoaste cele mai scazute valori, local fiind cu 10% mai redus decat iarna.

FRECVENTA VANTULUI PE DIRECTIE (1965 -2006)

VARFUL OMU

%

I

II

III

IV

V

VI

VII

VII

IX

X

XI

XII

anual

N

2,2

3,5

7,6

5

4,4

3,4

4,2

3,4

4,1

3,2

4,8

3,7

4,1

NE

13,6

11,2

8,2

8

7

6,3

7

5,1

5

9

7

8,8

8,0

E

5,8

5

5,4

4,9

5,7

6,5

4

9

5

4,5

6

7

5,7

SE

8

6

8

8

8

5

4

8

5,9

8,5

9

7

7,1

S

7

6,1

5,3

5

6

6,4

3,1

4

5,1

8,9

11

6,8

6,2

SV

18,2

19,1

13,2

17,1

19,3

21,8

16

19

21

20,4

27,1

23

19,6

V

13,1

19,4

18

22

24,1

22,2

27

24,2

25,1

21,4

15,8

19

20,9

NV

28,7

27,2

32,4

29,1

22,5

23,5

29,5

21,5

23,1

21,2

17

23

24,9

CALM

3,4

2,5

1,9

1,2

3,3 4,9

5,4

5,8

6,1

2,9

2,3

3

3,6

PREDEAL

%

I

II

III

IV

V

VI

VII

VII

IX

X

XI

XII

anual

N

14,2

13,6

12,0

12,7

10,7

7,8

7,8

4,9

6,5

5,8

6,8

10,5

9,4

NE

2,0

2,8

2,0

2,5

6,5

1,8

2,8

1,4

2,0

3,3

1,5

2,3

2,6

E

11,3

4,5

9,3

4,0

7,8

3,0

6,0

5,3

14,0

10,8

9,5

7,3

7,7

SE

25,5

21,3

19,5

36,0

23,5

26,3

28,5

32,0

33,0

32,8

29,0

20,5

27,3

S

14,5

12,8

10,8

19,0

17,8

14,8

10,0

13,0

16,5

18,5

17,3

13,5

14,9

SV

6,0

4,8

3,0

5,3

3,8

3,3

5,0

3,8

4,8

5,0

3,8

2,5

4,2

V

2,5

0,8

1,5

1,3

1,8

2,8

1,0

3,8

3,5

1,0

5,0

3,8

2,4

NV

32,3

30,3 -

48,0 :

12,0

27,5

33,0

28,0

26,8 20,0

28,8

30,3

39,0

30,5

CALM

4,3

7,0

6,0

7,3

12,8

17,3

21,8

21,8 9,5

7,0

7,8

12,8

11,3

3.3.2. VITEZA VANTULUI PE DIRECTII

La varful Omu, media anuala a vitezei vantului este de peste 7.5 m/s. Aceasta valoare scade sensibil catre poalele masivului. Partile superioare ale culmilor muntoase se disting printr-o circulatie cvasi-permanenta a maselor de aer si, corelat cu acest fapt, o viteza medie anuala a vantului cu valori ridicate. Bazinul adancit al lalomitei si suprafetele de versant cu expunere sudica sunt mai slab ventilate, in comparatie cu vaile periferice care canalizeaza curentii aerieni. Deplasarea generala a maselor de aer deasupra masivului se manifesta si este resimtita in mod inegal pe diferitele pante ale masivului. Cele mai reduse intensitati ale vanturilor se inregistreaza in depresiunea adapostita de la Scropoasa.

Din totalul general al observatiilor meteorologice, se constata ca in vaile Prahovei si Dambovitei, cea mai mare frecventa (peste 50%) o au vanturile cu intensitati scazute. Vanturile slabe si calmul atmosferic caracterizeaza in proportie de peste 70% climatul local. Pe culmile inalte, vanturile violente actioneaza cca 8 luni pe an. Vanturile de o deosebita violenta (peste 8 ca tarie Belfort) reprezinta cca 20-22% din totalul observatiilor de iarna. La varful Omu, iarna, vanturile puternice reprezinta in medie o proportie de cca 55%, vanturile moderate 24%, adierile slabe 17%, iar timpul calm numai cca 3%. In scurta vara alpina, vanturile violente devin mai rare, oferind plantelor si microfaunei posibilitatea sa-si indeplineasca ciclul biologic.

La altitudini ceva mai coborate, pe versantii superiori ai vailor, valorile vitezei medii anuale difera in functie de expozitia in raport cu directiile dominante de circulatie a maselor de aer. Acest element creeaza conditii de adapost, sau, dimpotriva, de favorizare a canalizarii curentilor atmosferici. La altitudini de 1600 m, pe versantii cu expunere favorabila invaziilor de aer in sezonul rece, viteza medie anuala oscileaza in jur de 6 m/s. Pe versantii adapostiti, viteza medie anuala a vantului scade la circa 2-3 m/s.

VITEZA MEDIE A VANTULUI (1965 - 2006) VARFUL OMU

I

II

III

IV

V

VI

VII

VII

IX

X

XI

XII

anual

m/sec

11.5

11.8

12.8

12.5

11.6

9.4

8.5

8.6

9.1

9.8

11.2

12.7

10.1

SINAIA

I

II

III

IV

V

VI

VII

VII

IX

X

XI

XII

anual

m/sec

3,2

3,3

3,6

3,1

3,4

2,9

3,5

3,1

2,5

3,3

3,5

3,7

3,2

PREDEAL

I

II

III

IV

V

VI

VII