DĂNUŢ TANISLAV
GEOGRAFIA FIZICǍ A ROMÂNIEI - NOTE DE CURS -
- 2010 -
Cuprins
1. Poziţia geografică ……………………………………………………..
4
2. Evoluţia paleogeografică ……………………………………………...
5
3. Relieful 3.1. Caractere Caracter e generale ………………………………………………… 3.2. Tipuri de relief 3.2.1. Relieful vulcanic ………………………………………….. 3.2.2. Suprafeţe de nivelare ……………………………………... 3.2.3. Piemonturi Piemontur i ………………………………………………... 3.2.4. Relieful glaciar ………….………………………………... 3.2.5. Văi carpatice carpatic e transversale transver sale ………………………………… 3.2.6. Terase …….……………………………………………... 3.2.7. Lunci ………….………..………………………………... 3.3. Procese geomorfologice geomorfo logice actuale …………………………………... 4. Clima 4.1. Factorii genetici ai climei ……………………………… …………………………………………. …………. 4.2. Principalele caracteristici climatice 4.2.1. Temperatura Temperatur a ………………………………………………. 4.2.2. Precipitaţiile ………………………………………………. 4.2.3. Vântul …………………………………………………….. 4.3. Regionarea climatică ……………………….……………………... 5. Hidrografia 5.1. Izvoarele minerale ………………………….……………………... 5.2. Apele curgătoare 5.2.1. Configuraţia reţelei hidrografice şi modul ei de organizare. 5.2.2. Fluviul Dun ărea - caracteristici hidrologice ……………… 5.3. Lacurile …………………………………………...……………….. 5.4. Marea Neagr ă ……………………………………………………...
2
13 20 23 26 29 35 38 41 44 54 58 61 64 67 73 75 80 83 88
6. Biogeografie 6.1. Zone şi etaje biogeografice 6.1.1. Zona stepei ……………………………………………….. 6.1.2. Zona silvostepei …………………………………………... 6.1.3. Zona p ădurilor nemorale …………………………………. 6.1.4. Etajul pădurilor nemorale ………………………………… 6.1.5. Etajul pădurilor boreale …………………………………... 6.1.5. Etajul subalpin ……………………………………………. 6.1.6. Etajul alpin ……………………………………………….. 6.2. Regionarea biogeografic ă…………….…………………………….
95 98 99 101 103 105 106 107
7. Solurile 7.1. Factorii pedogenetici ……………………………………………… 7.2. Zonalitatea, intrazonalitatea şi azonalitatea ……………………….. 7.3. Influenţa omului în degradarea solurilor ………………………….. ………………………….. 7.4. Diversitatea solurilor………………………………..……………...
112 113 114 114
8. Regionarea fizico-geografică …………………………………………
124
Bibliografie ……………………………………………………………..
129
3
1. POZIŢIA GEOGRAFICĂ România este situată în emisfera nordică, la intersecţia paralelei de 45° lat. N cu meridianul de 25° long.E, aproximativ la jumătatea distanţei dintre Ecuator şi Polul Nord. Teritoriul ţării se întinde pe 4°37’07” de latitudine, adic ă 525 km între 48°15’06” lat.N (Horodiştea) în nord şi 43°37’07” lat.N în sud (Zimnicea) şi între 20°15’44” long.E (Beba Veche) în vest şi 29°41’24” long.E (Sulina) în est. În Europa, România se g ăseşte în sud-estul Europei centrale, la contactul cu Peninsula Balcanic ă şi Europa oriental ă. România este situată la 2800 km de Capul Nord, 1050 km de Capul Matapan, 2750 km de Capul Finisterre şi 2600 km de Mun ţii Ural. Suprafaţa (238.391 km²) o încadreaz ă printre ţările de mărime mijlocie şi reprezintă 4,8% din suprafa ţa continentului. În nord şi sud-est, România se învecineaz ă cu Ucraina (lungimea frontierei este de 344 km pe ape curg ătoare – Tisa, Suceava, Dun ăre, braţul Chilia şi braţul Musura; 274 km pe uscat şi 32 km pe mare), iar în est cu Republica Moldova (681 km pe ape curg ătoare – Prut). În sud, cu Bulgaria, frontiera se desf ăşoar ă în lungul Dunării pe 470 km (de la confluenţa cu râul Timok), 139 km pe uscat şi 22 km pe mare. Frontiera sud-vestică, cu Serbia, cuprinde 290 km pe ape curg ătoare (Dunăre, Timiş) şi 257 km pe uscat. În nord-vest, graniţa cu Ungaria se desf ăşoar ă în cea mai mare parte pe uscat – 420 km şi numai 32 km pe Mure şul inferior. Caracteristicile geografice fundamentale ale României sunt date de aşezarea sa în spa ţiul carpato-dunăreano-pontic. Poziţia geografică în sud-estul păr ţii centrale a Europei şi prezenţa Carpaţilor, fac ca pe teritoriul ţării noastre să se interfereze influenţe geografice vest- şi est-europene, balcanice şi pontice, rezultând o mare varietate a climei, vegetaţiei şi solurilor. Astfel, clima este temperat continental ă, de tranzi ţie între clima continentală excesivă din est şi cea continentală moderată din centrul Europei, la care se adaug ă influenţe mediteraneene şi baltice. Solurile fac tranziţia între solurile cenuşii ale Europei r ăsăritene, solurile brune caracteristice Europei centrale şi solurile brun-roşcate dezvoltate în sudvestul continentului. Pe teritoriul ţării noastre sunt două importante limite biogeografice: limita vestică a stepei (în sud-estul României) şi limita estică a fagului. Fondul general faunistic şi floristic al României este central-european, îns ă este completat cu specii de origine pontic ă şi submediteraneană.
4
2. EVOLUŢIA PALEOGEOGRAFICǍ Conformaţia actuală a reliefului României este rezultatul unei îndelungate şi complicate evoluţii paleogeografice. Aplicarea tectonicii pl ăcilor sau a teoriei tectonicii globale a avut un rol important în precizarea cadrului morfostructural în care s-a desf ăşurat această evoluţie. Structura teritoriului României este strâns legat ă de evoluţia oceanului Tethys, situat între pl ăcile africană (la sud) şi euroasiatică (la nord), şi de formarea lanţului muntos alpino-carpato-himalayan, proces început în urm ă cu 200 milioane ani. Evoluţia teritoriului s-a desf ăşurat în strânsă legătur ă cu deplasarea pl ăcii est-europene şi a unor microplăci situate în faţa ei, precum şi cu apariţia rifturilor. Pe teritoriul României, microplăcile transilvană, panonică, moesică şi a Mării Negre vin în contact cu placa euroasiatic ă. (a) Etapele de dezvoltare a reliefului Pe baza studiilor din domeniile stratigrafiei, tectonicii, paleontologiei, geofizicii şi geomorfologiei, s-a putut stabili istoria form ării şi evoluţiei reliefului, ce cuprinde trei epoci: prehercinic ă, hercinică şi carpatică, fiecare incluzând mai multe etape, faze şi subfaze (Geografia României , vol.I, 1983). Epoca prehercinică (proterozoic – paleozoic inferior) este perioada în care se formează şi se nivelează soclurile platformelor Moldovenească, Valahă, Dobrogei Centrale şi de Sud. În prima etapă, s-a desf ăşurat consolidarea Platformei Moldovene şti după mi şcările baikaliene şi a Platformei Moesice după orogeneza assyntică, la sfâr şitul proterozoicului. Ambele uscaturi (Podi şul Moldovei, sudul Câmpiei Române şi al Dobrogei), alcătuite din roci metamorfice şi magmatice, erau delimitate de un geosinclinal extins în Dobrogea Central ă şi de Nord. O altă arie geosinclinală funcţiona în partea de vest, în spa ţiul carpatic, unde în cadrul a dou ă cicluri – prebaikalian şi baikalian, s-au format şisturi cristaline mezometamorfice şi epimetamorfice. În cambrian, în condi ţiile unui climat cald şi secetos, s-a format peneplena soclului precambrian, care alcătuieşte astăzi fundamentul Podişului Moldovei, Câmpiei Române şi Podişului Dobrogei de Sud. Ulterior, marginile platformelor au coborât spre aria geosinclinală (către vest, fundamentul Podi şului Moldovei, iar cel al Câmpiei Române spre nord), iar intensificarea mi şcărilor epirogenice negative a iniţiat un îndelungat proces de sedimentare. Într-o etapă ulterioar ă, în silurian, s-a desf ăşurat orogeneza caledonică, care a determinat cutarea strâns ă a sedimentelor din geosinclinalul Dobrogei Centrale, cu formarea şisturilor verzi. În geosinclinalul carpatic s-au format
5
cordiliere, în general paralele cu marginea Platformei Moldovene şti, iar Dobrogea Centrală şi de Sud au fost exondate. În condiţiile unui climat cald, a rezultat o suprafa ţă de nivelare care retează structurile şisturilor verzi, corelată cu stratele de Carapelit din regiunea Măcinului. Epoca hercinică s-a desf ăşurat în decursul paleozoicului superior şi mezozoicului, interval în care au fost definitivate principalele tr ăsături structurale ale Dobrogei de Nord, s-au format şi consolidat blocurile cristaline carpatice, acestea fiind înălţate tectonic, peneplenizate şi fragmentate. Orogeneza hercinică (carbonifer şi permian) a determinat cut ări, exondări şi magmatism granitic, atât în aria nord-dobrogean ă, cât şi în geosinclinalul carpatic. S-au format Mun ţii Măcinului, regiunea devenind rigid ă la începutul mezozoicului şi alăturându-se Dobrogei Centrale. Procese tectonice s-au manifestat şi-n geosinclinalul carpatic, unde s-au format cordiliere şi catene ce urmăreau vechiul contur al cordilierelor caledonice, însoţite de fenomene vulcanice intense, care au dus la apari ţia unor lacolite şi batolite granitice. Datorită reactivării unor fracturi, în spaţiul dintre Platforma Moldovenească şi Dobrogea de Nord, prin fenomene de coborâre, s-a format Depresiunea Predobrogean ă, continuată spre nord cu Depresiunea Bârladului. După carbonifer, masivele hercinice din Dobrogea de Nord şi din aria carpatică au fost supuse unei denud ări intense, desf ăşurată într-un climat cald şi umed, iniţial, apoi secetos. În aceste condi ţii, în Dobrogea de Nord s-a format o suprafaţă de eroziune de tip pediplen ă, fragmentată ulterior şi acoperită par ţial în est şi sud de depozite triasice şi jurasice. Fenomene similare de denudare s-au desf ăşurat şi în aria carpatică, pediplena carpatică fiind fosilizată. Mi şcările kimmerice au avut ca efect fragmentarea blocurilor cristaline hercinice şi formarea bazinelor de sedimentare cretacice şi neogene, conturând practic cadrul structural al Carpa ţilor. Prima fază – mi şcările kimmerice vechi (triasic – jurasic inferior) – s-a manifestat prin erupţii puternice de-a lungul liniilor de falie, ce au format platoul de diabaze de la Niculi ţel. Fenomene vulcanice s-au manifestat şi-n regiunea situată la nord de Mureş, unde continuă până în cretacic. Se înregistrează mişcări tectonice intense pe vertical ă, care au determinat fragmentarea masivelor hercinice şi formarea unor depresiuni tectonice (Ha ţeg, Reşiţa–Moldova Nouă). Ca urmare a acestor mi şcări are loc o exondare de ansamblu a reliefului, urmat ă de procese intense de denudare, desf ăşurate într-un climat cald şi umed. A doua faz ă – mi şcările kimmerice noi (jurasic mediu şi superior) – provoacă modificări semnificative în aria Mun ţilor Apuseni, unde se accentueaz ă structura de horsturi şi grabene, prin mişcări tectonice diferenţiate, care au
6
conturat structurile bloc ale acestora. În Carpa ţii Orientali, se contureaz ă geosinclinalul flişului cretacic, în care au loc procese intense de scufundare. Din jurasicul superior pân ă în cretacicul inferior, într-un climat umed tropical, s-au format cuverturile lateritice din Munţii Bihorului şi Pădurea Craiului. Epoca carpatică (cretacicul inferior – actual) este cea mai important ă pentru configuraţia reliefului României. S-a realizat o consolidare structural ă a unităţilor cristalino-mezozoice, urmată de formarea unei întinse peneplene carpatice. Au fost caracteristice mi şcări epirogenice intense cu sensuri opuse, ce au înălţat ramurile carpatice şi scufundat ariile depresionare şi platformele. Mişcările neotectonice au dus la ridicarea Carpa ţilor în ansamblu, inclusiv a unităţilor scufundate anterior. Etapa carpatică veche (cretacic mediu – paleogen) se caracterizeaz ă prin procese intense de cutare, vulcanism, dar şi prin formarea complexului sculptural Bor ăscu. În cadrul orogenezei austrice s-au produs fenomene intense de cutare şi şariaj. În Carpaţii Meridionali s-a format pânza getic ă, iar în Munţii Apuseni, peste autohtonul de Bihor a înc ălecat pânza de Codru. În Carpa ţii Orientali pânza transilvană a încălecat spre est depozitele din aria depresionar ă, iar pânza bucovinică a dus la înc ălecarea cristalinului peste aria flişului intern. În ansamblu, a avut loc o ridicare a regiunii cristalino-mezozoice şi o coborâre tectonică a bazinelor Haţeg, Borod, Ghimbav-Rucăr. În cretacicul mediu s-au produs procese intense de modelare a reliefului în condi ţiile unui climat tropical umed. Orogeneza laramică (senonian superior – paleocen) a definitivat configuraţia structurală a zonei cristalino-mezozoice în Carpa ţii Orientali, precum şi cutarea formaţiunilor apar ţinând flişului cretacic conturat într-un sistem de pânze de şariaj. În Dobrogea, s-a individualizat structural Podi şul Babadagului. În vestul ţării, formarea şi activarea unor fracturi a produs scufundarea blocurilor transilvan şi panonic, conturând conforma ţia de horst a Munţilor Apuseni. S-au înregistrat erup ţii vulcanice acide, care au pus în loc banatitele. Spre sfâr şitul acestei faze, tr ăsăturile de ansamblu ale Carpa ţilor erau conturate, şi cea mai mare parte a teritoriului României era exondat ă. Modelarea s-a desf ăşurat în condiţiile unui climat tropical, ce a dus la formarea pediplenei carpatice (complexul sculptural Bor ăscu). ă ajunge să contureze edificiul carpatic, prin Etapa neocarpatic continuarea proceselor de cutare din geosinclinalul carpatic şi prin mişcările epirogenice predominant pozitive, manifestate nu numai în Carpa ţi şi Subcarpaţi, dar şi în podişuri şi chiar în câmpii. Erupţiile au creat lanţul vulcanic din vestul Carpaţilor Orientali. Concomitent, agenţii subaerieni formează mai multe trepte de relief.
7
Mi şcările savice definitivează flişul paleogen, ca unitate structural ă distinctă. De asemenea, se schi ţează depresiunile-golfuri de pe latura vestic ă a Munţilor Apuseni şi Banatului. Se continuă subsidenţa în Depresiunea Transilvaniei şi Depresiunea Panonic ă. La contactul dintre munte şi spaţiile mai joase din jur s-au format piemonturi întinse acvitanian-burdigaliene. Modelarea prebadenian ă a dus la sculptarea nivelului superior al complexului sculptural Râu-Şes, care niveleaz ă şi flişul cretacic al Carpaţilor Orientali. Mi şcările stirice (badenian) şi moldavice (badenian–sarmaţian) au determinat cutarea formaţiunilor din Subcarpaţii Moldovei. Tot acum s-au înregistrat primele erupţii neogene din nordul Carpa ţilor Orientali şi Munţii Apuseni. S-a continuat scufundarea Masivului Transilvan şi a celui Panonic, s-a pus în evidenţă avanfosa de la exteriorul Carpa ţilor, în care se acumulau depozite mio-pliocene. În sarmaţianul mediu şi superior se înregistrează o nouă fază de formare a piemonturilor. Mi şcările attice (sarmaţian superior) au determinat o ridicare accentuat ă a arcului carpatic, însoţită de exondarea unor depresiuni-golfuri şi bazine interne. La curbura Carpaţilor, a început cutarea forma ţiunilor din avanfosă. Concomitent se desf ăşoar ă erupţii vulcanice din ce în ce mai intense în vestul Carpa ţilor Orientali şi Munţii Apuseni. În condiţiile unui climat mediteranean, s-a format nivelul inferior al complexului sculptural Râu- Şes. Mi şcările rhodanice (dacian) au determinat o ridicare de ansamblu a Carpaţilor şi a regiunilor periferice şi retragerea apelor din Bazinul Transilvaniei, Podişului Moldovei, ca şi din regiunile colinare şi din golfurile din vestul ţării. Mi şcările valahe s-au manifestat în Subcarpaţii Curburii şi Subcarpaţii Olteniei, determinând cutarea formaţiunilor de molasă în cute largi şi cute diapire. În Podişul Transilvaniei, se definitiveaz ă structura în domuri şi cute diapire. În Carpaţi, continuă procesul de înălţare în două faze, formându-se două nivele în cadrul v ăilor. În villafranchian, la exteriorul Carpa ţilor s-au acumulat depozite groase fluvio-torenţiale, creând piemonturi (în Piemontul Getic, în depresiunile Lă puşului, Oaşului, Beiuşului). În romanian, s-a realizat o fragmentare intensă a regiunilor deluroase şi o detaşare prin eroziune a depresiunilor şi culoarelor de contact. Tot acum se înregistreaz ă erupţii vulcanice intense în vestul Carpa ţilor Orientali, unde s-a cl ădit lanţul vulcanic CălimaniHarghita. În cuaternar , se formează Câmpia Banato-Crişană, Câmpia Română, începe conturarea Deltei Dun ării şi se definitivează tr ăsăturile de bază ale Piemontului Getic. O parte important ă a Subcarpaţilor a fost modelată şi a ajuns la conformaţia actuală în postvillafranchian. Tot acum se înregistreaz ă mişcări
8
neotectonice diferenţiate, evidente mai ales în Subcarpa ţi, ce determină o evoluţie a acestora pe compartimente tectonice.
Fig. 1. Situaţia paleogeografică a teritoriului României (Dumitrescu et al., 1962; Saulea et al., 1963; Giuşcă et al., 1969) (1).uscat; (2) domeniu marin şi lacustru; (3) erupţii vulcanice
(b) Condiţiile morfogenetice specifice cuaternarului Condi ţ iile climatice au cunoscut varia ţii, de la tipul polar şi subpolar, la cel subtropical şi temperat. În günz, clima a fost rece, cu temperaturi medii anuale negative pe întreg teritoriul ţării. Întreaga arie carpatică avea un climat de tundr ă. În interglaciarul günz-mindel exista un climat cald şi uscat, caracterizat prin diferenţieri anotimpuale evidente. În mindel , climatul era rece, favorabil unor
9
procese periglaciare intense. Interglaciarul mindel-riss este caracterizat printr-un climat mai cald decât cel actual, cu precipita ţii mai bogate. În riss s-a înregistrat un climat rece şi umed, ce a favorizat instalarea ghe ţarilor în Carpaţi. Interglaciarul riss-würm, cel mai scurt dintre toate interglaciarele (circa 10.000 ani), a avut condiţii climatice asemănătoare celor actuale. În würm, climatul rece a favorizat extinderea unui peisaj de tundr ă; în ultima sa parte, climatul a fost deosebit de secetos. În holocen, s-a înregistrat o încălzire bruscă a climatului în toată Europa, temperaturile fiind cu 8-10°C mai ridicate. Înc ălzirea rapidă din postglaciar a fost urmată de o r ăcire continuă în faza atlantică, în jurul anilor 5800-6000, când etajul forestier a ajuns în Mun ţii Rodnei mai sus de 2000 m. Mi şcări neotectonice extrem de variate ca sens şi intensitate au fost puse în evidenţă în cuaternar. Pentru Carpa ţi a fost evaluat ă o înălţare de ansamblu de aproximativ 1000 m, la sfâr şitul pliocenului şi în cuaternar, fenomen mult diferenţiat ca intensitate, de la o unitate la alta. Evaluările de ansamblu ale sensului şi intensităţii medii a mişcărilor arată foarte clar instabilitatea general ă a teritoriului. Astfel, sectorul curburii Carpa ţilor (estul Munţilor Făgăraşului, Munţii Bucegi şi Munţii Buzăului) se suprapune unei arii cu intensitate a în ălţării de 5 mm/an, cea mai accentuat ă din întreaga arie carpatic ă. Intensitatea acestor mişcări scade treptat spre nord (Carpa ţii Orientali), ajungând în jur de 2 mm/an. Blocurile cristaline ale Carpaţilor Meridionali se înalţă cu 1-2 mm/an, valorile sc ăzând treptat spre vest. Munţii Banatului şi Munţii Apuseni cunosc o în ălţare ceva mai redusă, de 1 mm/an. Aproape în totalitatea ei, Depresiunea Transilvaniei se manifestă ca o arie antrenată într-o mişcare de coborâre de pân ă la 1 mm/an. Podişul Moldovei este supus unei u şoare înălţări de 1 mm/an. Aria dobrogeană înregistrează mişcări neotectonice negative accentuate, de 3-4 mm/an, cu excep ţia păr ţii de sud-vest, caracterizată de o relativă stabilitate. Câmpia Română apare ca o arie marcat ă de mişcări pozitive, a căror intensităţi ajung la 1-2 mm/an, chiar 3 mm/an în apropiere de Bucure şti. Mişcări accentuate de coborâre, diferenţiate în funcţie de blocurile din fundament s-au înregistrat şi în Câmpia Banato-Crişană, aproximativ 1-2 mm/an (Zugr ăvescu et al , 1998). Sensul general al mi şcărilor neotectonice a fost deci de în ălţare şi de reducere continuă a ariilor subsidente. Eustatismul cuaternar interesează prin oscilaţiile nivelului marin, ca nivel de bază, în funcţie de care s-a desf ăşurat denudarea reliefului. În ansamblu, din pliocen până în holocen a avut loc o retragere, dar nu continu ă, ci cu numeroase faze de stagnare şi chiar de revenire, cu transgresiuni regionale şi locale. În pleistocenul inferior păr ţile supuse subsiden ţei din Câmpia BanatoCrişană se menţineau domenii lacustre. La exteriorul Carpa ţilor, retragerea lacului pleistocen din Câmpia Română s-a realizat în mai multe faze, începând din villafranchianul superior. În pleistocenul mediu, câmpia de la est de Arge ş era
10
domeniu lacustru. În mindel-riss se înregistreaz ă o transgresiune de amploare, ale cărei depozite au fost puse în eviden ţă pe latura externă a Subcarpaţilor. În pleistocenul superior, lacul din Câmpia Român ă a fost treptat înlocuit cu un regim mlăştinos, care a persistat în cuprinsul ariei de divagare până în holocen. Oscilaţiile de nivel ale M ării Negre au provocat transgresiuni şi regresiuni, cu importante consecin ţe asupra nivelului de baz ă al teritoriului României. În villafranchian (faza gurian ă), linia ţărmului se afla cu 150 km mai la est de pozi ţia actuală. În timpul transgresiunii uzunlar de la sfâr şitul stadiului mindel şi din mindel-riss, linia ţărmului a înaintat mult spre vest ca urmare a ridic ării nivelului maritim cu 30 m. În riss, se înregistreaz ă o regresiune (euxinul mediu), urmat ă de transgresiunea karangat din riss-würm. În prima parte a würmului a avut loc o regresiune puternică, nivelul mării coborând cu 80-100 m. Râurile ce se v ărsau în Marea Neagr ă au creat pe actualul şelf văi foarte bine conturate. Transgresiunea valahă, în ultimele câteva sute de ani, cu o intensitate de 20 cm pe secol, a determinat transformarea gurilor râurilor dobrogene în limane, colmatarea acestora şi intensificarea proceselor de aluvionare din Delta Dunării. Tendinţa generală de ridicare a nivelului M ării Negre din timpurile istorice se înscrie în tendinţa generală de înălţare a nivelului oceanului planetar. (c) Unităţi morfostructurale Se deosebesc dou ă tipuri majore de unităţi structurale: (1) unităţi de platformă sau de vorland – unit ăţi vechi, suprapuse, în linii generale, unit ăţilor de podiş sau câmpie şi (2) unităţi de orogen – mai noi, ce corespund regiunilor muntoase, dealurilor, piemonturilor, câmpiilor periferice, depresiunilor inter- şi intracarpatice. Limita dintre acestea este linia tectonic ă pericarpatică, evidentă în relief de la graniţa de nord a ţării până în valea Trotuşului, dar mascat ă de depozite pliocene şi cuaternare, în sectorul curburii. I. Unităţile de platformă reprezintă 35% din suprafa ţa ţării şi sunt alcătuite dintr-un fundament rigid precambrian ( şisturi cristaline strâns cutate şi nivelate) şi dintr-o cuvertur ă de roci sedimentare. a) Unitatea Podi şului Moldovei prezintă un fundament în trepte, ce coboar ă în faţa ariei carpatice, fiind acoperit de sedimente paleozoice, mezozoice şi neozoice (pliocenul acoper ă întreaga suprafaţă a podişului). b) Unitatea Câmpiei Române are un fundament cristalin, acoperit cu sedimente mezozoice şi neozoice. Platforma se afund ă spre nord, iar cretacicul apare la zi în malul Dun ării ajunge la 8000 m adâncime în apropierea Carpa ţilor. c) Unitatea dobrogeană se diferenţiază în: 1) subunitatea Dobrogei de Nord cu fundament predominant hercinic; 2) subunitatea Dobrogei Centrale , cu şisturi verzi acoperite de sedimente jurasice, cretacice şi sarmaţiane; 3) subunitatea Dobrogei de Sud cu un fundament de şisturi verzi şi şisturi mezozoice, acoperite de sedimente paleozoice, mezozoice şi neozoice; 4)
11
subunitatea Deltei Dunării cu un fundament cristalin, faliat, acoperit de formaţiuni mezozoice şi neozoice, peste care s-au depus depozitele deltaice. II. Unităţile de orogen carpatic se extind pe circa 65% din suprafaţa ţării. Sunt caracterizate printr-o mare diversitate litologic ă (cu predominarea şisturilor cristaline), prin structuri cutate, şariate sau larg ondulate, faliate şi vulcanice. a) Unitatea carpatică muntoasă prezintă mai multe subunităţi, ce pun în evidenţă succesiunea în etape a evolu ţiei lanţului carpatic. 1) subunit ăţ ile cristalino-mezozoice sunt reprezentate prin trei masive (Oriental – cu o regiune nordic ă: Maramureş, Rodnei, Bistriţei, Giurgeului, Curmăturii şi una sudică: Per şani, Bucegi, Piatra Craiului; Meridional – cristalinul Lotrului sau pânza getic ă: Făgăraş, Lotru, Cindrel, Şureanu, Poiana Rusc ă, Semenic, Locvei şi cristalinul Parângului, danubian sau autohton: Parâng, Vâlcan, Retezat, Cernei, Almă j, Podişul Mehedinţi; Apusean – pânza de Codru: Pădurea Craiului, Codru-Moma, Bihor; autohton: Gilău-Muntele Mare, Pădurea Craiului) alcătuite din roci cristaline, uneori cu sedimente paleozoice şi mezozoice. 2) subunitatea fli şului (roci detritice în alternanţe repetate; cute simple, cute-solzi şi pânze), localizat ă în estul Carpaţilor Orientali între valea Sucevei şi a Dâmboviţei, este o fâşie cu lăţimi de 20-25 km în nord şi 80 km în regiunea de la curbur ă. Se diferenţiază în două subzone: flişul intern (format prin mişcările din cretacicul superior) şi flişul extern (alcătuit din depozite paleogene). ă, localizată în vestul Carpaţilor 3) subunitatea vulcano-sedimentar Orientali (Ţibleş-Bârgău) şi în sudul Munţilor Apuseni (Munţii Metaliferi), cuprinde roci flişoide, str ă punse sau acoperite de roci vulcanice. 4) subunitatea neovulcanic ă din partea de vest a Carpa ţilor Orientali (OaşGutâi-Văratic; Căliman-Gurghiu-Harghita), s-a format prin erupţiile vulcanice desf ăşurate din paleogen pân ă în cuaternar. 5) subunitatea depresiunilor intramontane - cele mai vechi în Carpa ţii Meridionali (Loviştea, Petroşani, Haţeg), iar cele mai noi în Carpaţii Orientali. b) Unitatea pericarpatică deluroasă a funcţionat, din miocen, ca avanfos ă, fiind umplută treptat cu depozite de molas ă: 1) subunitatea Subcarpa ţ ilor Moldovei şi ai Curburii, cu o structur ă cutată şi faliată, cu cute diapire; 2) subunitatea dealurilor subcarpatice şi a Piemontului Getic dintre Dâmboviţa şi Dunăre, cu structur ă în cute simple şi monoclinală. c) Unitatea depresiunii intercarpatice a Transilvaniei este încadrată de lanţul carpatic, în nord-vest fiind blocurile cristaline insulare ale „mun ţilor ascunşi şului Some şan, cu ai Transilvaniei” (Preluca, Mese ş): 1) subunitatea Podi formaţiuni eocen-helveţiene, cu structur ă monoclinală; 2) subunitatea Podi şului Transilvaniei, cu un sector al cutelor diapire şi un sector central al domurilor. d) Unitatea Câmpiei şi Dealurilor Banatului şi Cri şanei este amplasat ă pe un fundament carpatic scufundat în trepte la adâncime mic ă. Sedimentarea s-a desf ăşurat în mai multe etape începând din paleogen şi până în cuaternar.
12
3. RELIEFUL 3.1. Caractere generale Relieful României, prin forma şi poziţia lanţului carpatic, prin dispunerea aproape concentrică şi propor ţională a treptelor mari morfologice, prin desf ăşurarea sa pe o diferen ţă de altitudine de 2544 m, prezint ă o alcătuire armonioasă. Se disting trei trepte majore şi anume: cea înalt ă a munţilor (Carpaţi) – la peste 700 m altitudine, cea medie care corespunde dealurilor şi podişurilor şi cea joasă (sub 200 m), a câmpiilor, luncilor şi Deltei Dunării.
Fig. 2. Principalele unităţi de relief ale României
I. Munţii Carpaţii Româneşti (cu o lungime de peste 900 km şi lăţimi ce oscilează între 50 km - Munţii Făgăraş şi 140 km peste Obcinele Bucovinei, la Curbur ă şi Munţii Apuseni) fac parte din lanţul Munţilor Carpaţi (circa 1600 km lungime), constituind partea cea mai important ă a Carpaţilor sud-estici. Sunt munţi tineri, de vârstă alpină. Carpaţii se întind de lâng ă Viena, unde Dunărea îi desparte de Alpi, şi până la valea Timokului, unde intr ă în contact cu Balcanii. Carpaţii Româneşti au o formă circular ă. Ca structur ă, îmbină două stiluri: cel alpin (fliş cutat puternic) cu cel hercinic (unele masive cristaline care apar la
13
suprafaţă). Prezintă cel mai lung şi mai complex lanţ vulcanic din Europa. Sunt foarte fragmentaţi (prin depresiuni - 23% din spa ţiul carpatic -, văi transversale, longitudinale, grupări diferite de culmi şi masive, înşeuări). Păstrează cel mai bine nivele şi suprafeţe de eroziune. Sunt munţi mijlocii şi mici (altitudinea medie 840 m; aproape 90% din suprafaţa lor este situat ă la altitudini sub 1500 m), dar cu evidente diferen ţieri între cele trei ramuri principale (Carpa ţii Meridionali – altitudinea medie 1136 m; Carpaţii Orientali – 950 m; Carpaţii Occidentali – 654 m). Energia de relief are valori medii de 600 m, dar valorile maxime pot depăşi 1000 m (pe 7% din suprafa ţă). Densitatea medie a fragment ării este de 0,64 km/km2, însă în unele regiuni valorile maxime dep ăşesc 3 km/km2. Predomină pantele de 10-30° (70% din spaţiul carpatic), dar sunt frecvente şi înclinări mai accentuate, în func ţie de alcătuirea litologică. Sunt formaţi din toate tipurile de roci, îmbinate diferit de la un sector la altul, ceea ce d ă imaginea unui mozaic petrografic. În Carpa ţi există creste ascuţite la peste 2000 m înălţime, culmi rotunjite şi netezite (adevărate platouri), circuri şi văi glaciare (la peste 1900 m). Pe culmile şi platourile calcaroase s-au format peşteri, chei, iar în munţii vulcanici au ap ărut platouri şi cratere. Poziţia centrală, desf ăşurarea generală cvasicircular ă şi altitudinea Carpaţilor influenţează în mod evident toate celelalte componente ale mediului natural, impunând etajarea fenomenelor şi proceselor. Tipuri de mun ţ i Munţii sunt caracterizaţi, în general, dup ă vârstă, geneză, structura geomorfologică şi morfotectonică, precum şi după caractere morfometrice şi morfografice. (a) În funcţie de stilul morfotectonic, se întâlnesc munţi de tip alpin, respectiv Carpaţii, şi munţi de tip hercinic, respectiv Munţii Măcinului (culme restrânsă, mai dur ă, r ămasă uşor înălţată în cadrul peneplenei posthercinice, fragmentată în creste şi inselberg-uri prin pedimentaţie şi procese periglaciare). În ceea ce priveşte Munţii Carpaţi, ei reprezintă un tip aparte în lan ţul alpinohimalayan şi anume tipul carpatic, caracterizat prin combinarea formelor rezultate din structuri cutate complexe, blocuri hercinice, vulcanism şi suprafeţe de nivelare (de Martonne, 1908). (b) După structura geomorfologică (aspecte structural-tectonice şi eroziune externă), se disting patru tipuri (Posea, 1981): - carpato-alpin (fliş cutat, cu sau f ăr ă masive cristaline, şi vulcanism) – obcine (Feredeu, Obcina Mare, Baraolt, Bodoc), cl ăbucete (Clă bucetele Predealului, Întorsurii), culmi cu aspect de hogback (Munţii Stânişoarei), culmi şi creste structural-petrografice (Culmea Lăcăuţi), masive cu influen ţ e tectonice de fundament (Penteleu, Podu Calului, Siriu), masive structural-petrografice (din calcare – Post ăvaru, din conglomerate – Ceahl ău);
14
- carpato-hercinic (masive cristaline, cu sau f ăr ă cuvertur ă mezozoică, combinate sau nu cu grabene interne sau marginale) – horst (Poiana Ruscă), semihorst (Preluca), grabene sau culoare tectonice (Timi ş-Cerna), masive insulare (Ghiţu, Prisaca), masive cupolare (Bihor, Muntele Mare), grupări de masive axiale (Parâng, Retezat-Godeanu); - carpatic-mixt (fliş, masive hercinice şi vulcanism) - Apusenii; - mun ţ i vulcanici – platouri de aglomerate (vestul şirului vulcanic sudic), conuri de lave (estul Munţilor Căliman-Harghita), neck-uri (şirul vulcanic nordic), platouri de lavă (Igniş). (c) După criteriul morfometric, se deosebesc: mun ţ i înal ţ i (cu altitudini dominante între 1500 şi 2000 m şi cu vârfuri ce trec adesea de 2000 m) – Maramureş, Rodna, Ceahl ău, Făgăraş, Parâng, Ţarcu; mun ţ i mijlocii (altitudini între 1000 şi 1400 m) – Obcinele, Stâni şoarei, Frunţi, Ghiţu, Almă j, Gilău; mun ţ i jo şi (sub 1000 m) – Oa ş, Dognecea, Zarand, Mese ş. (d) Pe harta geomorfologică 1:400.000 (Posea, Badea, 1980) s-a adoptat un criteriu mixt (altitudine, roci predominante, vârst ă): A. Mun ţ i forma ţ i din roci cristaline f ăr ă cuvertur ă sedimentar ă (a) peste 1500 m (Maramure ş, Rodnei, Suhard, Leaota, F ăgăraş, Parâng, Retezat-Godeanu, Muntele Mare, Vl ădeasa); (b) între 1000 şi 1500 m (Obcina Mestecăniş, Semenic, Almă j, Gilău); (c) sub 1000 m (Zarand, Plopi ş, Meseş). B. Mun ţ i forma ţ i din roci cristaline cu cuverturi sedimentare mezozoice (a) peste 1500 m (Rar ău, Giurgeu, Hăşmaş, Vâlcan, Bihor); (b) sub 1500 m (Per şani, Mehedinţi, Aninei, Dognecei, CodruMoma, Pădurea Craiului). C. Mun ţ i forma ţ i din roci sedimentare mezozoice şi neozoice (a) peste 1500 m (Ţibleş, Ceahlău, Tarcău, Ciuc, Nemira, Vrancei, Penteleu, Siriu, Ciucaş, Grohotiş, Baiu, Piatra Mare, Post ăvaru, Bucegi, Piatra Craiului); (b) sub 1500 m (Bârg ău, Obcina Feredeu, Obcina Mare, Stânişoarei, Goşmanu, Berzunţ, Baraolt, Bodoc, Cl ă bucetele Întorsurii, Podu Calului, Trascău). D. Mun ţ i forma ţ i din roci vulcanice (a) predominant din lave (Oaş, Igniş, Lă puş, Călimani, Gurghiu, Harghita); (b) predominant din aglomerate (vestul mun ţilor Călimani, Gurghiu, Harghita). E. Masive hercinice (resturi din lanţul muntos hercinic): Măcin. F. Culoare, înşeuări de înăl ţ ime (Rucăr-Bran, Timiş-Cerna, Bistra, Mureş).
15
G. Depresiuni intramontane (numărul lor trece de 300, iar spa ţiul ocupat în Carpaţi este de 23%), având o serie de subtipuri (Posea, Velcea, 1967): - după geneză: tectonice (Braşov, Petroşani, Haţeg, Bozovici, BradHălmagiu, Zarand, Beiuş), tectono-erozive (Întorsura Buz ăului, Ciucea, Loviştea, Gurahonţ, Zlatna), tectono-acumulative, de baraj vulcanic (Maramure ş, Ciuc, Giurgeu), de eroziune diferenţială (Oaşa, Câmpeni, Abrud), bazinete (Sise şti, sectoare din valea transversal ă a Dunării); - după altitudine: depresiuni înalte (Vatra Dornei) şi joase (în Defileul Dunării); - după relieful dominant : depresiuni cu aspect deluros (Maramure ş, Petroşani, Loviştea); câmpii intramontane (Braşov).
II. Dealurile şi podişurile Dealurile şi podişurile ocupă 37% din suprafaţa ţării şi au o altitudine medie de 345 m. Ele au în ălţimi medii între 200 şi 500 m (circa 60% din suprafaţă), dar în unele locuri acestea dep ăşesc 900-1000 m (în dealurile subcarpatice), iar periferia, în mod obi şnuit, coboar ă chiar sub 200 m. Cele mai multe se află la exteriorul Carpaţilor; pe când în spa ţiul din interiorul munţilor se află doar Depresiunea colinar ă a Transilvaniei. Energia de relief oscileaz ă între 100 şi 300 m (în Subcarpaţi sunt situaţii locale cu valori ce dep ăşesc 300 m), densitatea fragment ării este de 1,5 km/km2 (dar poate ajunge şi la 35 km/km2), iar pantele au valori medii de 15-25° (peste 40° pe frunţi de cueste şi râpe de desprindere). După geneză, difer ă: fie că se suprapun platformelor vechi (Podi şul Moldovei, Dobrogea Central ă şi de Sud), fie direct pe fundament carpatic (Podi şul Mehedinţi), fie că au rezultat prin lăsarea unor compartimente între lanţurile muntoase, formând bazine de sedimentare (Podi şul Transilvaniei), ce au fost ulterior exondate şi fragmentate, fie că au luat naştere la baza munţilor prin acumularea materialelor transportate de ape, rezultând piemonturi ce au fost ridicate şi par ţial fragmentate (Podişul Getic), fie prin procese de cutare şi ridicare (Subcarpaţii). Alcătuirea litologică, înclinarea versanţilor şi activităţile antropice au favorizat o accentuat ă modelare actual ă a reliefului (deplasări în masă, eroziune în suprafaţă şi ravenare). Tipuri de dealuri şi podi şuri După geneză, structura geomorfologică, structura geologică, altitudinile dominante, gradul de evolu ţie al văilor şi versanţilor, lăţimea şi dispunerea interfluviilor, se contureaz ă mai multe tipuri şi subtipuri: A. Subcarpa ţ ii cuprind masive şi culmi axate pe anticlinale dispuse aproape paralel cu muntele, ce alterneaz ă cu şiruri de depresiuni ce urmează aliniamente de sinclinale. Apar uneori şi inversiuni de relief, structuri de
16
monoclin, ca şi varietăţi locale: a) Subcarpa ţ ii de tip moldav se caracterizează prin dealuri şi depresiuni cu dispunere oblic ă faţă de munte şi glacis prelung şi un larg culoar de vale la contactul cu podi şul; b) Subcarpa ţ ii de tip curbur ă, cu 2-3 şiruri de dealuri şi depresiuni, discontinui ca aliniamente, cu pinteni montani ce p ătrund uneori pe latura lor internă, cu structuri piemontane monoclinale în exterior (Măgura Odobeştilor) sau cu dealuri de brahianticlinal în formare (Dealul Ţintea, Dealul Găgeni); c) Muscelele sunt culmi deluroase, desf ăşurate perpendicular pe munte, pe structur ă monoclinală, cu bazinete depresionare de contact, pe v ăi; d) Subcarpa ţ ii de tip oltean prezintă o depresiune subcarpatic ă unitar ă, închisă la exterior de un şir de dealuri mai puţin unitare, combinate chiar cu unele depresiuni bazinete; e) Subcarpa ţ ii de tip transilvan reprezintă o asociere de dealuri şi depresiuni ce au multe caractere subcarpatice (L ă puş, Homoroade), cu muscele (Năsăud), cu dealuri de sinclinal şi depresiuni de anticlinal (Târnave) şi dealuri cu caracter piemontan combinate cu depresiuni de eroziune (Bistri ţa şi Mureş). B. Dealurile piemontane (Dealurile Vestice) apar strâns lipite de masivele Carpaţilor Occidentali, fiind ca o treapt ă joasă a acestora, pătrunzând inclusiv în depresiunile-golf. Pietrişurile piemontane lipsesc aproape în totalitate, deoarece au fost retezate de o suprafa ţă de eroziune dacian-romanian ă. Sunt mai puţin fragmentate, cu interfluvii ce p ăstrează suprafeţe netede extinse. Tipul de roc ă şi structura geologică determină o serie de particularităţi locale. Astfel de dealuri, sub formă de umeri sau m ăguri lipite de munte, alteori chiar culmi nu prea lungi, dar depăşind altimetric nivelul culmilor depresionare, apar şi pe rama montan ă a unor depresiuni cum ar fi F ăgăraş, Or ăştie. C. Dealurile provenite din podi ş cuprind: a) coline larg ondulate , cu văi largi şi alunecări de teren (Câmpia Transilvaniei şi Câmpia Moldovei); b) coline de monoclin (Colinele Tutovei şi Colinele Fălciului); c) dealuri joase de tip inselberg formate din fragmentarea puternică şi reducerea Podi şului NordDobrogean prin pedimenta ţie (estul şi sudul Platoului Niculiţel şi Dealurile Tulcei); D. Podi şul tabular , deosebit de neted, pe calcare sarmatice în structur ă orizontală, acoperite la suprafaţă de loess (Dobrogea de Sud). E. Podi şul piemontan, rezultat din înălţarea unei câmpii piemontane, este reprezentat prin Podişul Getic. Suprafaţa topografică se suprapune stratului pietrişurilor de Cândeşti. Relieful este reprezentat de interfluvii din ce în ce mai largi şi netede spre câmpie, dar tot mai fragmentate c ătre Subcarpaţi. F. Podi şul structural de monoclin se suprapune unui strat dur de gresii şi calcare sarmatice, care înclin ă spre sud şi sud-est, cu un relief tipic de cueste, suprafeţe structurale, văi şi depresiuni subsecvente (Podi şul Central Moldovenesc). G. Podi şul de platformă peneplenizat , reprezentat prin Podi şul Dobrogei Centrale, se dezvolt ă pe peneplena ce reteaz ă şisturile verzi, acoperită la suprafaţă
17
cu loess. În sud, apar şi calcare mezozoice, cu mici depresiuni de contact (aliniamentul sudic), cu o fragmentare larg ă de tipul cupolelor pedimentare şi al pedimentelor, în est (Podişul Istriei), şi cu văi adânci şi înguste în vest (Podi şul Gârliciului). H. Podi şul peneplenizat pe roci (dure) mezozoice apare dezvoltat pe peneplena postcretacică ce retează calcarele Podi şului Babadag şi care a fost înălţată la nivel de podiş de mişcărilor valahice. Este un podi ş fragmentat, cu dealuri şi inselberg-uri (în nord, est şi vest), iar partea dinspre Baia-Ceamurlia a fost redusă la o câmpie de pediment. I. Podi şul fragmentat în dealuri masive, tipic pentru Podişul Someşan, cuprinde dealuri masive de tipul Feleacului, Dejului, podi şuri mici calcaroase, mai mult sau mai puţin netede (Păniceni, Boiu), creste şi cueste calcaroase (Prisnel, Că puş), depresiuni suspendate dominate de cueste (Huedin), depresiuni deluroase de eroziune (Almaş-Agrij). J. Podi şul fragmentat în dealuri mici cu cumpene înguste asimetrice (Podişul Târnavelor) se remarc ă prin cumpene principale înguste plasate asimetric faţă de văi, din care pornesc cumpene secundare, adesea sub form ă de creste. Versanţii sunt dominaţi de alunecări, văile principale sunt largi, formând adevărate culoare. K. Podi şul de diabaze (Podişul Niculiţel), situat în estul Munţilor Măcin, include roci sedimentare dure mezozoice, dominate de curgeri de lave. L. Podi şul cu structur ă carpatică, Podişul Mehedinţi, este o suprafaţă cristalino-mezozoică nivelată puternic în timpul complexului culmilor medii carpatice (Râu-Şes), înălţat ulterior până la altitudini de 600-700 m. Se mai întâlnesc şi calcare, ce dau o serie de forme carstice.
III. Câmpiile Câmpiile României ocupă 33% din teritoriu şi se găsesc în sudul şi vestul ţării. Constituie treapta de relief cea mai joas ă (sub 200 m altitudine) şi cea mai nouă. Relieful este reprezentat de interfluvii netede şi foarte largi (câmpuri), complexe ca genez ă, realizate prin sedimentare lacustr ă, lacustro-fluviatilă, fluviatilă, divagări ale râurilor, prin terasări laterale executate de apele curg ătoare în detrimentul unui podi ş marginal, prin abraziune; în mare parte şi depunerea loessului a jucat un rol important în aspectul actual al multor câmpii (procesele de tasare au creat crovuri şi găvane), iar pe alocuri chiar nisipurile acumulate de vânt sub formă de dune. Între câmpuri exist ă două categorii de văi. Unele sunt largi, apar ţinând râurilor cu izvoare în mun ţi sau în Subcarpa ţi şi au permanent ap ă. Celelalte sunt înguste, iar vara albiile seac ă. Cea mai mare extindere o au câmpiile tabulare şi cele joase nefragmentate. Urmează câmpiile piemontane, situate la contactul cu unit ăţile vecine.
18
Tipuri de câmpii În
funcţie de geneză, altitudine (inclusiv faţă de nivelul râurilor), pantă, prezenţa depozitelor loessoide sau nisipoase, pozi ţia faţă de dealuri şi procesele actuale dominante, câmpiile prezint ă mai multe subtipuri: A. Câmpiile piemontane şi de glacis se dezvoltă la contactul cu dealurile. Se subdivid astfel: a) câmpie piemontană cu conuri de dejec ţ ie relativ bine individualizate şi cu terase convergente spre aval (Câmpia Târgovite-Ploie şti); b) câmpie piemontană cu aspect tabular (câmpie înaltă cu aspect piemontan – Câmpia Râmnicului); c) câmpie de glacis subcarpatic (o fâşie îngustă în exteriorul Subcarpaţilor de Curbur ă între Teleajen şi Trotuş), formată prin retragerea versantului deluros; partea înalt ă reprezintă un glacis de eroziune, iar partea mai joasă este de acumulare coluvio-proluvial ă; d) câmpie de glacisuriterase, specifică pentru Câmpia Banato-Crişană, unde mai e numit ă şi Câmpia înaltă; cuprinde trei glacisuri u şor înclinate şi largi, care continu ă terasele râurilor din depresiunile-golf, îmbinându-se lateral în trepte unitare sub rama fiec ărei unităţi deluroase. B. Câmpiile piemontane terminale (sau piemontano-deltaice) sunt cele care s-au realizat în continuarea Piemontului Getic, prin divag ări repetate în câmpiile Găvanu-Burdea şi Vlăsiei, în timpul depunerii primelor formaţiuni loessoide, dar înainte de ultimul loess. C. Câmpiile de subsiden ţă şi divagare prezintă aspectul unor lunci inundabile, dar au şi întinse câmpuri interfluviale cu caracter de teras ă joasă; se extind de la Titu la Siretul inferior, iar în Câmpia Banato-Cri şană (Timişului, Crişurilor, Someşului) apar ca o fâ şie vestică cu lărgituri şi gâtuiri; sunt în general lipsite de loess. D. Câmpiile tabulare au fost realizate prin acumulări lacustre sau fluviolacustre, acoperite cu loess, uneori şi cu nisipuri eoliene; ele se înalţă relativ mult peste luncile râurilor. Pot fi de trei categorii: a) înalte, nefragmentate (Băr ăganul); b) înalte şi fragmentate (Câmpia Covurluiului şi, în parte, Burnasul); c) joase, provenite din câmpii de divagare mai vechi în ălţate uşor prin depuneri loessoide, ca în Câmpia Jimboliei. E. Câmpiile de terase, mai tipice fiind: cea mai mare parte din Câmpia Olteniei, Câmpia Piteştiului şi, în parte, Câmpia Covurluiului şi Câmpia Tecuciului, care s-au realizat prin teras ări ce au extins câmpia în detrimentul podişurilor vecine. F. Câmpiile deltaice sunt cele în curs de formare pe sectorul dun ărean Călăraşi-Deltă. Au altitudini de 2-15 m şi se compun din şesuri aluviale joase ce se îmbină cu areale mlăştinoase şi lacustre. Se subdivid în: a) băl ţ i (CălăraşiTulcea); b) delt ă (cu două subtipuri – fluviatilă şi marină). G. Câmpiile de pedimente sunt specifice în estul Dobrogei de Nord şi Depresiunea Nalbant. H. Câmpiile litorale, care cuprind şi Complexul lagunar Razim.
19
3.2. Tipuri de relief 3.2.1. Relieful vulcanic Prin prezenţa intruziunilor magmatice vechi în blocurile cristaline şi a lanţului vulcanic nou, relieful vulcanic reprezint ă o categorie cu stil aparte al formelor, bine diferenţiat în configuraţia generală a reliefului României. Cu toate că activitatea vulcanică a fost prezentă în toate erele geologice, din punct de vedere morfologic, se disting dou ă categorii mari de magmatism: unul preneogen, vechi (care impune mai ales forme petrografice) şi altul neogen (cu forme vulcanice primare, aflate în stadii diferite de evoluţie). Magmatismul vechi, începând din precambrian, a înso ţit toate fazele orogenice, sub formă intrusivă şi efuzivă, până în cretacic. Se impune în peisaj printr-un relief greoi, cu forme rotunjite, rezistent la eroziune, ce domină prin altitudine şi masivitate regiunile înconjur ătoare.
Fig. 3. R ăspândirea vulcanismului pe teritoriul României (Posea et al ., 1974) 1. Vulcanism hercinic şi prehercinic (granite, sienite, gabbrouri, riolite); 2. Vulcanism mezozoic (a.-diabaze, gabbrouri, porfire; b.-banatite; vulcanism subsecvent); 3. Vulcanism neogen şi cuaternar (vulcanism subsecvent; andezite, dacite, bazalte, piroclastite)
20
În Carpaţii Meridionali şi Occidentali, corpurile granitoide din mun ţii Parâng, Retezat, Muntele Mic, Almă j, Gilău, Muntele Mare sau diabazele mezozoice din Mun ţii Maramureşului (Farcău), ca urmare a rezisten ţei mari la eroziune, se înscriu în relief ca noduri orografice mari. În Carpa ţii Orientali, gnaisul de Rar ău, filoanele porfirice din Munţii Bistriţei, tăiate de cheile de la Zugreni şi masivul sienitic de la Ditr ău domină regiunea din jur. În Munţii Apuseni, ofiolitele şi diabazele, intercalate rocilor sedimentare mezozoice, se mai p ăstrează fragmentar prin abrupturi şi trepte în Munţii Metaliferi şi Trascău, iar în vestul Munţilor Banatului (Dognecea-Ocna de Fier), banatitele apar ca ni şte cupole. În Dobrogea de Nord, se g ăsesc diabazele din Podi şul Niculiţel, iar lacolitul granitic de Pricopan a impus culmea principal ă a Munţilor Măcin. Magmatismul neogen, manifestat pe latura vestic ă a Carpaţilor Orientali şi în sudul Munţilor Apuseni, este eviden ţiat de intensitatea erup ţiilor în mediu aerian sau acvatic, natura lavelor şi substratul geologic. Relieful se dezvolt ă pe dacite, andezite şi formaţiuni vulcanogen-sedimentare. Apar conuri vulcanice (cu cratere şi caldere par ţial erodate, în lanţul C ălimani-Gurghiu-Harghita) şi platouri vulcanice, la care se adaug ă forme rezultate prin punerea în eviden ţă a corpurilor intruzive (dykuri, neckuri, stâlpi şi domuri, în Munţii Oaş-Gutâi şi Metaliferi), iar în regiunile în care rocile vulcanice sunt intercalate cu roci sedimentare, formele vulcanice se deta şează prin eroziune diferenţială (măguri, în Munţii Ţibleş şi Bârgău). Manifestările vulcanice neogene s-au desf ăşurat în trei cicluri: - (1) ciclul badenian a fost mai mult exploziv (în mediu acvatic), cu predominare de piroclastite, riolite şi andezite în Munţii Oaş-Gutâi şi în Munţii Apuseni (Almaş-Stănija, Brad-Săcărâmb şi Roşia Montană). Tot acum au ap ărut formaţiuni vulcanogen-sedimentare. Stratovulcanul este tipul caracteristic (Puturosul din Munţii Gutâi, Pleşa şi Gliganul din Mun ţii Metaliferi). - (2) ciclul sarma ţ ian-pliocen inferior s-a manifestat atât efuziv (în Mun ţii Apuseni, unde erupţiile au fost cele mai însemnate şi vestul Carpaţilor Orientali), cu formare de stratovulcani (Câinel, Barza, Coraciu, Cetra ş, Poeniţa) şi corpuri intruzive, cât şi subvulcanic (în Munţii Ţibleş, Masivul Rodna şi Munţii Bârgău), cu dacite şi andezite, cu importante fenomene metalogenetice. - (3) ciclul pliocen superior-cuaternar inferior a fost mai pu ţin intens, având caracter efuziv, cu formarea predominant ă a andezitelor cu piroxeni, andezite bazaltoide, bazalte. Erup ţiile s-au localizat în Mun ţii Călimani-GurghiuHarghita, Per şanii de Nord şi suprafeţe restrânse din Mun ţii Oaş-Gutâi şi Metaliferi. După încetarea erupţiilor, au continuat manifest ările postvulcanice reprezentate prin gheizere, fumarole, iar în prezent, se observ ă numai emanaţii de solfatare şi mofete.
21
Morfologia vulcanică,
influenţată de manifestările vulcanice, vârsta şi natura rocilor constituente, a impus separarea, sub aspect regional, a mai multor unităţi. Grupa Oa ş-Igni ş-Gutâi-Lă pu ş-Ţ ible ş prezintă înălţimi reduse (600-1400 m, excepţie Ţibleşul 1839 m), o frecven ţă mare a măgurilor, depresiuni (Oaş) şi bazinete interioare (Chiuzbaia, Firiza), văi puternic adâncite. Aparatele vulcanice se pot reconstitui cu mare greutate, între valea Cavnic şi Baia Sprie sau în Culmea Săcădaşului. Munţii Gutâi au vârful de tip dyke (Creasta Coco şului), iar coşurile vulcanice au forme conice, cunoscute local sub denumirea de „chicere” (Mogo şa, Blidar, Măgura). Grupa C ălimani-Gurghiu-Harghita, cu extensiunea cea mai mare, se desf ăşoar ă de la izvoarele Bistriţei şi Dornei până la est de Olt (în Mun ţii Bodoc), în Munţii Baraolt şi Per şani (la sud de Raco ş). Intensitatea mare a erup ţiilor a format un lanţ vulcanic ce se extinde pe 150 km lungime şi 40-50 km l ăţime, cu altitudini ce depăşesc 1600-1700 m (altitudinea maxim ă 2100 m în Pietrosul Călimanilor). Formele vulcanice sunt bine p ăstrate. Reţeaua hidrografică este divergentă pe conurile principale şi convergentă în interiorul craterelor, întâlnindu-se şi trei defilee (pe Mureş, la Topliţa-Deda şi pe Olt, la Tuşnad şi Racoş). Eroziunea diferenţială a pus în evidenţă (în piroclastite, lave andezitice cu piroxeni şi aglomerate vulcanice) forme spectaculoase (ace, turnuri, „Cei doisprezece apostoli”). În Mun ţii Călimani este prezent pseudocarstul (grotele din Negoiul Românesc). Conurile vulcanice (17), păstrează 15 cratere (din care 6 caldere): un con mixt şi trei caldere cu diametre de 7-13 km în C ăliman; 5 conuri, din care dou ă îngemănate (Ciumani, Fer ăstraie), cu 2 cratere şi 2 caldere, între care FâncelLă puşna este cea mai mare (13 km diametru) şi Şumuleu (4 km), în Mun ţii Gurghiu; 10 conuri (R ăchitaş, Ostoroş; Muntele Mic, Harghita, Arota ş, Luci, Cucu, Pilişca, Murgu, Ciomatu), aproape toate cu cratere (Harghita şi Cucu de circa 3-4 km diametru; două cratere gemene: Sfânta Ana, cu lac, şi Mohoş) şi 2 caldere (Harghita şi Luci), în Munţii Harghita (Posea, 2001). Platourile vulcanice (de aglomerate) se extind în vestul masivelor, iar în Călimani şi Harghita şi în sudul lor, inclusiv în nordul Per şanilor. Apar suspendate faţă de Podişul Transilvaniei, la 1400-1600 m în nord şi 750-1000 m în sud. Regiunea Mun ţ ilor Bârg ău constituie domeniul eroziunii diferen ţiale. În Bârgău, apar vârfuri vulcanice conice: Heniul Mare (1610 m), Heniul Mic, Miroslava, Măgura Mare, Măgura Tisei, deasupra unui relief sculptat în sedimentar paleogen. În sudul Mun ţilor Rodnei, lavele au str ă puns cristalinul şi sedimentarul (Sângeorz, Rodna Veche). În Mun ţii Maramureşului, masivul Toroiaga (1930 m) reprezint ă un coş vulcanic. În Mun ţ ii Apuseni, erupţiile s-au produs în lungul unor linii de fractur ă, mai ales din Mun ţii Metaliferi şi împrejurimi (Zarand, Codru-Moma, Poiana
22
Ruscă). Eroziunea a scos la zi corpuri subvulcanice sau conuri (Barza, Caraciu, Săcărâmb), dykuri (Stănija), microlacoliţi (Măgura) (Ianovici et al , 1969). Erup ţ iile de bazalte au creat forme deosebite în Mun ţii Per şani (Racoş), Munţii Călimani (la nord de Mure ş), Munţii Apuseni (Detunate, defileul Mureşului), Banat (Lucare ţ, Gătaia). Tufurile vulcanice din Transilvania şi exteriorul Carpaţilor formează trepte structurale.
3.2.2. Suprafeţe de nivelare Aspectul actual al reliefului este datorat ac ţiunii de modelare a agen ţilor externi, care au ac ţionat în decursul a numeroase etape şi faze morfogenetice, rezultând o serie de suprafe ţe nivelate, diferite ca pozi ţie, aspect şi stadiu de conservare. Dac ă suprafeţele de eroziune precretacice apar sub forma discordanţelor în formaţiunile geologice, fiind acoperite de sedimente cu grosimi de mii de metri, cele formate în etapele urm ătoare (epoca morfosculptural ă carpatică) se întâlnesc în relieful Carpa ţilor şi al unităţilor înconjur ătoare. Pe măsura analizei evolu ţiei de ansamblu a reliefului, cele trei suprafeţe de nivelare „clasice” (de Martonne, 1906, 1907) au fost apreciate ulterior ca fiind complexe de modelare policiclice. Cu timpul termenii utiliza ţi de geomorfologi au evoluat de la platformă de eroziune şi suprafaţă de eroziune, la suprafa ţă de modelare, de denudare, de nivelare sau peneplen ă, pediplenă. Suprafeţele de nivelare au fost explicate prin mecanisme morfogenetice diferite: peneplenizarea (de Martonne, 1907), gipfelflurul sau nivelul de creste aliniate altitudinal din Făgăraş (Sârcu, 1958), treptele de piemont în Mun ţii Poiana Ruscăi (Popp, 1972), pedimenta ţia (Pop, 1957, 1962). După geneză, vârstă şi gruparea treptelor principale de relief, se disting patru complexe sculpturale (Posea et al , 1974): pediplena carpatic ă, culmile medii carpatice, suprafeţele şi nivelele carpatice de bordur ă, nivelele carpatice de vale şi suprafeţele colinare. Complexul sculptural Bor ăscu (pediplena carpatic ă )
Cel mai vechi şi mai neted nivel sculptural care se p ăstrează în relieful actual al masivelor carpatice cristalino-mezozoice s-a definitivat între danian (cretacic superior) după definitivarea şariajului getic (faza laramică) şi sfâr şitul oligocenului (faza savic ă). Spaţiul afectat de eroziune a cuprins atât unit ăţile carpatice, cât şi regiunile platformelor Moesică, Moldovenească şi Dobrogeană. Desf ăşurarea morfogenezei pe o perioad ă de peste 50 milioane ani a avut loc pe fondul unor condi ţii tectonice (mişcări de amploare redusă) şi climatice favorabile (climat tropical – subtropical cu dou ă anotimpuri şi caracter musonic, caracterizat prin alternanţa proceselor de alterarea rocilor în sezonul umed şi evacuarea intens ă a produselor rezultate în sezonul uscat).
23
Ca formă de relief, această suprafaţă a fost identificată pentru prima dată de Emm. de Martonne (1907) în Carpa ţii Meridionali şi denumită platforma Bor ăscu, fiind dominată pe alocuri de o serie de vârfuri şi creste. Ea a fost recunoscut ă şi în alte unităţi carpatice, antrenată în mişcări diferenţiate de ridicare, astfel că astăzi se găseşte la altitudini absolute foarte variate: 2000-2400 m în Carpa ţii Meridionali, 1800-2200 m în Munţii Rodnei şi Maramureşului, 1000-1850 în Munţii Apuseni, 750-1400 m în Mun ţii Banatului. Suprafaţa de nivelare superioar ă se păstrează sub formă de poduri (platouri) larg ondulate sau culmi te şite şi martori de eroziune la altitudini apropiate. Arealele cele mai extinse, care constituie cele mai mari în ălţimi, se găsesc în Carpaţii Meridionali (munţii Ţarcu, Godeanu, Cindrel, Iezer), mărginite de circuri şi v ăi glaciare, în Munţii Apuseni şi în Munţii Semenicului. În schimb, în Retezat, Parâng şi Făgăraş, această suprafaţă este dominată de un relief mai înalt cu circa 300 m, modelat intens prin procese crionivale. De asemenea, se mai păstrează sub formă de pediplenă fosilă în fundamentul depresiunilor inter- şi intracarpatice sau în regiunile de platform ă (peneplena preeocen ă fosilă exhumată din masivul Preluca, peneplena fosil ă paleogenă moldavă în Podişul Moldovei, peneplena dobrogean ă postcretacică în Dobrogea, peneplena moesic ă în Câmpia Română). Cercetările ulterioare au pus în eviden ţă faptul că acest complex sculptural cuprinde două sau chiar trei trepte u şor diferenţiate altimetric, interpretate ca nivele de pedimentaţie.
Fig. 4. Repartiţia complexelor sculpturale în Carpaţii Meridionali (de Martonne, 1907)
24
Complexul sculptural Râu Ş es (suprafe ţ ele medii carpatice)
Mişcările savice au determinat fragmentarea vechii suprafe ţe de nivelare, înălţarea diferenţiată a reliefului pe compartimente tectonice, la care se adaug ă flişul, dar şi coborârea altora, formându-se noile bazine de sedimentare transilvan şi panonic. În condiţiile unui climat de tip mediteranean, nivelarea reliefului a continuat până spre sfâr şitul miocenului, pe un interval de circa 15 milioane ani, prin procese intense de pedimentaţie, desf ăşurate atât pe marginile masivelor înălţate, cât şi în lungul văilor. Emm. de Martonne (1907) a semnalat în Carpa ţii Meridionali, sub nivelul platformei Bor ăscu un al doilea complex de nivelare (ce reprezint ă un ciclu neterminat de eroziune) sub denumirea de platforma Râu Şes. Suprafeţele de nivelare au aspectul unor culmi prelungi, u şor înclinate spre periferia spaţiului montan, diferenţiate în două nivele. Culmile respective se desf ăşoar ă perpendicular şi radiar faţă de interfluviile centrale înalte, în care apar sub forma unor largi bazinete de obâr şie (Posea et al , 1974). Există un contrast evident între masivele cristaline din Carpa ţii Meridionali şi Occidentali (unde aceste culmi ocupă o poziţie intermediar ă şi au înclinare mai accentuat ă – 20-30‰ – faţă de celelalte dou ă suprafeţe între care se situeaz ă) şi unităţile constituite din fliş din Carpaţii Orientali (unde domină altitudinal şi se dispun mai orizontal). Cercetările efectuate au pus în eviden ţă desf ăşurarea secvenţială a proceselor de nivelare (pedimentaţie), rezultând în relieful actual dou ă nivele (trepte) de eroziune apar ţinând complexului sculptural Râu Şes, diferenţiate altimetric şi cu diverse denumiri locale. Nivelele complexului sculptural Râu Şes au cea mai mare extindere actuală în Carpaţi (12-15%) şi se păstrează la altitudini foarte variate. Astfel, nivelul superior se întâlneşte la peste 1500 m în Carpa ţii Meridionali, în Carpaţii Curburii atinge 1700 m, iar în Carpa ţii Occidentali se situează la 1000-1200 m. Nivelul inferior se păstrează la 1200-1500 m în Carpa ţii Meridionali, 700-800 m în Carpaţii Occidentali, fiind semnalat şi în unele regiuni de dealuri şi podişuri (Podişul Someşan, Subcarpaţii Moldovei, centrul şi nordul Podişului Moldovei) la 300 – 600 m. Prima treaptă denumită „Râu Şes I” (în Carpaţii Meridionali), „Mărişel I” (în Munţii Apuseni) şi „Plaiurile I” (în Carpaţii Orientali) s-a realizat în miocenul inferior, când relieful carpatic era mai coborât decât cel actual, iar treapta inferioar ă denumită „Râu Şes II” (în Carpaţii Meridionali), „Mărişel II” (în Munţii Apuseni), „Plaiurile II” (în Carpaţii Orientali), „Tomnacica” (în Mun ţii Banatului), „suprafaţa circumtransilvană” (în Podişul Someşan), „Corni” (în Subcarpaţii Moldovei), „Dealu Mare-Holm” (în Podi şul Moldovei) este considerată de vârstă miocen superioar ă (sarmaţian-meoţian).
25
Complexul sculptural Gornovi ţ a (suprafe ţ ele carpatice de bordur ă )
Începând din sarma ţianul superior, modelarea reliefului s-a desf ăşurat în funcţie de existenţa unor nivele de baz ă diferite (transilvan în interiorul regiunii carpatice, panonic şi getic la exterior), tendin ţa de ridicare general ă şi existenţa unui climat mediteranean. Efectul general al eroziunii (în timpul pliocenului, într-un interval de circa 8 milioane ani) a fost crearea unor trepte dispuse aproape orizontal la periferia regiunii muntoase, suspendate cu 200-300 m deasupra unit ăţilor limitrofe, prelungite în interiorul muntelui sub forma unor umeri de vale, iar în exterior la nivelul interfluviilor unităţilor colinare (Posea et al , 1974). Nivelele acestui complex sculptural se păstrează astăzi atât în spa ţiul montan, cât şi în Podişul Transilvaniei, Subcarpa ţi, Podişul Moldovei şi Dobrogea, la altitudini foarte diferite şi cu denumiri locale diverse. Astfel, este denumit „Gornoviţa” în Carpaţii Meridionali (se desf ăşoar ă la 800-1000 m, dar altitudinile oscilează de la 400 m în regiunea Tismana la 1200-1250 m în Depresiunea Lovi ştei), „Teregova” şi „platforma Caraşului” în Munţii Banatului (la 400-450 m în Mun ţii Almă j şi 650-750 m în Munţii Semenic), „Feneş-Deva” în Munţii Apuseni (în vest la 500-600 m şi în sud la 700-800 m), „Predeal” în Carpaţii Curburii (la 1000-1200 m), „Mestecăniş” sau „Dornelor” în Carpa ţii Orientali (1100-1300 m). În unit ăţile nemuntoase, se extind în Subcarpa ţi la 8501000 m („Ghindăoani” în Subcarpa ţii Moldovei, „Simila” în Subcarpa ţii Curburii, „Săcelu” în Subcarpaţii Getici), în Podişul Transilvaniei („suprafaţa transilvană” la 600-800 m), în Podi şul Moldovei („Repedea” şi „Bolohani-Sângeap” la 400 m) şi Podişul Dobrogei („Tulcea” la 180-300 m). Nivelele carpatice de vale, suprafe ţ ele şi nivelele colinare
Constituie tranziţia de la cele trei complexe sculpturale carpatice spre primele terase, în condiţiile unor mişcări tectonice de înălţare şi a unui climat de tip mediteranean (perioada dacian-cuaternar inferior). În spaţiul montan, apar dou ă nivele de umeri de vale (cel superior foarte bine dezvoltat, cu l ăţimi de 2-4 km şi lungimi de 10-30 km, iar cel inferior, situat cu circa 100-150 m mai jos, este mult mai restrâns), iar în unit ăţile de deal şi podiş se întâlnesc interfluvii nivelate şi culoare suspendate de vale (în depresiunile intramontane, Podişul Transilvaniei, Subcarpaţi, Podişul Moldovei, Dealurile Vestice, Dobrogea).
3.2.3. Piemonturi Noţiunea de piemont a fost introdus ă, pentru prima dată în literatura geografică românească în 1946 de V.Mihăilescu, în lucrarea Piemontul Getic . Geneza piemonturilor este explicat ă prin succesiunea mai multor faze evolutive: faza piemontului aluvionar, faza penepleniz ării piemontului, faza
26
fragmentării pe verticală a piemontului peneplenizat ( Geografia României , vol. I, 1983). Pe teritoriul României au existat posibilit ăţi de formare a piemonturilor, impuse de conlucrarea condi ţiilor climatice (succesiuni de climate calde şi umede, care au favorizat o eroziune intens ă în regiunile înalte şi acumulări fluviatile puternice în regiunile joase) cu cele tectonice (mi şcări de înălţare sau subsiden ţe de amploare diferită). În evoluţia reliefului României au existat mai multe faze favorabile pentru formarea piemonturilor, încadrate la dou ă epoci morfogenetice (Posea, 2003). Piemonturile din epoca posthercinică s-au depus la marginea unor masive hercinice, păstrându-se sub forma conglomeratelor cretacice din Bucegi, Ciuca ş, Per şani, Hăşmas, Ceahl ău şi Trascău, sau în sudul Mun ţilor Măcin sub forma pietrişurilor apţiene.
Fig. 5. Piemonturile din România (Geografia României, vol. I, 1983) 1, câmpii piemontane şi de glacis cuaternare; 2, piemonturi pliocen-cuaternare; 3, piemonturi pliocen-cuaternare deformate tectonic; 4, dealuri provenite din erodarea unor piemonturi; 5, resturi din piemonturi vechi, miocene
Piemonturile din epoca morfosculptural ă carpatică s-au constituit în mai multe etape: acvitanian-burdigalian (conglomerate şi pietrişuri pe marginea
27
nordică a Carpaţilor Meridionali, în Culmea Breaza şi Dealurile Năsăudului, pe latura internă a Podişului Someşan, în culmile Pietricica şi Pleşu, dar şi în sudul Carpaţilor Meridionali); sarma ţ ian (pe rama internă a Carpaţilor, ale căror urme apar în Dealul Feleacului, la poalele Mun ţilor Trascăului şi în depresiunile HaţegOr ăştie şi Petroşani, cât şi piemontul pericarpatic moldovenesc din estul Orientalilor, cu resturi ce se mai g ăsesc în dealurile Ciungi, Repedea, Mare); pliocen-cuaternar (formaţiuni fluvio-torenţiale pe latura vestică a Munţilor Banatului şi a Munţilor Apuseni, în sudul Carpa ţilor Meridionali – Piemontul Getic, în depresiunile intramontane şi câmpii piemontane). Piemonturile păstrate în relieful actual al României se grupeaz ă în mai multe unităţi: Piemonturile extracarpatice cuprind Piemontul Moldav (în estul Carpaţilor Orientali, sub forma unui relief colinar cu altitudine de 450-500 m, mărginit de câmpii piemontane sau de glacis, desf ăşurate la 100-300 m); Piemontul Curburii (include Piemontul Râmnicului, mai pu ţin fragmentat şi o serie de glacisuri şi câmpii piemontane); Piemontul Getic (cu o desf ăşurare considerabilă, se păstrează sub formă de podişuri piemontane, fragmentat de v ăi în culmi paralele); Piemontul vestic (între Tur şi Nera, se găseşte sub formă de dealuri piemontane joase, discontinui sau de câmpii piemontane). Piemonturile intracarpatice se întâlnesc atât în depresiunile intramontane (situate pe laturile depresiunilor Ha ţeg – Piemontul Clopotivei, Bra şov – Piemontul Săcele, Piemontul Timişului, Ciuc, Giurgeu, Dorna, Maramure ş, Loviştei – Piemontul Mlăcii, Petroşani – Piemontul Maleii, Oaş – Piemontul Negreşti, Beiuş), cât şi în interiorul Transilvaniei (mai bine p ăstrate sunt piemonturile din depresiunile Făgăraşului – glacisuri piemontane şi conuri fluvio periglaciare, Sibiului şi Săliştei – Piemontul Bercu Ro şu, conurile aluviale ale Sadului, Cibinului şi din Dealurile Bistriţei). Piemonturile din câmpii s-au format în villafranchian şi se găsesc în Câmpia Română (câmpie tabular ă nefragmentată – Vlăsia; câmpie terminală, cu aspect tabular, fragmentat – Boian, G ăvanu-Burdea; câmpie cu terase şi conuri de dejecţie, în trepte – Târgovi şte-Ploieşti). În funcţie de starea actual ă a piemonturilor, în România se disting următoarele tipuri (Posea, Popescu, 1973): piemonturi actuale, func ţ ionale (de dimensiuni mici, având aspectul mai mult de conuri de dejec ţie întinse: Piemontul Săcele sau conurile aluviale ale Mure şului, Timişului, Buzăului, Prahovei, ţ ionale (reprezentate de actualele unit ăţi de Moldovei); piemonturi nonfunc piemont, păstrate fie în stadiul evolu ţiei ascendente: glacisuri aluviale – în Depresiunea Făgăraşului, conuri piemontane – al Arge şului, câmpii piemontane – Câmpia Râmnicului, fie în faza evolu ţiei descendente: platouri piemontane – Cotmeana, culmi de piemont – Piemontul Olte ţului, poduri de piemont – Fântâna Rece-Teleajen, creste de piemont); piemonturi fosile (acoperite de formaţiuni mai
28
noi, în estul Transilvaniei şi Câmpiei Române); piemonturi relicte (incluse altor unităţi şi forme de relief, cum sunt conglomeratele şi pietrişurile miopliocene din Transilvania).
3.2.4. Relieful glaciar În cercetările sale din Carpa ţii Meridionali, Emm. de Martonne (1899, 1904, 1907) a argumentat pentru prima dat ă existenţa reliefului glaciar, analizând cauzele glaciaţiunilor, limitele şi fazele acestora. Ulterior, studiile privind problematica glaciaţiei cuaternare au continuat: Sawicki (1912), Krautner (1929), Someşan (1933), Morariu (1940), Iancu (1958), Nedelcu (1959, 1962), Velcea (1961), Mihăilescu (1963), Sârcu (1963, 1978), Niculescu (1965, 1969, 1990), Posea (1981), Florea (1998), Urdea (2000). Instalarea gheţarilor în Carpaţi a avut drept cauze r ăcirea climei şi înălţarea reliefului muntos cu până la 1000 m în Carpa ţii Meridionali. Repetarea a cel pu ţin două etape de scădere a temperaturii în timpul fazelor glaciare şi a numeroase r ăciri în timpul stadialelor relevă deosebita importanţă a cauzelor generale ale glaciaţiei pleistocene faţă de cauzele locale (Bojoi, 2000). Condiţiile climatice, caracterizate prin temperaturi scăzute (medii anuale sub - 10ºC) şi precipitaţii solide bogate, au favorizat acumularea, pe resturile suprafeţelor de nivelare, poduri structurale şi în unele văi existente, unor mari cantităţi de ză padă, transformată în firn şi apoi în gheţari montani. În fazele glaciare, gheţarii de platou alimentau ghe ţarii de circ, iar uneori aceştia pătrundeau în sectoarele superioare ale v ăilor montane. Când precipita ţiile erau mai scăzute, gheţarii, cu grosimi mai reduse, se formau numai în circuri. Eroziunea glaciar ă a modificat intens văile atât în profil transversal (au fost lărgite şi au că pătat forma de „U”), cât şi în profil longitudinal (trepte sau praguri). Acolo unde ghe ţarul nu a ocupat în totalitate valea sculptat ă anterior, se întâlnesc văi glaciare şi neglaciare îmbucate, a şa cum sunt cele de la obâr şia Ialomiţei în Bucegi sau a Bistricioarei în Rodna. Deplasarea ghe ţarilor a determinat o adâncire mai intens ă a circurilor şi văilor în partea din amonte şi apariţia unor praguri şi contrapante spre avale. Atunci când grosimea masei de gheaţă depăşea nivelul interfluviilor, s-au format difluen ţe cu direcţii de înaintare diferite. Grosimile maxime ale gheţarilor, variabile de la un loc la altul, au atins se pare 100-200 m. Pe măsura dezvoltării acestora, circurile glaciare au ajuns la diametre de circa 1 km, iar v ăile s-au lărgit treptat, atingând lăţimi de 600-800 m (Niculescu et al , 1960). Structura geologică a influenţat într-o anumită măsur ă morfologia glaciar ă. Forma circurilor reflectă influenţa structurii: cele consecvente sunt mai alungite, cele obsecvente sunt scurte şi lăţite, cele diasecvente au o configura ţie mixtă, cele
29
subsecvente sunt asimetrice. Astfel, se remarc ă asimetria circurilor şi văilor glaciare subsecvente, determinate de contactele litologice, în Bucegi, Parâng, Retezat, Ţarcu. Intercalaţiile de roci dure (cuar ţite, gnaise) se înscriu în relief prin praguri, brâne, cascade (Rodna, Bucegi, F ăgăraş). Modelarea glaciar ă a afectat insular etajul superior al Carpa ţilor, fiind sigur ă prezen ţa acesteia în mun ţii Maramureşului, Rodnei, Bucegi, F ăgăraş, Iezer, Şureanu, Parâng, Retezat, Godeanu, Ţarcu şi ca forme incipiente, cu caracter glacio-nival, în Ţibleş, Călimani, Ceahlău, Leaota, Bihor. Limita ză pezilor perene (stabilită prin diferite formule, cât şi în funcţie de altitudinea circurilor glacio-nivale) era la circa 1750-1800 m în Carpa ţii Meridionali şi la 1500-1550 m în nord, Mun ţii Rodnei, în timpul glaciaţiei maxime şi la peste 2000 m în Carpa ţii Meridionali şi 1800 m în Munţii Rodnei, în cea de-a doua faz ă glaciar ă. Astăzi, aceast ă limită se află la peste 2800 m, depăşind înălţimile maxime ale Carpaţilor. În ceea ce prive şte modelarea, aceasta s-a realizat prin ac ţiunea: ghe ţ arilor de circ (pirinieni) – de dimensiuni reduse, sub vârfuri sau culmi înalte în jur de 2000 m, care au dat circuri suspendate; ghe ţ arilor de vale (alpini) – cu bazine de alimentare largi, continuate cu limbi glaciare de 3-8 km lungime, în masive intens fragmentate, care au dat circuri şi văi glaciare; ghe ţ arilor de platou – la nivelul suprafeţei de nivelare superioar ă, cu urme de scrijelituri glaciare. În relieful carpatic, formele glaciare mai vechi au fost distruse total sau par ţial de glacia ţia würmiană sau procesele fluvio-toren ţiale actuale. Astfel, în stabilirea fazelor şi vârstei glaciaţiunii este nevoie de analiza depozitelor corelate din depresiuni şi a depozitelor morenaice prin utilizarea unor metode moderne de datare. Se disting dou ă tipuri de relief glaciar, în func ţie de modul de asociere al culmilor şi văilor glaciare ( Atlas R.S.România , 1972-1979): - (1) tipul Godeanu – circuri şi văi glaciare caracteristice suprafe ţelor de nivelare şi culmilor rotunjite (în munţii Godeanu, Ţarcu, Cindrel, Iezer, Bucegi); - (2) tipul F ă g ăra ş – circuri şi văi glaciare de mari dimensiuni, asociate crestelor de intersecţie şi vârfurilor proeminente (în mun ţii Făgăraş, Retezat, Parâng). (a) Faze glaciare
Majoritatea cercetătorilor pun în evidenţă existenţa a două faze glaciare în Carpaţii Meridionali: riss şi würm (de Martonne, 1907; Velcea, 1961; Niculescu et al, 1960; Niculescu, 1965; Popescu, 1990; Florea, 1998; Urdea, 2000). Printre argumentele morfologice directe sunt: existen ţa morenelor terminale şi a două nivele de umeri. Acestora li se adaug ă determinările bazate pe analizele de polen, ce evidenţiază două r ăciri climatice majore, echivalente a dou ă perioade glaciare (Cârciumaru, 1980).
30
Emm. de Martonne (1899-1907) a distins dou ă nivele de morene terminale, în Munţii Retezat (pe valea Pietrele – la 1300 şi 1620 m), Parâng (pe valea Cărbunele la 1600 m; G ăuri la 2000 m) şi Făgăraş, precum şi circuri suspendate şi circuri mari prelungite cu v ăi glaciare. De asemenea, în Mun ţii Godeanu au fost indicate dou ă etaje de morene (1350-1450 şi 1700-1900 m) şi două tipuri de circuri, complexe şi izolate (Niculescu, 1965). Toate acestea ar evidenţia două faze glaciare distincte. Prima a fost mai puternic ă şi a permis dezvoltarea unor gheţari ce coborau pân ă la 1300-1450 m în Carpa ţii Meridionali, lăsând seria de morene joase şi trogurile. A doua faz ă a fost mai redus ă, cu ghe ţari de circ şi morene (la peste 1600 m) situate în vecinătatea nucleului glaciar. Două faze glaciare sunt amintite şi în Masivul Bucegi, corespunz ătoare celor două nivele de v ăi glaciare din complexul M ălăeşti-Ţigăneşti şi celor două strate de cruste calcaroase din Pe ştera Ialomiţei (Velcea, 1961). În Munţii Făgăraş, morenele frontale de pe v ăile Capra şi Arpăşel corespund cu cele dou ă nivele de umeri glaciari, iar în Retezat, valea ce sec ţionează circul Bucura pare c ă apar ţine unei faze glaciare ulterioare form ării circului (Niculescu et al , 1960). Existenţa circurilor glaciare în trepte, prezenţa văilor glaciare îmbucate şi a două nivele de morene frontale, precum şi corelaţiile cu glaciaţiunea manifestată în Munţii Tatra şi în estul Alpilor, atestă două faze glaciare în F ăgăraş (Florea, 1998) şi Retezat (Urdea, 2000). Sawicki (1912) şi Sârcu (1978) au admis trei faze glaciare în Mun ţii Rodnei (mindel, riss şi würm), primele două cu gheţari alpini (văi şi circuri), iar ultima numai cu circuri suspendate. Urmărind poziţia morenelor frontale de pe versantul nordic, Sawicki (1912) indică faptul că aceşti munţi au putut fi afectaţi de trei glaciaţiuni. Ulterior, Sârcu (1978), deşi nu se bazeaz ă pe argumente certe, sus ţine acelaşi lucru. Prima fază, cea mai puternică (mindel sau riss), cuprinde morenele frontale situate la 1100-1350 m (Lala –1340 m; Bila – 1350 m; Bistricioara – 1190 m; Cimpoie şu – 1100 m; Pietroasa – 1100 m), cea de-a doua faz ă (riss sau würm I) a lăsat morene la altitudini de 1500-1600 m (Bila – 1640 m, Bistricioara – 1550 m, Pietroasa – 1450 m), iar ultima fază (würm I sau würm II), cu ghe ţari reduşi la simple lentile de gheaţă, a dat morene de circ la peste 1800 m (Lala – 1820 m, Bila – 1840 m). Posea (1981), în urma analizei glacia ţiunii din Făgăraş (văile Capra şi Bâlea) şi după o serie de observa ţii efectuate în Parâng, Retezat şi Rodna, a indicat existenţa unei singure faze glaciare (würm), cu trei stadiale, würm I–würm III, impuse de oscilaţiile climatice din timpul anaglaciarului, maximului glaciar şi cataglaciarului. Astfel, a existat un singur rând de v ăi glaciare importante. Aliniamentele de umeri din lungul v ăilor glaciare, indicând fundul unor v ăi rissiene, sunt interpretate ca fiind de natur ă periglaciar ă, formate prin retragerea versantului de deasupra limbii glaciare, în würm. Circurile suspendate au func ţionat concomitent
31
cu gheţarul de vale, deci au aceea şi vârstă, fapt relevat de situarea fundului acestor circuri la aproximativ aceeaşi altitudine, pe fosta limită a ză pezilor veşnice şi, în plus, au uneori văi glaciare incipiente, care coboar ă până la nivelul umerilor. În ceea ce priveşte seriile de morene dispuse la nivele diferite altitudinal, se apreciază că gheţarii prezintă fluctuaţii foarte mari, pe termen scurt sau lung (înaintări în anaglaciar şi retrageri în cataglaciar), reflectate în pozi ţia de depunere a morenelor. Şi nu în ultimul rând este adus ă în discuţie altitudinea Carpaţilor, ei înălţându-se mai mult în interglaciarul riss-würm, în faza pasaden ă. (b) Localizare
În Carpaţi, glaciaţiunea s-a desf ăşurat diferenţiat, în funcţie de poziţia, altitudinea, conformaţia şi fragmentarea masivelor montane. Carpaţii Meridionali, datorită înălţimii mai mari şi masivităţii, păstrează aproape în totalitate forme de relief glaciar, foarte bine conturate în Bucegi, Făgăraş, Parâng, Retezat, Godeanu şi mai puţin în Leaota, Iezer, Cindrel, Şureanu, Ţarcu. Mun ţ ii Bucegi grupează forme glaciare (văi, circuri şi morene) şi glacionivale, între 1400 şi 2500 m, în complexe, distribuite radiar în jurul vârfului Omu: pe obâr şiile văilor Mălăeşti, Ţigăneşti şi Ialomiţa. Mun ţ ii Leaota au un circ suspendat şi unul glacio-nival în nord-estul vârfului Leaota. Mun ţ ii F ă g ăra ş păstrează peste 175 de circuri, 50 de v ăi glaciare lungi de 2-8 km (mai scurte spre nord), morene, umeri glaciari, custuri. Relieful glaciar se găseşte de o parte şi de alta a crestei principale, între vârfurile Ciortea (în vest) şi Urlea (în est), grupate în complexele glaciare Ciortea-Avrig, Negoiu-C ălţun, Bâlea-Capra, Arpaş-Buda, Podragu, Vi ştea Mare-Moldoveanu, Sâmb ăta, UrleaZârna. Mun ţ ii Iezer grupează forme glaciare sub vârfurile P ă puşa şi Iezer, la peste 1650 m. Mun ţ ii Ş ureanu şi Cindrel cuprind 15 circuri (orientate spre nord, est şi sud) şi morene. Mun ţ ii Parâng au relieful glaciar bine dezvoltat la obâr şiile Jieţului, Lotrului şi Latoriţei. Acesta cuprinde complexe de circuri şi văi glaciare (6-7 km lungime). Mun ţ ii Retezat păstrează cele mai complexe şi mai extinse forme glaciare, evidenţiate în mari complexe glaciare: Râu B ărbat, Nucşoara-Pietrele, Zlătuia, Judele, Bucura-Peleaga. V ăile ating lungimi de 6-8 km, între 2200 m şi 14001300 m. Mun ţ ii Godeanu, cu întinse suprafeţe de nivelare, au forme glaciare bogate, dar mai reduse ca dimensiuni (circuri şi văi glaciare de 1-2 km, morene până la 1450-1600 m), dispuse simetric fa ţă de culmea principală, în complexe glaciare: Cârnea, Valea Mâ ţului, Scărişoara, Godeanu, Sc ăriţa, Vlăsia, Stâna Mare
32
Mun ţ ii Ţ arcu înregistrează dominant circuri, în jurul vârfurilor Ţarcu, Căleanu, Baicu, Pietrei.
Fig. 6. Repartiţia reliefului glaciar din România (Posea et al., 1974; Niculescu, 1994)
Carpaţii Orientali au fost afectaţi de glaciaţiune în culmile cu în ălţimi de peste 1900 m (mun ţii Rodnei, Maramureşului şi Călimani). Mun ţ ii Rodnei prezintă un relief glaciar bine dezvoltat, mai ales pe versantul nordic, unde se întâlnesc 22 de circuri, 10 v ăi glaciare (alungite pe 1-2 km) şi morene care coboar ă sub 1000 m. Formele glaciare se desf ăşoar ă în jurul vârfului Ineu (Lala, Galgea, Izvorul Oii, Cob ăşel, Bila), pe versantul nordic dintre Ineu şi Pietrosu (văile Putredu, Bistricioara, Cimpoieşu, Paltinu, Negoiescu, Repedea, circurile Izvorul Cailor, Puzdrele, Buh ăiescu Mare, Buhăiescu Mic), în jurul vârfului Pietrosu (Pietroasa, Şarampin, Sforac) şi pe versantul vestic al culmii Pietrosu-Rebra-Buhăiescu (Pietrosul, Izvorul Dragoşului). Mun ţ ii Maramure şului au fost afectaţi mai puţin de glaciaţiune, în special pe versanţii cu expunere nordic ă, nord-estică şi sudică (tipice sunt circurile din Pop Ivan, Pietrosu Bardăului, Mihailec). Mun ţ ii C ălimani prezintă un circ glaciar (sub vârful Re ţiţiş) şi unul glacionival (în nordul vârfurilor Negoiu şi Pietrosu Călimanilor). În alte masive montane exist ă forme asemănătoare celor glaciare (circuri, văi cu profile caracteristice, acumul ări asemănătoare morenelor), însă geneza lor glaciar ă este acceptată de unii cercetători şi contestată ulterior de alţii. În Mun ţ ii Ţ ible ş, unele forme glaciare semnalate sunt de fapt nivale, în Mun ţ ii Ceahl ău, deşi nu există dovezi morfologice evidente, s-a considerat c ă platoul dintre Toaca şi Ocolaş ar fi fost modelat de un ghe ţar de platou, în Mun ţ ii Siriu şi Mun ţ ii Ciuca ş
33
excava ţiile semicirculare de la obâr şia unor văi sau de sub unele abrupturi conduc la o origine nival ă sau crionivală. Mun ţ ii Apuseni nu păstrează forme glaciare, deşi au fost presupuse în nord-estul Mun ţilor Bihor. Circurile dezvoltate în nordestul vf. Curcubăta Mare, la 1500-1800 m, şi sub vf. Piatra Gr ăitoare au caractere glacio-nivale. (c) Tipuri de forme
Relieful glaciar din Carpaţii Româneşti cuprinde forme de eroziune (circuri, văi glaciare, praguri, roci mutonate, etc) şi forme de acumulare (morene). Circurile numite şi căldări glaciare au dimensiuni şi forme variate, impuse de amploarea model ării, raportul cu structura, natura rocilor şi relieful preglaciar. Circurile simple apar ca ni şe sau cuiburi pe marginea platourilor alpine, sub formă semicircular ă (diametre de 200-400 m), cu vatra concav ă şi versanţii în trepte slab schiţate. Sunt suspendate deasupra v ăilor glaciare şi se dispun pe dou ă etaje, separate prin trepte şi cascade, în masivele Rodna (Iezerul Pietrosului, Ştiol), Călimani (Reţiţiş), Bucegi (sub Mecetul Turcesc, la obâr şia văii Şugărilor), Godeanu (Gârdomanul, Izvorul Morarului, Groapa Olanului), Retezat (Groapele, Pilugu). Circurile complexe (conjugate sau lobate) se întâlnesc în masivele aflate la înălţimi de peste 2300 m. Au diametre de peste 500 m, contur festonat, mai multe trepte de flanc, acumul ări de grohotiş pe versanţi şi morene, care închid cuvete lacustre (Bâlea, Podragu, Capra, Avrig, Urlea din F ăgăraş; Roşiile, Gâlcescu şi Tăul Negru din Parâng; Z ănoaga-Judele, Râu B ărbat şi Bucura din Retezat; Buhăescu şi Lala din Rodna). Văile glaciare se desf ăşoar ă în aval de circurile glaciare mari. Au lungimi de 3-5 km, dar pot atinge chiar 6-8 km în mun ţii Retezat (Lă puşnicu Mare - 15,7 km) şi Făgăraş (Capra - 6 km şi Buda). În secţiune tranversală, au formă de „U”, cu 1-2 nivele de umeri glaciari, iar în profil longitudinal, prezint ă frecvente rupturi de pantă. La partea inferioar ă a văilor glaciare sunt caracteristice morene, destul de bine conservate la altitudini de 1350-1500 m. Rocile mutonate şi striurile glaciare, rezultate în urma şlefuirii rocilor dure de către gheţari în deplasarea lor, s-au p ăstrat atât pe versan ţii circurilor şi văilor glaciare, cât şi pe umerii de confluen ţă (amonte de Lacul Podr ăgel, pe malul nordic al Lacului Bâlea, în F ăgăraş; la sud-est de Lacul Pietrele şi amonte de Lacul Groapele, în Retezat). Carlingurile se datorează acţiunii combinate a proceselor glaciare şi crionivale, în masivele înalte, fiind reprezentate de interfluvii foarte sub ţiri şi zimţate, de tipul crestelor. Asemenea forme, cunoscute şi sub numele de custuri, se găsesc în Munţii Făgăraş, la nivelul crestei principale Ciortea-Urlea (custura Săr ăţii, custura Şerbotei, custura dintre Lespezi şi Lăiţu, custura dintre Vânătoarea lui Buteanu şi Vârtop), dar şi al derivaţiei central sudice Arpaşu Mic-BudaRâiosu-Muşeteica. Şeile de transfluenţă sunt legate de modelarea exercitat ă de
34
masele de ghea ţă care traversau crestele de la un circ la altul sau de la o vale la alta, cum este Curmătura Bâlei (între circurile Bâlea şi Doamnei) sau peste creasta principală în punctele Mâzgavu (între bazinele Şerbotei şi Topologului), Călţun (între Laita şi Călţun), Curmătura Zârnei (între bazinele Pojortei şi Zârnei), în Munţii Făgăraş (Florea, 1998), între circurile V ăsiel şi Ţapului, Valea Rea şi Peleaga, Pietrele şi Bucura, Stânişoara şi Ştevia, Ştirbu şi Bucura, în Munţii Retezat (Urdea, 2000), între văile Mălăieşti şi Ţigăneşti, în Bucegi. Morenele, ca forme de acumulare glaciar ă (de la blocuri mari pân ă la material argilo-nisipos), se păstrează în sectorul de topire al foştilor gheţari, la altitudini diferite şi slab conservate (datorit ă energiei de relief au fost îndep ărtate prin eroziunea fluvio-torenţială). Morenele terminale, mai bine p ăstrate pe alocuri în relieful de vale, se întâlnesc pe valea Ialomi ţei (Bucegi), văile Pietrele, Stânişoara, Râu Alb şi Judele (Retezat), văile Soarbele, Olanului şi Vlăsiei (Godeanu), văile Capra, Călţun şi Bâlea (Făgăraş), valea Groapelor (Iezer). Au fost descrise până la 1350 m în Carpaţii Meridionali şi chiar la altitudini mai coborâte, între 762 şi 1020 m, în Carpaţii Orientali, în Munţii Rodnei (Sârcu, 1978).
3.2.5. Văi carpatice transversale O tr ăsătur ă esenţială a reliefului carpatic o constituie num ărul mare al văilor total sau par ţial transversale, la care se adaug ă şi culoarele transversale (Timiş-Cerna, Bistra-Poarta de Fier a Transilvaniei, Ruc ăr-Bran, Oituz) Văile transversale din România se împart în (Mih ăilescu, 1965, Orghidan, 1969): 1) văi total transversale – (Dunărea între Baziaş şi Gura Văii; Jiul între Livezeni şi Bumbeşti; Oltul între Turnu Roşu şi Cozia; Mureşul între Deva şi Lipova; Crişul Repede la Ciucea; Some şul între Dej şi Ţicău); 2) văi total transversale barate de ridicarea lan ţ ului vulcanic din estul Transilvaniei (Bistriţa între Vatra Dornei şi Chiril, Bistricioara, Neagra Broştenilor, Bârnarul, Bârnărelul); 3) văi transversale care au depăşit cumpăna morfologică a Carpa ţ ilor (Suceava, Moldova, Bicazul, Trotu şul, Oituzul, Buzăul, Prahova, Jiul, Mehadica-Cerna, Nera, Timişul, Crişul Alb); 4) văi transversale care nu au reu şit să depăşească înăl ţ imile cele mai mari ale Carpa ţ ilor (Argeşul, Ialomiţa, Putna, Siretul, Olteţul, Motrul, Caraşul, Crişul Negru). Cele mai importante văi transversale din Carpa ţii Meridionali, Munţii Banatului şi Munţii Apuseni s-au constituit odat ă cu retragerea lacurilor din bazinele transilvan şi getic, fiind legate de liniile tectonice preexistente, varia ţiile climatice şi mi şcările diferenţiate de înălţare din pliocen-cuaternar, astfel c ă rolul principal în formarea lor a revenit capt ărilor. În Carpaţii Orientali şi de la Curbur ă, văile par ţial transversale str ă bat succesiv fâşiile geologice de la cele mai vechi la
35
cele mai tinere, mecanismul de baz ă în geneza acestora fiind anteceden ţa (Posea, 1967).
Fig. 7. Principalele văi transversale din România (Orghidan, 1969) 1. Munţi; 2. depresiuni intramontane; 3. dealuri şi podişuri; 4. câmpii; 5. văi total transversale; 6. văi par ţial transversale; 7. văi transversale în regiuni vulcanice. Defileul Dunării (între
Baziaş şi Gura Văii) este valea transversal ă cea mai lungă şi mai impresionantă. Este practic sectorul asupra c ăruia s-au emis cele mai multe ipoteze, fiind puse în eviden ţă fie captarea, fie anteceden ţa, fie moştenirea unui culoar în lungul c ăruia s-a realizat scurgerea lacului panonic spre cel getic. Primul care a cercetat amănunţit relieful defileului a fost Cvijič (1908), care considera c ă defileul actual s-a format prin anteceden ţă, pe locul unei strâmtori marine miocene, folosită ulterior, în pliocen, ca o vale pontic ă, reconstituită la altitudini de 270-370 m deasupra nivelului actual dun ărean. În sprijinul acestei idei aduce şi existenţa unui aparent con aluvionar dun ărean în Oltenia. Mihăilescu (1965) este de p ărere că dacă râuri cu debit mai redus din Carpaţii Meridionali de pildă, au putut s ă-şi păstreze vechiul traseu, atunci Dunărea (cu un debit mai important, luând în discu ţie marele con de dejec ţie) şi-a menţinut traseul iniţial în timpul mişcărilor de ridicare a mun ţilor. Vechimea
36
acestui sector este dovedit ă şi de prezenţa relictelor bentonice ponto-caspice păstrate până astăzi în sectorul Por ţile de Fier (Orghidan, 1969). Geneza prin captare cunoaşte mai multe variante, în funcţie de locul de fixare a cumpenei de ape: - captarea peste o cump ănă de ape care trecea prin dreptul localit ăţii Sviniţa, la sfâr şitul pliocenului-începutul cuaternarului (Vâlsan, 1919). Valea Porecic şi bazinul Milanovăţului constituiau izvoarele unui râu care curgea spre Câmpia Olteniei, iar Bolietinul se îndrepta c ătre Câmpia Panonică. Este argumentată pe baza interpret ării cartărilor lui Cvijič şi a unor elemente care demonstrează că Dunărea este mai nou ă decât Jiul, în Oltenia. - captări succesive, pe bazine hidrografice, dinspre bazinul pontic (Ficheux, Vergez-Tricom, 1948), prin semnalarea vechilor talveguri etajate pe versantul românesc. - captarea în arealul Por ţile de Fier (Posea et al , 1969). Dunărea s-a instalat iniţial pe un sistem de falii şi foste bazinete tectonice miocene, legate prin strâmtori, de la Or şova către Bahna. Cercetarea suprafe ţelor de nivelare şi a teraselor a stabilit faptul că formarea Dunării actuale în defileu s-a realizat înaintea terasei de 90-115 m (t 5), prima care poate fi urm ărită până la Olt, datată cuaternar mediu. Terasele mai vechi şi existenţa unui con piemontan în arealul Deliblat indică un curs invers. Valea Oltului (defileul Turnu Roşu-Cozia) s-a format prin captare, urmat ă de o anteceden ţă. O captare dinspre sud, imediat la sud de gura Lotrului, este reliefată de lăsarea păr ţii joase a Munteniei, concomitent cu ridic ările din Transilvania, ajutat ă de existenţa unui culoar de eroziune în defileu (de Martonne, 1907), echivalent Gornovi ţei. Începând cu dacianul, Oltul avea deja un curs unitar pe acest sector, astfel că înălţările de la sfâr şitul pliocenului au impus o antecedenţă puternică pe actualul traseu. Valea Mureşului (Zam-Lipova) moşteneşte o strâmtoare marină miocenă şi un golf pliocen fragmentat de câ ţiva pinteni duri prelungiţi din Munţii Zarandului; are deci un caracter epigenetic şi antecedent. În schimb, p ătrunderea Mureşului, care iniţial izvora din Parâng, în bazinul transilvan s-a produs prin captări succesive ale unor râuri care curgeau c ătre Someş (Sebeş, Ampoi, Arieş) şi Olt (Secaş, Târnava Mare). Valea Nerei , în sectorul Mun ţilor Locvei, este epigenetic ă şi mai puţin antecedentă, fapt susţinut de existenţa pietrişurilor şi a unor meandre înc ătuşate din platoul Cărbunari. Valea Bistri ţ ei s-a format prin captare, în urma bar ării cursurilor râurilor care curgeau spre vest şi formării unui lac, odată cu individualizarea C ălimanilor, argumentată de existenţa unor formaţiuni lacustre daciene în Depresiunea Dornelor (Naum, 1965). Problema originii antecedente a fost documentat ă de analiza continuităţii şi înclinării suprafeţelor de nivelare, precum şi de forma de
37
meandre adâncite ale cheilor (Nordon, 1933; Mih ăilescu, 1965). Considerând Bistriţa ca vale tipică pentru Carpaţii flişului, antecedenţa apare ca normal ă, fapt evidenţiat de argumente petrografice: pietri şuri cristaline în terase, în delta din amonte de Bacău şi în piemontul precarpatic de la nord de Putna, începând chiar din sarmaţian (Donisă, 1968). Valea Prahovei (între confluenţa cu Izvorul şi Posada) dep ăşeşte linia marilor înălţimi, ceea ce conduce la o origine antecedent ă, care însă nu exclude unele capt ări (a unui râu care curgea de la Sinaia pe sub P ăduchiosu pe valea Ialomicioarei). Valea Buz ăului pare un caz evident de captare, cu „întorsura” ei caracteristică, dar fenomenul de anteceden ţă este temeinic argumentat, prin existenţa celor cinci trepte sub culmea Siriului, din care dou ă sunt sigur nivele de eroziune, precum şi prin vasta ramificare a bazinului Buzăului (Orghidan, 1969).
3.2.6. Terase Studiul teraselor fluviatile permite identificarea evolu ţiei reţelei hidrografice, evaluarea adâncirii râurilor, reflectând schimb ări ale condiţiilor modelării reliefului din cuaternar. Terasele prezintă diferenţieri din punct de vedere al num ărului, altitudinii relative, depozitelor acumulative şi dispunerii în cadrul v ăilor, în funcţie de condiţiile morfoclimatice şi intensitatea mişcărilor neotectonice. De aceea, cercetarea acestora este bine s ă se realizeze în limitele unit ăţilor de relief sau a bazinelor hidrografice. Analizând seriile de terase din lungul râurilor principale se diferen ţiază sistemele de terase de pe latura exterioar ă a Carpaţilor faţă de cele de la interiorul lor. Pe valea Prutului se întâlnesc şapte nivele de terase cu urm ătoarele înălţimi relative: 10-15 m, 20-25 m, 30-35 m, 50-60 m, 85-100 m, 110-120 m, 130-150 m (Băcăuanu, 1978). Profilul longitudinal al teraselor nu prezint ă deformări importante, cu excepţia unei inflexiuni în sectorul Bivolari-Trifeşti. Valea Siretului are dezvoltate 12 nivele (5-7 m, 10-15 m, 15-20 m, 35-40 m, 50-60 m, 60-70 m, 90 m, 100 m, 130-140 m, 150 m, 160-170 m, 200-210 m), mai ales pe dreapta, larg dezvoltate în arealele de confluen ţă cu Moldova (între Roman şi Gher ăieşti), Bistriţa (între Bacău şi Galbeni) şi Trotuş (între Adjud şi Sascut). La sud de M ăr ăşeşti, terasele se pierd la nivelul câmpiei piemontane sau se afundă în Câmpia Siretului inferior. Cel mai complex sistem de terase a fost identificat în lungul Bistri ţei (Donisă, 1968), ce cuprinde 14 trepte: 5-7 m, 15-17 m, 20-30 m, 35-40 m, 40-50 m, 60-70 m, 80-90 m, 100-110 m, 125-130 m, 140-150 m, 170-180 m, 200-210 m,
38
240-250 m, 260-275 m. Aval de Piatra Neam ţ, scade numărul acestora, dar creşte extensiunea lor. Cel mai extins sistem de terase se întâlne şte în lungul Dun ării, numărul acestora variind de la vest c ătre vărsare. În defileu există 9 nivele de terase (7-10 m, 15-20 m, 27-35 m, 45-55 m, 60-70 m, 75-90 m, 100-105 m, 125-140 m, 200 m), cel mai înalt reprezentând momentul instal ării cursului fluviului pe actualul traseu. Pe măsura înaintării spre est, numărul lor se reduce treptat: 8 terase pân ă la Desnăţui, 7 până la confluenţa cu Jiul, 6 terase pân ă la Argeş, 3 până la Mostiştea şi mai departe r ămân numai două, din care cea mai înalt ă se pierde în nivelul v ăii Jegăliei, iar cea mai joas ă se observă până la Călmăţui, după care nu se mai diferenţiază de suprafaţa netedă a Câmpiei Br ăilei (Geografia văii Dunării române şti, 1969). Reducerea treptat ă a numărului de terase se explic ă prin retragerea neuniformă a lacului getic spre est şi influenţa ariilor cu mi şcări pozitive şi negative. Acest lucru se resimte şi la râul Argeş. Astfel, acesta este înso ţit de 7-9 nivele de terasă (Paraschiv, 1965), care se reduc ca num ăr, dar se extind considerabil în Câmpia Pite ştiului, pentru ca apoi s ă se piardă total în aria de divagare Titu; reapar la sud de Bucure şti, dar numai în număr de trei trepte distincte. Valea Oltului prezintă în Depresiunea Făgăraşului 4 nivele de teras ă dezvoltate pe partea stâng ă, în Defileul Turnu Roşu-Cozia fragmente cu altitudini de la 25-30 m pân ă la 150-160 m, în sectorul subcarpatic şi în nordul Podi şului Getic 9 nivele, cel mai înalt fiind de 200-210 m (Badea, 1970). Spre confluen ţa cu Dunărea, terasele scad ca num ăr, dar capătă o extensiune considerabil ă (în special la confluenţa cu Olteţul). Mureşul şi Someşul au 8-9 nivele de teras ă în Podişul Transilvaniei, dar altitudinile lor sunt foarte greu racordabile datorit ă poziţiei nivelelor de bază şi deformărilor neotectonice. În Subcarpaţii Getici şi de la Curbur ă, terasele au cunoscut importante deformări neotectonice. O situaţie interesantă a fost pusă în evidenţă în lungul văii Teleajenului (Niculescu, 1963). Sistematizând informaţiile existente privind caracteristicile structurale şi morfologice, numărul, vârsta, modul de desf ăşurare a teraselor reper şi a deformărilor neotectonice, se constat ă o anumită omogenitate a teraselor dat ă de dispunerea concentrică a treptelor de relief şi caracterul radiar al re ţelei hidrografice (Popescu et al ., 1973). Văile din Carpaţii Meridionali şi Munţii Apuseni prezintă serii de 5-7 terase, bine exprimate structural şi morfologic, în timp ce în Carpaţii Orientali apar 2-3 terase cu dezvoltare periferic ă în depresiuni. În Subcarpa ţii Getici şi ai Curburii se remarcă existenţa a 8-9 terase (de la 5-8 m pân ă spre 200 m), la care se asociază uneori şi nivele locale. Râurile din Podi şul Moldovei, Subcarpa ţii
39
Moldovei şi Podişul Transilvaniei au un num ăr de 6-7 terase, la care în unele situaţii (Prut, Siret) se adaug ă un nivel superior. În Piemontul Getic şi Câmpia Română, terasele se reduc ca num ăr de la nord la sud şi de la vest la est, în sensul retragerii treptate a lacului cuaternar (5 terase la Dun ăre, Jiu şi Olt şi 1-3 terase la Argeş, Dâmboviţa şi Ialomiţa), o notă aparte introducând prezen ţa ariei de subsidenţă unde terasele se efileaz ă. La contactul Dealurilor Vestice cu Câmpia Banato-Crişană se desf ăşoar ă un sistem de 5 terase, iar în sectorul de câmpie nu se păstrează decât 1-2 terase inferioare (sub 10 m), îndeosebi la Timi ş, Mureş şi Crişuri. Văile râurilor dobrogene se caracterizeaz ă prin existenţa a 3 terase, ce se racordează perfect cu nivelele de abraziune.
Fig. 8. Terasele din arealul de confluenţă a Râului Doamnei cu Argeşel şi Râul Târgului (Popescu-Argeşel, 1965)
Două nivele de terasă prezintă caractere morfografice şi morfostructurale similare pe aproape întreg teritoriul ţării; este vorba de terasele de 30-35 m şi de 90-115 m, care sunt considerate terase reper, în func ţie de care se pot separa trei complexe: a) complexul teraselor aluviale (aluviuni în care predomin ă nisipurile şi
40
pietrişurile mărunte bine sortate, cu baza sub nivelul talvegului actual; genez ă climatică, vârstă pleistocen superior – holocen inferior); b) complexul teraselor aluviate (strat aluvionar deasupra talvegului; pietri şuri grosiere, bolovănişuri, nisipuri, slab sortate, acoperite de luturi cu grosimi apreciabile; orizonturi de soluri fosile; geneză tectono-climatică şi vârstă pleistocen mediu şi superior); c) complexul teraselor în rocă (lipsesc aluviunile sau se afl ă într-un orizont subţire; apar fragmentar pe suprafe ţe reduse, în defilee; genez ă complexă, predominant tectonică, dar şi cu influenţe climatice; vârstă pliocen superior şi pleistocen inferior).
3.2.7. Lunci Extinderea şi conformaţia reliefului de luncă se diferenţiază pe principalele trepte de relief, în func ţie de condi ţiile variate în care se desf ăşoar ă procesele fluviatile. În regiunea muntoas ă, luncile au o dezvoltare redus ă (lăţimi de la câţiva metri la 30-50 m) şi sunt discontinui, dar prezint ă lărgiri în cadrul depresiunilor (ocupând uneori până la o treime din vatra acestora). În Subcarpa ţi, luncile sunt mai extinse, dar influenţate de condiţiile petrografice şi mişcările neotectonice. Se lărgesc în depresiunile dezvoltate pe sinclinale, dar se îngusteaz ă la traversarea anticlinalelor sau rocilor mai rezistente. În podi şurile Moldovei, Transilvaniei, Getic, Dobrogei şi în Dealurile Banatului şi Crişanei, luncile sunt largi (2-5 km lăţime, pe văile râurilor mari). În cîmpii, luncile sunt extinse (pantele reduse favorizează procese de despletire şi meandrare), în ariile de subsiden ţă ocupând în întregime fundul văilor (10-11 km lăţime în Câmpia Siretului inferior) (Geografia României, vol. I, 1983). Morfologia luncilor pune în eviden ţă aspecte destul de diferen ţiate. În general, la cele mai mari artere hidrografice se remarc ă prezenţa a trei fâşii longitudinale dezvoltate inegal: fâşia grindurilor, cu înălţimi de 2-5 m şi cu lăţimi de la câteva zeci pân ă la câteva sute de metri; fâşia centrală, mai joasă, cu depresiuni şi cuvete lacustre, cu grinduri joase acoperite de vegeta ţie şi braţe păr ăsite sau folosite uneori de afluen ţi; fâşia externă, mai înaltă, constituită din acumul ări coluvio-proluviale (Posea et al , 1974). Structura luncii reflectă condiţiile din timpul formării acestora, în holocen. În general, grosimea depozitelor aluviale variaz ă de la 1-2 m (la râurile carpatice sau subcarpatice, în sectoarele afectate de mi şcări de înălţare) până la 5-10 m (la râurile principale din dealuri, podi şuri şi câmpii). Se eviden ţiază clar două orizonturi: unul inferior, în care predomină formaţiuni grosiere de tipul pietrişurilor şi nisipurilor şi altul superior, format din depozite mai fine, nisipoase sau nisipo-argiloase, uneori cu sol fosil sau urme de cultur ă materială. Vârsta a fost stabilit ă ca fiind tardiglaciar-holocen inferior pentru luncile din regiunile carpatice şi subcarpatice (prin analize sporopolinice pe valea
41
Someşului Cald – Pop, 1961) şi atlantic-subboreal pentru luncile din podi şuri şi câmpii (prin datarea urmelor de cultur ă materiale din depozitele de lunc ă ale Crişului Negru – Berindei, Dumitraşcu, 1969).
Fig. 9. Bălţile Ialomiţei şi Br ăilei în anii 1928 şi 1997 (Geografia României, vol. V, 2005)
Pe fondul variaţiilor climatice s-au impus o serie de factori cu caracter local, care au determinat diferen ţieri în morfologia de amănunt a luncilor. În sectoarele de defilee şi vale îngustă (din regiunea montană şi uneori subcarpatică), luncile au lăţimi mici, o desf ăşurare alternantă şi discontinuă, cu depozite de
42
câţiva metri, predominant grosiere. În depresiunile intramontane (Giurgeu, Ciuc, Beiuş) sau subcarpatice (Crac ău-Bistriţa, Vrancei, Cisl ău), au o extindere mai mare, având caracter de şesuri aluviale (Depresiunea Bra şov), depozite groase, mai ales în ariile subsidente (Depresiunea Târgu Jiu), unde prezint ă o micromorfologie variată (sectoare mlăştinoase, cursuri şi meandre păr ăsite). În culoarele largi de vale din regiunile de podi ş, luncile se dispun bilateral, fiind mai extinse în sectoarele de confluen ţă (la confluenţele Sucevei, Moldovei şi Bistriţei cu Siretul), cu depozite groase de 2-10 m. În câmpie, aspectul albiilor majore difer ă în funcţie de gradul de stabilitate neotectonic ă. Astfel, în arealele stabile sau aflate într-o uşoar ă înălţare, luncile au o desf ăşurare bilaterală şi depozite subţiri, pe când în regiunile de subsiden ţă, ocupă aproape în întregime complexul de vale şi prezintă numeroase păr ăsiri de cursuri, grinduri şi microdepresiuni lacustre. În funcţie de caracteristicile luncii (complexitatea morfologic ă şi structurală impusă de unităţile de relief str ă bătute, rocă, structur ă, neotectonică şi aportul afluenţilor), se pot distinge mai multe grupe de v ăi (Posea et al , 1974): (1) văi care traversează unit ăţ i morfostructurale complexe , care îmbină caracteristici specifice fiecărui sector (montan, colinar, de câmpie): a) tipul Olt este cel mai complex şi întâlnit la văile care str ă bat toate unităţile morfostructurale (Olt, Mureş, Jiu, Someş). Se remarcă lunci bine conturate, încă din cursul superior, înguste în defileu şi mai largi în depresiuni, dealuri, podişuri şi câmpii (lunca Oltului în avale de Slatina atinge 4-6 km l ăţime). Panta generală, grosimea şi granulometria depozitelor, precum şi structura luncilor variază diferenţiat pe sectoare. b) tipul Gilort este caracteristic văilor râurilor ce izvor ăsc din Carpaţi şi care traversează Subcarpa ţii şi Podişul Getic (Argeşel, Râul Doamnei, Topolog, Olteţ, Gilort, Motru). Luncile se l ărgesc treptat, iar pantele medii scad, diferenţieri locale dând neotectonica. c) tipul Ialomiţa se distinge la râurile (Argeş, Dâmboviţa, Ialomiţa, Prahova, Buzău, Putna) cu obâr şie în munţi, care str ă bat Subcarpaţii şi diferite sectoare ale Câmpiei Române. De la aspect îngust în defilee, lunca se l ărgeşte în sectoarele de bazinete şi depresiuni, pentru ca în câmpiile piemontane s ă domine albia minor ă cu 1-1,5 m, suferind o aluvionare intens ă cu formarea unor trepte (Argeşul avale de Piteşti, Ialomiţa avale de Târgovi şte). În aria de subsiden ţă, malurile sunt puţin conturate, rezultând o micromorfologie specific ă, iar în câmpiile tabulare, luncile sunt înălţate, dar cu suprafa ţa mai netedă. d) tipul Bistriţa este specific râurilor ce izvor ăsc din Carpa ţii Orientali şi traversează Subcarpaţii şi Podişul Moldovei (Suceava, Moldova, Bistriţa, Trotuş). Nota caracteristică este dată de faptul că cea mai mare parte din lungimea luncii se afl ă în munte (75% la Bistri ţa).
43
e) tipul Crişul Negru cuprinde râurile din vestul ţării (Crişul Alb, Crişul Negru, Crişul Repede). Se remarc ă lunci înguste şi discontinui în spa ţiul montan, dar care se l ărgesc mult la ieşirea în câmpie. f) tipul Siret înglobează cele două râuri mari (Siret, Prut) care str ă bat numai Podişul Moldovei şi nord-estul Câmpiei Române. Datorită uniformităţii litologice, luncile au l ăţimi de câţiva kilometri, prelungindu-se pe văile afluenţilor. Sunt prezente meandre, bra ţe pr ăr ăsite, grinduri longitudinale şi conuri aluviale extinse în sectoarele de confluen ţă (ce impun cursuri paralele cu râul principal: Sireţelele şi Pruteţele). (2) văi autohtone, care str ă bat o singur ă unitate morfostructurală: a) tipul Colentina – specific râurilor mici ce izvor ăsc de la contactul câmpiilor cu celelalte unit ăţi de relief, cu limane sau bălţi în sectorul inferior. b) tipul Călmăţui – dezvoltat pe cursurile păr ăsite ale unor mari artere hidrografice. c) tipul Amaradia – caracteristic v ăilor din regiunile piemontane. d) tipul Carasu – pentru v ăile râurilor dobrogene. e) tipul Bahlui-Hârtibaciu – întâlnit la râurile din podi şurile Moldovei şi Transilvaniei. (3) valea Dunării, prin complexitate şi extindere, are o lunc ă ce se detaşează ca o unitate de relief aparte. Dac ă în defileu, apare numai în bazinete (4 km lăţime la Moldova Veche), avale de Drobeta Turnu Severin, lunca Dun ării are o desf ăşurare continuă. Se lărgeşte treptat, că pătând o extensiune considerabil ă în sectorul bălţilor Ialomiţei şi Br ăilei (peste 15-20 km lăţime), cu grinduri înalte de 3-10 m, depresiuni lacustre, conuri aluviale la debu şarea râurilor mari (Olt, Argeş, Ialomiţa), cursuri paralele şi limane la vărsarea râurilor mici (Mostiştea, unele râuri dobrogene). Amenajările antropice au schimbat radical condi ţiile naturale din acest sector (fig. 9). O variantă aparte a reliefului de acumulare fluviatil ă, bine dezvoltat de altfel în lungul Dunării, este reprezentat ă de relieful deltaic, o câmpie terminal ă pe cale de colmatare. În ansamblu, cuprinde forme pozitive alc ătuite din grinduri fluviale (dispuse longitudinal, de o parte şi de alta a bra ţelor principale), fluviomaritime sau cordoane (dezvoltate transversal, ca Letea, Caraorman, S ăr ăturile) şi continentale (Chilia), care include între ele depresiuni (ocupate de lacuri şi plaur).
3.3. Procese geomorfologice actuale Ansamblul teritoriului României contureaz ă o gamă variată de procese actuale de modelare, diversificate regional, în func ţie de specificul factorilor generatori şi treptele de relief pe care se grefeaz ă. Modul diferit de manifestare al
44
proceselor, în spaţiu şi timp, complică şi mai mult direcţiile actuale de evoluţie. Astfel, procesele apar frecvent conjugate (ca forme de manifestare şi intensitate) sau se suprapun unor forme relicte (Velcea, 1973). Diversitatea condiţiilor fizico-geografice şi activităţile umane tot mai intense, determină diferenţieri majore în morfodinamica actual ă pe treptele principale de relief (mun ţi, dealuri şi podişuri, câmpii). Carpaţii sunt modelaţi prin asociaţii variate de procese, individualizate sub aspectul ritmului şi formelor, în funcţie de altitudine (agenţi morfogenetici) şi substratul geologic pe care se grefeaz ă (roci dure cristaline sau fli ş). Cuprind două subetaje: alpin (crionival) şi montan forestier (munţii cu înălţime medie şi joasă). Procesele crionivale sunt proprii culmilor cele mai înalte, situate la peste 1700 m, lipsite în mod natural de vegeta ţie forestier ă. Modelarea reliefului se desf ăşoar ă prin acţiunea alternanţei îngheţ-dezgheţ (gelivaţie), ză pezii (nivaţie) şi vânturilor puternice, în func ţie de altitudine, roc ă, declivitate, expunere. În majoritate, se continuă modelarea periglaciar ă din pleistocen. În masivele fragmentate, cu culmi înguste şi puternic înclinate se dezvolt ă relieful criogen, iar în masivele cu platouri extinse domin ă relieful de nivaţie. Crestele ascuţite, abrupturile tectonice şi structurale şi pereţii circurilor şi văilor glaciare sunt afectate de frecvente procese de geliva ţie, cu formarea unor mase mari de grohotiş la baza versan ţilor (Piatra Craiului, Bucegi, Ciucaş, Ceahlău, Rar ău, Făgăraş), reactivate în fiecare an. Uneori pot influen ţa întregul masiv (Piatra Craiului, Post ăvaru), schimbând profilul versanţilor sau colmatând culoarele de vale. Pe calcare şi conglomerate, dar şi pe aglomerate vulcanice, prin dezagregare, se formeaz ă un relief ruiniform caracteristic cu turnuri, ace, babe, stâlpi şi piramide coafate (Piatra Craiului, Bucegi, Ceahl ău, Ciucaş, Trascău, Călimani, Harghita). De asemenea, un rol morfogenetic semnificativ au avalanşele, mai ales primăvara. Pe suprafeţe puţin înclinate, în înşeuări şi culoare mai ad ă postite, unde ză pada persistă o mare perioadă din an, se formeaz ă microdepresiuni nivale, de formă ovală şi dimensiuni de sute de metri. În sectorul superior al versan ţilor, se găsesc nişe şi circuri nivale. Acumulările nivale (sub forma potcoavelor nivale) rezultă pe versanţii din munţii Făgăraş, Retezat, Godeanu, Ţarcu, Iezer. Solifluxiunea se dezvolt ă pe suprafeţe mari, moderat înclinate, şi cunoaşte o continuă reactivare, iar marghilele (muşuroaie înierbate) se întâlnesc frecvent la peste 1650 m altitudine, formându-se fie prin procese biopedogenetice, fie prin diferenţierea materialelor în mai multe orizonturi şi bombarea depozitelor afânate (Niculescu, Nedelcu, 1961). Modelarea fluvio-toren ţ ial ă constituie procesul cel mai activ, sub altitudinea de 1700 m, cu toate c ă el îmbracă caracter sezonier, fiind legat direct de succesiunea anotimpurilor. Predomin ă eroziunea, limitată însă de duritatea rocilor şi prezenţa pădurii.
45
Albiile râurilor carpatice prezintă variaţii insesizabile, acestea manifestându-se mai ales în timpul viiturilor, prin modificarea microreliefului patului aluvial (praguri aluviale, repezişuri, excavaţii, migrarea ostroavelor). La confluenţă, se remarcă prezenţa conurilor de dejec ţie, uşor bombate, rezultate din aportul de aluviuni al afluenţilor (confluenţele Boiţa-Olt, Frumuşiţa-Olt, MaraIza), ce se constituie în arii de instabilitate (la cre şteri de nivel, se produc decant ări de aluviuni şi migrarea afluenţilor). Erodarea malurilor în detrimentul luncii, în sectoarele de bazinete sau concavit ăţi de meandru, poate periclita c ăile de comunica ţie sau aşezările din apropiere, sau poate conduce la subminarea bazei versan ţilor şi declanşarea unor alunecări de teren (în Carpa ţii flişului). În cadrul versanţilor, natura petrografică accelerează ritmul de manifestare al torenţilor, printr-o continuă adâncire (0,5-1 m anual) şi înaintare a obâr şiilor (bazinul superior al Buz ăului, Ialomiţei, Teleajenului), la contactul muntelui cu regiunile periferice dominând acumul ările torenţiale (Velcea, 1973). Alunecările şi curgerile de noroi se diferenţiază pe bazine hidrografice, în funcţie de substratul litologic (fliş paleogen constituit din gresii în alternan ţă cu argile şi marne) şi amploarea activităţilor antropice (defrişările afectează versanţii văilor principale, în jurul localităţilor). Cu caracter local, în regiunea de curbur ă, intensificarea acestor procese este legat ă şi de manifestările seismice, mobilitatea neotectonică şi meandrarea râurilor. Sunt alunecări adânci, lineare (sub form ă de limbă sau în trepte, pe Bâsca Rozilei, Bâsca Mare şi Mică, Ză bala, Putna, Ialomiţa, Prahova, Bistriţa) sau ştrangulate (alunecarea Valea Oii de la Nehoia şu), dispuse adesea în complexe de alunecare (Posea, 2002). Uneori, dup ă ploi torenţiale sau lungi perioade excedentare pluviometric, materialele se îmbib ă puternic, ajungându-se la curgeri noroioase. La nord de Trotuş, alunecările active sunt mai restrânse în suprafa ţă, dar aici predomină arealele cu deluvii groase, periglaciare, ce prezint ă un potenţial ridicat de reactivare. Pr ăbu şirile sunt frecvente pe versan ţii carpatici abrupţi alcătuiţi din roci rezistente (şisturi cristaline, calcare, roci vulcanice, gresii, conglomerate), dar cu numeroase fisuri. Se întâlnesc pe abrupturile v ăilor despădurite, în chei (Bicaz) şi defilee (Jiu, Olt, Buzău), pe marginile circurilor şi văilor glaciare. Deplasarea materialelor (bolovani şi stânci de diferite dimensiuni) se realizează sub impulsul gravitaţiei, prin căderi individuale de blocuri sau rostogoliri de pietre. Unele grohotişuri acumulate în timpul periglaciarului, fixate prin împădurire pe văiugile unor versanţi, pot fi afectate de pr ă buşiri şi rostogoliri (aval de barajul Râul Mare au acoperit o caban ă a muncitorilor).
46
Aceste procese prezint ă pericol pentru căile de comunicaţie din regiunile montane, de aceea se impun o serie de m ăsuri de protecţie a versanţilor: utilizarea unor plase de sârm ă pe versanţi (defileul Oltului); realizarea unor tunele de protecţie (defileul Jiului) sau copertine (Transf ăgăr ăşan).
Fig. 10. Procesele geomorfologice actuale (Geografia României, vol. I, 1983; Bălteanu, 1997). I, Mun ţ i: 1, procese crionivale, eoliene şi de şiroire; 2, procese fluvio-torenţiale, pr ă buşiri şi rostogoliri; 3, procese fluvio-torenţiale, alunecări, curgeri de noroi. II, Dealuri şi podi şuri: 4, eroziune în suprafaţă şi ravenare, asociate cu deplasări în masă (a, intensă; b, moderate); 5, ravenare şi eroziune în suprafaţă asociate cu deplasări în masă (a, intense; b, moderate); 6, deplasări în masă asociate cu ravenări şi eroziune în suprafaţă (a, intense; b, moderate); 7, eroziune în suprafaţă, slabă şi moderată, numai în limitele văilor. III, Câmpii şi podi şuri joase: 8, eroziune în suprafaţă, ravenare, asociate cu sufoziune: intense (a); moderate (b); 9, eroziune în suprafa ţă, asociată cu sufoziune: intense (a); moderate (b); 10, tasare şi sufoziune; 11, acumulare coluvială, proluvială şi aluvială; 12, acumulare fluvială (a), fluvială, mineral şi biogenă (b); 13, acumulare fluvială la viituri excepţionale, cu stagnări locale ale apei; 14, deflaţie şi acumulare eoliană; 15, disoluţia rocilor carbonatate; 16, disoluţia sării; 17, abraziune; 18, acumulare litorală.
cuprind cea mai mare varietate de asociere a proceselor geomorfologice actuale, datorită predominării pe mari suprafeţe a rocilor moi (argile, tufuri, nisipuri şi pietrişuri în Subcarpaţi; nisipuri, pietrişuri şi argile în Podişul Getic; loessuri în Dobrogea; argile, marne, conglomerate, gresii Dealurile şi podi şurile
47
şi nisipuri în Podişul Transilvaniei sau Moldovei), densit ăţii fragmentării ridicate, pantelor în general moderate şi presiunii antropice ridicate. Pe spa ţii restrânse, se întrepătrund deplasări în masă cu procese de eroziune (în suprafa ţă, în adâncime şi fluviatile). Alunecările şi curgerile de noroi dau nota principal ă în modelarea versanţilor, prin desf ăşurare, aspecte şi intensitate. Prezen ţa argilelor şi marnelor, fragmentarea intensă, declivităţile ridicate şi versanţii despăduriţi, ofer ă condiţii declanşatoare propice. Procesele actuale sunt axate în cea mai mare parte pe fondul relict al aceloraşi categorii, ceea ce complic ă mult echilibrul acestor forme (alunecări secundare care afecteaz ă valurile vechilor alunecări din Câmpia Transilvaniei sau Subcarpa ţii Buzăului). Cea mai mare frecven ţă şi cele mai extinse areale se întâlnesc în Podi şul Moldovei, Podişul Transilvaniei şi Subcarpaţi, unde peste 50% din suprafa ţa versanţilor este afectată de alunecări şi curgeri noroioase. Podişul Moldovei prezintă diferenţieri de la un sector la altul, impuse de marea varietate a rocilor şi structurii. Astfel, în Podişul Sucevei şi Podişul Central Moldovenesc, se observ ă alunecări vechi, pleistocene, pe care s-au produs numeroase reactivări, mai ales sub abrupturile de cuest ă, dar şi alunecări recente, în trepte şi monticuli, dispuse de obicei în lungul cuestelor. În schimb, în faciesul marno-argilos al Câmpiei Moldovei, dominante sunt alunec ările active, îndeosebi pe versanţii defrişaţi, cele mai multe fiind simple, de mic ă adâncime, dar şi forme complexe. Spre sud, sunt frecvente alunec ările superficiale, care colmatează albiile (Hârjoabă, 1968). Podişul Transilvaniei se remarc ă prin r ăspândirea alunecărilor vechi (glimee), cu reactivări actuale, suprapuse forma ţiunilor sarmaţiene. Cele mai r ăspândite sunt alunec ările consecvente şi insecvente, cu lungimi de 2-5 km şi lăţimi de până la 3 km, dispuse în trepte, ce afecteaz ă suprafeţe de sute de hectare la Saeş, Movile, Saschiz (Morariu, Gârbacea, 1968), în Câmpia Transilvaniei, centrul şi estul Podişului Târnavelor. O largă extindere au şi alunecările superficiale, în valuri şi în brazde. Subcarpaţii cuprind alunecări profunde (Godeni, Păuşeşti-Otăsău, Ciofrângeni, Bezdead, P ătârlagele, Gura Teghii) şi alunecări superficiale pe deluvii vechi, care sunt adesea asociate cu curgeri de noroi (Pucioasa, P ănătău). Procesele de eroziune în suprafa ţă şi ravenare se manifestă cu intensitate accentuată, în funcţie de substratul litologic friabil, pantele accentuate, regimul precipitaţiilor (intensitatea ploilor torenţiale) şi varietatea utilizării actuale a versanţilor. Eroziunea determină modificarea unor propriet ăţi ale solului, care contribuie la reducerea fertilităţii şi scăderea producţiei agricole. De asemenea, provoacă mari dificultăţi în exploatarea terenurilor şi are un impact deosebit asupra mediului (Ioniţă, 2000).
48
În România, ariile cele mai afectate de procesele de degradare prin eroziune sunt Subcarpa ţii (30-45 t/ha/an la Curbur ă), Podişul Bârladului (20-30 t/ha/an), Podişul Transilvaniei (15-20 t/ha/an) şi Podişul Getic (10-15 t/ha/an). Judeţele cu relief deluros înregistreaz ă cele mai întinse suprafe ţe şi valori ale eroziunii în suprafaţă (Vrancea 17,0 t/ha/an, Alba 14,3 t/ha/an, Prahova 14,2 t/ha/an, Dâmboviţa 14,0 t/ha/an, Bac ău, Buzău, Vâlcea 12,0 t/ha/an) (Mo ţoc, 1982). Deşi eroziunea solurilor este puţin perceptibilă în natur ă, cercetările experimentale relevă pierderi medii anuale de sol semnificative: de la 20 t/ha/an pe suprafeţe neprotejate cu pante de 2º la 500 t/ha/an pe pante de 14º. În Subcarpaţi, pe terenuri cu vi ţă de vie, pe pante de 14º, se pierd 173 t/ha/an, în Câmpia Transilvaniei, pe terenuri cu porumb, pante de 4º, se pierd 9 t/ha/an, iar în Podişul Dobrogei, pe terenuri cu vi ţă de vie şi pante de 6º, se pierd 44 t/ha/an (Posea et al , 1974). În funcţie de agresivitatea ploilor toren ţiale (Dr ăgan, Stănescu, 1970), spaţiul colinar se înscrie în categoria regiunilor cu poten ţial pluviodenudativ ridicat (Subcarpaţii, Podişul Getic) şi mediu (Podişul Moldovei, Podişul Transilvaniei, Dealurile Silvaniei). Perioada critică de erodare a solurilor este aprilie-iulie, în estul ţării şi mai-august, pentru restul teritoriului. Ravenele prezintă o mare varietate de forme şi stadii de evolu ţie, afectând suprafeţe întinse, scoase practic din circuitul agricol productiv (180.000 ha). Pe teritoriul ţării a fost inventariată o reţea care însumeaz ă peste 19.000 km, r ăspândită astfel: Podişul Transilvaniei – 5.800 km, Subcarpa ţii – 6.200 km, Dealurile Vestice – 2.200 km, Podi şul Getic – 2.100 km, Podi şul Moldovei – 2.000 km, Podi şul Dobrogei – 800 km (Mircea, 2003). În Podişul Moldovei, au fost inventariate peste 9000 de ravene, cu rate medii de avansare de 1-1,5 m/an, mai frecvente în lungul cuestelor din colinele Tutovei şi Covurluiului, pe roci nisipoase şi argiloase. Cele mai multe ravene şi cea mai mare densitate a lor se înregistreaz ă pe versanţii văilor consecvente, cu expozi ţie nord-estică şi sud-vestică, cu energie de 50-100 m şi lungimi de 250-500 m, pante de 16-32 m/100 m (R ădoane et al , 1999). Eroziunea în adâncime de ţine un aport considerabil la eroziunea specific ă totală în judeţele Buzău (24,4 t/ha/an), Prahova (14,4 t/ha/an), Vrancea, Arge ş (12,5 t/ha/an), Vâlcea (8,5 t/ha/an), Gorj (8 t/ha/an) (Mo ţoc, 1982). Procesele fluviale de eroziune şi transport ating intensit ăţile cele mai ridicate de pe teritoriul ţării. Este vorba de un transport masiv de aluviuni, mai ales în suspensie, cu un maxim înregistrat în jurul altitudinii de 500 m. Turbiditatea medie atinge cele mai ridicate valori în Subcarpaţi, Podişul Moldovei şi Dealurile Silvaniei (2500-5000 g/m³). Sunt caracteristice albiile despletite, cu bra ţe secundare (pe v ăile Bistriţei, Buzăului, Teleajenului, Prahovei), cu o instabilitate accentuat ă, mai ales la viituri,
49
procese de eroziune lateral ă care subminează stabilitatea malurilor sau versanţilor (Podişul Transilvaniei), aluvionări în lunci, cu formarea de ostroave (Podi şul Getic, Podişul Moldovei). În bazinele hidrografice mici, precipita ţiile torenţiale generează o eroziune intensă a albiilor în sectorul mijlociu şi o tendinţă de acumulare în cel inferior, a şa cum se remarcă în cazul Topologului (Dinu, Bălteanu, 1985), Vâlsanului, Râului Doamnei şi Argeşelului (Bălteanu et al , 1976; Teodorescu, 2001). În sectoarele de confluen ţă, datorită cantităţilor mari de material solid transportat, s-au constituit conuri de dejec ţie extinse (Mureş, Someş, Buzău, Bistriţa), care uneori deviaz ă în sens opus râul principal (devierea Siretului spre est la confluenţele cu Suceava, Moldova, Bistri ţa) sau se conjug ă cu grindurile laterale, determinând afluen ţii să curgă paralel cu râul colector (Prut). Aportul mare de aluviuni în sectorul subcarpatic şi de podiş contribuie la colmatarea puternică a lacurilor de acumulare (pe Olt, Arge ş, Siret, Bistriţa). Astfel, lacurile Bascov, Pite şti şi Rm. Vâlcea au fost colmatate în propor ţie de 7598% într-o perioadă de 6-13 ani. Ritmuri medii anuale de colmatare rapid ă se înregistrează la lacurile de pe Argeş, Piteşti 15,7%, Bascov 11,7%, Oie şti 9,5%, Cerbureni 7,3% şi Curtea de Argeş 5,3%, pe Olt, Govora 8,2% şi Rm. Vâlcea 5,6%, pe Siret, Galbeni 10,6%, pe Bistriţa, Pângăraţi 3,4%, pe Ialomiţa, Pucioasa 2,5% (Gâştescu et al , 2003), situate în arii restrictive sub aspectul amenaj ărilor hidrotehnice. Câmpiile, teritorii relativ uniforme, se remarcă printr-o serie de aspecte specifice, astfel că se întâlnesc două categorii de procese: cele care afecteaz ă suprafeţele interfluviale (tasare, sufoziune, procese eoliene) şi cele din lungul albiilor (procese fluviatile). Tasarea are cea mai mare frecven ţă pe suprafeţele acoperite cu loess, pr ăfos şi fin nisipos, cu grosimi mari şi în condiţii de umezire lent ă. Formele de relief rezultate sunt crovurile, mai numeroase în estul Câmpiei Române. În Câmpia Mostiştei şi Băr ăganul Central se constat ă o densitate maximă de 4-5 crovuri la km², în Câmpia Călmăţuiului şi pe terasele Arge şului 2-3 crovuri la km², în Câmpia Br ăilei un crov la 5 km², iar pe terasele Dun ării din Oltenia şi în Băr ăgan, la sud de Buz ău, C ălmăţui şi Ialomiţa, ca şi în Câmpia Banato-Cri şană, crovurile sunt în număr extrem de redus (Posea et al , 1974). Uneori, activităţile antropice contribuie la apari ţia unor procese de tasare, prin amplasarea unor construcţii (Br ăila, Galaţi) sau drumuri situate la partea superioar ă a versanţilor (valea Cricovului). Sufoziunea afectează cu precădere loessurile cu grosimi mari, fiind caracteristică regiunilor cu un climat secetos (Câmpia Român ă de la est de Olt). Microforme specifice (pâlnii de sufoziune cu diametre de 4-7 m, avene cu adâncimi de 4-5 m, hornuri sufozionale, hrube, ace, poduri suspendate) se dezvoltă în lungul versan ţilor văilor adâncite în loess (Dunăre, Olt, Călmăţui),
50
scăzând ca dimensiuni spre interiorul câmpurilor. Prezen ţa unor orizonturi de soluri fosile, argile sau nisip, în cadrul p ăturii de loess, creeaz ă discontinuităţi, determinând o etajare a formelor de sufoziune (pâlnii, firide, v ăi sufozionale). Pe versanţii cu depozite loessoide, formarea reliefului sufozional se întrepătrunde permanent cu procese de degradare a acestuia, prin eroziune torenţială şi deplasări în masă. Procesele eoliene sunt prezente pe întreaga suprafa ţă a Câmpiei Române şi Câmpiei Banato-Crişene, manifestându-se atât asupra versan ţilor expuşi cât mai ales asupra unor formaţiuni mobile (nisipuri). Potenţialul de deflaţie are cele mai mari valori în estul Câmpiei Române şi Câmpia Olteniei, perioada critic ă fiind începutul primăverii. În sudul Olteniei, nisipurile se localizeaz ă în lungul Dunării (între Ostrovul Corbului şi Corabia) şi pe stânga Jiului (de la nord de Craiova pân ă la Dunăre), pe o suprafaţă de aproape 250.000 ha. Sunt caracteristice dune paralele alcătuite din nisipuri fine, reactivate în urma defri şărilor masive şi păşunatului excesiv. În Băr ăgan, nisipurile sunt situate pe dreapta Ialomi ţei, Călmăţuiului şi Buzăului, totalizând 100.000 ha. Sunt în mare parte solificate, fiind pu ţin supuse acţiunii vânturilor. În Câmpia Tecuciului, pe stânga Bârladului şi Siretului, pe o suprafa ţă de 14.000 ha şi în Câmpia Valea lui Mihai, între Some ş şi Barcău, pe 31.000 ha, sunt printre cele mai active procese de defla ţie din ţara noastr ă. Procesele fluviatile indică o acumulare activă în lungul albiilor, manifestată printr-o uşoar ă tendinţă de înălţare, cu instabilităţi ale cursurilor de apă (meandr ări, despletiri, ostroave), precum şi modificări survenite în timpurile istorice. Procesele actuale au caracter sezonier sau accidental, în func ţie de topirea bruscă a ză pezii, ploile de lung ă durată sau cele toren ţiale. Tipice sunt cursurile de ap ă cu pante reduse (0,005-0,010 m/km) şi patul aluvial format din nisip fin. Albiile înregistreaz ă mobilităţi accentuate, cauzate de volumul mare de aluviuni transportate la viituri. Astfel, în perioada apelor mari din aprilie-mai 1970, Dun ărea a transportat în suspensie 3200 kg/s, aluviuni fine sub 0,1 mm, la intrarea în delt ă (Bondar, 1970). Accentuarea meandrelor (prin eroziunea malurilor în sectoarele concave) determină creşterea lungimii arterelor hidrografice (văile Câlniştea, Desnăţui, Burdea, Glavacioc). În primăvara anului 1970, s-a subminat un volum de circa 50.000 m³ din malul dobrogean al Dun ării (Bondar, 1970). Mobilitatea albiilor este eviden ţiată de aspectul, num ărul şi densitatea ostroavelor din cursul Dunării. În sectoarele de mic şorare a pantei, sub influen ţa mişcărilor neotectonice, creşte numărul acestora: 12 ostroave între Calafat şi Turnu Măgurele, numai 3 între Gruia şi Cetate.
51
Reţeaua hidrografică din câmpie cunoaşte o serie de manifest ări torenţiale, care determină o supraînălţare a cursurilor prin acumul ări de aluviuni în albii (pe Vedea, Vedi ţa, afluenţii Câlniştei), fapt ce conduce la sc ăderea competen ţei râurilor. Valurile de aluviuni create împiedică scurgerea apelor, astfel explicânduse apariţia unor lacuri temporare în lungul v ăilor (Velcea, 1973). Datorită unui aport solid sporit, în avale de confluen ţe se remarcă o redistribuire a aluviunilor, reflectată în dinamica bancurilor aluvionare submerse sau emerse, precum şi modificări ale liniei talvegului (confluenţa ArgeşDâmboviţa). Litoralul Mării Negre este supus ac ţiunii valurilor şi curenţilor, dar şi vânturilor, aportului fluviatil de aluviuni şi proceselor gravitaţionale, atât în lungul liniei de ţărm, cât şi în ariile limitrofe, îndeosebi în deltă, limane şi lagune. Modelarea actuală a ţărmului se manifestă în funcţie de tendinţa de creştere a nivelului mării cu 2 mm/an, diminuarea cantit ăţii aluviunilor transportate de Dunăre şi intervenţiilor antropice (diguri, construcţii portuare). Analizele efectuate au indicat predominarea eroziunii (60% din lungimea litoralului), cu rate de la 1 m/an la 17-20 m/an, dar diferen ţiat de la un sector la altul (Gâştescu, Şelariu, 1994): - în sectorul deltaic-lagunar, se produce acumularea şi înaintarea uscatului în mare (la gura braţului Chilia s-au format bancuri submerse, cordoane litorale şi o deltă secundar ă; sectorul Sulina-sud, amenaj ările portuare au favorizat formarea unei „bare”, dragat ă periodic; la gura braţului Sfântu Gheorghe s-au acumulat un cordon-insula Sacalin şi o deltă secundar ă; sectorul Perişor-Periteasca-Pahane Rânec favorizează reîntoarcerea par ţială a aluviunilor de c ătre curentul longitudinal; sudul grindului Chituc prezint ă acumul ări de nisip ce provine din sectorul nordic, datorită barajului creat de promontoriul Capului Midia), dar şi retrageri ale ţărmului (sud de Golful Musura; între bra ţul secundar Împuţita şi Câşla Vădanei; în dreptul insulei Sacalin; Ciotica-Peri şor; Leahova-PortiţaChituc); - în por ţiunea de tranzi ţie dintre Capul Midia şi Constanţa, cu excep ţia unui mic sector de acumulare lâng ă digul portului Midia, predomină eroziunea, care atinge la Mamaia 2 m/an; - litoralul sudic este afectat, în por ţiunile neamenajate, de alunec ări, pr ă buşiri şi sufoziuni (Eforie Sud-Tuzla, nord Costineşti, Mangalia-Vama Veche), datorită prezenţei apelor freatice la baza depozitelor loessoide, iar amenaj ările antropice au determinat modificări în morfologia ţărmului. Predomină procesele de abraziune, cu efecte directe asupra falezei (mai rapide pe por ţiunile formate din depozite loessoide şi mai lente pe calcare sarmatice). Sectoarele de acumulare sunt mai reduse (Eforie Nord, Mangalia). Pe plajele nisipoase şi cordoanele litorale se produc procese eoliene, lagunele şi limanele fluvio-marine sunt supuse colmat ărilor, iar ţărmul vestic al
52
complexului Razim-Sinoie este afectat de o u şoar ă abraziune lacustr ă (Posea, 2003). Procesele geomorfologice actuale (din mun ţi, dealuri, podişuri şi câmpii) prin desf ăşurare, intensitate şi extindere în suprafa ţă, corespund celor mai recente modificări ale peisajului. Specificul morfodinamicii actuale eviden ţiază o multitudine de aspecte practice, deosebit de importante în organizarea spa ţiului geografic.
53
4. CLIMA 4.1. Factorii genetici ai climei Analiza elementelor climatice implică interacţiunea dintre factorii cosmici şi factorii fizico-geografici regionali şi locali, pentru o perioadă lungă de timp. Radiaţia solar ă, dinamica atmosferică de la latitudinea ţării noastre şi suprafaţa subiacentă, definesc tr ăsăturile climatice ale diferitelor unităţi teritoriale. 1. Radia ţ ia solar ă
Poziţia teritoriului României în plină zonă temperată (extindere latitudinală de 4°38’, de o parte şi de alta a paralelei de 45° latitudine nordic ă) asigur ă un flux radiativ moderat (influen ţat de unghiul de înclinare al fasciculului de raze solare şi opacitatea amosferei), cu diferenţieri regionale semnificative. Variaţia anuală a unghiului de inciden ţă a razelor solare determin ă o durată a zilei mai mare la solstiţiul de var ă faţă de cel de iarnă, cu 7 ore şi 40 minute în nord, în timp ce în sud aceast ă diferenţă este de 6 ore şi 30 minute (Geografia României, vol. I, 1983), fapt ce impune deosebiri în desf ăşurarea proceselor climatice, între cele două extremităţi ale ţării. Cantitatea de energie solar ă se obţine prin măsur ători şi calcule efectuate la staţiile actinometrice (Timişoara, Cluj Napoca, Bucure şti-Afumaţi, Iaşi, Constanţa), vizând următoarele componente ale radia ţiei solare: directă, difuză, globală, reflectată, absorbită, efectivă. Radia ţ ia direct ă este influenţată de unghiul de înălţime a soarelui, opacitatea atmosferei şi unghiul sub care cad razele solare pe suprafa ţa terestr ă. Se remarcă astfel diferenţieri latitudinale şi anotimpuale, dar şi cele impuse în mod special de configura ţia reliefului (prezenţa Carpaţilor): 0,70 cal/cm²·min în interiorul arcului carpatic; 1,11-1,14 cal/cm²·min în aria extracarpatic ă. În condiţii locale favorabile, toamna, în spa ţiile montane înalte (Bucegi), valorile pot dep ăşi 1,2-1,5 cal/cm²·min. Radia ţ ia difuză variază în funcţie de înălţimea Soarelui deasupra orizontului, nebulozitate şi opacitatea atmosferei, având valori mai ridicate la partea inferioar ă a atmosferei, sub nivelul maxim de condensare. Pe parcursul anului, valorile medii cresc de la 0,02-0,03 cal/cm²·min (iarna) la 0,40-0,44 cal/cm²·min (începutul verii). Radia ţ ia global ă depinde de altitudine, latitudine şi poziţia faţă de lanţul carpatic (care influenţează caracteristicile maselor de aer). Ponderea celor dou ă componente (directă şi difuză) variază de la un anotimp la altul: radia ţia difuză reprezintă 65% iarna şi 35% vara.
54
Prezintă cele mai mari valori medii anuale pe litoral şi la gurile Dunării (peste 132,5 kcal/cm²). Câmpia Român ă beneficiază de un potenţial radiativ de peste 125 kcal/cm², Câmpia Banato-Crişană, Subcarpaţii Getici şi de Curbur ă, de 120-122,5 kcal/cm², Podi şul Transilvaniei şi Podişul Moldovei, de 115-117,5 kcal/cm², cele mai mici valori fiind în regiunile de munte, sub 110 kcal/cm² ( Atlas R.S.România, 1972-1979). Radia ţ ia reflectat ă este în funcţie de albedoul suprafe ţei active (vegetaţie, apă, ză padă, clădiri) şi caracteristicile fizice ale atmosferei joase. Iarna, datorit ă stratului de ză padă (culoare deschisă, albedou mare), propor ţiile în care energia solar ă este reflectată ating valori de 60-70%, în timp ce vara acestea scad la 2530% din radiaţia totală. Radia ţ ia absorbit ă creşte în prima parte a anului, de la 40-50% în ianuarie, la 80-85% în martie (din energia solar ă prelucrată de suprafaţa activă), de o mare importanţă în procesul de dezvoltare al vegetaţiei. Radia ţ ia efectivă variază sezonier, de la 0,03 cal/cm²·min în nop ţile de iarnă, la 0,18-0,22 cal/cm²·min vara, influen ţată fiind de opacitatea atmosferei. Bilan ţ ul radiativ reflectă schimbul energetic dintre atmosfer ă şi suprafaţa subiacentă activă şi are valori negative noaptea şi pozitive în timpul zilei. Variaz ă de la -0,07 cal/cm²·min, pe litoral în nopţile de var ă, la peste 0,60 cal/cm²·min, în timpul amiezilor de var ă, pe tot teritoriul ţării (0,78 cal/cm²·min la Constanţa). În concluzie, varia ţiile radiaţiei solare determină diferenţe în evoluţia fenomenelor climatice pe teritoriul României, pe fondul climatului temperatcontinental. 2. Circula ţ ia general ă a atmosferei
Pe baza pozi ţiei şi intensităţii sistemelor barice (centri de presiune mare şi mică), pe teritoriul României se disting patru tipuri principale de circula ţie atmosferică (Topor, Stoica, 1965): vestic ă (după direcţia din care vine), polar ă, tropicală (după originea aerului din locul de pornire) şi de blocare (după efectul pe care-l are asupra altor direc ţii de deplasare), fiecare cu mai multe variante. Circula ţ ia vestică (45% din totalul cazurilor) se realizeaz ă în condiţiile în care deasupra păr ţii de sud a continentului este o arie cu presiune mare, iar în nord o zonă depresionar ă. Iernile sunt blânde, cu ploi şi ză pezi, iar verile au un grad accentuat de instabilitate atmosferic ă (Geografia României , vol. I, 1983). Circula ţ ia polar ă (30%) este legată de extinderea spre Islanda a anticiclonului Azorelor, direcţia predominantă fiind dinspre nord-vest spre sudest. Are uneori şi o direcţie dinspre nord, când dorsala anticiclonului azoric se uneşte cu anticiclonii groenlandez sau scandinav. Ambele variante de circula ţie provoacă r ăciri de primăvar ă-var ă şi toamnă, iar iernile se caracterizeaz ă prin temperaturi foarte coborâte (mai ales în depresiunile intracarpatice), z ă padă şi viscole.
55
Circula ţ ia tropical ă (15%) aduce un exces de c ăldur ă din regiunile tropicale (de sud-vest, dinspre nordul Africii şi vestul Mării Mediterane şi de sudest, dinspre Asia Mică). Se caracterizează prin ierni blânde, cu cantit ăţi mari de precipitaţii şi veri cu vreme instabilă, frecvente averse şi numeroase descărcări electrice (în situaţia unui transport de aer maritim tropical din sud-vest) şi veri cu timp călduros şi secetos (când predomin ă advecţiile de aer fierbinte din sud-est). Circula ţ ia de blocare (10%) se produce când peste Europa se instaleaz ă un regim de presiune ridicată, care deviaz ă perturbaţiile ciclonice ale aerului atlantic spre nordul şi nord-estul Europei. În aceste condi ţii, în Europa Centrală, se menţine o presiune ridicat ă, cu vreme frumoas ă, cer mai mult senin, vara călduroasă şi în cea mai mare parte secetoas ă, iar iarna mohorâtă, dar cu precipitaţii reduse. Influenţa Carpaţilor asupra circulaţiei atmosferice se impune prin perturbarea dezvoltării pe mari dimensiuni a proceselor atmosferice, modificarea traiectoriilor ciclonilor şi anticiclonilor, deformarea fronturilor atmosferice (Geografia României , vol. I, 1983), punându-se în eviden ţă rolul de baraj orografic şi etajarea climatică. Principalii centri barici ce influenţează diferit teritoriul României sunt reprezentaţi prin: anticiclonii azoric, ruso-siberian, groenlandez, scandinav, nordafrican şi ciclonii islandez, mediteraneeni, arab, care ac ţionează cu o frecvenţă mai mare sau mai mic ă. Anticiclonul azoric, care determină circulaţia vestică, este activ tot timpul anului, fiind o component ă secundar ă estică a marelui anticiclon atlantic. Este centrat pe insulele Azore (20-40° latitudine nordic ă), de unde în timpul verii se deplasează către nord, spre Scandinavia şi către est, peste Marea Mediteran ă. Este alimentat continuu cu aer cald subtropical, prin partea de mijloc a atmosferei. Ciclonul islandez se formează în nordul Atlanticului (sud-vestul Islandei) sau în mările polare, de unde migreaz ă spre această arie. Acţionează simultan cu anticiclonul azoric, fiind foarte activ şi extins iarna, când poate ocupa tot Atlanticul de nord, dar mai restrâns vara, când este împins mult spre nord şi influenţa sa se resimte foarte pu ţin. Masele de aer polar determin ă temperaturi scăzute, nebulozitate şi averse vara (Posea, 2004). Anticiclonul ruso-siberian se impune în sezonul rece (septembrie-martie), prin aer rece şi uscat deasupra nord-estului Europei. Când înainteaz ă mult spre sud-vest, se întâlne şte cu ciclonii mediteraneeni deasupra M ării Negre, determinând căderi abundente de z ă padă şi viscole în sud-estul şi estul ţării. Ciclonii mediteraneeni se formează în partea central-vestică a Mării Mediterane, la contactul aerului polar cu cel tropical, frecvent iarna. Provoac ă schimbări ale vremii şi precipitaţii bogate în sudul ţării. Anticiclonii groenlandez şi scandinav, cu o frecven ţă mai mare în anotimpul cald, produc schimb ări bruşte de vreme, cu înghe ţuri timpurii şi târzii.
56
Anticiclonul nord-african aduce aer tropical şi praf, determinând vreme cald ă, timp senin, cu fenomene orajoase, în sudul şi sud-vestul ţării (adesea cad precipitaţii, când transport ă umezeal ă de deasupra Mediteranei). Ciclonul arab are o influenţă redusă, imprimând o direc ţie estică circulaţiei aerului. 3. Suprafa ţ a subiacent ă activă
Suprafaţa terestr ă, cu toate particularităţile ei (relief, vegetaţie, roci, sol, reţea hidrografică, aşezări), devine factor climatogen, influen ţând distribuţia elementelor climatice. Relieful este cel mai important factor geografic, determinând o mare variabilitate regională şi locală în caracteristicile climatice, reflectată în separarea regiunilor climatice şi topoclimatice. În primul rând, prezenţa lanţului carpatic pune în eviden ţă rolul de barier ă climatică, cu diferenţieri semnificative în aspectul vremii de o parte şi de alta a Carpaţilor. Carpaţii Orientali şi Meridionali limitează acţiunea maselor de aer maritim, dinspre vest şi sud-vest (deteminând un regim climatic mai moderat în Câmpia şi Dealurile Banato-Crişene, Munţii Apuseni şi Podişul Transilvaniei, cu nebulozitate mare şi precipitaţii relativ abundente) şi a maselor de aer estic (favorizând în estul şi sudul ţării un climat mai continental, cu amplitudini termice mari, nebulozitate mai redus ă, precipitaţii puţine, frecvente fenomene de uscăciune şi secetă). Altitudinea reliefului determină etajarea proceselor şi fenomenelor climatice. Astfel, temperatura medie anual ă a aerului scade cu 0,5-0,7ºC/100 m, umezeala relativă medie anuală creşte cu 1-1,5%/100 m, nebulozitatea medie anuală creşte cu 0,1 zecimi/100 m, precipita ţiile medii anuale cresc cu 70-100 mm/100 m (Geografia României, vol. I, 1983). Expozi ţ ia versan ţ ilor faţă de circulaţia generală a atmosferei şi faţă de radiaţia solar ă, determină diferenţe semnificative. Astfel, versan ţii cu expunere vestică şi nord-vestică înregistrează precipitaţii mai multe (cu 100 mm), umezeal ă mai ridicată (cu 2-4%) şi nebulozitate mai mare (cu 0,4-1,0 zecimi), decât cei cu expunere estică şi sud-estică, unde au loc şi procese de föhn, legate de înc ălzirea adiabatică a aerului ( Atlas R.S.România , 1972-1979). Pe de alt ă parte, versanţii cu expunere sudic ă (însoriţi) primesc o cantitate mai mare de energie solar ă, faţă de cei cu expozi ţie nordică (umbriţi), impunând diferenţe altimetrice (150-200 m) în distribuţia izotermelor şi durata stratului de ză padă (circa o lună). V ăile şi culoarele de vale principale (defileul Dunării, valea Oltului) canalizează masele de aer în lungul lor, favorizând o mai bun ă ventilare a aerului şi o creştere a turbulenţei atmosferice, cu influenţe în uniformizarea elementelor climatice şi dispersia mai rapidă a poluanţilor industriali (Bogdan, 1994). Depresiunile intramontane determină apariţia inversiunilor de temperatur ă (temperaturile minime absolute din ţara noastr ă s-au înregistrat în aceste spa ţii –
57
Braşov, Ciuc, Giurgeu, şi nu pe cele mai înalte culmi carpatice) şi valorilor mari ale calmului atmosferic (Petroşani, 70%). Vegeta ţ ia ia impune modificări proceselor şi elementelor climatice, în funcţie de tipul formaţiunilor (forestiere sau ierboase), densitatea plantelor, speciile caracteristice, stadiul vegetativ, coronamentul arborilor şi desimea frunzelor. La nivelul superior al vegeta ţiei se formează cea de-a doua suprafa ţă activă, unde sunt re ţinute 80% din energia solar ă şi 15-20% din cantitatea de precipitaţii. P ădurea se caracterizeaz ă printr-un topoclimat aparte (regim moderat termic, umezeală mare a aerului, strat de z ă padă relativ uniform distribuit, calm atmosferic predominant), dar, în acela şi timp, se constituie într-un obstacol în direcţia maselor de aer, dezvoltându-se şi o circulaţie locală de tip briză. Suprafe ţ ele ele acvatice induc modificări climatice locale, prin evapora ţie intensă şi inversiuni termice (Bogdan, 1993), vizibile în temperatura aerului, umezeală, frecvenţa ceţii. Marea Neagr ă îşi exercită influenţa asupra unei fâ şii de 20-25 km de-a lungul litoralului, printr-un regim termic moderat (cele mai reduse amplitudini termice din ţar ă) şi o circulaţie locală de tip briză. Umezeala mare a aerului determină apariţia inversiunilor de temperatur ă şi formarea curen ţilor descendenţi, care destramă norii, rezultând timp senin şi precipitaţii reduse cantitativ. De asemenea, Marea Neagr ă funcţionează şi ca arie de ciclogenez ă, influenţa sa extinzându-se pân ă la Carpaţii de Curbur ă. Aşez ările umane modifică substanţial unii parametri climatici. Prin construcţii înalte, zone industriale, trama stradal ă, circulaţia autovehiculelor, se constituie în arii arii topoclimatice aparte. aparte. Temperatura Temperatura medie a aerului este cu 11,5°C mai mare, frecven ţa calmului atmosferic este dubl ă, intensitatea vântului este micşorată cu 1,5-2,5 m/s, umezeala aerului este mai sc ăzută în partea central ă a oraşelor comparativ cu împrejurimile acestora (Dumitrescu, ( Dumitrescu, 1976).
4.2. Principalele caracteristici climatice 4.2.1. Temperatura Diversitatea condiţiilor fizico-geografice şi influenţa Carpaţilor impunparticularităţi distincte în distribuţia valorilor temperaturii aerului pe teritoriul României. Temperatura medie anual ă variază pe un ecart de peste 13ºC. Valorile cele mai ridicate, de peste 11ºC, se întâlnesc în sudul Câmpiei Române, de-a lungul Dunării, pe litoralul Mării Negre şi în Delta Dunării. În restul Câmpiei Române, Câmpia Banato-Cri şană şi cea mai mare parte a Dobrogei, temperatura se menţine între 10 şi 11ºC. În regiunile de deal şi podiş, temperatura oscileaz ă
58
între 6 şi 10ºC, iar în regiunile muntoase scade accentuat, ajungând ca izoterma anuală de 0ºC să fie întâlnită la altitudinea de 2000 m în Carpa ţii Meridionali şi la 1800-1850 m în Carpa ţii nordici. Pe marile în ălţimi din masivele Bucegi, F ăgăraş, Retezat, valorile sunt chiar sub -2ºC. V ăile adânci (Jiu, Buzău, Trotuş, Bistriţa, Arieş) şi depresiunile intramontane (Braşov, Maramureş) au temperaturi în jur de 7ºC. Se observă în acelaşi timp că valorile medii anuale sunt mai sc ăzute în nordul ţării cu circa 2-3ºC în comparaţie cu sudul şi cu circa 1ºC pe versan ţii cu expunere nordic ă faţă de cei sudici. Interacţiunea circulaţiei atmosferice cu particularit ăţile suprafeţei active scoate în eviden ţă diferenţe semnificative în varia ţia temperaturii medii lunare. În luna ianuarie, în regiunea de câmpie din estul şi sud-estul ţării, sub influenţa advecţiei maselor de aer rece, continental, temperatura aerului este de 3…-2ºC, iar în Câmpia Banato-Cri şană şi sud-vestul Câmpiei Române, unde sunt advecţii de aer cald, temperatura aerului este de -2…-1ºC. În Dobrogea şi pe litoralul Mării Negre, se remarc ă valorile cele mai ridicate, peste 0ºC, datorit ă rolului moderator al Mării Negre (la Mangalia, sunt cele mai mari temperaturi medii din ţar ă). Sunt evidente diferenţe între vestul ţării (sud-vestul Câmpiei Române şi Câmpia Banatului), cu temperaturi mai ridicate cu 1-2ºC, comparativ cu estul Câmpiei Române, datorit ă barajului Carpaţilor Orientali în calea maselor de aer. În Subcarpaţi, se înregistreaz ă temperaturi cu 1-2ºC mai ridicate decât câmpia, unde au loc frecvente inversiuni termice. Regiunile montane sunt delimitate de izoterma de -6ºC. Temperaturile scad altitudinal, astfel c ă pe vârfurile cele mai înalte ajung la -10…-8ºC (chiar sub -10ºC, la peste 2500 m, în Bucegi, Făgăraş, Parâng, Retezat). Îns ă, în masivele de peste 2000 m altitudine, cea mai scăzută temperatur ă se produce în luna februarie (datorit ă echilibr ării mai târzii a temperaturii solului şi aerului), când se ating, de asemenea, valori sub 10ºC. Iarna, sunt frecvente inversiunile de temperatur ă, specifice depresiunilor intracarpatice (Neamu et al , 1968), unde se întâlnesc temperaturi mai sc ăzute decât pe culmile carpatice. De exemplu, la 14 ianuarie 1965, în Depresiunea Braşov, temperatura înregistrat ă era de -23,2ºC, pe când la Vârful Omu, la aceea şi or ă, se înregistrau numai -14,2ºC (Mihai, 1975). În luna iulie, temperaturi de peste 23ºC se g ăsesc doar pe o fâ şie îngustă în sudul ţării, de-a lungul Dun ării. În general, regiunile de câmpie înregistreaz ă valori termice de peste 20ºC (22-23ºC în Câmpia Român ă, 20-21ºC în Câmpia Banato-Crişană). În dealuri şi podişuri, temperatura scade lent, sub 20ºC, izoterma i zoterma de 16ºC delimitând baza arcului carpatic. În regiunea de munte, sc ăderea temperaturii aerului este mult mai rapidă, ajungând la nivelul celor mai înalte vârfuri la mai puţin de 6ºC (5,3ºC la Vârful Omu).
59
Amplitudinea medie anual ă, expresie a gradului de continentalism, atinge
valori maxime de peste 25ºC în Câmpia Român ă şi bazinele inferioare ale Siretului şi Prutului. În Dobrogea, Podi şul Transilvaniei şi Podişul Moldovei, valorile depăşesc 23ºC, iar în Câmpia Banato-Cri şană şi în lungul litoralului 22ºC. Cu creşterea altitudinii, amplitudinea scade treptat, de la 20-21ºC în regiunea subcarpatică, la sub 17ºC pe culmile montane. Varia ţ iile iile de lung ă durat ă ale temperaturii anuale eviden ţiază abateri maxime de 2-2,5ºC (abateri medii negative de -0,1…-0,2ºC în nordul şi centrul ţării, dar pozitive de 0,2-0,4ºC în partea de sud-est) fa ţă de media multianual ă. Dea lungul anilor, se remarc ă, în luna ianuarie, înc ălzirea din deceniul 1914-1923, de 2-2,5ºC, precum şi r ăcirile accentuate din deceniile 1888-1897 (-1,5ºC în nord şi 2,9ºC în sud) şi 1938-1947 (-1,5ºC în nord-vest şi -2,5ºC în est şi sud); în iulie, se conturează încălzirea din deceniul 1931-1940 (0,5-1,1ºC) şi r ăcirea din deceniul 1977-1986, cu abateri negative de 0,8-1,5ºC. Pe baza valorilor actuale, este posibilă o tendinţă generală de încălzire, cu 0,1-0,7ºC (Iliescu, 1994). Temperaturile medii zilnice înregistrează variaţii mai mari iarna (peste 1ºC) şi mai mici vara (sub 1ºC). În ianuarie, valorile oscileaz ă între -6ºC la câmpie şi -12ºC în regiunea montan ă, iar în iulie, între 23ºC în regiunile joase şi 7ºC în cele de munte, cu mari varia ţii neperiodice de la un an la altul. Prima zi cu temperaturi medii zilnice peste 0ºC se plaseaz ă înainte de 11 februarie pe litoral şi în sud-vestul Banatului şi mai târziu în restul ţării, până după 1 mai în etajul alpin. Ultima zi cu temperaturi medii zilnice peste 0ºC apare la sfâr şitul lunii octombrie pe înălţimile carpatice şi chiar în primele zile ale lunii ianuarie pe litoral. Durata medie anual ă a intervalului cu temperaturi medii zilnice peste 0ºC difer ă de la 325 zile în Delta Dun ării şi pe litoral, la sub 150 zile în regiunile montane înalte. Suma anual ă a temperaturilor medii zilnice pozitive scade cu cre şterea altitudinii, de la peste 4200ºC în lungul Dun ării, la sub 600ºC la peste 2500 m altitudine ( Atlas R.S.România , 1972-1979). Temperaturile extreme sunt dependente de advec ţiile frecvente de aer cald sau rece, având repercursiuni negative asupra organismului uman şi activităţilor economice. Temperaturile maxime înregistrate au dep ăşit 41-42ºC în Câmpia Român ă, 39-40ºC în Câmpia Banato-Cri şană, 37-39ºC în Podi şul Moldovei, Podi şul Transilvaniei, Subcarpa ţi şi 22ºC pe culmile montane de peste 2500 m. Maxima absolută a fost de 44,5ºC, înregistrat ă la 10 august 1951, la Ion Sion (concomitent cu 44ºC la Valea Argovei şi Amara-Slobozia), în estul Câmpiei Române. Temperaturile minime ating valori de sub -30ºC, aproape pe întreg teritoriul ţării, excepţie f ăcând litoralul, Banatul şi par ţial Subcarpaţii, unde coboar ă sub -28ºC. Minima absolut ă, –38,5ºC, s-a înregistrat la 24 ianuarie 1942 la Bod (Depresiunea Bra şov), alături de -38,4ºC, la 14 ianuarie 1985, la Miercurea
60
Ciuc, -38ºC, la 18 ianuarie 1963, la Joseni şi -38ºC, 10 februarie 1929, la Vârful Omu (Bogdan. Niculescu, 1999). Frecven ţ a zilelor cu diferite temperaturi caracteristice prezintă o importanţă practică deosebită. Zilele cu înghe ţ totalizează 60 pe litoral, 95-100 în regiunile de câmpie din sud şi vest, valorile crescând cu altitudinea, dep ăşind 260 anual la peste 2500 m. Zilele de iarnă înregistrează valori sub 15 pe litoral, 20-35 în Câmpia Română, Câmpia Banatului, Câmpia Moldovei şi depresiunile intracarpatice, peste 155 anual pe cele mai înalte vârfuri montane. Zilele de var ă se produc din martie pân ă în octombrie şi totalizează peste 100 în Câmpia Română, sub 50 pe litoral, sc ăzând cu altitudinea, astfel c ă lipsesc la marile înălţimi. Zilele tropicale se produc din mai pân ă în septembrie, ca urmare a advecţiilor de aer foarte cald: 35-40 în Câmpia Română, 20-30 în Câmpia BanatoCrişană, sub 10 în depresiunile intracarpatice.
4.2.2. Precipitaţiile Poziţia geografică a ţării noastre în partea central ă a Europei şi prezenţa Carpaţilor, impun diferenţieri în distribuţia teritorială a precipitaţiilor atmosferice (lichide şi solide). Cantit ăţ ile anuale de precipita ţ ii sunt repartizate neuniform pe principalele trepte de relief, dar, în ansamblu, se remarcă o diminuare a acestora de la vest (600 mm) la est (sub 400 mm). Cele mai mari valori sunt în regiunea muntoas ă, unde au dep ăşit 1200 mm (pe versanţii orientaţi spre vest şi nord se înregistreaz ă cu 100-200 mm mai mult decât pe cei orienta ţi spre est şi sud). Pe versan ţii vestici ai Munţilor Apuseni, la Stâna de Vale (1100 m altitudine), se înregistreaz ă polul ploilor din ţara noastr ă – 1600 mm. Datorită rolului de baraj orografic al Carpa ţilor, cantităţi mai mari se înregistrează în jumătatea nord-vestică a ţării, sub influenţă oceanică (550-650 mm în câmpie şi 700 mm în regiunile de deal) şi mai reduse în sud-est (550 mm în câmpie şi 600-700 mm în regiunea deluroas ă), sub influenţa aerului continental (Geografia României , vol. I, 1983). În Podişul Transilvaniei, mediile anuale variaz ă între 600 şi 800 mm. În ariile cu föhn, cantităţile de precipitaţii se reduc semnificativ: Subcarpa ţii Curburii (470-480 mm), culoarul Turda-Alba Iulia-Deva (480-510 mm), Podi şul Mehedinţi (600 mm). Cele mai reduse cantităţi se întâlnesc pe litoral (300-400 mm) şi în sectorul maritim al Deltei Dunării (sub 300 mm), unde suprafeţele mari cu ap ă favorizează formarea curenţilor descendenţi şi destr ămarea norilor ( România. Mediul şi re ţ eaua electrică de transport. Atlas geografic , 2002).
61
Regimul multianual al precipitaţiilor cunoaşte mari varia ţ ii neperiodice, care evidenţiază perioade excedentare sau deficitare. Cele mai mari cantit ăţi s-au înregistrat în anii cu predominarea activit ăţii ciclonice şi frontale, la scara întregii ţări (1897, 1912) sau numai regional, anii 1969, 1970, 1971, 1972 în Câmpia Română (Gâştescu et al , 1979), 1970, 1974, 1995 în Depresiunea Transilvaniei (Sorocovschi et al , 2002), 1924, 1941, 1969, 1975 în Carpa ţii şi Subcarpaţii Getici, 1908, 1933, 1940, 1955, 1991 în Moldova (Niculescu, 1997). Cele mai mici cantităţi s-au înregistrat în anii cu circula ţie predominant anticiclonică: 1896, 1904, 1907, 1934, 1945, 1946, 1948, 1953 (Topor, 1964), iar mai recent 1992, 1998, 2000, când precipita ţiile căzute au reprezentat între un sfert şi jumătate din media multianual ă (intensitatea maximă în 1945-1946). Cantit ăţ ile semestriale de precipita ţ ii se diferenţiază, astfel că, din cantitatea medie anual ă, circa 2/3 se realizeaz ă în sezonul cald (aprilie-octombrie). Repartiţia lor teritorială urmăreşte aceleaşi legi de variaţie: cresc de la est la vest şi în altitudine. Cantit ăţ ile lunare de precipita ţ ii sunt repartizate neuniform în timpul anului. Maximul pluviometric se înregistreaz ă în intervalul mai-iunie (şi iulie în spaţiul montan), când dorsalele anticiclonului azoric antreneaz ă ciclonii oceanici. Minimul pluviometric se înregistrează în februarie-martie şi se datoreaz ă frecvenţei mai mari a aerului continental. În regiunile cu influen ţe submediteraneene, mai apar un maxim secundar (octombrie-noiembrie) şi un minim secundar (august-septembrie). Cele mai mari cantităţi lunare de precipitaţii sunt de 200-300 mm (uneori peste 500 mm) şi provin din averse puternice de natur ă frontală sau convectivă, iar cele mai mici cantităţi lunare se pot înregistra în tot cursul anului, fiind sub 10 mm (în câmpie şi dealuri) sau 20 mm (mun ţi). Absenţa totală a precipitaţiilor genereaz ă secetele (Bogdan, Niculescu, 1999). Unele luni sunt deficitare pluviometric, frecvent prim ăvara (martie 1929, 1948, 1953), toamna (septembrie 1903, 1953) şi vara (iulie-august 1946, 1992), că pătând o importanţă deosebită prin diminuarea semnificativă a producţiei agricole. Recordul de 19 luni consecutive deficitare pluviometric (din mai 1945 până în decembrie 1946) a fost la Iazu, în B ăr ăganul Central (Bogdan, 1980). Varia ţ iile de lung ă durat ă ale precipita ţ iilor se încadrează în anumite cicluri (de aproximativ 40 de ani). Se remarc ă intervalele cu ani foarte ploio şi (1876-1885, 1910-1919, 1932-1941, 1966-1975), cu cele mai mari abateri fa ţă de „normală”, de 65,2-171,3 mm, ca şi cele cu ani foarte seceto şi (1902-1911, 19421951, 1983-1992), când abaterile negative cele mai mari au fost de 70-174 mm. În ceea ce priveşte cantităţile anotimpuale de precipitaţii, se observă: perioadele ploioase din intervalele 1878-1887 (vara), 1936-1945 (toamna), 19621971 (iarna) şi 1970-1979 (primăvara); secetele din perioadele 1971-1980 (iarna), 1945-1954 şi 1981-1990 (primăvara), 1943-1952 (vara) şi 1982-1991 (toamna).
62
Scăderea cantităţilor de precipitaţii mai ales dup ă deceniul 1976-1985, se înscrie într-o anumită variabilitate naturală. Ca urmare, în prezent, se observ ă o tendinţă de creştere a valorilor medii (Iliescu, 1996). Cantit ăţ ile maxime de precipita ţ ii în 24 de ore au un rol important în generarea proceselor de eroziune şi alunecare, provocând nu de pu ţine ori inundaţii. Frecvenţa cea mai mare (40%) o au cantit ăţile de 100-130 mm; urmează valorile de sub 100 mm (30%) şi cele de peste 150 mm (6,5%). Cele mai mari cantit ăţi în 24 de ore au fost: 530,6 mm la 29 august 1924, C.A. Rosetti în Delta Dun ării; 348,9 mm, la 26 iunie 1925, Ciupercenii Vechi în Oltenia; 306,0 mm, la 19 iunie 1924, Fundata în Culoarul Ruc ăr-Bran; 280,4 mm, la 16 iunie 1938, Cârlibaba în Culoarul Bistri ţei moldoveneşti. Durata şi intensitatea ploilor evidenţiază o mare variabilitate temporal ă şi spaţială, în funcţie de direcţia de deplasare a maselor de aer şi poziţia arcului carpatic. Astfel, ploile cu durata cea mai mare (peste 190 minute) se produc în vestul şi nordul ţării, iar cele cu durata cea mai mic ă (sub 150 minute) apar în regiunile cu manifestări föhnale sau advec ţii de aer continental. Intensitatea medie a ploilor este de 0,04 mm/min, intensitatea maxim ă are valori de 0,20-0,35 mm/min, iar cea maxim ă absolută este de 6 mm/min, în regiunile de câmpie (Dragot ă, Bălteanu, 1999). Ploile toren ţ iale variază teritorial în funcţie de altitudine, forma de relief, poziţia Carpaţilor, condiţii locale şi timp, fiind însoţite uneori şi de grindină. Intensitatea scade treptat cu altitudinea pân ă la valori sub 3 mm/min în regiunile montane (cea mai intens ă ploaie s-a produs la Viziru, la 27 mai 1939, cu o intensitate medie de 6,63 mm/min). Durata cea mai mare (peste 4 ore) o au ploile torenţiale de origine frontal ă, însă intensitatea lor scade brusc, sub 0,20 mm/min. Cantitatea de precipita ţ ii cea mai mare se înregistreaz ă în timpul ploilor de origine frontală (peste 120 mm), în timpul unor averse cu durata de peste dou ă ore, dar şi în cazul ploilor cu caracter local (B ăr ăgan, Câmpia Olteniei), cu durate de până la 60 minute (Bogdan, Niculescu, 1999). Numărul de zile cu diferite cantit ăţ i de precipita ţ ii variază foarte mult teritorial, crescând în general cu altitudinea. Astfel, cel mai mare num ăr mediu anual de zile cu precipita ţii se înregistrează la 1700-1800 m înălţime, la nivelul plafonului maxim de condensare. Se remarc ă 140-180 zile cu precipitaţii peste 0,1 mm în spaţiul montan, 100-135 zile în dealuri şi podişuri, 90-115 zile în câmpii şi doar 70-85 zile pe litoral. Iarna, precipitaţiile cad mai ales sub form ă de ninsoare. Data medie de producere a primei ninsori corespunde datei când temperatura scade sub 2ºC, iar a ultimei ninsori când depăşeşte 5°C (Clima R.P.Române, vol. I, 1962). Numărul mediu anual de zile cu ninsoare este diferit de la o regiune la alta: 10-12 zile pe litoral, 15-20 zile în câmpii, 20-30 zile în dealuri şi podişuri, peste
63
40 zile în munţi (chiar peste 100 zile pe marile înălţimi). De-a lungul timpului, s-a înregistrat o mare variabilitate anual ă. Faţă de primele ninsori, stratul de ză pad ă apare ca dat ă medie cu circa două să ptămâni mai târziu (Clima R.P.Române, vol. I, 1962). Numărul mediu anual de zile cu strat de z ă padă este sub 25 zile pe litoral, 50 zile în B ăr ăgan, 6575 zile în regiunile de dealuri şi peste 100 zile în ariile montane.
4.2.3. Vântul Pe teritoriul României, caracteristicile vântului depind de particularit ăţile circulaţiei generale a atmosferei şi configuraţia reliefului (Carpaţii au rol dominant în modificarea şi canalizarea direcţiei maselor de aer). Deasupra crestelor montane (la altitudini de peste 2500 m) predomin ă vânturile din direcţie vestică, cu o frecvenţă de 67%. La altitudini mai joase, circulaţia generală este influenţată de orientarea văilor şi culoarelor de vale, desf ăşurarea culmilor montane secundare, astfel c ă ponderea circulaţiei vestice este de 60-65%, la 1800 m. În interiorul arcului carpatic, direc ţia vântului dominant este diferit ă regional. Astfel, în Podişul Someşan, vântul predominant este cel din nord-vest, în Câmpia Transilvaniei şi Podişul Târnavelor din nord şi nord-est (datorită modificării circulaţiei aerului de către versantul vestic al Carpa ţilor Orientali), în Culoarul Or ăştie-Aiud din sud-vest. În regiunile extracarpatice, direc ţia dominantă a vântului este influen ţată de orientarea culmilor carpatice. În estul Carpa ţilor Orientali, predomină vânturile dinspre nord-vest şi nord, iar la Curbur ă, vânturile dinspre nord-est. În sudul Carpaţilor Meridionali, se face tranzi ţia spre direcţia nord-vestică, iar în vestul Carpaţilor Occidentali, domină vânturile dinspre sud-est şi sud. În Câmpia Banato-Crişană, predomină vânturile de sud, sud-est şi est, iar în Câmpia Român ă, cele de vest şi est, cu unele modificări la cele două extremităţi (dinspre nord-vest şi nord-est). În Dobrogea şi pe litoral, domină vânturile de vest şi nord-vest, iar în Delta Dun ării, cele de nord şi sud. Viteza vântului este în funcţie de rugozitatea suprafe ţei terestre, orientarea reliefului şi altitudine. Astfel, pe platoul Ceahl ăului (1850 m), viteza medie este de 10,4 m/s, pe versantul nordic este de 4 m/s, iar la baza acestuia scade la 1,8 m/s (Geografia României, vol. I, 1983). În spaţiul montan, viteza medie anual ă a vântului este cuprinsă între 8,0 şi 10,5 m/s (pe cele mai mari în ălţimi carpatice, la peste 2000 m), 4 m/s pe platourile montane, 2-3 m/s pe versan ţii adă postiţi şi sub 1 m/s în depresiunile intramontane. În Depresiunea Transilvaniei, arie relativ ad ă postită, viteza medie a vântului este de 1,6-2,5 m/s, în podi şurile piemontane extracarpatice şi Podişul
64
Moldovei 3-4 m/s, în Câmpia Român ă 4 m/s, în Câmpia Banato-Cri şană 3 m/s şi 4-5 m/s pe litoral (cu viteze mai mari la gurile Dun ării, 7 m/s). Poten ţ ialul energetic eolian al României se diferen ţiază pe treptele de relief, fiind mai ridicat pe litoral şi pe înălţimile carpatice. Pentru a putea fi utilizate, vitezele vânturilor active trebuie s ă depăşească 3 m/s. Deşi vânturile cu viteze energetice de peste 10 m/s cumuleaz ă frecvenţe de 1600 ore/an, pe cele mai mari înălţimi carpatice şi la gurile Dunării, un impediment major în valorificarea acestora este reprezentat de regimul eolian neuniform.
Fig. 11. Regimul eolian (Geografia României, vol. I, 1983)
Perioadele cu calm atmosferic variază teritorial. Astfel, cea mai redusă frecvenţă se înregistrează pe marile înălţimi (9%) şi pe litoralul Mării Negre (13%), unde vânturile sunt dominante. Valori mai mari se întâlnesc în regiunile extracarpatice estice (20-35%), în sud-vestul Câmpiei Române (35-45%), în Podişul Transilvaniei (45-55%). Cea mai mare frecven ţă (60-80%) se realizează în depresiunile intracarpatice: Ciuc (60%), Baraolt (64%), Giurgeu (65%), Ha ţeg (70%), Loviştei (75%). În afar ă de vânturile dominante, care depind de circula ţia generală a atmosferei, pe teritoriul ţării se produc şi vânturi locale. Unele au o periodicitate zilnică, depinzând de înc ălzirea inegală a diferitelor tipuri de suprafeţe (brizele), iar altele sunt dependente de circula ţia atmosferică (föhnul, crivăţul, austrul), acţionând regional, într-un anumit anotimp sau stare climatic ă specifică.
65
Vânturile de munte-vale (brizele de munte) se manifest ă dinspre regiunile joase spre cele înalte, în timpul zilei, iar noaptea sub form ă de flux descendent. Pe timp senin, ating o frecvenţă de 80-90%, pe valea Bistriţei, la ieşirea din spaţiul montan (Mihăilescu, 1975). Brizele marine se produc datorită contrastelor termice dintre suprafa ţa uscatului şi a Mării Negre. Ca direcţie, ziua, se manifest ă dinspre mare spre uscat (între orele 10 şi 20), iar noaptea dinspre uscat spre mare (între orele 23 şi 8), cu mici perioade de relativ calm (Neac şa et al , 1974). Fenomene de briz ă se produc şi în împrejurimile marilor bazine acvatice, fiind întâlnite în lungul Dun ării (Geografia văii Dunării române şti, 1969) şi a marilor oraşe (Gugiuman, Cotr ău, 1975; Erhan, 1979). Föhnul este un vânt cald şi uscat, care se formeaz ă pe versanţii opuşi (adă postiţi) faţă de circulaţia maselor de aer din vest şi sud-vest. Are cea mai mare pondere la exteriorul Carpaţilor şi Subcarpaţilor de la Curbur ă, nordul Munţilor Făgăraş (denumit Vântul Mare), depresiunile din Munţii Banatului (denumit Co şava), sud-estul Munţilor Apuseni. Crivăţ ul este un vânt puternic, foarte rece şi uscat, dezvoltat la contactul dintre periferia dorsalei anticiclonului siberian cu o depresiune situat ă în Peninsula Balcanică sau estul Mării Mediterane. Bate iarna, din direc ţie nordestică, în regiunile din sud-estul şi estul României. Uneori viteza vântului ajunge la 120 km/h şi se asociază cu viscole puternice, provocând geruri mari, spulberarea şi troienirea ză pezii, ruperi de arbori, distrugeri ale conductorilor aerieni. Nemira este o variant ă a Crivăţului, care pătrunde pe valea Oituzului şi afectează culoarul depresionar Giurgeu-Ciuc-Bra şov, manifestându-se ca un vânt foarte violent. Austrul este un vânt uscat, cu direc ţie sudică, sud-vestică şi vestică, care bate în toate anotimpurile în regiunile din sudul ţării. Apare la periferia nordică a anticiclonilor din Peninsula Balcanic ă, în condiţiile existenţei unui minim barometric în Transilvania. Iarna determin ă scăderi accentuate ale temperaturii, iar primăvara şi vara o usc ăciune pronunţată. Bălt ăre ţ ul este un vânt umed, specific b ălţilor Dunării, având originea în ciclonii din Marea Neagr ă şi Marea Mediterană. Se manifestă primăvara şi vara, provocând ploi de scurt ă durată. Munteanul este un vânt înregistrat la curbura Carpa ţilor; bate dinspre Munţii Buzăului spre Băr ăgan, din direcţie nord-vestică. Generează precipitaţii cu caracter torenţial şi căderi de grindină. Suhoveiul afectează sudul şi estul ţării, în perioada cald ă a anului, fiind fierbinte şi uscat. Poate fi asociat cu furtuni de praf , provocând eroziunea solului, creşterea deficitului de umezeal ă din sol şi pierderea recoltelor. Frecven ţa medie anuală este de 4-6 zile în sudul Moldovei şi Câmpia Română, unde este cunoscut
66
sub numele de S ăr ăcil ă, Traist ă goal ă sau Traist ă-n băţ şi 2 zile în Dobrogea, unde este denumit Vântul negru.
4.3. Regionarea climatic ă Pe fondul climatului temperat-continental de pe teritoriul României, se pun în evidenţă diferenţieri regionale în repartiţia elementelor climatice, influenţate de sistemele barice şi de etajarea reliefului. Ca urmare, în literatura de specialitate, se delimiteaz ă mai multe sectoare de provincie climatică, dacă regionarea se bazeaz ă pe criteriul influenţelor climatice exterioare (oceanice, submediteraneene, de tranzi ţie, de ariditate, baltice, pontice), impuse de circula ţia generală a atmosferei şi de regiuni climatice (litoral, câmpie, deal, munte), dac ă se porneşte de la criteriul influenţei orografice, adică particularităţile suprafeţei active. Configuraţia Carpaţilor diferenţiază areale cu anumite particularit ăţi ale circulaţiei atmosferice, astfel că la nivelul teritoriului ţării se resimt următoarele tipuri de influen ţ e climatice (Geografia României, vol. I, 1983): - influen ţ ele oceanice (vestice) sunt caracteristice regiunilor nord-vestice şi centrale ale ţării (Depresiunea Transilvaniei, Câmpia şi Dealurile CrişanoSomeşene, Munţii Apuseni). Sunt frecvente advec ţii ale aerului temperat-maritim, care determină cantităţi mai mari de precipita ţii (un maxim principal în mai-iunie şi un maxim secundar în decembrie). Iarna, au loc p ătrunderi frecvente ale aerului rece din nord-vest (produse de anticiclonii azoric şi scandinav) şi ale aerului mai cald (prin intermediul ciclonilor mediteraneeni). - influen ţ ele submediteraneene (sud-vestice) se suprapun Câmpiei şi Dealurilor Banatului, Munţilor Banatului, vestului Carpaţilor Meridionali, Podişului Mehedinţi, Platformei Strehaei şi Câmpiei Olteniei. Sunt caracteristice advecţii frecvente de aer cald din sud-vest (transportat de ciclonii mediteraneeni), care determină ierni blânde. Precipitaţiile înregistrează un maxim principal în maiiunie şi unul secundar în decembrie. - influen ţ ele de tranzi ţ ie de la cele oceanice şi submediteraneene la cele continentale, se extind în partea central-sudic ă a ţării (Podişul şi Subcarpaţii Getici, Câmpia Română până la est de Bucureşti). Advecţiile de aer temperatmaritim din vest şi nord-vest alternează cu cele ale aerului continental din est şi sud-est. Precipitaţiile scad treptat spre est. Iarna, alterneaz ă advecţii de aer cald din sud-vest cu cele din est. - influen ţ ele de ariditate (continentale) se resimt în sud-estul şi estul ţării (estul şi nord-estul Câmpiei Române, Dobrogea, centrul şi sudul Podişului Moldovei, Subcarpaţii dintre Bistriţa şi Dâmboviţa). Invaziile de aer foarte rece (origine polar ă sau arctică) determină îngheţuri, brume şi ninsori, la începutul şi
67
sfâr şitul sezonului rece. În sezonul cald, advec ţiile de aer fierbinte (origine tropicală) impun cantităţi reduse de precipitaţii, cu secete frecvente. - influen ţ ele baltice (nord-vestice) se manifestă în Podişul Sucevei, sectorul nordic al Culoarului Siretului, Obcinele Bucovinei. Invaziile de aer temperat-continental (polar şi arctic) determină nebulozitate mare şi precipitaţii abundente, în timp ce advec ţiile de aer foarte rece din timpul iernii produc sc ăderi accentuate ale temperaturii. - influen ţ ele pontice apar în lungul litoralului, fiind specifice advec ţii de aer cald şi umed din sud-vest, generate de ciclonii mediteraneeni cu caracter retrograd sau de ciclonii care se formeaz ă deasupra Mării Negre. Se înregistrează o circulaţie locală sub formă de brize, umezeal ă relativă mare, temperaturi moderate. Regiunile climatice , individualizate pe baza zonalit ăţii altitudinale, corespund treptelor majore de relief. În cadrul lor, diferen ţierile teritoriale provocate de desf ăşurarea unităţilor de relief în latitudine şi longitudine, ca şi de tr ăsăturile orografice proprii, au impus delimitarea de subregiuni climatice (Bogdan, 1980). Tabelul nr.1 Regiuni şi subregiuni climatice
Regiuni climatice
de câmpie
de dealuri şi podişuri
de munte de litoral
Subregiuni climatice 1. Câmpia Banato-Crişană 2. Câmpia Română 3. Dobrogea Central ă şi de Sud 4. Depresiunea Transilvaniei 5. Dealurile Vestice 6. Subcarpaţii şi Podişul Getic 7. Subcarpaţii şi Podişul Moldovei 8. Dobrogea de Nord 9. Carpaţii Occidentali 10. Carpaţii Meridionali 11. Carpaţii Orientali 12. cu deltă şi lagune 13. cu faleză
(1) Regiunea climatică de munte.
Corespunde spa ţiului carpatic, fiind cuprinsă între treptele altimetrice de 800 şi 2500 m. Cuprinde o multitudine de topoclimate complexe şi se caracterizează prin diferenţieri importante determinate de etajarea principalelor elemente climatice şi de expoziţia diferenţiată faţă de advecţia maselor de aer maritim din vest, c ărora relieful le imprimă modificări şi devieri termodinamice. Modificări esenţiale impun orientarea şi dispunerea principalelor culmi montane, culoarele de vale şi spaţiile depresionare.
68
Temperatura medie anual ă variază: 6ºC la baza masivelor muntoase (800 m) şi -2°C pe cele mai mari în ălţimi. Iernile sunt lungi, cu o persisten ţă a stratului de ză padă, cu temperaturi medii de -4…-10°C şi minime de sub -20°C. La altitudinile cele mai mari, îngheţul este specific pentru o perioad ă de peste 8 luni pe an, iar stratul de ză padă are posibilităţi de menţinere de peste 5 luni. Precipitaţiile cresc cu altitudinea de la 850 mm la 1400 mm. Vântul este predominant vestic, cu viteze medii anuale de 4-10 m/s. În depresiuni şi culoare sunt frecvente inversiunile de temperatur ă. Rezultă o distribuţie eterogenă a valorilor parametrilor meteorologici, care se diferenţiază pe anumite etaje, versan ţi cu expoziţie variată, aliniamente şi grupări de masive montane. a) subtipul climatic al mun ţ ilor înal ţ i cuprinde culmile cele mai înalte ale Carpaţilor, deasupra altitudinii de 1700 m în nord şi 1900 m în sud. Clima este aspr ă şi umedă. Sumele medii anuale ale radia ţiei solare globale prezint ă valori de 100-105 kcal/cm2·an. Temperatura medie anual ă a aerului scade chiar sub 0ºC. Amplitudinile termice medii anuale nu dep ăşesc 20ºC, iar media temperaturilor minime absolute coboar ă sub -25ºC. Cantităţile medii anuale de precipita ţii variază între 1000 şi 1400 mm. Stratul de ză padă durează 100-200 zile anual, iar grosimea lui maximă depăşeşte uneori 5-6 m, grosimile medii fiind cuprinse între 1,5-3,0 m. Viteza medie a vântului dep ăşeşte 6-7 m/s, iar vitezele maxime ating 50-60 m/s, pe direcţii dominante nord-vest şi vest. b) subtipul climatic al mun ţ ilor jo şi, se află situat aproximativ între 800 şi 1700 m în nord şi 800-1900 m în sud. Sumele medii anuale ale radia ţiei solare globale se cifrează la 110-115 kcal/cm2·an. Temperatura medie anual ă are valori de 2-6ºC. Amplitudinile termice anuale sunt cuprinse între 21 şi 22ºC. Cantităţile medii anuale de precipita ţii depăşesc 750-800 mm. Predomin ă vânturile de nordvest, cu viteze mai mari iarna şi primăvara (peste 4 m/s), iar pe versan ţii adă postiţi apar manifestări föhnale. În cadrul acestei regiuni se întâlne şte şi nuanţa climatică specifică depresiunilor, cu frecvente şi intense inversiuni termice, cea ţă şi situaţii de calm atmosferic. (2) Regiunea climatică de dealuri şi podi şuri . Se desf ăşoar ă pe un ecart altimetric de 500 m (300-800 m). Prezint ă caractere climatice de tranzi ţie între munte şi câmpie, cu diferen ţieri importante între vestul şi estul ţării. Temperatura este cuprinsă între 8 şi 10°C, precipitaţiile medii anuale sunt de 600-850 mm, umezeala relativ ă depăşeşte 75%, iar vânturile sunt influenţate de poziţia spaţiului deluros respectiv. Sunt caracteristice scurgeri de aer cu efecte de föhn (Subcarpaţii Getici şi de Curbur ă), pe versan ţii opuşi circulaţiei maselor de aer vestice, situa ţii de calm şi inversiuni de temperatur ă în depresiuni. Principalele caracteristici topoclimatice pun în eviden ţă zonalitatea verticală a elementelor climatice:
69
a) subtipul climatic al dealurilor şi podi şurilor înalte (500-800 m). Media anuală a temperaturii aerului variază între 7 şi 8ºC în nord şi între 8 şi 9ºC în vest şi sud. Amplitudinile medii anuale ajung la 22-23,5ºC, iar media temperaturilor minime absolute anuale coboar ă sub -32ºC. Cantit ăţile medii anuale de precipita ţii atmosferice se cifrează între 650 şi 750 mm. Îngheţurile, ceaţa şi brumele timpurii de toamnă şi târzii de primăvar ă, poleiul şi chiciura sunt frecvente mai ales în culoarele de vale şi depresiuni. Stratul de z ă padă atinge grosimi de pân ă la 1 m pe culmile subcarpatice cele mai înalte. În perimetrul Subcarpa ţilor de la Curbur ă acţionează efectele de föhn. b) subtipul climatic al dealurilor şi podi şurilor joase (300-500 m). Temperatura medie anual ă este de 9-10ºC, mai ridicată în sudul ţării, amplitudinea medie anuală este de 23,5-24,5°C, iar temperatura minim ă absolută are valori de 30…-32,5°C. Cantităţile anuale de precipitaţii sunt de 500-650 mm. Se înregistrează 60-75 zile cu strat de ză padă, ce măsoar ă grosimi de 20-30 cm. Pentru regiunile din partea de est şi sud-est a ţării sunt specifice vânturile de nord şi nord-est, a căror frecvenţă medie se cifrează la 18-20%, cu viteze medii de 4-6 m/s. Se întâlnesc şi vânturi locale: Vântul Negru în Dobrogea şi Coşava în Banat.
Fig. 12. Regiuni climatice (Bogdan, 1980) 1, munţi (a, înalţi; b, mijlocii şi joşi); 2, dealuri şi podişuri (a, înalte; b, joase); 3, câmpie; 4, deltă şi litoral. I-VI, Influenţe climatice (I, oceanice; II, submediteraneene; III, de tranziţie; IV, de ariditate; V, baltice; VI, pontice)
70
(3) Regiunea climatică de câmpie. Corespunde arealului cuprins între 7
şi circa 300 m altitudine. Temperatura aerului prezint ă valori de 10-11°C, cu maxime absolute de peste 44°C în aer şi 65-75°C la sol. Iarna, se înregistreaz ă sub -30°C. Apar cele mai accentuate amplitudini de temperatur ă, 23-25°C. Precipitaţiile totalizează 550-650 mm în vest şi 400-450 mm în sud-est, iar evapotranspiraţia are valori ridicate, în special în sudul şi sud-estul ţării. Se remarcă diferenţieri pregnante între partea vestic ă şi sudică a ţării: a) subtipul climatic al Câmpiei Banato-Cri şene este supus advec ţiilor frecvente ale aerului temperat-maritim, bariera carpatic ă ocrotindu-l de invaziile aerului rece continental din nord-est. Sumele medii anuale ale radia ţiei solare globale ajung la 120-125 kcal/cm 2·an. Temperaturile medii anuale sunt cuprinse între 9 şi 11ºC, cu unele abateri locale, temperaturile maxime absolute nedep ăşind 40ºC, iar cele minime absolute –30ºC. Cantit ăţile medii anuale de precipita ţii atmosferice sunt cuprinse între 550 şi 650 mm, creşterea acestora realizându-se de la vest către est. Stratul de ză padă prezintă grosimi medii de 10-15 cm. Predomin ă vânturile de vest, cu frecvenţe medii de 10-12% şi viteze de 2,5-3 m/s. b) subtipul climatic al Câmpiei Române prezintă foarte mari contraste de temperatur ă în decursul anului. Sumele medii anuale ale radia ţiei solare globale ajung la cca 120-127 kcal/cm 2·an. Temperatura medie anual ă prezintă valori cuprinse între 10 şi 11,5ºC. Sunt frecvente invaziile maselor de aer continental, gerurile şi viscolele, iarna, iar vara, secetele. Amplitudinile termice medii depăşesc 25°C, iar cele absolute 72ºC. Cantit ăţile medii anuale de precipita ţii scad pe direcţie nord-sud, dar şi vest-est, de la 600 la 450 mm. Iernile sunt înso ţite de ninsori care genereaz ă depunerea unui strat de z ă padă cu grosimi medii de 10-12 cm. Vânturile dominante sunt cele din direc ţiile nord-est şi nord, a căror frecvenţă este de 20-25%. Vitezele medii ale vântului sunt de 3-3,5 m/s. (4) Regiunea climatică de litoral maritim. Apare ca un tip aparte, specific Deltei Dunării şi litoralului românesc. Se resimt influen ţele moderatoare ale Mării Negre. Cantit ăţile de precipitaţii sunt cele mai reduse din ţar ă. a) subtipul climatic al litoralului nordic (cu lagune şi deltă) cunoaşte temperaturi medii anuale de peste 11ºC, amplitudinile termice dep ăşind 23ºC. Cantităţile medii anuale de precipita ţii atmosferice se men ţin sub 350 mm. Iarna şi la începutul primăverii sunt frecvente vânturile puternice din direc ţiile nord şi nord-est, cu frecvenţe medii de 16-20% şi viteze de 4-5 m/s. În timpul verii se dezvoltă circulaţia de tip briză. b) subtipul climatic al litoralului sudic (cu faleză) înregistrează temperaturi medii anuale mai mari de 11ºC şi amplitudini medii anuale de peste 22ºC. Cantităţile anuale de precipita ţii nu depăşesc 380-400 mm. Circulaţia aerului se află sub influenţa directă a Mării Negre, cu brize marine, în timpul verii.
71
Tabelul nr. 2 Particularităţile regiunilor climatice Regiuni climatice Elemente climatice Temperatura medie anuală (°C) T° medie în ianuarie (°C) T° medie în iulie (°C) Temperatura max. absolută (°C) T° min. absolută (°C) Cant.medie anuală de precip (mm) Precipitaţii în sezonul cald (mm) Precip. max. anuale în 24 h (mm) Zile cu precipitaţii 0,1 mm Vânturi locale
Regiunea climatică de munte munţi munţi înalţi joşi
Regiunea climatică de deal şi podiş
Regiunea climatică de câmpie
înalt
jos
Câmpia Română
Câmpia de Vest
Regiunea climatică de litoral nordic sudic
2…-2
2-6
8-9
9-10
10->11
9->11
-8…<10
-4…-8
-3
-2
<-3
>-2
-0,5
0,0
8-14
14-18
1920,5
20,5-21
22-23,5
20-21
22,5
22
20-22
30-32
35-38
38-40
40-44
39-40
36-37
3838,5
-34… -38
-33… -34
-32… -33
-30… -32,5
-30… -32,5
-29… -30
10001400
7501000
650750
500-650
450-600
550-650
500>600
450500
375450
350-375
250-350
300-375
80-140
60-120
100500
100200 85
80->200 150>170
140150
vânturi de munte-vale
>11
-25 <350
<400
<200
120140
100-120
90-115
100-125
70
föhn
föhn, Săr ăcilă
Crivăţ, Suhovei
Austrul
brize marine
72
5. HIDROGRAFIA 5.1. Izvoarele minerale Geneza şi apariţia apelor minerale sub forma izvoarelor sunt legate de prezenţa unor falii de adâncime, de existen ţa lanţului muntos de natur ă vulcanică, precum şi de zăcămintele de petrol, gaz metan, c ărbuni şi sare. Pe teritoriul României au fost identificate aproximativ 2000 de izvoare minerale, ceea ce exprimă un mare potenţial balnear. Din punct de vedere al compozi ţiei chimice se individualizeaz ă mai multe tipuri de ape minerale: carbogazoase (cu bioxid de carbon, rezultat al manifestărilor postvulcanice), clorosodice (cu mineralizare ridicat ă, datorită levigării masivelor de sare sau dizolv ării sărurilor din diapir sau soluri), sulfuroase-sulfatate (legate de forma ţiunile gipsifere miocene şi din fliş, rocile metamorfice din Orientali sau z ăcămintele de cărbuni). Aceste ape con ţin şi unele elemente secundare (fier, arseniu, potasiu) sau prezint ă proprietăţi fizice variabile (au caracter termal sau sunt radioactive). Apele carbogazoase simple sunt r ăspândite în aureola mofetic ă a Carpa ţ ilor Orientali (Vişeu de Sus, Lunca Ilvei, Suseni, C ă pâlniţa, Jigodin Băi, Peteni, Ză bala), în Culoarul Mure şului (Banpotoc, Bretelin) şi în Câmpia Timi şului (Fibiş, Pişchia). Apele bicarbonatate carbogazoase apar în aureola mofetică a Carpa ţ ilor Orientali (Teceu Mic, Bixad, Oraşu Nou, Valea Mariei – în Depresiunea Oa ş; Să pânţa, Onceşti, Slătioara – în Depresiunea Maramure ş, Valea Vinului, Parva, Sângeorz – în Mun ţii Rodnei; Bilbor, Borsec, Topliţa, Bicazu Ardelean, Lunca de Jos – în depresiunile intramontane), în Mun ţii Baraolt şi Bodoc (Băţanii Mici, Bibor ţeni, Cr ăciunel, Bodoc, Olteni, Câlnic, Arcu ş, Hăghig, Turia, Zizin) şi în Culoarul Mureşului (Şoimuş, Veţel, Băcia, Rapolţel). Apele bicarbonatate simple sunt puţin r ăspândite şi apar în Câmpia Română (Craiova, Urzicuţa, Mitreni), Câmpia Banato-Cri şană (Arad), Podi şul Moldovei (Leţcani) şi Podi şul Getic (Ploştina). Apele feruginoase carbogazoase sunt larg r ăspândite în aureola mofetic ă a Carpa ţ ilor Orientali (Tarna Mare, Certeze, Baia Mare, Chiuzbaia, Baia Sprie, Romuli, Bor şa, Ilva, Dorna Cândreni, Iacobeni, Vatra Dornei, Poiana Negrii, Dr ăgoiasa, Broşteni, Bicaz, Remetea, Corund, Vl ăhiţa, Miercurea Ciuc, Tu şnad, Sântimbru, Racoşu de Sus, Micfal ău, Malnaş, Vâlcele), în Câmpia BanatoCri şană (Buziaş, Ţipar, Acâş, P ădurea Neagr ă) şi în Culoarul Mure şului (Boholţ, Valea Căoi, Păuliş, Lipova). Apele feruginoase simple se găsesc în Dealurile Barcăului şi Crasnei (Plopiş, Bobota, Zalnoc), în Mun ţ ii Oa ş (Tur ţ), în Subcarpa ţ ii Gorjului (Gurani),
73
în Câmpia Banato-Cri şană (Mocrea, Sântimrâu) şi Mun ţ ii Apuseni (Stâna de Vale). Apele sulfuroase apar în depozitele paleogene şi neogene cu con ţinut de substanţe bituminoase: Subcarpa ţ ii Moldovei (Brusturosu, Găineşti, Pipirig, Horaiţa, Luncani, Solon ţ, Moineşti), Subcarpa ţ ii de Curbur ă (Motnău, Aluniş, Cozieni, Măgura, Năeni, Apostolache, Ceraşu, Vâlcăneşti, Câmpina, Pucioasa), Subcarpa ţ ii Getici (Albeşti, Bughea, Br ădet, Călimăneşti, Olăneşti, Govora, Dobriceni, Hirişeşti, Săcelu), Podi şul Moldovei (Mihălăşeni, Ştef ăneşti, Băiceni, Strunga, R ăducăneni, Drânceni, Punge şti), Podi şul Getic (Ciocadia, Lupşa de Jos, Malovăţ, Drobeta Turnu Severin), Depresiunea Maramure ş (Breb, Botiza, Ieud, Dragomireşti, Sălişte), Depresiunea Baia Mare (Dăneşti, Cărbunari), Depresiunea Lă pu ş (Măgureni), Dealurile Crasnei (Valea Pomilor), Depresiunea Ş imleu (Meseşenii de Sus), Podi şul Some şan (Jibou, Bizuşa, Băiţa), Podi şul Mehedin ţ i (Balta, Bala), valea Cernei (Băile Herculane), Dobrogea (Hâr şova, Topalu, Mangalia). La Balta, Băile Herculane, Hâr şova, Mangalia sunt şi termale. Apele sulfatate se întâlnesc în depozite paleogene şi neogene, în Subcarpa ţ ii Moldovei (Oglinzi, Bălţăteşti, Borleşti), Subcarpa ţ ii de Curbur ă (Berca, Sărata Monteoru, Moreni, Vulcana Băi, Cândeşti), Dealurile Crasnei şi Barcăului (Zăuan, Chieşd, Ghenci), Câmpia Timi şului (Ivanda), Podi şul Some şan (Leghia), Câmpia Moldovei (Breazu) şi în estul Câmpiei Române (Lacu Sărat, Ciocile, Tătaru, Fundata, Amara). Apele clorurat sodice sunt puternic mineralizate şi se întâlnesc în depozite salifere, în Subcarpa ţ ii Moldovei (Brusturi, Vânători Neamţ, Petricani, Piatra Neamţ, Tazlău, S ărat, Slănic Moldova, Târgu Ocna, Oituz), Subcarpa ţ ii Curburii (Vizantea, Jitia, Chiojdu, Tei şani, Slănic, Ţintea, Băicoi, Brebu, Telega, Bezdead, Lăculeţe), Subcarpa ţ ii Getici (Câmpulung, Ocnele Mari, Ote şani, Viteştii din Vale, Ţicleni), Depresiunea colinar ă a Transilvaniei (Crişeni, Ocna Dejului, Slătiniţa, Sic, Someşeni, Cojocna, Turda, Sovata, Praid, Ocna Mure ş, Ocna Sibiului, Săcel, Miercurea Sibiului). Se mai g ăsesc şi în Depresiunea Maramure şului (Ocna Şugatag), Podi şul Sucevei (Cacica), Câmpia Română (Balta Albă, Câineni, Ianca, Movila Miresii, Batogu) şi în Dobrogea (Murighiol, Sinoie, Nuntaşi, Agigea, Techirghiol, Costine şti). Apele iodurate se întâlnesc în forma ţiuni salifere şi sarmaţiene, în Subcarpa ţ i (Nechit, Calu-Iapa, Berca, S ărata Monteoru, Moreni, Gura Ocni ţei, Vulcana Băi, Goruneşti), Depresiunea colinar ă a Transilvaniei (Bazna, Sângeorgiu de Mureş). Apele oligominerale au o cantitate redus ă de săruri minerale, ca cele din Câmpia Banato-Cri şană (Bogda, Socodor, Chi şineu-Criş, Cermei, Acâş, Beltiug), în culoarul Mure şului (Roşcani), bazinul Trotu şului (Zemeş, Brusturoasa, Palanca, Poiana Uzului, Com ăneşti), valea Siretului (Mărgineni, Sascut),
74
Subcarpa ţ ii Curburii (Chiojdeni, Lopătari, Terca, Slon), Subcarpa ţ ii Getici (Nucşoara, Domneşti, Râmnicu Vâlcea) şi valea Prahovei (Sinaia, Azuga). Apele termale , legate şi de liniile de falii, sunt la Băile Felix şi Băile 1 Mai (hipertermale), Salonta, Tinca, Şumal, R ă băgani, Moneasa, Boc şa Română, Mehadica, Ciclova Montan ă, Călan, Geoagiu-Băi, Siriu, care au şi caracter oligomineral, precum şi cele de la B ăile Tuşnad, Topliţa, Olăneşti, Mangalia, care conţin şi o mare varietate de săruri. Apele radioactive sunt r ăspândite la Băile Herculane, Băile Tuşnad, Sângeorz-Băi. Aceste resurse de ape minerale sunt valorificate în diferite sta ţiuni de cur ă şi tratament, precum şi în consumul alimentar, prin îmbuteliere (Borsec, Bibor ţeni, Zizin, Dorna, Poiana Negrii, Tu şnad).
5.2. Apele curgătoare 5.2.1. Configuraţia reţelei hidrografice şi modul ei de organizare Situarea ţării noastre în zona climatului temperat-continental şi prezenţa arcului carpatic, imprimă reţelei hidrografice o configura ţie radiar-divergentă şi determină valoarea principalilor parametri hidrologici. În distribu ţia şi conformaţia actuală a reţelei hidrografice, un rol important l-a jucat evolu ţia paleogeografică. Dezvoltarea reţelei actuale de v ăi s-a realizat în etape succesive. Râurile României sunt carpatice ca obâr şie şi danubiano-pontice ca drenaj (Geografia României, vol. I, 1983). Majoritatea izvor ăsc din regiunea carpatic ă şi subcarpatică, iar 97,8% din suprafa ţa ţării este situată în bazinul dun ărean. Lungimea totală a reţelei hidrografice este de 78.905 km (4864 cursuri codificate), ceea ce înseamn ă o densitate de 0,33 km/km². Dac ă se iau în considerare şi celelate artere mai mici, se ajunge la o lungime total ă de 115.000 km şi o densitate de 0,49 km/km². În funcţie de modul de asociere a ramurilor hidrografice, se pot deosebi mai multe tipuri de reţele hidrografice (Coteţ, 1951; Zăvoianu, 1978): - re ţ eaua dendritică este caracteristică pentru multe sisteme hidrografice, mai ales în regiunile cu structur ă plană sau slab înclinată, pe conuri de dejec ţie, în piemonturi sau la ţărmul mării (de exemplu, Vedea şi Teleorman, Caraş, Jiu, Călmăţui, Neajlov, Bârlad). - re ţ eaua rectangular ă, cu confluen ţe unghiulare (între 65 şi 90º), este specifică regiunilor cristaline, în cursurile superioare ale râurilor Hideg, Râu Mare, Bistra şi Bela (din Munţii Godeanu-Ţarcu), Lotru, Bistriţa cu afluenţii Neagra, Bistricioara, Bicaz. - re ţ eaua radiar ă este caracteristică regiunilor de conuri vulcanice (Pietrosul din Căliman, Fâncel în Gurghiu, Harghita) şi domurilor din
75
Depresiunea Transilvaniei (Sărmăşel, Saroş, sud Mediaş, Daia); aceeaşi înf ăţişare apare în regiunea Leu (Câmpia Olteniei), unde se impun direc ţii contrare pentru afluenţii Oltului şi Jiului. - re ţ eaua convergent ă se prezintă ca un nod hidrografic (toate sistemele se unesc într-un punct), fiind specifică regiunilor cutate sub formă de brahisinclinale, craterelor vulcanice şi subsidenţelor locale: Jiul, Gilortul şi Amaradia (la Filiaşi), Oltul, Bistriţa, Luncavăţul, Topologul (la Râureni), Argeşul, Vâlsanul, Râul Doamnei, Bratia, Argeşelul (la nord de Pite şti), Ialomiţa, Prahova, Sărata (la Coşereni), Mureşul, Ampoiul, Sebeşul (la Alba Iulia), Someşul Mare, Someşul Mic, Bandăul, Sălătrucul, Olpretul (la Dej), Siretul, Bârladul, Putna, Râmnicul Sărat (în Câmpia Siretului inferior), Neagra Şarului cu afluenţii săi (craterul Călimanului), Sălardul cu afluenţii săi (craterul Fâncel). - re ţ eaua inelar ă se desf ăşoar ă ca o cingătoare, fiind caracteristică regiunilor de domuri şi bazine. Se formeaz ă din reţeaua subsecvent ă, pe laturile butonierelor sau cuvetelor: Sâmnic, Slatina şi Zapozi, care înconjoar ă Dealul Ienciu (sud Tigveni-Argeş). - re ţ eaua opusă se desf ăşoar ă ca două sisteme paralele, dar opuse, dispuse pe doi versan ţi, separaţi de o creast ă: culmea principală a Făgăraşului. - re ţ eaua sucit ă este cea care nu se poate încadra în nici un tip, întâlnit ă în regiuni diferite tectonic, fiind rezultatul unei eroziuni intense: Oltul între Tu şnad şi Rm. Vâlcea, Buz ăul, Someşul între Dej şi Seini. Analiza morfometrică a reţelei hidrografice ierarhizate, codificate şi incluse în Atlasul cadastrului apelor din România (1992) ofer ă rezultate semnificative. Astfel, între numărul de râuri şi ordinul lor de mărime există o legătur ă inversă, adică lungimea cursurilor scade şi numărul lor creşte (96,6% dintre cursuri au lungimi mai mici de 50 km, 2% au între 50 şi 100 km, 1,1% între 100 şi 500 km şi numai 0,1%-respectiv patru cursuri, Siret, Prut, Olt şi Mureş –au peste 500 km). Dintre râurile interioare, cele mai mari lungimi le au: Mure şul (761 km), Prutul (742 km), Oltul (615 km), Siretul (559 km), Ialomiţa (417 km), Some şul (376 km), Argeşul (350 km), Jiul (339 km); cele mai mari bazine sunt ale Siretului (42.890 km²), Mureşului (27.890 km²), Oltului (24.050 km²), Some şului (15.740 km²), Argeşului (12.550 km²), Prutului (10.990 km²), Ialomi ţei (10.350 km²). Analizând distribuţia suprafeţelor drenate faţă de axa râului principal, se constată că la cele mai multe bazine ea este echilibrat ă, dar sunt şi cazuri de bazine cu un coeficient de asimetrie mare (Vişeu, Iza, Cerna, Vedea, Arge ş, Ialomiţa, Moldova, Buz ău), rezultat al mişcările tectonice (de exemplu, asimetria principalelor bazine ale râurilor de la est de Olt, influen ţată de existenţa ariei de subsidenţă Titu-Siretul inferior).
76
Reţeaua hidrografică hidrografică Fig. 13. Reţ
În ceea ce priveşte forma bazinelor hidrografice, cu implica ţii asupra modului de formare şi de transmitere a undelor de viitur ă, se observă că valorile raportului de formă oscilează între 0,844 (pentru bazinul râului Mislea, afluent al Teleajenului) şi 0,208 (pentru bazinul râului Dâmbovi ţa). Bazinele alungite predomină în Podişul Transilvaniei, sudul Carpa ţilor Meridionali, nordul Munţilor Făgăraş şi Podişul Moldovei (Geografia României, vol. I, 1983). În funcţie de distribuţia spaţială, dispunerea arterelor hidrografice în raport cu colectorii principali şi cu influenţa maselor de aer care determin ă unele caracteristici ale regimului de scurgere, se poate stabili o anumit ă grupare a sistemelor hidrografice. Grupa sistemelor hidrografice nord-vestice cuprinde afluenţii de nord ai Tisei, care dreneaz ă versanţii nordici şi vestici ai munţilor Oaş, Gutâi, Ţibleş, Maramureş şi Rodnei. Suprafaţa totală este de 4540 km² (1,9% din suprafaţa ţării). Tisa str ă bate teritoriul României pe 61 km şi primeşte ca afluenţi principali: Vişeul (82 km; 1581 km²; alt. med. 1011 m), Iza (80 km; 1293 km²; alt. med. 681 m), Să pânţa (19 km; 145 km²; alt. med. 766 m) şi Turul (68 km; 1114 km²; alt. med. 308 m). Valori mari ale coeficientului de asimetrie se întâlnesc la bazinele Vişeului (mai dezvoltat pe partea dreapt ă) şi Izei (mai dezvoltat pe stânga).
77
cuprinde trei mari bazine hidrografice (Someş-Crasna, Crişuri, Mureş-Aranca), care dreneaz ă 26% din teritoriul ţării. Sunt bazine alungite, cu un coeficient de form ă mic (0,374 la Someş; 0,210 la Mureş) şi cu asimetrii pronunţate pe anumite sectoare. Panta medie a bazinului este mai sc ăzută în cazul Crişurilor (133‰ la Crişul Alb, 125‰ la Crişul Repede şi 68‰ la Cri şul Negru), Barcăului (72‰) şi Crasnei (71‰), decât a Some şului (170‰) şi Mureşului (179‰). Someşul, cu izvoarele în Mun ţii Rodnei, se formeaz ă prin unirea Someşului Mare (130 km; 5033 km²) cu Some şul Mic (178 km; 3773 km²) în amonte de Dej, dup ă care primeşte ca afluen ţi principali Almaşul (68 km; 813 km²) şi L ă puşul (119 km; 1875 km²). Crasna (134 km; 2100 km²), un fost afluent ăşte din Depresiunea Silvaniei al Someşului, care în prezent se vars ă în Tisa, izvor ăş şi primeşte ca afluent important Zal ăul (38 km; 266 km²). ăşte din platoul calcaros Ponor şi Barcăul (134 km; 3397 km²) izvor ăş drenează sud-vestul Depresiunii Şimleu. Ierul (61 km; 420 km²), cu obâr şia în Depresiunea Şimleului, nu are afluen ţi. Crişul Repede (171 km; 6383 km²), cu obâr şia în Depresiunea Huedin, prime şte ca afluenţi Dr ăganul (42 km; 254 km²) şi ăşte de sub vârful Iada (46 km; 220 km²). Cri şul Negru (164 km; 3820 km²) izvor ăş Curcubăta (Munţii Bihor) şi primeşte ca afluenţi râurile Holod (60 km; 560 km²) şi Teuz (87 km; 725 km²). Crişul Alb (234 km; 4240 km²), considerat colectorul ăşte de sub vârful Certezul (Mun ţii Bihor) şi primeşte ca afluenţi, Crişurilor, izvor ăş pe teritoriul ţării, Cigherul (56 km; 856 km²) şi Canalul Morilor (45 km; 630 km²). Mureşul (761 km; 27.890 km²), cu izvoarele în Depresiunea Giurgeului, are următorii afluenţi principali: Arieşul (166 km; 3005 km²); Târnavele (246 km; 6253 km²), din unirea Târnavei Mici cu Târnava Mare la Blaj; Sebe şul (96 km; 1304 km²); Streiul (93 km; 1983 km²). Aranca (114 km; 1080 km²) izvor ăşte din Câmpia Aradului, având leg ături subterane cu Mure şul. Grupa sistemelor hidrografice sud-vestice drenează Munţii Banatului, sistemele principale de râuri fiind afluen ţi direcţi ai Tisei (Bega) sau Dun ării (Timiş, Nera). În ceea ce prive şte coeficientul de formă, valori mai ridicate înregistrează Bega Veche (0,70) şi Caraşul (0,664), restul având bazine alungite (Bârzava 0,243; Bega 0,269; Pog ăniş 0,305; Timiş 0,497). Panta medie a acestor bazine variază de la 100‰ la Bârzava, 103‰ la Bega, 105‰ la Cara ş, 151‰ la Timiş până la 217‰ la Nera. Altitudinea medie a bazinelor variaz ă de la 576 m (Nera) la 390 m (Timi ş), 301 m (Caraş), 289 m (Bârzava) şi 230 m (Bega). ăşte din Munţii Poiana Ruscă şi primeşte, Bega (170 km; 2362 km²) izvor ăş în afara teritoriului ţării, singurul afluent mai important, Bega Veche (107 km; 2108 km²), cu obâr şia în Piemontul Lipovei. Timişul (244 km; 5673 km²), cu izvoarele în Munţii Semenic, primeşte ca afluenţi principali: Bistra (60 km; 919 km²) şi Pogănişul (107 km; 671 km²), dar şi Bârzava (154 km; 1202 km²), cu ăşte tot obâr şia în Munţii Semenic, în afara ţării. Caraşul (79 km; 1280 km²) izvor ăş Grupa sistemelor hidrografice vestice
78
din Munţii Semenic şi colectează afluenţi de dimensiuni mici (Ciornov ăţ, Ciclova, ăşte din Munţii Semenic şi primeşte Vicinic). Nera (143 km; 1380 km²) izvor ăş afluenţii Prigor şi Miniş. Grupa sistemelor hidrografice sudice include afluenţii de pe stânga Dunării, de la confluenţa cu Cerna pân ă la confluenţa cu Ialomiţa. Toate aceste sisteme hidrografice, cu excep ţia Oltului, îşi au obâr şia în Carpaţii Meridionali şi Carpaţii de la Curbur ă. Bazinele sunt, în general, alungite, râurile principale având valori mici ale coeficientului de formă: 0,422 la Jiu, 0,252 la Olt, 0,492 la Arge ş, 0,316 la Ialomi ţa. Bazinele situate la est de Olt înregistreaz ă un grad ridicat de asimetrie (Vedea, Arge ş, Ialomiţa). Altitudinea medie şi panta medie a bazinelor variază semnificativ: Cerna (737 m; 310‰), Olt (624 m; 135‰), Jiu (417 m; 93‰), Argeş (379 m; 90), Ialomi ţa (327 m; 59‰) şi Vedea (166 m; 25‰). ăşte din Munţii Vâlcan şi primeşte un Cerna (79 km; 1360 km²) izvor ăş singur afluent important: Bela Reca (36 km; 713 km²). Jiul (339 km; 10.080 km²), cu izvoarele în Retezatul Mic, se formeaz ă prin unirea Jiului de Vest cu Jiul de Est (din Munţii Parâng) în bazinul Petro şanilor şi are ca afluen ţi principali: Tismana (42 km; 894 km²), Jil ţul (49 km; 377 km²), Gilortul (116 km; 1358 km²) cu Blahniţa, Motrul (134 km; 1895 km²) cu Co şuştea şi Huşniţa şi Amaradia (106 km; 879 km²). Oltul (615 km; 24.050 km²), format în masivul Hăşmaşu Mare, str ă bate centrul şi sudul ţării, primind următorii afluenţi principali: Râul Negru (88 km; 2349 km²); Bârsa (73 km; 937 km²); Homorod (62 km; 855 km²); Cibin (82 km; 2194 km²) cu Hârtibaciu şi Sadu; Lotru (83 km; 990 km²); Topolog (111 km; 543 km²); Luncavăţ (60 km; 274 km²) şi Olteţ (185 km; 2663 km²) cu Cerna şi Geamărtălui. Tesluiul (110 km; 569 km²), format la limita sudică a câmpiei piemontane, se varsă în acumularea Frunzaru. Vedea (224 km; 5430 km²), cu izvoarele în Piemontul Cotmeana, are un afluent principal, Teleormanul (169 km; 1427 km²). Argeşul (350 km; 12.550 km²), cu obâr şia în Munţii Făgăraş, primeşte apele Râului Doamnei (107 km; 1836 km²), Neajlovului (186 km; 3720 km²) cu Dâmbovnicul şi Câlniştea, Sabarului (174 km; 1346 km²) şi Dâmboviţei (286 km; 2824 km²) cu Ilfov şi Colentina. Ialomiţa (417 km; 10.350 km²), cu obâr şia în Munţii Bucegi, are următorii afluenţi principali: Cricov (80 km; 579 km²) şi Prahova (193 km; 3738 km²) cu Teleajen şi Cricovul Sărat. Se mai adaugă o serie de sisteme hidrografice care se vars ă direct în Dunăre: Desnăţuiul (115 km; 2015 km²), cu izvoarele în Piemontul Stehaiei; Călmăţuiul de Teleorman (139 km; 1413 km²), cu obâr şia în Câmpia Boianului; C ălmăţuiul de Buzău (152 km; 1668 km²), cu izvoarele în Câmpia Buz ăului. Grupa sistemelor hidrografice estice cuprinde bazinele Siretului şi Prutului. Numărul mare de afluenţi care vin din Carpa ţii Orientali face ca altitudinea medie a bazinului Siret s ă fie de 507 m şi panta medie de 110‰. Densitatea reţelei este de 0,41 km/km² la Prut şi 0,35 km/km² la Siret. Sunt
79
caracteristice bazinele alungite şi asimetrice (Siret, cu afluenţii Suceava, Moldova, Bistriţa, Buzău; Prut, cu afluentul Jijia). Siretul (559 km; 42.890 km²) str ă bate, în cea mai mare parte Podişul Moldovei şi Câmpia Siretului inferior, primind o serie de afluen ţi importanţi: Suceava (173 km; 2298 km²), Moldova (213 km; 4299 km²), Bistri ţa (283 km; 7039 km²), Trotuş (162 km; 4456 km²), Putna (153 km; 2480 km²), Râmnicul Sărat (137 km; 1063 km²) şi Buzău (302 km; 5264 km²), pe dreapta şi numai Bârladul (207 km; 7220 km²), pe partea stâng ă. Prutul (742 km; 10.990 km²) formează graniţa de est a ţării şi primeşte ca afluenţi: Başeul (118 km; 965 km²); Jijia (275 km; 5757 km²) cu Sitna, Miletin şi Bahlui; Elanul (73 km; 606 km²) şi Chineja (79 km; 780 km²). Grupa sistemelor hidrografice litorale cuprinde toate cursurile de ap ă din Dobrogea care se vars ă direct în Marea Neagr ă (inclusiv în lacurile de pe litoral). Bazinele au altitudini medii reduse: Teli ţa, 100 m; Casimcea, 145 m; Tai ţa, 148 m. Cele mai semnificative cursuri de ap ă sunt: Teliţa (48 km; 287 km²); Taiţa (57 km; 591 km²), cu izvoarele în Mun ţii Măcin şi Casimcea (69 km; 740 km²), ce izvor ăşte din Podişul Casimcei. Se mai adaug ă Canalul Dunăre-Marea Neagr ă (67 km; 1031 km²).
5.2.2. Fluviul Dunărea – caracteristici hidrologice Dunărea, al doilea fluviu al Europei (2860 km lungime şi o suprafaţă a bazinului hidrografic de 805.300 km²), izvor ăşte din Munţii Pădurea Neagr ă (Germania), prin doi afluenţi: Breg şi Brigach. Cursul superior (sectorul alpin) se desf ăşoar ă până la Poarta Devin, primind majoritatea afluenţilor de pe flancul nordic al Alpilor: Iller, Lech, Inn. Cursul mijlociu (sectorul panonic), ce se extinde pân ă la Baziaş, cuprinde cei mai importanţi afluenţi din tot cursul: Drava, Sava, Morava, Tisa. Cursul inferior (sectorul pontic, valah sau românesc) are o lungime de 1075 km, de la Bazia ş până la vărsare. Pe teritoriul ţării noastre, se deosebesc patru sectoare secundare: defileul de la Por ţile de Fier; Drobeta Turnu Severin – C ălăraşi; Călăraşi – Br ăila; Br ăila vărsare. Defileul de la Por ţ ile de Fier (Baziaş - Gura Văii) este constituit dintr-o alternanţă de îngustări (Pescari, Greben, Cazanele Mari, Cazanele Mici, Por ţile de Fier) şi mici depresiuni sau bazinete depresionare (Moldova Veche, Liubcova, Dubova, Ogradena, Or şova). Aici a fost construit barajul Por ţile de Fier I (1971), cu scop energetic, dar şi pentru regularizarea scurgerii şi favorizarea naviga ţiei. Înainte, exista insula, Adakale, ce a devenit submers ă. Sectorul Drobeta Turnu Severin – C ăl ăra şi (566 km) se caracterizeaz ă printr-o asimetrie pronunţată a malurilor, lunca având o extindere mai mare pe
80
partea stângă, mai joasă. Se întâlnesc numeroase ostroave. Cei mai importan ţi afluenţi se găsesc pe partea stâng ă (75%), faţă de cei balcanici (25%). În trecut, existau o serie de b ălţi, majoritatea desecate ast ăzi şi utilizate în scopuri agropiscicole (Nedeia, Potelu, Suhaia, Greaca). În acest sector a fost construit barajul Por ţile de Fier II. Sectorul băl ţ ilor (Călăraşi-Br ăila) cuprinde: (1) Balta Ialomiţei (Borcei), între braţele Borcea şi Dunărea Veche, cu o lungime de 90 km şi o lăţime de 16 km şi (2) Balta Br ăilei, între braţele Dunărea Veche, Cremenea şi Vâlciu, cu o lungime de 60 km şi o lăţime de 20 km. Prin lucr ări hidroameliorative, acest sector a fost amenajat pentru agricultur ă. Sectorul maritim (Br ăila-vărsare) include şi Delta Dunării (la Ceatal Izmail, Dunărea se desparte în bra ţele Chilia şi Tulcea, iar la Pătlăgeanca, se desprind alte două braţe, Sulina - amenajat pentru naviga ţie şi Sf. Gheorghe). Regimul scurgerii apei înregistrează variaţii anotimpuale evidente. Primăvara, topirea z ă pezilor şi ploile mai abundente determin ă apele mari de primăvar ă, care, ca urmare a aliment ării pluvionivale, apar în luna mai. Toamna, se produc apele mici de toamnă, în septembrie-octombrie. Iarna şi vara se caracterizează prin valori moderate ale scurgerii lichide. Debitele medii, ca urmare a aportului afluenţilor, cresc din amonte spre avale. Astfel, la intrarea în ţar ă, la Baziaş, Dunărea are un debit de 5300 m³/s. După ce primeşte o serie de afluen ţi din România (Cerna 23 m³/s, Jiu 90 m³/s, Olt 180 m³/s, Vedea 12 m³/s, Arge ş 52 m³/s, Ialomiţa 45 m³/s, Siret 222 m³/s, Prut 85 m³/s) şi din Bulgaria (Timok 40 m³/s, Isker 57 m³/s, Iantra 42 m³/s), debitul cre şte la 6480 m³/s (Ceatal Izmail), unde se repartizeaz ă diferit pe cele trei braţe astfel: Chilia 60%, Sfântu Gheorghe 21,2% şi Sulina 18,8%. Debitele maxime se întâlnesc primăvara sau la începutul verii. De exemplu, s-au înregistrat 15.900 m³/s la Olteni ţa (mai 1942), 15.500 m³/s la Ceatal Izmail (iunie 1970) şi 15.100 m³/s la Or şova (aprilie 1940). Debitele minime se produc de regul ă toamna, dar sunt ani în care au loc iarna sau vara. De exemplu, s-au înregistrat 1250 m³/s la Or şova (ianuarie 1954), 1350 m³/s la Ceatal Izmail (octombrie 1921) şi 1450 m³/s la Olteniţa (ianuarie 1964). Scurgerea de aluviuni variază direct propor ţional cu debitul lichid, crescând din amonte spre avale. Valoarea medie multianual ă este de 1873 kg/s la Ceatal Izmail (turbiditatea medie de 340 g/m³, ce corespunde unui volum anual de 58,75 mil.t). Faţă de aceast ă valoare medie, cel mai mare volum de aluviuni s-a scurs în 1941 (162,5 mil. t) şi cel mai mic, în 1967 (19,4 mil. t). Temperatura apelor este legată de temperatura aerului şi, într-o măsur ă mai mică, de condiţiile locale (relief, surse de alimentare). Înc ălzirea apelor începe din martie şi ţine până în august (temperatura medie a apei este mai mare decât temperatura medie a aerului), dup ă care urmează procesul de r ăcire.
81
Temperatura medie anual ă a apelor creşte din amonte spre avale, atingând 17,2ºC la gurile de v ărsare. În luna cea mai rece (ianuarie) temperatura apei scade sub 1ºC, iar în luna cea mai cald ă (iulie) înregistrează 26ºC.
Fig. 14. Bazinul hidrografic al Dunării şi hidrografe ale debitelor medii lunare (Pişota, Zaharia, 2002)
Înghe ţ ul apelor se produce în prima decad ă a lunii decembrie şi durează până la începutul lunii martie. În iernile mai blânde, fenomenele de înghe ţ lipsesc. Durata medie a podului de ghea ţă este de 45-50 de zile (apare frecvent în sectoarele înguste, determinând formarea z ă poarelor – la Zimnicea, Călăraşi, Topalu, Cotu Pisicii), iar grosimea medie a ghe ţii este de 15-50 cm. Dezghe ţ ul se produce prim ăvara, din avale spre amonte, într-o perioad ă de 4-8 zile. Mineralizarea apelor este redusă, valorile crescând în perioadele cu ape mici. În cursul inferior, mineralizarea variaz ă între 280 şi 500 mg/l, apar ţinând tipului bicarbonatat calcic. Reac ţia pH variază de la 7,5 la 8,1, cu tendin ţă de uşoar ă alcalinitate. Intervenţia antropică din lunca Dunării (între Drobeta Turnu Severin şi Br ăila), prin lucr ări de îndiguire şi desecare, a produs o serie de modific ări ale parametrilor scurgerii lichide şi în special în faza scurgerii maxime.
82
5.3. Lacurile Pe teritoriul României, exist ă o mare varietate de lacuri, r ăspândite de la marile înălţimi ale munţilor până la ţărmul mării. Suprafaţa lor variază de la câţiva ari (unele lacuri glaciare), până la sute de km² (complexul Razim-Sinoie, peste 800 km²). În prezent exist ă circa 4200 de lacuri (2300 de lacuri naturale – 55% şi 1900 de lacuri artificiale – 45%), însumând circa 4621,5 km² (1,93% din suprafa ţa ţării). Originea acestor lacuri este atât naturală, cât şi artificială. În funcţie de distribuţia marilor unităţi de relief şi de factorii care au favorizat formarea cuvetelor lacustre, acestea au fost grupate în lacuri de munte, lacuri de deal şi podiş şi lacuri de câmpie. Lacurile naturale sunt r ăspândite în toate unit ăţile de relief. Diversitatea tipurilor genetice este dat ă de procesele dominante care au dus la formarea depresiunilor lacustre. În regiunea montană , lacurile au dimensiuni reduse, iar temperatura şi gradul de mineralizare a apelor sunt sc ăzute. După geneza cuvetelor se disting: lacuri glaciare, lacuri de nivaţie, lacuri vulcanice, lacuri de baraj natural şi lacuri din relief calcaros. (a) Lacurile glaciare sunt cel mai bine reprezentate (circa 200), îndeosebi în etajul alpin. Cele mai numeroase şi mai caracteristice sunt lacurile din circuri glaciare. Se găsesc în: Munţii Retezat (58 de lacuri, din care Bucura este cel mai mare în suprafaţă (10,5 ha), iar Zănoaga, cel mai adânc (29 m), T ăul Custura Mare, Tăul Ţapului, Galeşul, Gemenele, Lacul Negru), Mun ţii Făgăraş (25 de lacuri, din care Buda, Capra, C ă priţa, Călţun, Bâlea, Podragu Mare, Podr ăgel, Avrig, Urlea, Podu Giurgiului sunt cele mai importante, iar lacul Mioarelor este situat la cea mai mare altitudine – 2282 m), Parâng (28 de lacuri, din care Câlcescu, Tăul f ăr ă Fund, Zănoaga Mare şi Oglinda Mândrei sunt mai mari), Munţii Rodnei (23 de lacuri de dimensiuni mai mici, din care Lala Mare, Lala Mică, Iezerul Pietrosului şi Ştiol sunt mai importante), iar în num ăr mai redus în munţii Şureanu (Iezerul Şureanu), Godeanu (Scurtele, Z ănoaga Lungiţa, Scărişoara, Moraru, Gugu), Ţarcu (Pietrele Albe, Netiş, Bistra, Baciului) şi Maramureş. Lacurile din văi glaciare sunt mai puţine la număr, au forme alungite şi prezintă un afluent principal în amonte şi un emisar în avale. Se în şir ă în salbă pe valea Bucura (Retezat): T ăul Por ţii, Tăul Agăţat, Florica, Viorica, Ana, Lia; în Făgăraş : Viştişoara, Văiuga, Doamnei; tăurile de pe valea Buh ăescu (Rodna). (b) Lacurile de niva ţ ie s-au format prin acţiunea mecanică a ză pezii (Lacul Vulturilor din Siriu, considerat de origine nivostructural ă; Lacul Roşu din Penteleu) sau prin tasarea depozitelor sub ac ţiunea apei rezultat ă din topirea ză pezii: în munţii Iezer (pe culmile Bătrâna, Pă pău, Ţefeleica, Br ătila), Făgăraş (pe Berivoescu, Lu ţele, Faţa Unsă, Suru), Retezat (pe culmea Dr ăgşanu), Godeanu
83
(pe suprafaţa Bor ăscu, în valea Soarbele, pe culmea Sc ărişoara), Bihor (Tăul Mare şi Tăul Mic), Semenic (Baia Vulturilor). Tot în aceast ă categorie intr ă şi lacurile (Iezerul Mare şi Iezerul Mic) din Cindrel, a căror depresiune s-a format prin eroziune glaciar ă, dar barajul morenaic a fost rezultatul avalan şelor de ză padă. (c) Lacurile în depresiuni carstice au, în cea mai mare parte, caracter temporar (Padiş şi V ăr ăşoaia din Munţii Bihorului; în valea Soarbele din Retezat; Corongiş din Rodna), dar, în unele situa ţii, se formează lacuri permanente (Ighiu din Munţii Trascăului). (d) Lacurile vulcanice sunt foarte slab reprezentate. În extremitatea sudic ă a Munţilor Harghita (Masivul Ciomatu), se g ăseşte singurul lac de crater din ţara noastr ă, Sfânta Ana (22 ha). (e) Litologia variată a permis acţiunea proceselor de eroziune şi formarea depresiunilor lacustre de tipul celor de pe poli ţ e structurale: Lacul Negru din Masivul Penteleu şi Lacul Vulturilor din Masivul Siriu (s-a format prin procese de eroziune nival ă, tasare, sufoziune, dar şi dezagregare şi şiroire) (Gâştescu, 1971). (f) Lacurile de baraj prin surpare şi alunecare se formează prin bararea naturală a unor cursuri şi acumularea apei în spatele barajului. Nu au o durat ă de existenţă prea mare. Cele mai cunoscute sunt: Lacul Ro şu-Bicaz (12,6 ha), format în 1837; lacul Bălătău (6 ha), pe un afluent al Uzului din Mun ţii Nemira, din 1883; lacul Betiş, pe Novăţ, un afluent al Vaserului din Mun ţii Maramureş, format în 1957; lacul Hânsaru (0,5 ha), pe Bâsca f ăr ă Cale din Masivul Siriu. (g) Lacurile de excava ţ ie pe masive de sare se întâlnesc în Depresiunea Maramureş: lacurile de la Ocna Şugatag (Mihai, Vorosig, Pipiriga, Alb) şi Coştiui. În regiunea de dealuri şi podi şuri predomină lacurile formate între valurile de alunecare (cele mai multe cu o existen ţă efemer ă), dar şi cele rezultate prin acţiunea de dizolvare. (a) Lacurile între valuri de alunecare, de baraj prin surpare şi alunecare au dimensiuni mici (suprafeţe de 2-5 ha şi adâncimi de 2-3 m) şi o stabilitate destul de redusă. Sunt frecvente în Subcarpa ţi (între Argeş şi Râul Doamnei, la Malu cu Flori pe Dâmbovi ţa, pe valea Buz ăului), Podişul Transilvaniei (lacul Rath, lângă Porumbenii Mari, în dealul Rez), Podi şul Moldovei (pe interfluviul Moldova-Siret, în apropierea localit ăţii Soci-Paşcani; Ibăneasa), Podi şul Getic (pe interfluviul Cerna-Olteţ). (b) Dizolvarea rocilor uşor solubile determină apariţia unor depresiuni lacustre pe calcar (lacurile temporare Balta şi Zăton în Podişul Mehedinţi), depozite de gips (lacul Învârtita de la Nuc şoara, în Subcarpa ţii din bazinul Văii Doamnei şi Lacul Stânii din Depresiunea Transilvaniei) şi în exploatările de sare la zi (din epoca antic ă) şi subterane, frecvente în aria subcarpatic ă internă şi externă – prin procese de pr ă buşire (Ursu-Sovata, Aluniş, La Suhat); prin dizolvare superficială (lacurile Roşu, Verde, Şerpilor, Dulce, Ber ţului, de la
84
Sovata; Lacul Sărat-Telega; Slănic; Ocnele Mari-Vâlcea; Săcelu-Gorj; lacuri mici la Ocna Sibiului, Ocna Mure şului, Ocna Dejului, Cojocna, Turda); prin tasarea depozitelor acoperitoare, în urma dizolv ării în adâncime (lacurile pseudosaline de la Vintileasca şi Lopătari din Subcarpaţii Curburii – în orizonturi grezoase, lacul Brebu de la Câmpina – în depozite de teras ă, lacul Ştiucii din Câmpia Transilvaniei – în aluviuni fluviatile şi depozite badeniene). În regiunea de câmpie , lacurile sunt foarte numeroase şi variate ca genez ă: lacuri de luncă, limane fluviale, lacuri de baraj eolian, lacuri clastocarstice şi lacuri litorale. (a) Lacurile de luncă (bălţi) reprezintă cel mai r ăspândit tip genetic din România. Numeroase sunt lacurile de lunc ă propriu-zise, r ăspândite în cursurile inferioare ale râurilor mari - lunca Dun ării (Gârla Mare – 550 ha, Salcia, Fântâna Banului, Golenţi, Făţana, Begu, Sbenghiozul, Curcubeu, Fundul Mare, Rotund, Telincea, Parche ş, Babele, Memelegiu, Somova, Zaghen, Bistre ţ – 1867 ha, Vederoasa, Lacul lui Traian, Hazarlâc), Prut (Leahu, Pochina, Brate ş), Siret (Mândreşti, Lacul Negru), Ialomiţa (Bataluri, Rodeanu), Arge ş (Comana, Potcoava), Olt (Gâlmele, Viespile), Jiu (Tea şcu, Murta, Rojiştea) şi Mureş (Ză brani). Se adaugă lacurile de meandru (belciuge), de bra ţ sau de curs p ăr ăsit, cu forma tipică de potcoavă: Bentul Lătenilor şi Blasova (în lunca Dun ării), Cărpănoaia şi Sacu (în lunca Siretului), Pruteţul (în lunca Prutului), Bătrâna (pe Călmăţui). (b) Numeroase sunt şi lacurile de delt ă, grupate în complexe lacustre, acoperite ulterior cu vegeta ţie: Babina, Bogdaproste, Dranov – 2170 ha, Furtuna, Gorgova, Iacob, Isac, Lumina, Mati ţa, Merhei, Obretinul Mare, Puiu, Ro şu, Roşuleţ, Rotund-Puiuleţ, Trei Iezere, Uzlina. (c) Limanele fluviatile sunt r ăspândite în lungul râurilor principale ale Câmpiei Române de nord-est şi Dobrogei vestice, cum sunt: Dun ărea (Bagăr, Saun, Mostiştea, Gălăţui, Bugeac, Iortmac, Oltina – 2509 ha, Mârleanu, Vederoasa, Domneasca), Ialomi ţa (Perieţi, Amara, Iezer, M ănăstirii, Snagov, Căldăruşani, Fundata, Slobozia, Strachina), Buz ău (Coştei, Jirlău, Lacul SăratCâineni, Amara, Balta Albă, Ciulniţa) şi Siret (Mălina, Lozova, Cătuşa). (d) Limanele fluvio-marine s-au format prin bararea gurilor de v ărsare ale râurilor dobrogene în Marea Neagr ă, de către curenţii litorali. Cele mai reprezentative sunt: Taşaul (2335 ha), Techirghiol, Tatlageac, Limanul, Mangalia, Corbul, Agigea sau Agighiol şi Babadag, ultimele considerate limane fluviolacustre (Breier, 1976). (e) Lagunele marine s-au detaşat prin izolarea total ă sau par ţială a unor foste golfuri marine, prin cordoane de nisip, fiind strâns legate de oscila ţiile nivelului marin. În aceast ă categorie se includ: complexul lacustru Razim-Sinoie (Razim – 41.500 ha, Periteasca – 3550 ha, Golovi ţa – 11870 ha, Zmeica – 5460
85
ha, Sinoie – 17.150 ha, Istria – 560 ha, Nunta şi – 1050 ha, Tuzla), Siutghiol (1900 ha) şi mlaştinile Comorova şi Hergheliei (Mangalia). (f) În depresiunile de tasare în loess, se g ăsesc lacuri de crov . Au o frecvenţă mai mare în nord-estul Câmpiei Române (Ianca – 322 ha, Plopu, Lutul Alb, Movila Miresii, Tătaru, Colţea, Plaşcu) şi Câmpia Banato-Crişană. Numărul acestora creşte în perioadele cu exces de umiditate. Uneori, tasarea afecteaz ă depozitele de terasă, constituite din materiale mai grosiere (nisipuri şi pietrişuri) acoperite de luturi şi soluri (pe terasele Jiului - Victoria, Lacul Mare şi Tetila). (g) Acumularea nisipurilor ofer ă posibilitatea acumulării apei în depresiunile dintre dunele de nisip, fie sub forma unor lacuri permanente (b ălţile Jdegla, Arcerului, Şebazu, Purcarului, Sabalia şi Ţarova, în lunca Dun ării între Drobeta Turnu Severin şi Bechet) sau temporare (pe malul stâng al Jiului la Apele Vii-Amăr ăşti şi pe malul drept al Călmăţuiului de Br ăila). Lacurile artificiale au rezultat din ac ţiunea directă sau indirectă a factorului uman. În funcţie de scopul urmărit la crearea lor, se deosebesc: iazuri şi heleşteie, lacuri de interes hidroenergetic, lacuri de agrement, lacuri pentru alimentarea cu ap ă, lacuri cu folosinţă complexă. (a) Haiturile erau mici acumulări prin intermediul cărora se transportau plutele. Au existat pe Bistriţa şi afluenţii din amonte de Bicaz, pe Dâmbovi ţa, Râul Târgului, Vâlsan, Arge ş, Topolog, pe Lotru şi afluenţi, pe Sebeş, Iara, Ampoi şi Someşul Rece. (b) Benturile au apărut din necesitatea rezolv ării problemei apei potabile pentru aşezările situate pe interfluviile din Piemontul Cotmeana. Locuitorii au încercat să păstreze cât mai mult apa din ploi şi au să pat gropi de 1-3 m adâncime şi 40-50 m² suprafaţă, în care se acumula apa, utilizat ă ulterior în diferite scopuri. (c) Iazurile, de formă alungită, apărute în lungul văilor, prin bararea acestora, sunt cunoscute înc ă din secolul al XV-lea. Amenajate ini ţial în scopuri agropiscicole, unele au c ă pătat ulterior folosinţe complexe. Cele mai multe se găsesc în Câmpia Moldovei: T ătăr ăşeni, Niculcea, Negreni, Ib ăneşti, Hăneşti (în bazinul Başeului), Bor şa, Ţigănaşi, Osoi (în bazinul Jijiei), C ătămăreşti, Dr ăcşani – 500 ha (în bazinul Sitnei), Hălceni, Vlădeni, Câmpeni (în bazinul Miletinului), Pârcovaci, Tansa, Strâmbul, Plopi, Podul Iloaiei (în bazinul Bahluiului). În Câmpia Română, cele mai reprezentative sunt în bazinul C ălmăţuiului Teleormănean (Crângeni – 300 ha, Suhaia – 1094 ha), iar în Câmpia Transilvaniei, apar frecvent în bazinele Fize şului (Ţaga Mare, Cătina, Tăul Popii), Şarului (Toldal, Glodeni), Şesului (Văleni, Şăulia), Pârâului de câmpie (Zau). (d) Hele şteele s-au amenajat în ariile joase şi cu umiditate, în scopul practicării unei pisciculturi intensive: în lunca Dun ării (Ciocăneşti, Cuza Vodă, Suhaia, Nazarlâc) şi a Călmăţuiului (Luciu), dar mai ales în Câmpia BanatoCrişană (Ineu, Chişineu Criş, Socodor, Pilu, Seieu ş, Tămaşda, Cermei, Bercu
86
Nou, Livada) şi sudul României (Bujoreni şi Nucet, în bazinul Argeşului; Fr ăsinet, în bazinul Mosti ştei). (e) Lacurile de interes hidroenergetic Cel mai vechi este lacul Scropoasa, pe Ialomi ţa, construit în anul 1930. Cele mai mari acumul ări, în funcţiune, sunt: Por ţile de Fier I (100 km²; 2400 mil.m³) şi Por ţile de Fier II (400 km²; 800 mil.m³), pe Dun ăre; Izvorul Muntelui (15,6 km²; 1130 mil.m³), Pâng ăraţi, Viişoara Vaduri, Bâtca Doamnei, Racova, Gârleni, Lilieci, Bac ău, pe Bistriţa; Stânca-Costeşti (24,5 km²; 735 mil.m³), pe Prut; Vidraru (9 km²; 469 mil.m³), Oeşti, Cerbureni, Curtea de Arge ş, Zigoneni, Vâlcele, Budeasa, pe Arge ş; Vidra (9,5 km²; 340 mil.m³), Mălaia, Br ădişor, pe Lotru; Fântânele (8,9 km²; 226 mil.m³), Tarni ţa, pe Someşul Cald; Floreşti, Gilău, pe Someşul Mic; Veneţia, Strejeşti, Ipoteşti, Dr ăgăneşti, Frunzaru, Rusăneşti, Izbiceni, pe Olt; Oa şa, Tău, Că pâlna, Petreşti, pe Sebeş; Negovanu, Sadu II, pe Sadu; Le şu, pe Valea Iadei (afluent al Cri şului Repede); Gura Apelor, Ostrovul Mic, Păclişa, Haţeg, pe Râul Mare; Turceni I, pe Jiu; Galbeni, R ăcăciuni, Bereşti, Călimăneşti, pe Siret. (f) Lacuri pentru alimentarea cu ap ă Se întâlnesc pe Argeş (Bascov, Piteşti), pe Tazlău (Belci, distrus în urma viiturii din iulie-august 1991), lacul Dragomirna, lâng ă Suceava, pe Uz (Poiana Uzului), pe Crişul Alb (Mihăileni), pe Arieş (Mihoeşti), pe Jiul de Vest (Valea de Peşti), pe Târlung (Săcele), pe Cibin (Gura Râului). (g) Lacuri cu folosin ţ e complexe Au fost amenajate pe Tur (C ălineşti), pe Bistriţa (Colibiţa), pe Firiza (Strâmtori), pe Crişul Repede (Lugaşu, Tileagd), pe Târnava Mare (Zetea), pe Cerna Mureşului (Teliuc), pe Timiş (Trei Ape), pe Bârzava (Gozna, V ăliug, Secul), pe Cerna (Valea lui Iovan), pe Jiu (I şalniţa), în bazinul Vedei (Rusciori, Bă băiţa, Piatra, Baba Dana, Iliescu), pe Arge ş (Goleşti, Mihăileşti), pe Ilfov (Br ăteşti, Adunaţi, Ilfoveni), pe Colentina (Buftea, Mogo şoaia, Griviţa, Pantelimon), pe Ialomiţa (Pucioasa, Bolboci, Dridu, Co şereni), pe Doftana (Paltinu), pe Siret (Rogojeşti, Bucecea), pe Şomuzul Mare (Moara, Pocoleni), pe Buzău (Siriu, Cândeşti). (h) Lacuri de agrement Se întâlnesc pe Colentina, din apropierea ora şului Bucureşti, pentru recreere şi agrement (Her ăstr ău, Floreasca, Tei, Plumbuita, Fundeni) (i) Lacuri pentru apărare contra inunda ţ iilor Pe unele artere hidrografice cum este Bahluiul, s-au f ăcut amenajări pentru atenuarea viiturilor şi apărarea oraşului Iaşi împotriva inundaţiilor.
87
5.4. Marea Neagr ă Elemente morfometrice
Situată între 40º55' şi 46º32' latitudine nordică şi între 27º27' şi 41º42' longitudine estică, Marea Neagr ă este o mare de tip intercontinental, care comunică cu Marea Mediterană prin strâmtoarea Bosfor, Marea Marmara, strâmtoarea Dardanele, Marea Egee şi cu Marea Azov prin strâmtoarea Kerci. Are o suprafaţă de 413.490 km², adâncimea maxim ă de 2245 m (în partea central-sudică, pe o linie ce une şte oraşele Ialta din Peninsula Crimeea şi Sinop din Asia Mică), iar adâncimea medie de 1288 m. Volumul de ap ă la nivel normal este apreciat la 529.955 km³. Lungimea maximă este de 1150 km, pe direc ţie vest-est, între porturile Burgas (Bulgaria) şi Batumi (Georgia). Lăţimea maximă este de 610 km, pe direcţie nord-sud, între golful Odessa (Ucraina) şi râul Sakarya (Turcia), iar lăţimea minimă este de 262 km, între peninsula Ialta şi Capul Burun. Ţărmul Mării Negre se desf ăşoar ă pe o lungime totală de 4790 km, în cadrul celor 6 state riverane: Ucraina 2007 km, Turcia 1350 km, Rusia 500 km, Bulgaria 378 km, Georgia 310 km, România 245 km. Ţărmurile sunt lipsite de peninsule importante (cu excepţia Crimeei), iar golfurile sunt reduse ca num ăr (Odessa, Balcic, Burgas). Bazinul său hidrografic este de 2.402.119 km², situat în Europa Central ă şi de Est, cuprinzând 21 state. Se remarc ă Rusia şi Ucraina care deţin 49%, Turcia 10,7% şi România 9,98%. În acela şi timp, România, Moldova şi Ungaria intr ă în totalitate în limitele bazinului pontic; urmează Ucraina cu 98%, Austria cu 97,4%, Slovacia cu 96,3%, Bosnia-Her ţegovina cu 91%. În ceea ce prive şte fluviile care se includ acestui bazin, pe primul loc este Dun ărea (817.000 km², adică 34%), urmată de Nipru (504.000 km², 21%), Don (422.000 km², 17,6%), Kîzîl Irmak (77.100 km², 3,2%), Nistru (72.100 km², 3%), Bugul de Sud (63.700 km², 2,6%) (Gâştescu, 1998). Marea Neagr ă are foarte puţine insule. Cea mai mare este Insula Şerpilor (17 ha), situată în faţa gurilor Dunării, la circa 45 km de Sulina (45°15’53” latitudine nordică şi 30°14’41” longitudine estică). Este un inselberg de tip dobrogean, ce atinge în ălţimea maximă de cca 40 m. Se mai adaug ă: Insula Sacalin (la sud de gura de v ărsare a braţului Sf. Gheorghe, apărută în 1897), Insula Kefken (aflată la 55 km de Bosfor) şi o serie de insuliţe şi stânci emerse în Golful Burgas şi limanul Berezan (Cucu, Vl ăsceanu, 1991). Geneza şi evolu ţ ia depresiunii marine
Bazinul Mării Negre a evoluat în strâns ă legătur ă cu bazinele marine limitrofe, în funcţie de dinamica pl ăcilor (Est-Europeană şi Africano-Arabă) şi formarea lanţurilor muntoase.
88
Marea Neagr ă reprezintă un rest din Lacul Pontic, desprins din Marea Sarmatică (ce se întindea din bazinul Vienei pân ă în arealul Lacului Aral). În timpul cuaternarului, au fost caracteristice regresiuni şi transgresiuni, cu amplitudini de peste 80 m în varia ţia nivelului marin, fapt ce a condus la stabilirea unor legături succesive cu Marea Caspic ă şi Marea Mediterană. În ceea ce priveşte geneza bazinului marin, se apreciaz ă că există mai multe etape: procese de rifting continental în cretacic superior-eocen; subsiden ţă activă şi acumulări masive de sedimente în oligocen şi miocen; definitivarea din pliocen şi actual (Vespremeanu, 2004). Structura litologică a fundului Mării Negre pune în evidenţă existenţa stratului bazaltic în zona abisal ă şi a celui granitic spre margini, peste care se suprapun sedimente neconsolidate. În partea central ă, rata depunerii sedimentelor este de 15 cm/1000 ani (Gâ ştescu, 1998). Caracteristici morfostructurale
În profil transversal, relieful submarin apare dispus în trepte relativ concentrice. Platforma continental ă ( şelful ), extinsă pe 30% până la izobata de 200 m, are cea mai mare desf ăşurare în partea nord-vestic ă (200 km lăţime în Golful Odessa), fiind îngustată în sud şi est. Pe suprafaţa sa, ce înclin ă cu 1,4-9‰, exist ă urme de văi submarine apar ţinând unor paleorâuri (fosta Dun ăre, în prelungirea braţului Sf. Gheorghe; Casimcea; Nistrul).
Fig. 15. Marea Neagr ă (Ujvari, 1972; Posea, 2004)
89
Taluzul ( povârni şul ) continental , care ocupă 27%, cuprinde pante accentuate 10-22‰, înconjurând continuu partea central ă. Se desf ăşoar ă până la izobata de 1000 m (chiar 1500 m în sud şi est). Se produc alunecări ale sedimentelor slab consolidate şi dislocaţii tectonice; de asemenea, se g ăsesc canioane submarine, o continuare a v ăilor de pe şelf (în dreptul ţărmului nordic, estic şi sudic). Depresiunea marginal ă, extinsă pe 31%, prezintă un relief aplatizat, cu pante mult mai reduse. În partea nord-vestic ă se găseşte conul abisal al Dun ării. Câmpia abisal ă (12%), cu aspect neted, se desf ăşoar ă în partea centrală a bazinului marin (sub izobata de 2000 m), mai extins ă în jumătatea estică. Relieful fâşiei litorale se diferenţiază: ţărm abrupt şi stâncos, în sud-vest, sud şi est (în dreptul mun ţilor Balcani, Pontici, Caucaz şi Crimeei); ţărm jos, cu limane, lagune şi deltă, în nord şi nord-vest (în dreptul câmpiei din jurul Golfului Odessa şi a Dobrogei). Bilan ţ ul hidric şi varia ţ iile de nivel
Structura bilanţului apei afecteaz ă doar stratul superficial situat între 0 şi 150-200 m. Cea mai mare parte a volumului de ap ă al M ării Negre (mai adânc de 200 m) este delimitat strict prin modific ări bruşte de temperatur ă (termoclină) şi salinitate (haloclină), faţă de cel de deasupra. În ansamblu, bilan ţul hidric este echilibrat, intr ările (801,5 km³) fiind compensate de ie şiri (800 km³). Ponderea cea mai mare la intr ări o deţine aportul fluvial (scurgerea din râuri), estimat la 338 km³ (42,2%), asigurat în cea mai mare parte de râurile din nord-vest (60,3% Dunărea, 15,6% Nipru, 2,9% Nistru). Precipita ţiile, ce reprezintă 237,7 km³ (29,6%), sunt dep ăşite de cantitativ de evaporaţie, 395,6 km³ (49,4%), consecinţă a climatului temperat continental. Schimbul de ap ă cu Marea Marmara şi Marea Azov este apreciat la 225,8 km³ la aport şi 404,4 km³ la pierderi. Marea Neagr ă pierde apă puţin sărată (salmastr ă) pe la suprafaţă şi primeşte apă sărată pe la adâncime, peste pragul Bosfor, în schimbul realizat cu Marea Mediteran ă (prin Marea Marmara), fapt ce contribuie la creşterea volumului de apă anoxic (Gâştescu, 1998). Varia ţ ia nivelului apei (cu amplitudini de 20-26 cm) este rezultatul modificării sezoniere, anuale sau multianuale a volumului de ap ă, în funcţie de schimbările produse în cadrul surselor de alimentare sau de consum. Nivelul Mării Negre a înregistrat şi oscilaţii de lungă durată (seculare şi milenare), în raport de variaţiile condiţiilor climatice din cuaternar (succesiunea fazelor glaciare şi interglaciare). Astfel, în mindel-riss, nivelul era mai ridicat decât cel actual cu 35 m, în riss cu 15 m mai coborât, în riss-würm cu 15 m mai înalt decât în prezent şi în würm cu peste 40 m sub cel actual. În prezent, ca urmare a tendin ţei generale de cre ştere a nivelului oceanic, Marea Neagr ă înregistrează o creştere a nivelului cu rate de 1,8-2,0 mm/an.
90
Temperatura apei
La suprafaţă, temperatura apei este strâns legat ă de temperatura aerului. Astfel, valorile medii anuale cresc de la nord-vest (11ºC în Golful Odessa) spre sud-est (16ºC la Batumi). În timpul anului, cele mai calde ape sunt caracteristice lunii august (medii lunare de 19-20°C în nord-vest şi 24ºC în sud-est), iar cele mai reci lunii februarie (0°C, uneori apare chiar ghea ţă la mal şi sloiuri plutitoare, în nord-vest şi 8ºC în sud-est). În adâncime, varia ţiile temperaturii apei se resimt pân ă la 60-80 m în timpul iernii şi 20 m în timpul verii. Pe vertical ă, se remarcă prezenţa mai multor orizonturi termice. Astfel, la suprafaţă (până la 60 m adâncime), temperatura apei urmăreşte valorile temperaturii aerului, scăzând odată cu adâncimea pân ă la valori de 7-9ºC. Între 60 şi 80 m adâncime exist ă un strat cu grosimi de 5-20 m, cu ap ă mai rece (5-7ºC), ce se formează prin coborârea apelor superficiale mai reci din timpul iernii. Sub acest strat, temperatura cre şte până la 450 m adâncime, unde atinge 9ºC, menţinându-se la aceast ă valoare până la fundul mării, unde se constată o uşoar ă încălzire a apei cu circa 0,1-0,2ºC. Compozi ţ ia chimică
Salinitatea medie (apreciată la 22‰ pentru întregul volum de ap ă) creşte de la ţărm spre larg, dar şi de la suprafaţă spre adâncime. Astfel, în stratul de suprafaţă, valorile sunt mai reduse la ţărm (sub 10‰, chiar 4-7‰ în fa ţa Deltei Dunării) comparativ cu aria central ă unde sunt de 17-18‰. Pe verticală, salinitatea creşte de la suprafa ţă (10-18‰) spre adâncime, ajungând la 1000 m la valori de 22,3‰, dup ă care creşterea este lentă (25‰ la fundul bazinului marin). În ceea ce prive şte bilanţul salin, 90,2% din volumul de s ăruri provine din Marea Mediterană. Se apreciază că procesul de salinizare a început acum 7000 ani (după stabilirea legăturii cu Marea Marmara), iar concentraţia actuală şi distribuţia pe vertical ă s-au realizat acum 1000 ani. Sub aspectul compozi ţiei chimice, predomină clorul (55%) şi sodiul (3041%), alături de care mai apar sulfatul (7%) şi magneziul (4%). Oxigenul şi hidrogenul sulfurat determină caracteristici hidrochimice de bază, prin conţinutul acestora şi raportul dintre ele. Astfel, în stratul superficial (până la 125 m adâncime în centru şi 225 m spre periferie), apele sunt bine oxigenate. Începând de la 125-175 m adâncime se remarc ă prezenţa hidrogenului sulfurat. De altfel, Marea Neagr ă înregistrează cel mai mare volum de ap ă anoxic (90%, adică 484.000 km³) din întreg Oceanul Planetar. Prezenţa celor dou ă straturi de apă cu caracteristici chimice distincte are implicaţii în dezvoltarea florei şi faunei. Stratul de apă propice desf ăşur ării proceselor vitale, cu oxigen dizolvat, este într-o continuă descreştere, în timp ce stratul de apă anoxic, cu hidrogen sulfurat, nu permite decât existen ţa unor specii de bacterii anaerobe.
91
Transparen ţ a şi culoarea apelor
Transparenţa apei prezintă diferenţieri semnificative în funcţie de cantităţile de aluviuni în suspensie sau distan ţa faţă de ţărm. În larg, apele sunt transparente până la 20-30 m adâncime, în timp ce în apropierea litoralului transparenţa scade la 6 m (chiar 0,5 m în apropierea Deltei Dun ării). Culoarea apei variaz ă de la albastru-verzui, în larg, la galben şi brungălbui, în apropierea ţărmului deltaic. Dinamica apelor
Valurile, generate de factorii anemobarici şi de caracteristicile morfometrice ale Mării Negre, ating obişnuit 1-2 m înălţime, dar în timpul furtunilor ajung la 6-8 m în ălţime şi 60 m lungime, cu frecven ţă maximă iarna, la vînturi de nord-est. Marea Neagr ă se împarte în dou ă: partea nord-vestică, mai agitată, în special în sezonul rece şi partea sud-estic ă, cu valuri mai reduse, mai ales în sezonul cald al anului. Sub influenţa presiunii atmosferice, se produc sei şe cu amplitudini de la câţiva centimetri la 2 m şi durată de la câteva minute la 13 ore. Datorit ă faptului că este o mare de tip intercontinental, mareele sunt reduse (9-12 cm amplitudine). Curen ţ ii marini apar sub acţiunea vânturilor de nord-est, a jeturilor fluviale şi al schimbului de ape cu Marea Mediteran ă. Există curenţi de suprafaţă şi curenţi de adâncime. Curenţii de suprafaţă se desf ăşoar ă în sens invers acelor de ceasornic (îngustarea din dreptul Crimeii înscrie dou ă circuite secundare). În Golful Odessa şi în dreptul Dobrogei, se dezvolt ă curenţi nepermanenţi (de derivă). Curenţii de adâncime (de compensa ţie) se formează datorită diferenţelor de salinitate dintre Marea Neagr ă şi Marea Mediterană. Apar sub forma unor curenţi dubli, ce se deplaseaz ă în sensuri opuse: spre Mediterana (pe la suprafa ţă) şi dinspre Mediterana (în adâncime). Via ţ a în Marea Neagr ă se întâlneşte numai în stratul superficial (pân ă la 180-200 m adâncime). Flora este reprezentată prin iarba de mare ( Zostera marina) şi o serie de alge mono- şi pluricelurare ( Phylophora, Cladephora, Ceramium, Vaucheria, Chondria, Hilebrandia). Fauna, reprezentată prin elemente ponto-caspice şi atlanto-mediteraneene, cuprinde specii de pe şti, moluşte, crustacee şi mamifere acvatice. Dintre peşti, se remarcă: stavridul (Trachurus ponticus ), ş protul (Sprattus sprattus), hamsia ( Engraulis encrasiocholus), pălămida ( Pelamys sarda ), scrumbia albastr ă (Scomber scombrus ), gingirica (Cluponella cultiventris), chefalul ( Mugil cephalus), guvidul (Gobius ratan), calcanul (Scophthalmus maeoticus), rechinul (Squalus acanthias ), alături de sturioni: morun ( Huso huso), păstrugă ( Acipenser stellatus ), nisetru ( Acipenser güldenstaedti ).
92
Pe lângă aceştia, se găsesc şi unele mamifere acvatice: delfinul sau porcul de mare ( Delphinus delphis) şi foca ( Monachus albiventer ), ce se întâlne şte la Ecrene, pe litoralul bulgăresc. Dintre moluşte există midia de stâncă ( Mytilus galloprovincialis ) şi stridia de piatr ă (Ostrea sublamellosa), iar dintre crustacee, Modiolus phaseolinus şi Balanus improvisus .
93
6. BIOGEOGRAFIE Distribuţia actuală a vegetaţiei şi faunei României nu este uniform ă în spaţiu. Condiţiile geografice (aşezare, relief, climă, soluri) determină o mare complexitate de biocenoze distincte. Diferenţierile căldurii şi umidităţii în funcţie de latitudine, altitudine şi longitudine, determină constituirea unit ăţ ilor biogeografice zonale (zone şi subzone – pe latitudine; etaje şi subetaje – pe altitudine), precum şi a celor regionale (provincii şi subprovincii). Variaţiile locale mai accentuate ale regimului termic, hidric şi trofic au impus apariţia unor unit ăţ i biogeografice intrazonale (lunci, terenuri salinizate, mlaştini, stâncării, nisipuri).
Fig. 16. Marile unităţi de vegetaţie (Ivan, 1979). Unităţi altitudinale: 1. Etajul alpin şi subalpin; 2. Etajul boreal; 3. Etajul nemoral: păduri de fag şi de amestec cu r ăşinoase; 4. Etajul nemoral: păduri de gorun; 5. Etajul nemoral: păduri submediteraneene; 6. Silvostepa sudică; Unităţi latitudinale (zona nemorală): 7. Subzona pădurilor de stejari mezofili (cu Quercus robur ); 8. Subzona pădurilor de stejari submezofilitermofili (cu Quercus cerris şi Q. frainetto); 9. Subzona silvostepei; 10. Zona stepei; Unităţi intrazonale: 11. Păduri de stejar pedunculat (Quercus robur ) în depresiuni şi piemonturi; 12. Păduri de stejar pedunculat, carpen (Carpinus betulus) şi tei (Tilia) în Câmpia Română; 13. Vegetaţie complexă în Delta Dunării.
94
6.1. Zone şi etaje biogeografice Repartiţia vegetaţiei şi faunei reflectă o corelaţie strânsă faţă de desf ăşurarea teritoriului ţării în latitudine şi altitudine. Se remarcă, de asemenea, prezenţa unor fâşii de interferenţă cu forme de adaptabilitate. Analiza detaliată a elementelor biogeografice (a vegeta ţiei naturale şi seminaturale, în primul rând) a pus în eviden ţă existenţa a trei zone (stepă, silvostepă, p ăduri nemorale), până la altitudini de 300-400 m. Prezen ţa Carpaţilor şi a regiunilor pericarpatice a impus o modificare în altitudine a condi ţiilor bioclimatice, astfel că se conturează şi patru etaje (nemoral, boreal, subalpin, alpin).
6.1.1. Zona stepei Pe baza r ăspândirii cernoziomurilor şi a kastanoziomurilor, a prezen ţei unor fragmente de paji şti stepice şi a lipsei aproape totale a p ădurilor, s-a delimitat o zonă de stepă, nu prea întinsă, în sud-estul ţării. Aceasta este caracteristic ă păr ţii de est a Băr ăganului, Podişului Dobrogei (până la altitudini de 150-200 m), sudvestului Câmpiei Covurluiului şi jumătăţii sudice a Câmpiei Siretului inferior. De-a lungul timpului, ţinuturile incluse astăzi în categoria stepelor au fost transformate de om (prin desţelenire) în terenuri arabile sau păşuni. Vegetaţia naturală mai apare sporadic în lungul şanţurilor şi drumurilor, pe coastele malurilor înalte sau în islazurile comunale, fiind în multe cazuri degradată. Nota caracteristică o dau pajiştile xerofile, alături de care se mai găsesc tufişuri formate din arbuşti de stepă şi plante de nisipuri. Cea mai mare dezvoltare o aveau gramineele: specii de colilie ( Stipa lessingiana, S. ucrainica, S. pulcherrima, S. tirsa, S. joannis ), negar ă (Stipa capillata), pir crestat ( Agropyron cristatum), păiuş ( Festuca valesiaca), pir gros (Cynodon dactylon), bărboasă ( Botrichloa ischaemum). În prezent, s-au restrâns foarte mult ( Stipa aproape a dispărut din Câmpia Român ă, nerezistând la suprap ăşunat şi alte acţiuni antropice), întâlnindu-se dispersat, sub forma paji ştilor derivate, prin islazuri (firuţă cu bulbi, peliniţă, pir gros). Bine reprezentate sunt: specii de mături (Centaurea orientalis), peliniţă ( Artemisia austriaca), plevaiţă ( Xeranthemum anuum ), steluţe ( Aster lynosiris, A. villosus); lucernă ( Medicago falcata), cosaci ( Astragalus monspessulanum), măzăriche (Vicia), molotru (Trigonella); jaleş (Salvia pratensis, S. nutans ), cimbrişor (Thymus pannonicus, T. zygoides ), solovârfiţă ( Phlomis); pătrunjel de câmp ( Pimpinella tragium lithophila), urechea iepurelui ( Bupleurum), smeoaie (Seseli); dediţei ( Pulsatilla), ruscuţe ( Adonis vernalis); usturoi sălbatic ( Allium saxatile), ceapa ciorii ( Muscari); stânjenei ( Iris).
95
Dintre plantele de nisip, se întâlnesc ciuleiul ( Ceratocarpus arenarius ), romaniţa de câmp ( Anthemis ruthenica), ipcărigea (Gypsophylla paniculata), laptele câinelui ( Euphorbia gerardiana ), salcia de nisip ( Salix rosmarinifolia), pe nisipurile de pe dreapta Ialomi ţei, Călmăţuiului, Hanu Conachi, precum şi orzul sălbatic ( Elymus sabulosus), scaiul dracului ( Eryngium maritimum), cârcelul ( Ephedra distachia), rogozul de nisip ( Carex colchica ), p ăiuşul de nisip ( Festuca vaginata), pe litoral. Arbuştii sunt reprezentaţi prin specii de porumbar ( Prunus spinosa), migdal pitic ( Prunus tenella ), vişin pitic ( Prunus fruticosa ), măceş ( Rosa canina ), iar în Dobrogea sunt caracteristice şi păliurul ( Paliurus spina-christi), iasomia sălbatică ( Jasminum fruticans ). În cadrul zonei de step ă, se disting dou ă subzone (Săvulescu, 1940): stepa cu graminee şi dicotiledonate ( Altiherbosa) şi stepa cu graminee ( Duriherbosa). Stepa cu graminee şi dicotiledonate cuprinde Câmpia Siretului inferior, Câmpia Covurluiului şi centrul Băr ăganului, desf ăşurându-se pe cernoziomuri. Pajiştile stepice actuale sunt formate din specii de firu ţă cu bulbi ( Poa bulbosa), peliniţă de stepă ( Artemisia austriaca), pir gros (Cynodon dactylon ), laptele câinelui ( Euphorbia seguieriana, E. cyparissias); se mai găsesc spini (Carduus acanthoides, C. nutans ) şi alte specii ruderale (Onopordon tauricum , Berteroa incana), pe islazurile degradate, mai ales în preajma stânelor. În p ăşunile aflate în stadii incipiente de în ţelenire, se întâlnesc specii de obsig ă ( Bromus tectorum, B. squarrosus, B. sterilis, B. arvensis ), chiurlan (Salsola ruthenica ), mohor (Setaria viridis). Pe malurile râurilor apar specii de bărboasă ( Botrichloa ischaemum), cimbrişor (Thymus marschallianus ), păiuş ( Festuca valesiaca), iar în luncile acestora, pir ( Agropyrum repens), coada vulpii ( Alopecurus pratensis), iarba vântului ( Agrostis alba ). Stepa cu graminee se desf ăşoar ă în centrul şi sudul Dobrogei, precum şi pe o fâşie îngustă în lungul Dunării, pe cernoziomuri carbonatice şi castanii, în condiţii climatice mai uscate. Paji ştile actuale sunt formate din specii de firu ţă ( Poa bulbosa), peliniţă de stepă ( Artemisia austriaca), bărboasă ( Botriochloa ischaemum), laptele câinelui ( Euphorbia steposa ), obsigă ( Bromus squarrosus, B. tectorum, B. japonicus ), flămânzică ( Draba verna), lucernă ( Medicago minima, M. rigidula), alături de specii din stepa primar ă, păiuş ( Festuca valesiaca), pir crestat ( Agropyrum cristatum), negar ă (Stipa capillata), coada şoricelului ( Achillea setacea ), lipitoare ( Asperula humifusa, A. cynanchica ). În condiţii de păşunat excesiv, apar doar specii de obsig ă ( Bromus japonicus, B. tectorum, B. squarrosus), chiurlan (Salsola ruthenica) şi buruieni (Veronica polita, Cerastium semidecandrum, Alyssum desertorum ). Fauna stepelor s-a restrâns mult datorit ă activităţilor antropice şi transformării vegetaţiei iniţiale în terenuri arabile. Speciile sunt adaptate
96
condiţiilor de uscăciune din timpul verii sau frigului iarna, dar şi mediilor deschise (lipsei pădurilor): majoritatea au dimensiuni mici, prezint ă fenomenul de hibernare în timpul iernii, iar păsările au un zbor rapid şi foarte apropiat de sol. Specifice stepei sunt roz ătoarele – cel mai reprezentativ este popând ăul (Citellus citellus), r ăspândit în toate câmpiile; hârciogul ( Cricetus cricetus ); grivanul cenuşiu (Cricetulus migratorius); grivanul cu coad ă scurtă ( Mesocricetus newtoni), în stepa dobrogeană; şoarecele de câmp ( Microtus arvalis); orbetele sau căţelul pământului (Spalax leucodon, în sudul ţării şi S. microphthalmus , în partea nordică); şoarecele pitic ( Micromys minutus); şoarecele de step ă (Sicista subtilis). Toate îşi sapă galerii sub pământ, unde strâng cantit ăţi mari de provizii, fiind astfel dăunătoare agriculturii. În stepele din sud-estul ţării tr ăiesc şi dihorul de stepă ( Mustela eversmanni ) şi dihorul pătat (Vormela peregusna ), dar şi unele carnivore ca lupul şi vulpea. Păsările cele mai cunoscute sunt: dropia ( Otis tarda), specie sedentar ă, aflată pe cale de dispari ţie; spurcaciul (Otis tetrax), specie migratoare, foarte rar ă; pasărea ogorului ( Burhinus oedicnemus ), întâlnită în Dobrogea şi areale cu dune de nisip; prepeliţa sau pitpalacul ( Coturnix coturnix), specie migratoare, oaspete de var ă; potârnichea ( Perdix perdix), specie sedentar ă; ciocârlia de Băr ăgan ( Melanocorypha calandra) şi ciocârlia de stol ( Calandrella brachydactyla ), adaptate câmpurilor cultivate; graurul ( Sturnus vulgaris); lăcustarul (Sturnus roseus ); fâsa de câmp ( Anthus campestris); prigoria ( Merops apiaster ); dumbr ăveanca (Coracias garrulus ). Dintre păsările r ă pitoare amintim: şorecarul mare ( Buteo rufinus), acvila de stepă ( Aquila rapax orientalis), şorecarul încălţat ( Buteo lagopus) şi eretele alb (Circus macrourus ), aflat la limita vestică a arealului său. Reptilele sunt reprezentate prin: diferite specii de şerpi – Eryx jaculus turcicus, în Dobrogea, balaurul ( Elaphe quatorlineatus sauromates), şarpele r ău (Coluber jugularis caspius ); şopârle – şopârla de stepă ( Lacerta taurica), şopârla de câmp ( Lacerta agilis chersonensis ), Lacerta agilis euxinica şi Eremias arguta deserti, r ăspândite pe dunele de nisip; vipera de step ă (Vipera ursinii renardi ). Se mai remarcă: broasca ţestoasă de uscat (Testudo graeca ibera ), în Dobrogea; broasca râioas ă ( Bufo viridis); broaştele de pământ ( Pelobates fuscus, în toată ţara şi P. syriacus balcanicus , numai în Dobrogea şi în lungul Dunării). Dintre nevertebrate, predomină: miriapodele – cârcăiacul (Scolopendra cingulata), în sudul ţării şi Dobrogea; coleopterele – scarabeii ( Scarabeu affinis, Sisyphus schaefferi ); ortopterele – lăcusta cu rât ( Tryxalis nasuta ), greierele gras ( Bradyporus montandoni ), greierele împroşcător ( Dinarchus dasypus ), călugăriţa ( Mantis religiosa ).
97
6.1.2. Zona silvostepei Corespunzător extinderii cernoziomurilor cambice şi a existenţei pâlcurilor de pădure în alternanţă cu pajişti stepice, s-a conturat zona de silvostep ă. Teritoriile care revin acestei zone sunt: Podi şul Moldovei (până la altitudini de 200-250 m), nordul Câmpiei Siretului Inferior, vestul Câmpiei B ăr ăganului, nordul Podişului Dobrogei (până la altitudini de 150-250 m), Câmpia Burnazului şi Câmpia Olteniei (pân ă la altitudini de 100-150 m), Câmpia Banato-Cri şană, de la Deta la Carei (până la 100-200 m altitudine). În general, silvostepa (antestepa sau stepa cu p ăduri) se caracterizeaz ă prin alternanţa vegetaţiei forestiere cu cea ierboasă (pajişti stepice). Speciile lemnoase sunt reprezentate de câ ţiva stejari: stejar pufos ( Quercus pubescens), stejar brumăriu (Quercus pedunculiflora ), stejar pedunculat ( Quercus robur ), la care se mai adaug ă ulm (Ulmus minor, U. procera ), p ăr pădureţ ( Pirus pyraster, P. elaeagrifolia), ar ţar tătăr ăsc sau gl ădiş ( Acer tataricum), jugastru ( Acer campestre ). Arbuştii cei mai des întâlni ţi sunt: gherghinarul (Crataegus monogyna ), lemnul câinesc ( Ligustrum vulgare), vonicerul ( Evonymus europaea), spinul cerbului ( Rhamus cathartica ), sângerul (Cornus sanguinea ), cornul (Cornus mas). Vegetaţia ierboasă cuprinde, în afara speciilor stepice, cum sunt p ăiuşul ( Festuca valesiaca, F. sulcata ) şi colilia (Stipa joannis, S. stenophylla), plante mai puţin adaptate la climatul secetos: graminee – firu ţa de livadă ( Poa angustifolia), pirul ( Agropyrum repens), obsiga ( Bromus inermis) sau specii mezoxerofile – aglica ( Filipendula hexapetala), trifoiul (Trifolium repens, T. pratense ), jaleşul (Salvia pratensis), sânzienele galbene ( Galium verum), sparceta (Onobrychis viciaefoliae), muşcatul dracului ( Knautia arvensis ). După predominarea unor specii de vegeta ţie lemnoasă, silvostepa se împarte în două subzone (Paşcovschi, Doni ţă, 1967): subzona silvostepei nordice, cu păduri de stejar pedunculat; subzona silvostepei sudice, cu p ăduri de stejar brumăriu şi pufos. Silvostepa nordică se extinde în Câmpia Moldovei şi Câmpia Crişurilor, fiind caracterizată prin prezenţa pădurilor de stejari mezofili – stejar pedunculat (Quercus robur ), în cea mai mare parte, dar şi gorun (Quercus petraea ), pe coastele umbrite şi pe soluri forestiere. Pajiştile de stepă apar pe versan ţii cu expunere sudică, în văi (Prutul), pe soluri marno-argiloase, cele mai frecvente fiind speciile de mărgeluşă ( Lithospermum purpureo-coeruleum ), rogoz (Carex michelii), păruşcă ( Festuca valesiaca ), colilie (Stipa joannis). Silvostepa sudică ocupă Câmpia Banatului, Câmpia Român ă, Colinele Tutovei şi Fălciului, fiind caracterizată prin păduri de stejari subxerofili-termofili – stejar brumăriu (Quercus pedunculiflora ) şi stejar pufos (Quercus pubescens ), ultimul întâlnit în Câmpia Olteniei şi vestul Burnazului, la care se asociaz ă
98
exemplare de păr argintiu ( Pirus elaeagrifolia) şi mojdrean ( Fraxinus ornus). Stratul arbustiv este format din păducel (Crataegus monogyna ), porumbar ( Prunus spinosa), vonicer ( Evonymus europaea), lemn câinesc ( Ligustrum vulgare), dar şi vişin de stepă (Cerasus fruticosa), migdal pitic ( Amygdalus nana ), scumpie (Cotinus coggygria). Pajiştile conţin specii de obsigă ( Brachypodium silvaticum), firuţă de livadă ( Poa angustifolia ), bărboasă ( Botriochloa ischaemum), sadină (Chrysopogon gryllus ), p ăiuş ( Festuca sulcata, F. valesiaca ), umbra iepurelui ( Asparagus officinalis, A. tenuifolius), mărgică ( Melica ciliata), capul şarpelui ( Echium rubrum), dumbeţ (Teucrium chamaedris ), jaleş (Salvia aethiopis), romaniţă ( Anthemis tictoria), iarbă mare ( Inula ensifolia), coada şoricelului ( Achilea setacea ). Fauna este reprezentată de popând ău ( Citellus citellus), hârciog (Cricetus cricetus), fâsa de câmp ( Anthus campestris), ciocârlan (Galerida cristata), ciocârlia de câmp ( Alauda arvensis), şopârla de câmp ( Lacerta agilis chersonensis ), lăcuste (Omocestus minutus, Chortippus loratus, Onconotus servilei, Myrmelotetrix antenatus ) (Drugescu, 1994).
6.1.3. Zona pădurilor nemorale Ocupă în România un teritoriu nu prea întins, în câmpiile înalte şi podişurile joase, slab fragmentate. Apare ca o fâ şie de tranzi ţie către etajele de vegetaţie, prezenţa sa fiind o rezultant ă a influenţei lanţului carpatic exprimată prin condiţiile climatice. Cuprinde păduri de stejari nepoienite, pe soluri forestiere (cenuşii, brun-roşcate). Este specifică pentru câmpiile înalte şi piemonturile joase din sudul şi vestul ţării (între 100 şi 300 m altitudine), centrul Podişului Transilvaniei (între 250 şi 400 m altitudine), nordul Podi şului Moldovei (între 200 şi 350 m altitudine). Nota specifică este dată de prezenţa pădurilor de cvercinee: stejarul pedunculat (Quercus robur ), cerul (Quercus cerris ), gârniţa (Quercus frainetto) şi mai rar gorunul (Quercus petraea ). Se mai adaug ă: carpenul (Carpinus betulus), teiul (Tilia platyphyllos, T. cordata, T. tomentosa ), paltinul de câmp ( Acer platanoides), jugastrul ( Acer campestre), ar ţarul ( Acer tataricum), ulmul (Ulmus minor, U. procera ), frasinul ( Fraxinus excelsior ), cireşul păsăresc (Cerasus avium), mărul pădureţ ( Malus silvestris), părul pădureţ ( Pirus pyraster ), plopul tremur ător ( Populus tremula ). Cantitatea destul de mare de lumin ă şi solurile compacte, cu umiditate variabilă, permit dezvoltarea unui strat arbustiv, în care domin ă gherghinarul (Crataegus monogyna ), lemnul câinesc ( Ligustrum vulgare) şi lemnul râios ( Evonymus verrucosa ). Vegetaţia ierboasă este bogat ă şi cuprinde: graminee – obsiga ( Brachipodium silvaticum), firuţa de pădure ( Poa nemoralis), firuţa de livadă
99
( Poa pratensis), golomăţ ( Dactylis polygama); plante de locuri umede – lăcr ămioare (Convallaria majalis), murul ( Rubus caesius ), bubericul (Scrophularia nodosa ); flora de mull – ciocul berzei (Geranium robertianum ), urzica moartă ( Lamium maculatum), mierea ursului ( Pulmonaria officinalis), vinariţa ( Asperula odorata), floarea paştilor ( Anemone nemorosa), pecetea lui Solomon ( Polygonatum latifolium ). Pe teritoriul ţării, în cadrul zonei nemorale se separ ă (Doniţă, 1963): o subzon ă a pădurilor de stejari mezofili (în Podişul Transilvaniei şi nordul Moldovei) şi o subzonă a pădurilor de stejari submezofili-termofili (în sudul şi vestul ţării). Pădurile nemorale formate din stejari mezofili sunt reprezentate prin stejar pedunculat (Quercus robur ), pure sau în amestec. În propor ţii mai mici apar exemplare de gorun ( Quercus petraea ), fag ( Fagus sylvatica), ulm de munte (Ulmus minor ), paltin de câmp ( Acer campestre ), cireş păsăresc (Cerasus avium), frasin ( Fraxinus excelsior ), carpen (Carpinus betulus), tei (Tilia cordata, T. tomentosa). Stratul arbustiv este bine dezvoltat şi cuprinde specii de alun ( Corylus avellana), gherghinar (Crataegus monogyna ), porumbar ( Prunus spinosa ), măceş ( Rosa canina ), vonicer ( Evonymus europaea ), lemn râios ( Evonymus verucosa ). Pajiştile sunt dominate de specii de p ăiuş ( Festuca pseudovina, F. valesiaca, F. sulcata ), bărboasă ( Botriochloa ischaemum ), în Podişul Transilvaniei şi colilie (Stipa tirsa, S. joannis, S. pulcherrima). Pădurile nemorale de stejari submezofili-termofili sunt caracterizate prin prezenţa cerului (Quercus cerris ) şi gârniţei (Quercus frainetto). Într-o propor ţie mai mică se asociaz ă stejarul pedunculat (Quercus robur ), ar ţarul ( Acer tataricum), teiul argintiu (Tilia tomentosa), frasinul ( Fraxinus angustifolia ), mărul pădureţ ( Malus silvestris ), părul pădureţ ( Pirus pyraster ). Stratul arbuştilor este format mai ales din gherghinar ( Crataegus monogyna, C. pentagyna ) şi lemn câinesc ( Ligustrum vulgare), iar pajiştile cuprind specii de p ăiuş ( Festuca valesiaca, F. pseudovina, F. sulcata ); bărboasă ( Botriochloa ischaemum) şi sadină (Chrysopogon gryllus ); păruşcă ( Agrostis tenuis), la altitudini mai mari. Fauna stej ăretelor cuprinde numeroase specii comune cu subetajul gorunetelor. Dintre mamifere, majoritatea speciilor migreaz ă spre regiunea montană: că prioara (Capreolus capreolus ), veveriţa (Sciurus vulgaris), pâr şul (Glis glis), şoarecele gulerat ( Apodemus tauricus), lupul (Canis lupus), iepurele ( Lepus europaeus), vulpea (Vulpes vulpes), pisica sălbatică ( Felis silvestris), alături de şoarecele pitic ( Micromys minutus pratensis), şoarecele subpământean ( Pitymis subterraneus ) şi chiţcanul de pădure (Sorex araneus tetragonurus ). Păsările sunt mai bine reprezentate: mierla ( Turdus merula), sturzul de vâsc (Turdus viscivorus ), sturzul cântător (Turdus philomelos), ciocârlia de pădure
100
( Lullula arborea ), câneparul (Carduelis cannabina ), frunzăriţa cenuşie ( Hippolais pallida elaeica), piţigoiul de livadă ( Parus lugubris), muscarul negru ( Ficedula hypoleuca), gaiţa (Garrulus glandarius ), turturica (Streptopelia turtur ), ă (Columba oenas ), privighetoarea ( Luscinia porumbelul de scorbur megarhynchos ), ciocănitoarea verde ( Picus viridis romaniae), eretele ( Falco vespertinus), gaia roşie ( Milvus milvus ). Printre reptile, se întâlnesc: şarpele orb ( Anguis fragilis), şopârla de câmp ( Lacerta agilis agilis), guşterul ( Lacerta viridis viridis), guşterul dobrogean ( Lacerta viridis meridionalis), şopârla de pădure ( Lacerta praticola pontica), şopârliţa de frunzar ( Ablepharus kitaibelli fitzingeri), broasca ţestoasă de uscat (Testudo hermanni ), broasca ţestoasă dobrogeană (Testudo graeca ibera ). Insectele sunt foarte numeroase: coleoptere – croitorul ( Cerambyx cerdo ), cariul de scoar ţă (Scolytus intricatus); lepidoptere – omida stejarului ( Lymantria dispar ), inelarul ( Malacosoma neustria), omida procesionar ă (Thaumatopoea processionea), molia verde a stejarului ( Tortrix viridana).
6.1.4. Etajul pădurilor nemorale Etajul pădurilor de foioase se extinde pân ă la 1200-1400 m altitudine, pe cea mai mare parte din teritoriul ţării (40%), în dealuri, podişuri şi munţi joşi şi mijlocii. Până la aproximativ 600-700 m altitudine, se remarc ă prezenţa gorunului, iar pân ă la 1200-1400 m este caracteristic fagul, cu o fâ şie de tranziţie gorun-fag la partea inferioar ă şi o fâşie de amestec fag-conifere la partea superioar ă. (păduri de gorun şi de amestec cu gorun) se desf ăşoar ă aproape exclusiv în dealuri şi podişuri, cu relief fragmentat, între altitudinile de 200-300 m şi 600-700 m, în Podişul Transilvaniei, Dealurile Vestice (între Crişul Alb şi Mureş), Podişul Getic, Subcarpaţi, Podişul Moldovei, nordul Dobrogei şi chiar sudul Mun ţilor Banatului. Pădurile sunt constituite aproape în exclusivitate din gorun ( Quercus petraea – în Podişul Transilvaniei şi dealurile mai înalte din regiunile pericarpatice, Q. dalechampii – în Dobrogea şi estul Podişului Moldovei, Q. polycarpa – în Oltenia şi sudul Banatului). În pu ţine exemplare mai pot ap ărea stejarul pedunculat ( Quercus robur ), fagul ( Fagus silvatica), carpenul (Carpinus betulus), teiul (Tilia cordata, T. platyphillos), cerul (Quercus cerris ) şi gârniţa (Quercus frainetto), iar în regiunile cu un climat mai blând, c ărpiniţa (Carpinus orientalis), mojdreanul ( Fraxinus ornus) şi chiar stejarul pufos (Quercus pubescens). Stratul de arbuşti este alcătuit din alun (Corylus avellana), gherghinar (Crataegus monogyna ), vonicer ( Evonymus europaea), lemn râios ( Evonymus Subetajul gorunetelor
101
verrucosa), corn (Cornus mas), sânger (Cornus sanguinea ), soc (Sambucus nigra), clocotiş (Staphylea pinnata), iar în Dobrogea şi Banat, din scumpie (Cotynus coggygria ). Vegetaţia ierboasă este formată din flora de mull – vinariţa ( Asperula odorata), sănişoara (Sanicula europaea ), trepădătoarea ( Mercurialis perrenis), urzica moartă galbenă ( Lamium galeobdolon), mierea ursului ( Pulmonaria officinalis), laptele câinelui ( Euphorbia amygdaloides ) - la care se asociaz ă unele specii de graminee: obsiga ( Brachipodium silvaticum), mărgeluşa ( Melica uniflora), golomăţul ( Dactylis glomerata). Se adaugă flora acidofilă, în care predomină rogozul (Carex pilosa) şi hor şti ( Luzula nemorosa). Pajiştile sunt dominate de păruşcă ( Agrostis tenuis ). Fauna este cea mai bogat ă, datorită unor condi ţii ecologice variate. Se întâlnesc porumbeii s ălbatici (Columba palumbus, C. oenas ) şi turtureaua (Streptopelia turtur ), alături de graur (Sturnus vulgaris), mierlă (Turdus merula), stăncuţă (Corvus monedula ), privighetoarea neagr ă (Sylvia atricapilla), privighetoarea roşie ( Luscinia megarhynchos), ciocănitoarea sur ă ( Picus canus), piţigoiul de livadă ( Parus lugubris), gaiţa (Garrulus glandarius ), gaia roşie ( Milvus milvus ), uliul porumbar ( Accipiter gentilis ), viesparul ( Pernis apivorus ). Dintre mamifere, caracteristice sunt: pâr şul de stejar ( Eliomys quercinus), pâr şul cu coad ă stufoasă ( Dryomys nitedula), vulpea (Vulpes vulpes), mistreţul (Sus scropha). În spaţiile umede sau cu b ăltoace, se întâlnesc: buhaiul cu burta galben ă ( Bombina variegata ), buhaiul cu burta ro şie ( Bombina bombina ), broasca roşie de pădure ( Rana dalmatina ). Nevertebratele mai des întâlnite sunt: molia ghindei C ( arpocapsa splendana), omida păroasă a stejarului ( Lymantria dispar ), trombarul ghindei (Curculio glandium), croitorul mare al stejarului (Cerambyx cerdo ) (Drugescu, 1994). Subetajul f ă getelor (păduri
de fag şi de amestec de fag cu r ăşinoase) se întâlneşte în special în Carpa ţii Curburii, Carpaţii Meridionali şi Carpaţii Occidentali, dar şi în dealurile înalte. Se g ăseşte între altitudinile de 400-500 m şi 1400-1450 m. Pădurile de fag prezintă o mare diversitate şi se întâlnesc în trei fâ şii distincte: f ăgete de mare altitudine (1250-1450 m), f ăgete montane (600-1250 m) şi f ăgete colinare (400-800 m). Predomin ă fagul ( Fagus sylvatica var. sylvatica, în cea mai mare parte a ţării şi Fagus sylvatica var. moesiaca, în sudul ţării – Munţii Banatului, Podişul şi Subcarpaţii Getici). Se mai asociază, în puţine exemplare, paltinul de munte ( Acer pseudoplatanus ), ulmul de munte (Ulmus glabra), bradul ( Abies alba), molidul ( Picea abies), plopul tremur ător ( Populus tremula),
102
mesteacănul ( Betula pendula), frasinul ( Fraxinus excelsior ), carpenul (Carpinus betulus). Arbuştii lipsesc sau sunt slab dezvolta ţi, întâlnindu-se mai ales vonicerul ( Evonymus europaea), socul roşu (Sambucus racemosa ), tulichina ( Daphne mezereum ), caprifoiul ( Lonicera xylosteum ), la munte şi alun (Corylus avellana), soc negru ( Sambucus nigra), corn (Cornus mas), lemn câinesc ( Ligustrum vulgare), sânger (Cornus sanguinea ), clocotiş (Staphylea pinnata ), la dealuri. Stratul inferior, al ierburilor, este destul de variat: mur ( Rubus hirtus), leurdă ( Allium ursinum), păiuş de pădure ( Festuca silvatica), hor şti ( Luzula nemorosa ), afin (Vaccinium myrtillus) şi ferigi ( Dryopteris filix mas, Athyrium filix femina). În pajişti, formate pe locul p ădurilor defrişate de om, se întâlnesc păiuş roşu ( Festuca rubra ) cu păruşcă ( Agrostis tenuis ). Fauna se individualizează prin mamiferele: veveriţa (Sciurus vulgaris ), şoarecele gulerat ( Apodemus flavicollis), jderul de piatr ă ( Martes foina), jderul de pădure ( Martes martes), pâr şul (Glis glis), ursul (Ursus arctos ), că prioara (Capreolus capreolus ), cerbul (Cervus elaphus ). Dintre păsări, cea mai caracteristică este ierunca (Tetrastes bonasia ), specifică pădurilor de fag, alături de cinteză ( Fringilla coelebs), piţigoiul de munte sur ( Parus palustris), măcăleandru ( Erithacus rubecula), ciocănitoarea mare ( Dendrocopos major ), ţoiul (Sitta europea), piţigoiul mare ( Parus major ), pitulicea sfârâietoare (Philloscopus sibilatrix), ciocârlia de p ădure ( Lulula arborea), codobatura ( Motacilla alba), prundăraşul gulerat mic (Charadrius dubius), fluierarul de munte ( Tringa hypoleucos ), pescărelul negru (Cinclus cinclus aquaticus), sturzul de vâsc ( Turdus viscivorus ), muscarul mic ( Muscicapa striata), uliul păsărar ( Accipiter nisus ). Amfibienii sunt reprezentaţi de salamandr ă (Salamandra salamandra ), tritonul carpatic (Triturus montandoni ), broasca roşie de munte ( Rana temporaria), iar şerpii, prin viper ă (Vipera berus ), şarpe orb ( Anguis fragilis ). Dintre nevertebrate menţionăm: lepidopterele molia jirului (Carpocapsa grossana) şi cotarul fagului (Operophtera fagata), coleopterele croitorul albastru al fagului ( Rosalia alpina) şi trombarul ( Rhynchaenus fagi ), ţânţarul de frunză al fagului ( Mikiola fagi ), păduchele lânos al fagului ( Cryptococcus fagisuga ).
6.1.5. Etajul pădurilor boreale Etajul pădurilor de conifere cuprinde fâşia altitudinală situată între 12001400 şi 1600-1800 m. Are cea mai mare extindere în Carpa ţii Orientali (ocupă un areal de aproape 200 km lungime şi 75 km l ăţime). În restul masivelor montane apare insular şi ocupă suprafeţe mici: în Carpaţii Meridionali (Bucegi, Făgăraş, Parâng-Lotru-Cindrel, Retezat-Ţarcu) şi în Carpaţii Occidentali (Bihor).
103
Condiţiile locale (înclinarea şi expunerea versan ţilor, aspecte topoclimatice) impun diferenţieri semnificative în ceea ce prive şte limitele acestui etaj forestier. Astfel, faţă de valorile menţionate mai sus, limita inferioar ă coboar ă până la 800-900 m în nordul ţării (Munţii Bârgăului) şi 1300 m în sud (pe versantul nordic al Carpa ţilor Meridionali), în timp ce limita superioar ă se plasează la 1600-1700 m în nord (Mun ţii Rodnei) şi la 1700-1800 m în sud (Munţii Parâng), corespunzător pădurilor pure în masive neîntrerupte. Limita superioar ă a pădurii s-a modificat datorită defrişării, locul acesteia fiind luat de pajişti secundare cu caracter montan. Pădurile au o structur ă relativ simplă, fiind formate aproape exclusiv din molid ( Picea abies). Destul de rar se pot asocia: scoru şul (Sorbus aucuparia ); paltinul ( Acer pseudoplatanus ); zada ( Larix decidua), în munţii Ceahlău, Ciucaş, Bucegi, Lotru; aninul alb ( Alnus incana), pe văi; fagul ( Fagus silvatica) şi bradul ( Abies alba ), la partea inferioar ă. Arbuştii lipsesc sau sunt reprezenta ţi prin rare exemplare de soc ro şu (Sambucus racemosa ), caprifoi ( Lonicera nigra, L. xylosteum), coacăz de munte ( Ribes alpinum ), tulichină ( Daphne mezereum ), cununiţă (Spiraea ulmifolia). Stratul inferior este compus din m ăcrişul iepurelui (Oxalis acetosella), lăcr ămiţa ( Majanthemum bifolium), degetăruţul (Soldanella montana), clopoţelul (Campanula abietina), vulturica ( Hieracium transsilvanicum), perişorul ( Pyrola uniflora), hor ştii ( Luzula silvatica ), ferigile ( Athyrium filix femina, Dryopteris filix mas), afinul (Vaccinium myrtillus) şi specii de muşchi verzi. Prin defrişarea arborilor şi arbuştilor, locul lor a fost luat de specii de mesteacăn ( Betula pendula), plop tremur ător ( Populus tremula), salcie că prească (Salix caprea) şi pajişti secundare de păiuş roşu ( Festuca rubra), păruşcă ( Agrostis tenuis ), timoftică ( Phleum comutatum ), peptănăriţă (Cynosurus cristatus), târsă ( Deschampsia caespitosa ) sau ţepoşică ( Nardus stricta ). Fauna pădurilor de r ăşinoase este adaptat ă condiţiilor specifice (luminozitate redusă, umezeală ridicată, ierni reci şi lungi, ză padă abundent ă). Speciile au că pătat o serie de adapt ări: intensitate mare a semnalelor sonore din cauza lipsei de orizont; unele î şi fac rezerve de hran ă, altele hibernează; majoritatea au stabilitate redus ă, coborând iarna spre etajele inferioare, iar o parte din păsări sunt migratoare. Se întâlnesc mai des mamifere: cerb ( Cervus elaphus ), urs (Ursus arctos ), lup (Canis lupus), râs ( Lynx lynx), şoarece vărgat (Sicista betulina), şoarece scurmător (Clethrionomys glareolus ). Păsările sunt reprezentate prin: şorecar ( Buteo buteo), corb (Corvus corax), huhurez mare (Strix aluco), buhă ( Bubo bubo); piţigoi de br ădet ( Parus ater ), piţigoi de munte ( Parus montanus), mierlă gulerată (Turdus torquatus); forfecuţă ( Loxia curvirostra), ciocănitoare cu trei degete ( Picoides tridactylus); ciocănitoare neagr ă ( Dryocopus martius ); gaiţă de munte ( Nucifraga
104
caryocatactes), auşel sprâncenat ( Regulus ignicapillus ). Cocoşul de munte (Tetrao urogallus) şi cocoşul de mesteacăn ( Lyrurus tetrix ), acum rare, se mai întâlnesc în Munţii Rodnei şi Maramureşului. Reptilele sunt reprezentate de vipera comun ă (Vipera berus), şopârla de munte ( Lacerta vivipara), iar amfibienii prin tritonul de munte ( Triturus alpestris), broasca brun ă ( Rana temporaria ), salamandra ( Salamandra salamandra). Specifice frunzarului de molid sunt insectele: croitorul mare ( Ips typographus), trombarul puieţilor de molizi ( Molites germanus), omida păroasă a molidului ( Lymantria monacha), musculiţa de gogoşi (Cecidomya pini), viespea lemnului de r ăşinoase (Sirex gigas), viespea ţesătoare a molidului (Cephaleia abietis).
6.1.6. Etajul subalpin Între 1800 m şi 2000-2200 m, vegetaţia este constituită din rarişti de arbori şi tuf ărişuri (jneapăn, ienupăr, bujor de munte), f ăcând tranziţia de la păduri la pajiştile alpine. Apare insular în toate grupele de mun ţi: Carpaţii Meridionali (cele mai întinse suprafeţe, din Bucegi pân ă în Godeanu), Carpaţii Orientali (în special în Maramureş, Rodna, Călimani, dar şi în Ceahlău, Ciucaş) şi Munţii Apuseni (Bihor, Muntele Mare, Vlădeasa). Aspectele vegeta ţiei au impus individualizarea a două subetaje: unul al rari ştilor şi altul al tuf ărişurilor. Subetajul rari ştilor se găseşte la partea inferioar ă. Odată cu creşterea altitudinii, arborii devin tot mai scunzi, situa ţi la distanţe din ce în ce mai mari, până când dispar total. Foarte caracteristice sunt rari ştile de molid ( Picea excelsa ) şi zadă ( Larix decidua). Pe locurile defrişate, pentru lărgirea golului de munte, sau extins paji ştile secundare de p ăruşcă ( Festuca airoides ). Subetajul tuf ări şurilor cuprinde specii de jneap ăn ( Pinus mugo), alături de care este larg r ăspândit ienupărul ( Juniperus communis, J. nana), dar şi smârdarul ( Rhododendron kotschyi ), aninul verde ( Alnus viridis) şi unii arbuşti – afin (Vaccinium myrtillus), merişor (Vaccinium vitis idaea). Se mai întâlnesc coacăzul de munte ( Ribes petraeum), precum şi numeroşi mu şchi. Dintre speciile de pajişte, sunt bine reprezentate p ăruşca ( Festuca airoides), iarba vântului ( Agrostis rupestris), firuţa ( Poa media), ovăscior ( Avenastrum versicolor ), ţepoşica ( Nardus stricta), târsa ( Deschampsia caespitosa), rugina ( Juncus trifidus), cinci degete ( Potentilla ternata), clopoţel (Campanula alpina), alături de muşchi şi licheni. Fauna tuf ărişurilor subalpine este constituit ă din specii care tr ăiesc în primul rând în etajele inferioare. Se întâlnesc ursul (Ursus arctos ), lupul (Canis lupus), iepurele ( Lepus europaeus ), şoarecele scurmător (Clethrionomys
105
glareolus), pâr şul de alun ( Muscardinus avellanarius ). Dintre reptile se remarcă şopârla de munte ( Lacerta vivipara ), vipera comună (Vipera berus). Păsări caracteristice sunt: coco şul de munte (Tetrao urogallus), cocoşul de mesteacăn ( Lyrurus tetrix), pitulicea ( Phylloscopus collybita), brumăriţa de pădure ( Prunella modularis), prundăraşul de munte ( Eudromias morinellus), mierla gulerată (Turdus torquatus), ciocârlia urecheat ă balcanică ( Eremophila alpestris balcanica). Se mai întâlne şte fluturele Argyroploce shultesiana în jnepenişuri (Drugescu, 1994).
6.1.7. Etajul alpin Se întâlneşte insular pe cele mai înalte vârfuri montane: Carpa ţii Meridionali (Bucegi, Făgăraş, Parâng, Cindrel, Retezat, Godeanu) şi Carpaţii Orientali (Rodnei, Călimani), la altitudini de peste 2000-2200 m. Limita inferioar ă este mai coborât ă cu 300-400 m în nord fa ţă de sud. De asemenea, aceast ă valoare depinde şi de expozi ţia versanţilor, masivitate şi tipul de rocă. Etajul alpin cuprinde pajişti scunde şi tuf ărişuri pitice, rezistente la frig, uscăciune şi vânt puternic. Principalele elemente componente sunt ierburile: coarna ( Carex curvula), rugina ( Juncus trifidus), păruşca ( Festuca airoides), iarba stâncilor ( Agrostis rupestris), dar şi ochiul găinii ( Primula minima), degetăruţul (Soldanella pussila), piciorul cocoşului alpin ( Ranunculus alpestris), daria ( Pedicularis oederi), clopoţelul (Campanula alpina). Unele plante apar sub formă de perniţe: miliţeaua (Silene acaulis), laptele stâncii ( Androsace chamaejasme), ochiul şarpelui ( Eritrichium nanum ). Subarbuştii şi arbuştii sunt mai slab reprezenta ţi: arginţică ( Dryas octopetala), salcie pitică (Salix herbacea), smârdar ( Rhododendron kotschyi), ienupăr pitic ( Juniperus sibirica ). Se adaugă, pe stâncării, muşchi şi licheni. Datorită păşunatului intens, asocia ţiile de ierburi alpine sunt adeseori înlocuite de pajişti secundare cu ţepoşică ( Nardus stricta ). Fauna pajiştilor alpine se caracterizeaz ă printr-un număr redus de specii, datorită condiţiilor aspre (ierni lungi, cu temepraturi scăzute, cantităţi mari de ză padă, îngheţuri îndelungate, vânturi puternice). Speciile animale au c ă pătat o serie de adapt ări specifice: ovoviviparitatea şi melanismul (reptile), micşorarea taliei (gasteropode), reducerea aripilor sau dezvoltarea lor viguroas ă, pentru a rezista vânturilor puternice (insecte), blan ă deasă (mamifere). Cel mai renumit mamifer este capra neagr ă ( Rupicapra rupicapra ), relict glaciar, care coboar ă şi în etajul subalpin şi chiar – iarna – în p ăduri, alături de marmotă ( Marmota marmota), reintrodusă de curând, şi şoarecele de ză padă ( Microtus nivalis ulpius). Se mai întâlnesc: chi ţcanul de munte ( Sorex alpinus) şi păsări ca brumăriţa alpină ( Prunella collaris), fâsa de munte ( Anthus spinoletta),
106
ciocârlia urecheată ( Eremophila alpestris), codroşul de munte ( Phoenicurus ochruros ), fluturaşul de piatr ă (Tichodroma muraria ), acvila de munte ( Aquila chrysaetos), prundăraşul de munte ( Eudromias morinellus). Dintre reptile, ajunge până aici vipera comun ă (Vipera berus ) şi şopârla de munte ( Lacerta vivipara ). Nevertebratele sunt reprezentate prin gasteropode ( Pupilla alpicolla), lepidoptere ( Erebia), coleoptere (Trechus plicatulus), ortoptere ( Miramella alpina) (Drugescu, 1994).
6.2. Regionarea biogeografic ă Din punct de vedere biogeografic, teritoriul României ocup ă o poziţie de tranziţie între două subregiuni holarctice: euro-siberian ă (cu păduri de r ăşinoase şi foioase) şi pontico-central-asiatică (cu stepe şi pustiuri). În funcţie de condi ţiile climatice şi edafice, precum şi de interacţiunea dintre flor ă, faună, sol şi climă, în anumite regiuni, au o pondere mai mare diferite elemente floristice şi faunistice, evidenţiindu-se mai multe unităţi. Influenţele biogeografice diverse au permis delimitarea a cinci provincii ă, panonică, moesică, pontică şi sarmatică biogeografice: carpato-dacic ( Biogeografia României , 1969; Costache, 1996).
Fig. 17. Regiuni biogeografice ( Biogeografia României, 1969)
(1) Provincia carpato-dacică se extinde pe cea mai mare parte din suprafaţa ţării, cuprinzând Carpaţii Orientali, Meridionali şi Occidentali,
107
Depresiunea Transilvaniei şi Podişul Bârladului. Are o flor ă şi o faună centraleuropeană, cu multe endemite. Principalele formaţiuni vegetale sunt: păduri de cvercinee şi mixte de tip central-european (gorunete, goruneto-f ăgete), păduri de fag (f ăgete colinare şi montane, fag cu r ăşinoase), păduri de r ăşinoase (molidişuri), tuf ărişuri subalpine de jnepeni şi ienuperi, iar la cele mai mari altitudini, pajişti arctic-alpine. Carpa ţ ii Orientali se caracterizeaz ă prin extinderea pe mari suprafe ţe a pădurilor de molid ( Picea abies ). Includ plante est-carpatice-balcanice: Ranunculus crenatus, Anthemis carpatica, Soldanella pusilla şi endemisme ca Heracleum carpaticum , Silene nivalis (numai în Munţii Rodnei), Festuca porcii. Dintre speciile se remarcă: Betula nana, relict glaciar, în turbării, Astragalus roemeri şi endemitul Campanula carpatica. Pe calcarele mezozoice din Ceahl ău vegeteaz ă Larix decidua ssp. carpatica. Carpa ţ ii Orientali centrali şi de la Curbur ă se evidenţiază prin speciile Primula leucophylla şi Saxifraga cymbalaria , care atest ă legături vechi cu regiunea Caucazului. Mun ţ ii Gurghiu, Harghita şi Per şani se caracterizează prin turbării în ariile depresionare, cu o flor ă arctică-boreală, cum ar fi Saxifraga hirculus , Betula nana, Viola epipsila, Betula humilis şi Achillea impatiens . Carpa ţ ii Meridionali păstrează vechi specii montane Arabis procurrens, Galium kitaibelianum, Hieracium pavichii. Elemente specifice sunt reprezentate de endemismele Dianthus callizonus şi Cerastium transsilvanicum . În Mun ţ ii Bucegi-Piatra Craiului se întâlnesc Saxifraga demissa , Geranium coerulatum , Bromus barcensis, Draba compacta; Larix decidua ssp. carpatica. În Mun ţ ii F ă g ăra ş-Iezer se evidenţiază Silene dinarica şi endemismul Dianthus henteri. Mun ţ ii Parâng-Cindrel se caracterizează prin prezenţa elementelor balcanice Symphyandra wanneri , Gymnadenia frivaldi, elementelor ilirice Aubrietia croatica, Cardamine glauca , Juglans regia. Mun ţ ii RetezatGodeanu cuprind endemisme Artemisia petrosa carpatica, Barbarea lepuznica, Centaurea retezatensis , Draba dorneri , Poa nyaradiana . Carpa ţ ii Occidentali se deosebesc prin specii termofile (elemente submediteraneene, ilirice şi balcano-asiatice) în Mun ţ ii Banatului, dar şi printr-o vegetaţie variată (păduri de fag şi molid), iar în partea vestică Quercus cerris , în Mun ţ ii Apuseni. Podi şul Transilvaniei are o vegetaţie de păduri de stejar (Quercus robur , Q. petraea, Q. dalechampii, Q. polycarpa, Q. pubescens ) şi fag ( Fagus sylvatica ), alături de care mai apar asocia ţii stepice de Festuca valesiaca . În partea estică se întâlneşte Ephedra distachya , Allysum murale, Galium purpureum , G. flavescens. Nu lipsesc nici endemismele Salvia transsilvanica, Astragalus peterfii (în vest). Podi şul Bârladului se caracterizeaz ă prin influenţe carpatice, în p ăduri de stejar (Quercus) şi fag ( Fagus taurica, F. orientalis) cu carpen, chiar Crambe
108
tataria, dar şi cu influenţe stepice ( Polygala sibirica ). Se păstrează şi vechi specii montane: Lunaria rediviva, Aconithum anthora . Dintre animale (elemente central-europene), specifice pentru provincia carpato-dacică sunt: tritonul carpatic (Triturus montandoni ), cerbul (Cervus elaphus), ursul (Ursus arctos ), râsul ( Lynx lynx), capra neagr ă ( Rupicapra rupicapra), piţigoiul de munte ( Parus montanus transsylvanicus), cucuveaua transilvană ( Athene noctua daciae ). (2) Provincia panonică ocupă o suprafaţă mai restrânsă în vestul ţării,în Câmpia Banato-Crişană (Câmpia Someşului, Câmpia Crişurilor, Câmpia Mureşului, Câmpia Timişului). Vegetaţia este reprezentat ă de silvostepă (pajişti cu graminee şi ierburi xeromezofile) şi păduri de stejar pufos ( Quercus pubescens), gârniţă (Quercus frainetto), cer (Quercus cerris ) şi tei (Tilia tomentosa). Câmpia Someşului cuprinde păduri de cer, pe locul fostelor mla ştini ale Ecedei. Pe nisipuri se întâlne şte specia psamofil ă atlantic-mediteraneană Corynephorus canescens . Mai apare Spergularia salontana . Câmpia Cri şurilor şi Mureşului se caracterizeaz ă prin prezenţa relictului tropical ter ţiar – lotusul ( Nymphaea lotus thermalis ), în lacul Peţea şi a unor specii sudice, termofile: Sedum cepaea, Saxifraga bulbifera, Snyrnium perfoliatum, Vitis sylvestris, Moenchia mantica, Muscari botryoides . Fauna (elemente central-europene, dar şi pontice) cuprinde: popândăul (Citellus citellus), orbetele (Spalax leucodon hungaricus ) şi batracianul Rana arvalis woltersdorfi . (3) Provincia moesică se extinde în sud-vestul ţării (sud-estul Banatului, Defileul Dunării, sud-vestul Olteniei, valea Cernei, Podi şul Mehedinţi, sudul Munteniei) şi în sud-vestul Dobrogei (Podi şul Oltinei). Numeroase elemente submediteraneene (în special moesice şi illirice) sunt componente importante ale covorului vegetal din aceste regiuni sau formeaz ă chiar asociaţii proprii: păduri de cer (Quercus cerris ) şi gârniţă (Quercus frainetto), şibleac cu stejar pufos ( Quercus pubescens ), mojdrean ( Fraxinus ornus), cărpiniţă (Carpinus orientalis) şi scumpie (Cotinus coggygria), păduri cu frasin pufos ( Fraxinus pallissae) sau frasin cu frunz ă îngustă ( Fraxinus angustifolia), liliac (Syringa vulgaris ), vişin turcesc ( Padus mahaleb), Corylus colurna, Scabiosa banatica, Saponaria glutinosa , Tulipa hungarica . Apar, de asemenea, numeroase elemente termofile, mediteraneene: Juglans regia, Celtis australis, Geranium macrorhizum, Cirsium candelabrum, Acanthus longifolius, Ruscus aculeatus, Carpinus orientalis, Fagus moesiaca, Dianthus vandassi şi multe endemisme: Dianthus banaticus, Cerastium banaticum, Centaurea degeniana, Ferula heuffeli . Mun ţ ii Vâlcan, C ă păţ ânii şi bordura calcaroasă a Mun ţ ilor Parâng , Subcarpa ţ ii Getici şi Podi şul Mehedin ţ i se caracterizeaz ă prin prezenţa a
109
numeroase elemente submediteraneene. De asemenea, masivul Cozia se evidenţiază printr-o compoziţie floristică în care apar şi elemente sudice ( Sorbus cretica). Podi şul Getic şi Cîmpia Română Central ă se disting prin prezen ţa pădurilor de Quercus cerris şi Q. frainetto, cu numeroase elemente sudice: Acanthus longifolius, Nectaroscordium dioscorides, Ornithogalum sulfureum, Tilia tomentosa, Carpinus orientalis ; pe alocuri apar speciile moesice de fag balcanic (Fagus moesica) şi garofiţă balcanică ( Dianthus vandassi). În Câmpia Burnaz-Boian se dezvolt ă: scumpia, bujorul ( Paeonia peregrina romanica) şi părul argintiu. Podi şul Oltinei (sud-vestul Dobrogei) cuprinde p ăduri de cer ( Quercus cerris) şi gârniţă (Quercus frainetto), cu tuf ărişuri (Colutea arborescens, Evonymus latifolius ) şi subarbuşti mediteraneeni ( Ruscus hypoglosum ). Pe fondul faunei central-europene de p ădure – că prioar ă (Capreolus capreolus), mistreţ (Sus scrofa), pisică sălbatică ( Felis silvestris), veveriţa (Sciurus vulgaris) apar numeroase elemente submediteraneene şi mediteraneene, în marea lor majoritate fiind specii termofile sudice: broasca ţestoasă de uscat (Testudo hermanni, T. graeca ibera ), vipera cu corn ( Vipera ammodytes), şerpi (Coluber quatorlineatus, C. jugularis caspius ), şopârle ( Lacerta praticola, Ablepharus kitaibelli ), scorpioni ( Euscorpius carpathicus ), dihorul pătat (Vormela peregusna ), popândăul (Citellus istricus), scolopendra (Scolopendra cingulata ), liliacul ( Rhinolophus euryale), potârnichea de stânc ă ( Alectoris graeca), insecte ( Mantis religiosa, Tettigia orni, Dinarchus dasypus), termite ( Reticulithermes lucifugus), cicori (Cicada plebeja), coleoptere (Carabus gigas ), greierul gras ( Bradyporus montandoni ). (4) Provincia pontică se întinde în Băr ăgan, Dobrogea şi sud-estul Moldovei, ocupând ariile de step ă şi de silvostepă. Vegetaţia este reprezentat ă prin pajişti de păiuş ( Festuca) şi obsigă ( Bromus), cu numeroase elemente continentale şi sudice: Ceratocarpus arenarius, Tragus racemosus, Knautia macedonica , Erianthus adpressus, Ornithogalum fimbriatum, Paconia peregrina, alături de stejar brumăriu (Quercus pedunculiflora ) şi cer (Quercus cerris ). În silvostepă, destul de frecvente sunt scumpia ( Cotinus coggygria ) şi umbra iepurelui ( Asparagus tenuifolius), iar pe nisipurile de la Hanu Conachi, specia psamofil ă Mollugo cerviana . Dobrogea este bogată în specii sudice: Paliurus aculeatus, Iris pumilla , cu unele endemite: Agropyron brandzae, Centaurea kanitziana, C. jankae . Dobrogea de Nord se evidenţiază prin formaţiuni de stepă, silvostepă şi pădure, cu elemente mediteraneene, submediteraneene, pontice şi balcanice. Specii de origine sudic ă sunt: Moeringia jankae, M. grisebachii, iar endemice: Campanula romanica, Centaurea jankae . Pădurile sunt formate din specii de gorun (Quercus dalechampii, Q. polycarpa, Q. petraea ), iar pe valea Luncavi ţei,
110
fag comun ( Fagus silvatica), central-european şi fag oriental ( Fagus orientalis) din Caucaz; se mai adaug ă: părul argintiu ( Pirus elaeagrifolia), mojdreanul ( Fraxinus ornus), sâmbovina ( Celtis glabrata), cărpiniţa (Carpinus orientalis), beşicoasa (Colutea arborescens ), vişinul turcesc ( Padus mahaleb ). Fauna dobrogeană se individualizează prin speciile: dihorul de step ă ( Mustela eversmanni); grivanul mic ( Mesocricetus newtoni); şoarecele de stepă (Sicista subtilis nordmanni ); broasca ţestoasă de uscat (Testudo graeca ibera ); şerpi (Coluber quatuorlineatus, Eryx jaculus turcicus ); şopârlă de stepă şi pustiu ( Eremias arguta deserti), în jurul complexului lagunar Razim şi pe nisipurile din Delta Dunării; gasteropode ( Zebrina varnensis ). P ădurile nord-dobrogene cuprind animale central-europene: c ă prioara (Capreolus capreolus ), jderul de scorbur ă ( Martes martes ), jderul de piatr ă ( Martes foina), dar şi specii sudice: cioc ănitoarea lui Lilford ( Dryobates leucotos lilfordi), vipera cu corn dobrogean ă (Vipera ammodytes montandoni ), greierele gras ( Bradyporus montandoni ). În Băr ă gan se întâlnesc: dihorul de step ă ( Mustela eversmanni ), grivanul mic ( Mesocricetus newtoni), hârciogul (Cricetus cricetus), şoarecele de step ă (Sicista subtilis nordmanni ) şi popândăul (Citellus citellus). Pe nisipurile de la Hanu Conachi este caracteristic ă şopârla de nisip ( Eremias arguta deserti ). (5) Provincia sarmatică ocupă un areal restrâns în nord-estul ţării, în silvostepa din Câmpia Moldovei. Vegeta ţia se distinge printr-un complex de pajişti stepice – colilie (Stipa tirsa, S. pennata ), negar ă (Stipa capillata) şi păiuş ( Festuca valesiaca, F. pseudovina ). Fauna include, ca specie caracteristic ă, orbetele (Spalax graecus ), alături de popândău (Citellus citellus), element central-european, hârciog ( Cricetus cricetus), dihor de stepă ( Mustela eversmanni), şoarece de step ă (Sicista subtilis nordmanni) şi vipera de step ă (Vipera ursinii renardi ).
111
7. SOLURILE În România există o mare varietate de soluri, distribuite relativ echilibrat pe tot teritoriul. Solurile reflectă tranziţia de la climatul continental est-european la cel oceanic şi submediteranean, iar prezen ţa Carpaţilor impune o etajare a acestora.
7.1. Factorii pedogenetici Solul se formează şi evoluează ca rezultat al ac ţiunii îndelungate şi complexe a unor factori naturali şi antropici, reflectând atât condi ţiile abiotice ale substratului, cât şi influenţa asociaţiilor vegetale naturale care se dezvolt ă pe acesta. Relieful intervine direct în procesul de formare a solurilor prin gradul de înclinare al versanţilor. Astfel, dacă în regiunile de câmpii şi podişuri joase apar soluri evoluate, cu profile dezvoltate şi diferenţiate, în regiunile de dealuri îanlte şi munţi predomină solurile slab evoluate sau chiar erodate. De asemenea, impune diversitatea condiţiilor bioclimatice în altitudine, determinând o etajare a solurilor. Roca influenţează compoziţia granulometrică, structura şi compoziţia chimică a solului. În funcţie de gradul de consolidare a rocilor, se diferen ţiază soluri subţiri (pe roci compacte) şi soluri profunde (pe roci afânate). Condi ţ iile climatice acţionează diferenţiat pe cele trei trepte majore de relief. În spaţiul montan (r ăcoros şi umed) se dezvoltă soluri oligobazice sau oligomezobazice, în regiunea podi şurilor şi câmpiilor înalte (climat moderat) predomină solurile adânci, cu orizonturi bine diferen ţiate, în timp ce în câmpiile joase (secetoase) se formează soluri închise la culoare, datorit ă acumul ării humusului saturat cu calciu. Factorul biologic impune modificări cu caracter zonal, în cadrul marilor formaţiuni vegetale. Astfel, pajiştile stepice lasă în sol cantităţi anuale mari de resturi organice, ce se descompun relativ rapid şi se transformă în humus saturat. În regiunile forestiere, transformarea resturilor organice, ce provin mai ales din frunze, se produce într-un ritm mai lent, diferen ţiat pentru pădurile de foioase şi cele de conifere. În etajul alpin, procesul de mineralizare este redus, datorit ă activităţii microbiologice slabe. De asemenea, ac ţiunea faunei din sol determin ă apariţia unor subtipuri aparte (vermice) ale solurilor. Apa freatică şi stagnantă are un rol important doar în condi ţiile în care umezeşte profilul de sol (permanent sau periodic). Se formeaz ă astfel, în regiunile umede sau cu drenaj slab, soluri intrazonale, gleizate sau pseudogleizate. Timpul condiţionează formarea şi evoluţia solurilor. În general, există o corespondenţă directă între vârsta unor forme de relief (terase, câmpii
112
piemontane) şi cea a solurilor. De asemenea, se deosebesc solurile actuale (rezultate sub influenţa condiţiilor climatice existente în arealul respectiv) de solurile fosile (a c ăror geneză a fost determinată de condiţii climatice anterioare), acoperite de loessuri (Conea, 1970). Activitatea omului contribuie la formarea sau conservarea înveli şului de sol. Lucr ările de îndiguire-desecare au schimbat total regimul hidric, prin diminuarea proceselor de descompunere aerob ă şi creşterea conţinutului de humus. Utilizarea diferitelor substan ţe (îngr ăşăminte naturale şi chimice, amendamente calcaroase) a determinat modificarea însu şirilor chimice ale solurilor. Practicile agricole inadecvate (nerotaţia culturilor, ar ături în lungul pantelor) favorizeaz ă procese intense de eroziune.
7.2. Zonalitatea, intrazonalitatea şi azonalitatea Poziţia României în plină zonă temperată, la tranziţia de la climatul estcontinental (cu vegeta ţia de step ă) la cel oceanic (domeniul forestier) şi submediteranean, determin ă o anumită distribuţie şi zonare a solurilor. Prezen ţa Carpaţilor impune o dispunere altitudinal ă a solurilor. Astfel, se poate constata o distribu ţ ie zonal ă a principalelor clase şi tipuri de soluri. Arcul carpatic impune o reparti ţie concentrică, cu zona extern ă, cea mai extinsă, apar ţinând cernisolurilor, la care se adaug ă în câmpiile înalte, dealuri şi podişuri, zona luvisolurilor şi cambisolurilor, iar în munţi sunt caracteristice spodisolurile şi umbrisolurile. În Depresiunea Transilvaniei, zonalitatea este pus ă în evidenţă de prezenţa cernisolurilor în vest şi a cambisolurilor şi luvisolurilor în centru şi est. Dispunerea altitudinal ă a reliefului influenţează etajarea condi ţiilor climatice şi a vegetaţiei, care se reflect ă şi în zonalitatea vertical ă a solurilor. În spaţiul montan, sub p ăduri de amestec, sunt caracteristice districambosolurile şi eutricambosolurilor (cambisoluri), sub păduri de molid şi jnepenişuri se dezvoltă prepodzoluri şi podzoluri (spodisoluri), iar sub paji şti alpine sunt humosiosoluri (umbrisoluri). Pe fondul distribuţiei generale simetrice şi concentrice a solurilor, apar diferenţieri datorită predominării unor factori pedogenetici locali (roca parental ă, pânza freatică, înclinarea versan ţilor, activitatea biologică, influenţe antropice), materializate în intrazonalitatea şi azonalitatea solurilor. Solurile intrazonale apar insular în interiorul unor zone de sol, ca urmare a intensificării acţiunii unor factori locali. Caracteristice sunt hidrisolurile (datorate excesului de umiditate) şi salsodisolurile (formate în urma proceselor de salinizare), dar şi solurile litomorfe de tipul rendzinelor (pe calcare şi dolomite), faeoziomurilor marnice (pe roci cu ciment carbonatic) şi andosolurilor (pe produse vulcanice).
113
Solurile azonale sunt tinere, nu prezint ă orizonturi distincte şi sunt dispuse sub diferite forme şi dimensiuni, în cadrul tuturor zonelor pedogeografice. În aceast ă categorie sunt incluse protisolurile (aluviosoluri, regosoluri, litosoluri, psamosoluri).
7.3. Influenţa omului în degradarea solurilor Activităţile antropice (agricole şi industriale) au modificat condi ţiile de formare şi evoluţie a solurilor. Înlocuirea vegetaţiei naturale de pădure sau pajişte prin culturi agricole, a supus solurile unor modific ări de ordin fizic (distrugând structura, sc ăzând porozitatea şi infiltraţia) sau ale bilanţului materiei organice şi elementelor nutritive (diminuarea rezervei de humus). Aceste fenomene se accentueaz ă prin folosirea îndelungată a irigaţiilor (pot apărea chiar orizonturi noi). În regiunile de dealuri şi podişuri, activităţile umane inadecvate (defri şări, cultivarea terenurilor în pantă) determină apariţia unor intense procese de eroziune a solului, la care se asociaz ă alunecări de teren. Cele mai afecate regiuni (eroziune pe circa 3,36 mil.ha, alunec ări pe circa 0,75 mil.ha) sunt în Carpa ţii şi Subcarpaţii dintre Prahova şi Trotuş, Podişul Bârladului, Podişul Getic, Podişul Târnavelor şi Câmpia Transilvaniei. Câmpiile joase (Titu-Siretul inferior, Crişurilor, Timişului) şi luncile râurilor sunt ariile cele mai expuse la apariţia inundaţiilor (circa 2,5 mil.ha). Acest lucru determină o spălare a solurilor de s ăruri uşor solubile. De asemenea, despăduririle, introducerea irigaţiilor, amenajarea lacurilor artificiale, au sporit suprafaţa terenurilor ce pot fi afectate de apari ţia excesului temporar sau permanent de umiditate. S-a schimbat regimul hidric al solurilor. Fenomenele de desecare a terenurilor din lunci a produs modific ări importante asupra spaţiilor respective. În faza imediat urm ătoare desecării, s-a realizat maturarea fizică, chimică şi biologică a depozitelor lacustre. Introducerea ulterioar ă a irigaţiilor a sporit pericolul apariţiei salinizării secundare a solurilor. Utilizarea în exces a îngr ăşămintelor chimice acidifiante a determinat extinderea suprafeţelor cu soluri acide. De asemenea, aplicarea gre şită a îngr ămintelor şi pesticidelor (în câmpii şi dealuri) a dus la poluarea chimic ă a solurilor. La acestea se adaug ă soluri poluate cu diferite substan ţe chimice provenite din activit ăţi industriale (în apropierea centrelor urbane).
7.4. Diversitatea solurilor României Studiul solurilor a impus necesitatea unei clasific ări unitare. În anul 2003 s-a adoptat o nouă clasificare, Sistemul român de taxonomie a solurilor , elaborat
114
de ICPA (Institutul de Cercet ări pentru Pedologie şi Agrochimie), în concordanţă cu cerinţele FAO (1998), cuprinse în World Reference Base for Soil Ressources . Aceasta înlocuieşte Sistemul român de clasificare a solurilor , realizat în 1980. Solurile sunt grupate pe baza procesului genetic caracteristic şi a orizonturilor diagnostice, cuprinzând trei unit ăţi taxonomice: clasa, tipul şi subtipul de sol. Clasa de sol cuprinde totalitatea solurilor al căror profil morfologic prezintă un anumit orizont diagnostic. Tipul de sol se evidenţiază în cadrul clasei de sol, în funcţie de acelaşi tip de procese pedologice şi aceeaşi succesiune de orizonturi diagnostice. Subtipul de sol se diferenţiază în funcţie de prezenţa sau absenţa unor orizonturi da tranzi ţie între două tipuri ( România. Spa ţ iu, societate, mediu, 2005). Protisolurile (14,5%). Sunt soluri care, datorit ă unor condiţii locale, nu sunt prea evoluate, multe dintre ele fiind soluri tinere, în stadii diferite de formare. Prezintă o dezvoltare incomplet ă, neavând un orizont diagnostic. Aceast ă clasă include: litosolul, regosolul, psamosolul, aluviosolul şi entiantrosolul. Litosolul caracterizează munţii mijlocii şi joşi, fiind dezvoltat pe roci compacte aflate la zi sau aproape de suprafa ţă, sub paji şti degradate şi păduri de slabă calitate. Regosolul este caracteristic dealurilor, podi şurilor şi câmpiilor, fiind dezvoltat pe roci sedimentare neconsolidate sau slab cimentate. Alterarea slab ă şi eroziunea lent ă impun un orizont cu humus slab conturat. Psamosolul este dezvoltat pe nisipuri şi corespunde arealelor de interdune, celor cu grinduri, câmpiei litorale, având extinderi mai mari în sudul Câmpiei Olteniei (pe terasele Dunării), în lungul cursurilor Călmăţuiului, Buzăului şi Siretului, nord-vestul Câmpiei Banato-Cri şene (Carei-Valea lui Mihai), Delta Dunării şi sectorul nordic al litoralului. Aluviosolul (solul aluvial) (9,2%) ocupă areale extinse pe terasele şi luncile râurilor, în sectoare inundate periodic, format pe materiale parentale constituite din depozite fluviatile recente. Corespunde stadiului ini ţial de solificare a depozitelor aluviale sau aluvio-proluviale. Textura de la nisipoas ă la argiloasă, structura glomerular ă sau poliedrică, aprovizionarea suficient ă cu apă, intensitatea bioacumulării şi gradul de solificare, determin ă nivelul fertilităţii (utilizare în legumicultur ă sau ca păşune). Entiantrosolul este caracteristic proceselor de solificare de pe haldele de steril de la exploatările miniere (Oltenia subcarpatic ă şi piemontană, minereuri neferoase din Carpa ţii Orientali), materiale de sol sau rocă din fundaţii, amenajări de căi de comunicaţii, resturi menajere. Cernisolurile. Cuprind cele mai r ăspândite soluri din ţara noastr ă (26,7%), cu precădere în regiunile de câmpii şi podişuri joase. Ocupă areale extinse în Câmpia Română, Câmpia Banato-Cri şană, Dobrogea, Câmpia Moldovei, Podi şul
115
Covurluiului, sudul Câmpiei Transilvaniei, precum şi în unele depresiuni intramontane (Braşov, Ciuc, Sibiu, Haţeg, Almă j), pe terasele medii (ale râurilor Someş, Crişuri, Mureş, Olt, Siret) şi pe suprafeţe restrânse în Podi şul Transilvaniei, Podişul Getic şi Podişul Mehedinţi.. Sunt soluri tinere, slab pân ă la moderat evoluate, cu regim hidric variabil, o intens ă activitate biologică ce descompune rapid resturile organice, rezultând un procent însemnat de humus (2,8-5,7%) calcic, închis la culoare. Cernisolurile cuprind urm ătoarele tipuri: kastanoziom, cernoziom (calcaric, tipic, cambic), faeoziom (cambic, argic, greic, marnic) şi rendzină. Kastanoziomul este cel mai slab evoluat dintre solurile zonale, fiind specific Dobrogei, sub stepă cu pajişti xerofile, pe loessuri. Este foarte sensibil la fenomenul de tasare, formând o crust ă groasă. Cernoziomul (8,7%) se întâlneşte în Dobrogea, estul Câmpiei Române şi Câmpia Banatului, sub paji şti mezoxerofite, pe loess şi depozite loessoide. Este un sol afânat, fiind considerat cel mai fertil sol agricol, cu mari rezerve de humus. Cernoziomul cambic (levigat), ocupă 8,8% din suprafa ţa ţării şi este specific silvostepei în estul şi sudul Podişului Moldovei, sudul Câmpiei Române şi Câmpia Banato-Crişană.Se formează pe loess şi depozite loessoide, dar şi pe marne argiloase. Este activ biologic, cu o mare capacitate de amonificare şi nitrificare, cu fertilitate ridicată. Faeoziomul cambic este un cernoziom levigat din arealele mai umede şi mai reci, specific vegeta ţiei de fâneaţă din Podişul Sucevei. Este slab sau moderat carbonatic, cu drenaj imperfect, prezint ă exces de umiditate temporar stagnant, însuşiri fizice şi chimice bune, ce dau productivitate. Faeoziomul argic, dezvoltat pe câmpii vechi cu aspect tabular şi slab fragmentate, are un profil bine dezvoltat, cu orizonturi clare. Textura grea argiloasă determină o permeabilitate redusă, ce determină însuşiri nefavorabile din punct de vedere fizico-mecanic. Faeoziomul greic este caracteristic p ădurilor de stejar, tei şi carpen, din estul ţării şi Dobrogea. Se dezvolt ă pe loess, depozite loessoide, marne sau nisipuri, este slab şi moderat acid, aprovizionat moderat cu humus şi are o structur ă favorabilă. Se află la limita vestică de extindere în Europa. Faeoziomul marnic (pseudorendzina), sol intrazonal, se dezvolt ă sub păduri de stejar, în regiunile de podi ş şi deal cu climat umed, pe roci carbonatice (argile marnoase şi marne argiloase), ocupând versan ţii cu înclinări moderate. Prezintă o capacitate mare de gonflare. Rendzina, ca sol intrazonal, se dezvolt ă pe roci bogate în calciu (calcare, dolomite, gips), sub păduri de stejar, fag şi conifere. Este un sol superficial, cu mult schelet, fiind uşor supus usc ăciunii şi mai puţin productiv.
116
Clasa de sol 1.
2.
3.
4.
5.
6. 7. 8. 9.
10.
11.
12.
PROTISOLURI
Tabelul nr. 3 Sistemul român de taxonomie a solurilor - 2003 Orizontul sau proprietăţile diagnostice Orizont A sau O (sub 20 cm grosime) f ăr ă alte orizonturi diagnostice. Urmează roca (Rn sau Rp) sau orizontul C. Nu prezintă orizont Cca.
LS RS PS AS ET
Tipul de sol Litosol Regosol Psamosol Aluviosol Entiantrosol
Orizont A molic (Am) continuat cu orizont intermediar (AC, AR, Bv sau Bt) având în KZ Kastanoziom partea superioar ă culori cu valori şi crome sub CZ Cernoziom CERNISOLURI 3,5 (la umed) sau orizont A molic forestalic FZ Faeoziom (Amf) urmat de orizont AC sau Bv (indiferent RZ Rendzină de culori) şi de orizont Cca în primii 60-80 cm. Orizont A umbric (Au) continuat cu orizont NS Nigrosol UMBRISOLURI intermediar (AC, AR sau Bv) cu valori şi HS Humosiosol crome sub 3,5 la materialul în stare umedă. Orizont B cambic (Bv) având culori cu valori şi crome peste 3,5 (la umed) începând din EC Eutricambosol CAMBISOLURI partea superioar ă. Nu prezintă orizont Cca în D Districambosol primii 80 cm (exceptând cazul solurilor C afectate de eroziune). Orizont B argic (Bt) având culori cu valori şi EL Preluvosol crome peste 3,5 (la materialul în stare umedă) LV Luvosol LUVISOLURI începând din partea superioar ă; nu se includ PL Planosol solurile cu orizont B argic-natric (Btna). AL Alosol EP Prepodzol Orizont sodic (Bhs, Bs) sau orizont SPODISOLURI PD Podzol criptospodic (Bcp). CP Criptopodzol Orizont pelic sau orizont vertic începând din PE Pelosol PELISOLURI primii 20 cm sau imediat sub Ap. VS Vertosol Proprietăţi andice în profil, în lipsa A ANDISOLURI Andosol orizontului spodic. N SG Proprietăţi gleice (Gr) sau stagnice intense Stagnosol GS HIDRISOLURI (W) care încep în primii 50 cm sau orizont A Gleiosol L limnic (Al) ori orizont histic (T) submers. Limnosol M Orizont salic (sa) sau orizont natric (na) în SC Solonceac SALSODISOLURI partea superioar ă a solului (în primii 50 cm) SN Soloneţ sau orizont Btna. Orizont folic (O) sau turbos (T) în partea superioar ă a solului de peste 50 cm grosime TB Histosol HISTISOLURI sau numai de 20 cm, dacă este situat pe FB Foliosol orizontul R. Orizont antropedogenetic sau lipsa orizontului ER Erodosol ANTRISOLURI A şi E, îndepărtate prin eroziune accelerată AT Antrosol sau decapitare antropică.
117
Tabelul nr. 4 Corelaţia dintre Sistemul român de taxonomie a solurilor(2003) şi Sistemul român de clasificare a solurilor (1980)
TIPUL DE SOL
CLASA DE SOL
I. PROTISOLURI (Soluri neevoluate)
1. 2. 3. 4.
2003 Litosol Regosol Psamosol Aluviosol
5. Entiantrosol 6. Kastanoziom 7. Cernoziom
II. CERNISOLURI (Molisoluri)
III. UMBRISOLURI (Umbrisoluri) IV. CAMBISOLURI (Cambisoluri)
V. LUVISOLURI (Argiluvisoluri)
VI. SPODISOLURI (Spodosoluri) VII. PELISOLURI (Vertisoluri) VIII. ANDISOLURI IX. HIDRISOLURI (Soluri hidromorfe) X. SALSODISOLURI (Soluri halomorfe) XI. HISTISOLURI (Histosoluri) XII. ANTRISOLURI
8. Faeoziom 9. 10. 11. 12. 13. 14.
Rendzină Nigrosol Humosiosol Eutricambosol Districambosol Preluvosol
15. Luvosol 16. Planosol 17. Alosol 18. Prepodzol 19. Podzol 20. Criptopodzol 21. Pelosol 22. Vertosol 23. Andosol 24. Gleiosol 25. Limnisol 26. Stagnosol 27. Solonceac 28. Soloneţ 29. Histosol 30. Foliosol 31. Antrosol 32. Erodosol
118
1980 1. Litosol 2. Regosol 3. Psamosol 4. Protosol aluvial, sol aluvial, coluvisol 5. Protosol antropic 6. Sol bălan 7. Cernoziom, cernoziom cambic, cernoziom argiloiluvial 8. Sol cernoziomoid, sol cenuşiu, pseudorendzină, sol negru clinohidromorf 9. Rendzină 10. Sol negru acid 11. Sol humico-silicatic 12. Sol brun eumezobazic, sol roşu 13. Sol brun acid 14. Sol brun-roşcat şi sol brun argiloiluvial 15. Sol brun-roşcat luvic, brun luvic şi luvisol albic 16. Planosol 17. Sol brun-luvic şi luvisol albic foarte acide 18. Sol brun feriiluvial 19. Podzol 20. Sol brun acid (subtip criptospodic) 21. Subtipul vertic 22. Vertisol 23. Andosol 24. Lăcovişte, sol gleic 25. – 26. Sol pseudogleic 27. Solonceac 28. Soloneţ 29. Sol turbos 30. Litosol organic 31. Sol puternic transformat de om 32. Erodisol
(0,8%). Cuprind soluri cu o r ăspândire mai restrânsă şi se întâlnesc în munţii mijlocii la altitudini de 1000-1400 m. Includ următoarele tipuri de sol: nigrosol şi humosiosol. Nigrosolul se dezvoltă sub păduri de fag şi molid, în Munţii Buzăului (la confluenţa Bâscei Mari cu Bâsca Mic ă) şi sudul Munţilor Ciucaş-Zăganu, Baiului, Gârbovei, Bucegi, pe depozite deluviale şi aluvio-proluviale lutoase. Climatul rece şi umed favorizează descompunerea lent ă a materiei organice şi intensa acumulare a humusului acid. Humosiosolul este caracteristic pajiştilor alpine şi subalpine din mun ţii înalţi (la peste 1500-1600 m în Carpaţii Orientali şi Occidentali şi la peste 17001800 m în Carpaţii Meridionali), dezvoltaţi pe roci compacte silicatice, pe interfluvii largi. Formarea sa fiind caracterizat ă printr-o perioadă bioactivă scurtă (solul este o bun ă parte din an înghe ţat sau acoperit cu z ă padă), se produce descompunerea lent ă a resturilor organice. Cambisolurile (19,5%). Sunt soluri relativ pu ţin evoluate, formate în condiţii de drenaj foarte bun, cu excep ţia celor situate în lunci şi arii de divagare. Cuprinde următoarele tipuri de sol: eutricambosol, terra rossa şi districambosol. Sunt soluri montane caracteristice altitudinilor reduse şi medii (400-1400 m), r ăspândite în Carpaţi (Munţii Maramureşului şi Rodnei, Obcinele Bucovinei, Carpaţii flişului, marginile masivelor din Carpaţii Meridionali, Carpaţii Occidentali) şi Subcarpaţi, iar pe suprafeţe mai reduse în Podi şul Târnavelor, Someşan, Getic, Dealurile Banatului şi Crişanei. Aceste soluri se formeaz ă pe roci calcaroase şi bazice, roci eruptive bazice şi pe unele şisturi cristaline, sub păduri de fag, amestec fag-r ăşinoase şi r ăşinoase, cu flor ă de tip mull. Este caracteristic ă o puternică spălare a sărurilor şi un circuit biologic activ, cu formarea unui orizont subţire cu humus. Sunt afectate de procese de denuda ţie lentă, rezultând soluri de culoare deschisă, cu un profil nediferen ţiat textural. Eutricambosolul se dezvoltă sub păduri de stejar, fag şi molid, în condiţiile unor precipitaţii medii anuale de 600-800 mm, în dealuri, podi şuri şi munţi joşi, pe roci par ţial îmbogăţite în carbonat de calciu (gresii, argile, marne). Prezint ă textur ă grosier ă, un circuit biologic activ, cu formare de humus de tip mull şi mineralizare echilibrată. Terra rossa (solul ro şu), ca sol intrazonal litomorf, este caracteristic regiunilor cu altitudini mici şi medii (Oltenia subcarpatică, Munţii Locvei, Munţii Apuseni, Dobrogea de Sud), pe material argilos, provenit din alterarea calcarului, sub păduri de stejar şi fag. Formarea sa nu poate fi explicat ă prin condiţiile pedoclimatice actuale, de aceea apare ca relict (este considerat de vârstă romanian-villafranchian, când erau condi ţii de tip mediteranean) sau determinat de rocă. Districambosolul (13,5%) este caracteristic întregului spaţiu montan şi submontan. Se dezvolt ă pe roci acide (granite, şisturi cristaline, dar şi gresii, Umbrisolurile
119
conglomerate), sub păduri de fag sau de fag şi molid. Textura nisipo-lutoas ă este specifică, la care se adaug ă fragmente de pietriş, conferindu-i caracter semischeletic. Datorită climatului umed şi r ăcoros, rocilor sărace în baze şi vegetaţiei acidofile, humificarea este slab ă, iar alterarea intensă. Activitatea microbiologică şi aprovizionarea cu substan ţe nutritive sunt reduse. Se include în categoria solurilor slab fertile. Luvisolurile (25,5%). Sunt solurile dominante pentru dealurile subcarpatice şi banato-crişene, în podi şuri şi piemonturi de la exteriorul Carpa ţilor (Podişul Getic, Podişul Moldovei), în Depresiunea Transilvaniei (Podi şul Târnavelor, Podi şul Someşan), nordul Câmpiei Române (la vest de Bucure şti), Câmpia Someşului, iar pe areale mai restrânse în depresiunile intramontane şi submontane (Oaş, Baia Mare, Giurgeu, Ciuc, Bra şov, Făgăraş, Haţeg, Bistra, Caransebeş). Includ următoarele tipuri: preluvosol tipic, preluvosol ro şcat, luvosol tipic, luvosol albic, planosol şi alosol. Sunt soluri relativ vechi, evoluate, care se dezvoltă pe un substrat variat (loess şi depozite loessoide, argil ă, aluviuni vechi, fliş), cu un drenaj natural de la bun la slab-moderat. Corespund p ădurilor de foioase şi de amestec, în condi ţii climatice relativ umede (650-1000 mm), care determină spălarea sărurilor pe profil şi debazificarea accentuat ă a materialului mineral. Preluvosolul tipic se întâlneşte în dealuri şi piemonturi, slab-moderat înclinate, sub păduri de foioase. Prezint ă reacţie slab acidă, conţinut mic de humus şi datorită argilozităţii ridicare pot apărea fenomene de stagnare a apei. Preluvosolul ro şcat , aflat la limita sa nordică de r ăspândire în Europa, se găseşte la contactul Piemontului Getic cu Câmpia Român ă, sub păduri de stejar. Este slab diferenţiat textural, cu humus extrem de redus şi prezintă exces de umiditate la suprafaţa stratului arat. Luvosolul tipic – ocupă 15% din teritoriul ţării - corespunde pădurilor de şleau, în regiunile de dealuri şi podişuri (Podişul Transilvaniei, Podi şul Moldovei, Podişul Getic, Dealurile Banato-Crişene, Subcarpaţi), pe depozite loessoide, luturi, argile şi nisipuri, în general sărace în alemente bazice. Prezint ă o diferenţiere clar ă a orizonturilor, textur ă de la lutonisipoasă la lutoargiloasă, este uşor afânat-moderat tasat, cu condi ţii nefavorabile de aera ţie şi nivel scăzut al fertilităţii. Luvosolul albic corespunde p ădurilor de amestec (stejar, fag şi chiar conifere), în dealuri înalte, podi şuri şi depresiuni, cu climat mai umed şi mai rece, fiind dezvoltate pe eluvii, deluvii şi sedimente de natur ă aluvială, cu caracter acid. Prezintă o textur ă diferenţiată pe profil, regim aerohidric defectuos şi o fertilitate scăzută (conţinut redus de humus). Planosolul se dezvoltă sub păduri de stejar şi fag, pe depozite predominant argiloase, corespunzând podi şurilor, câmpiilor înalte, teraselor vechi şi depresiunilor, cu suprafe ţe plane, orizontale. Drenajul necorespunz ător şi pânza
120
freatică la mică adâncime, determină apariţia proceselor de gleizare (datorit ă permeabilităţii extrem de reduse, apa din precipita ţii ajunge să băltească la suprafaţă). Alosolul corespunde p ădurilor de stejar, frasin şi tei şi se dezvoltă pe câmpii terminale şi de terase în sudul şi sud-vestul ţării, pe cuverturi de loess şi depozite loessoide. Este un sol afânat, cu porozitate foarte mare, reac ţie moderat acidă, diferenţiere texturală pe profil, regim aerohidric defectuos şi o fertilitate naturală scăzută. Spodisolurile (5,2%). Cuprind solurile dominante în regiunea muntoas ă cu altitudini mari, sub păduri de molid, jnepeni şuri şi pajişti alpine: Munţii Rodnei, Obcinele Mestecăniş şi Feredeu, Munţii Bistriţei, Tarcăului, Trotuşului, Vrancei, Buzăului, Leaota, Făgăraş, Parâng, Retezat, Godeanu, Semenic, Alm ă j, Gilău, Muntele Mare. Sunt soluri cu un profil bine diferenţiat, fiind dezvoltate în condi ţii climatice reci şi umede. Includ trei tipuri de sol: prepodzol, podzol şi criptopodzol. Precipitaţiile abundente determină o intensă levigare şi debazificare a materialului mineral deja sărac în baze. Temperaturile sc ăzute determină o descompunere redus ă a materiei organice. Prepodzolul (4,1%) este caracteristic pădurilor de conifere şi pajişti alpine, din munţii mijlocii şi înalţi (la peste 1400 m altitudine), pe roci acide (gresii, conglomerate, şisturi cristaline, roci eruptive). Bioacumularea este acid ă şi foarte puternică, alterarea intens ă şi activitatea microbiologică este extrem de slabă. Podzolul este caracteristic munţilor înalţi şi se dezvoltă pe roci acide (gresii, conglomerate, şisturi cristaline) şi depozite eluvio-deluviale. Este un sol cu un profil scurt, bine diferenţiat, bogat în humus acid şi cu însuşiri fizice bune. Se dezvoltă sub păduri de conifere, tuf ărişuri şi pajişti, în condiţiile unor cantităţi mari de precipitaţii. Criptopodzolul se întâlneşte în etajul subalpin, pe paji şti secundare apărute în urma defrişării jnepenişurilor, ceea ce permite o îmbog ăţire în humus a orizontului superior. Pelisolurile (1,6%). Au fost separate dou ă tipuri de soluri: pelosol şi vertisol. Ocupă areale restrânse în partea nordic ă a Câmpiei Române dintre Arge ş şi Olt, în Podişul Getic şi în Banat (Câmpia Timişului). Sunt soluri litomorfe, formate pe material argilos. În timpul verii, datorit ă uscăciunii, se formează cr ă pături adânci şi largi, iar în perioadele cu exces de umiditate sunt caracteristice băltirile. Textura argiloasă, structura specifică, procentul redus de humus, gradul redus de aera ţie, determină însuşiri nefavorabile culturilor agricole, fiind utilizate ca păşuni slab productive. Pelosolul conţine argilă neexpandabilă, foarte compactă, fiind practic lipsită de pori, iar vertisolul se caracterizează prin gonflarea şi contractarea puternică a argilei, atunci când se trece de la starea umed ă la cea uscat ă, uneori cu formarea de suprafeţe de alunecare specifice orizontului vertic
121
Andisolurile (0,7%) sunt soluri formate pe roci vulcanice, în lan ţul eruptiv
neogen al Carpaţilor Orientali (Oaş-Gutâi, Călimani-Harghita) şi arealele vulcanice din Apuseni, sub p ăduri de fag şi molid. Includ un singur tip de sol: andosolul . Datorită condiţiilor accentuate de umiditate şi descompunerii lente a materiei organice, are uneori un strat turbos. Este considerat un sol intrazonal litomorf. Hidrisolurile (3,2%). Sunt formate sub influen ţa predominant ă a unui exces de umiditate de lung ă durată (apa freatică situată la mică adâncime sau apa stagnant ă din precipitaţii). Tipurile de sol sunt: stagnosol, gleiosol şi limnosol. Sunt r ăspândite în sectoarele joase slab drenate ale Câmpiei Banato-Cri şene, Câmpiei Române, ale unor depresiuni intracarpatice şi subcarpatice, precum şi ale luncilor şi teraselor joase ale râurilor. Se caracterizeaz ă prin proprietăţi specifice, determinate de transformarea şi mineralizarea lentă a resturilor organice. Stagnosolul este legat de stagnarea îndelungat ă a apei din precipitaţii, pe relief cvasiorizontal din câmpii şi podişuri (în unele crovuri, în Podi şul Getic, Podişul Târnavelor, Podi şul Someşan, Dealurile Vestice) sau depresionar (Depresiunea Braşovului), sub păduri de stejar şi pajişti. Prin supraumectare, roca de solificare gonfleaz ă. Descompunerea resturilor organice este foarte lent ă, în condiţii anaerobe. Gleiosolul este întâlnit în depresiunile intramontane (Baia Mare, Dornelor, Ciuc, Braşov), regiunile de câmpie joas ă (Timişului, Begăi), terase (între Ialomiţa şi Călmăţui) şi chiar lunci neinundabile (Dun ăre, Someş, Crişuri, Vedea, Câlniştea, Glavacioc, Delta Dun ării), pe depozite aluviale şi aluvio-proluviale, loessuri şi luturi argiloase, sub paji şti hidrofile şi păduri de stejar. Excesul de umiditate şi aeraţia redusă, determină o humificare lentă, dar intensă. Limnosolul este un sol subacvatic (din lacuri de mic ă adâncime), având un orizont A limnic sau orizont histic ori turbos (T) submers, cu grosime sub 50 cm. Salsodisolurile (solurile halomorfe) . Includ solurile care apar în condi ţiile unui excedent de s ăruri (roci cu săruri uşor solubile; apa mării, lacurilor şi lagunelor; pânza freatică mineralizată, apa de iriga ţie sau climat care favorizeaz ă o evapotranspiraţie intensă). Cuprind: solonceac şi soloneţ, care se întâlnesc împreună, pe suprafe ţe cu aspect mozaicat. Clasa este r ăspândită sub forma unor areale insulare (0,8% din teritoriul României): valea C ălmăţuiului, în jurul unor lacuri sărate din Băr ăgan, estul Deltei Dun ării, Câmpia Moldovei şi Depresiunea Transilvaniei, litoralul Mării Negre. Sunt ocupate de paji şti cu valoare redusă. Solonceacul a luat naştere printr-un proces de acumulare de s ăruri, generat de evapotranspiraţia intensă a apei urcate capilar din stratul acvifer. Are o pseudostructur ă gr ăunţoasă sau este astructurat, cu eflorescen ţe şi cruste de s ăruri. Solone ţ ul s-a format prin procese de alcalizare, fie prin desalinizarea unor solonceacuri, fie printr-un proces alternativ de salinizare-desalinizare. Structura este columnar ă, prismatică, lamelar ă sau se prezint ă astructurat.
122
Histisolurile.
Se întâlnesc pe areale cu mediu saturat cu ap ă, drenaj slab, material argilos şi relief depresionar. Cuprind două tipuri: histosolul şi foliosolul . Se dezvoltă în munţi, depresiuni intramontane, lunci cu excedent de umiditate şi Delta Dunării, condiţii în care descompunerea materiei organice este foarte mult încetinită, pe suprafeţe cu Sphagnum şi Phragmites. Aceste soluri au o semnificaţie biogeografică deosebită, onturilor mai vechi permite reconstituirea condiţiilor paleoclimatice şi morfoclimatice. Antrisolurile. Prezintă un orizont antropogenetic sau lipsa orizontului A şi E, îndepărtate prin procese de eroziune accelerat ă sau decapitare antropic ă. Aici au fost incluse solurile trunchiate sau ale c ăror orizonturi nu mai prezintă caracteristici diagnostice care s ă permită încadrarea lor într-unul din tipurile prezentate anterior: erodosol şi antrosol. Reprezintă stadii iniţiale de formare a solurilor, geneza lor fiind concomitent ă cu o serie de procese ce duc uneori la distrugerea lor. Erodosolul este un sol format pe versan ţi în condiţiile unor procese active de denudare, pe roci sedimentare neconsolidate şi este, de regul ă, un sol astructurat (orizonturile r ămase nu permit încadrarea într-un anumit tip de sol). Antrosolul este caracteristic rocilor sedimentare neconsolidate, cu partea superioar ă deranjată prin lucr ări mecanice, prin iriga ţii cu ape mâloase sau prin fertilizare organică îndelungată.
123
8. REGIONAREA FIZICO-GEOGRAFIC FIZICO-GEOGRAFICĂ Analiza elementelor fizico-geografice (distribuite în latitudine şi altitudine) permite realizarea de generalizări şi detalieri la nivelul ţării, dar şi o grupare a unit ăţilor teritoriale (pe trepte taxonomice). La baza region ării fizico-geografice au stat o serie de principii (Geografia României, vol. I, 1983; Velcea, 2001): diversitatea teritorial ă a peisajului impus ă de varietatea reliefului; nerepetabilitatea unit ăţilor geografice; conceptul de structur ă alături de cel de sistem, ca viziune unitar ă în interpretarea diversităţii peisajului; interferenţa geografică reliefată de poziţia ţării pe continent; omogenitatea relativă a peisajului. Pornind de la existen ţa lanţului carpatic ca element coordonator al peisajului şi în funcţie de poziţia lor geografică, pe teritoriul României se disting carpato-transilvană şi trei unităţi unităţi de ordinul I: o unitate centrală carpato-transilvană banato-cri şan anăă, în vestul Carpaţilor Occidentali, unitatea pericarpatice – unitatea banato-cri ş geto-moldavă geto-moldavă, în sudul şi estul Carpaţilor, şi unitatea dună dunăreano-dobrogeană reano-dobrogeană, în sudul şi sud-estul ţării. În cadrul acestor unit ăţi, în funcţie de aspectul reliefului în raport cu vârsta şi alcătuirea geologică şi după variaţia condiţiilor biopedoclimatice în legătur ă cu altitudinea şi poziţia, se deosebesc unit ăţi de ordinul II, ce corespund unit ăţilor principale de relief. Carpa ţ ii ii Orientali, Carpa ţ Carpa ţ ii ii Unitatea carpato-transilvan ă cuprinde: Carpa ţ Meridionali, Carpa ţ Carpa ţ ii ii Occidentali şi Depresiunea Transilvaniei . Unitatea banato şene şi Câmpia Banato-Cri şan şanăă. Unitatea crişană include: Dealurile Banato-Cri şene ii, Podi şul Mehedin ţ i şi geto-moldavă grupează: Subcarpa ţ ii, şul Moldovei, Podi şul şul Mehedin ţ Podi şul şul Getic. Unitatea dunăreano-dobrogeană deosebeşte: Podi şul şul Dobrogei, Câmpia Română Română şi Delta Dună Dunării. În ceea ce prive şte unităţile de ordinul III, criteriile de regionare se deosebesc pe treptele majore de relief. În cazul unit ăţilor montane se iau în considerare pozi ţia, orientarea culmilor principale şi altitudinea absolută. În cazul unităţilor de dealuri şi câmpii, criterii principale sunt pozi ţia, litologia şi stadiul de evoluţie a reliefului. Condiţiile locale de relief, structur ă geologică şi vegetaţie diferenţiază unităţile de ordinul IV.
124
Unităţile ile fizico-geografice ale României (Geografia (Geografia României, Fig. 20. Unităţ României, vol. I, 1983) nordică, 2. grupa centrală centrală, 3. I. Unitatea carpato-transilvană: A. Carpa ţ iiii Orientali: Orientali: 1. grupa nordică grupa de la Curbur ă. B. Carpa ţ ii Munţilor Bucegi, 5. grupa centrală centrală ii Meridionali: Meridionali: 4. grupa Munţ (Fă (Făgăraş raş-Parâng-Godeanu), 6. grupa Munţ Munţilor Vâlcan-Cernei-Mehedinţ Vâlcan-Cernei-Mehedin ţi. C. Carpa ţ ii ii Occidentali: Occidentali: 7. Munţ Munţii Banatului, 8. Munţ Mun ţii Apuseni. D. Depresiunea Transilvaniei: Podişul Someş Someşan (a. Transilvaniei: 9. Podiş propriu-zis, b. Dealurile Feleacului, c. Dealurile Lă L ă puş puşului), 10. Câmpia Transilvaniei (a. propriuzisă zisă, b. Dealurile Bistriţ Bistriţei şi Reghinului), 11. Dealurile (Podiş (Podi şul) Târnavelor. II. Unitatea banatoOaşului, 13. Dealurile Silvano-Someş Silvano-Some şene, 14. crişană: E. Dealurile Banato-Cri şene şene:: 12. Dealurile Oaş Dealurile Criş Crişanei, 15, Dealurile Banatului. F. Câmpia Banato-Cri şan înalt ă şanăă: 16. Câmpia înaltă (subunitatea de pă pădure), 17, Câmpia joasă joasă (subunitatea de silvostepă silvostep ă). III. Unitatea getoSubcarpaţii: 18, Orientali, 19, Getici. H. Podi şul Podişul piemontan moldavă: G. Subcarpaţ şul Moldovei: Moldovei: 20, Podiş Ciungi-Corni şi Culoarul Moldova-Siret, 21, Podiş Podişul Sucevei, 22, Câmpia Moldovei, 23, Podiş Podi şul Bârladului, 24, Podiş Podişul Covurluiului. I. Podi şul şul Mehedin ţ i. J. Podi şul şul Getic: Getic: 25, Dealurile şi podiş podişurile piemontane ale Olteniei, 26, Podiş Podi şurile piemontane argeş argeşene. IV. Unitatea dunăreanoPodi şul Dobrogei Centrale dobrogeană. K. Podi şul şul Dobrogei: Dobrogei: 27, Dobrogea de Nord, 28, Podiş (Casimcei), 29, Podiş Podişul Dobrogei de Sud, 30, Litoralul dobrogean. L. Câmpia Română Română: 31, subunitatea de pă p ădure şi silvostepă silvostepă (a. Câmpia Olteniei, b. Câmpia Munteniei de Vest şi Centrale), 32, subunitatea de silvostepă silvostep ă şi stepă stepă a Câmpiei Române de Est, 33, Lunca şi bă b ălţile Dună Dunării. M. Delta Dună Dunării: rii: 34, sectorul fluvial, 35, sectorul fluviomarin. Limitele unit ăţ ăţ ilor ilor : α, de ordinul I, β, de ordinul II, γ, de ordinul III, δ, unor subunităţ subunităţii caracteristice sau de tranziţ tranzi ţie (de ordinul IV).
125
I. Unitatea carpato-transilvan ă 1. grupa nordică
A. Carpa ţ ii Orientali
2. grupa centrală 3. grupa de la Curbur ă 4. grupa Munţilor Bucegi
B. Carpa ţ ii Meridionali
5. grupa centrală (FăgăraşParâng-Godeanu) 6. grupa Munţilor VâlcanCernei-Mehedinţi 7. Munţii Banatului
C. Carpa ţ ii Occidentali 8. Munţii Apuseni
9. Podişul Someşan
D. Depresiunea 10. Câmpia Transilvaniei Transilvaniei
11. Dealurile (Podişul) Târnavelor
126
- Munţii Rodnei şi Maramureşului - Obcinele Bucovinei - Munţii Oaş-Igniş-Gutâi-Ţibleş - Depresiunea Maramureşului - Culoarul Bârgaielor-Valea Moldovei - Munţii din bazinul Bistriţei - Munţii din bazinul Trotuşului - Munţii vulcanici Călimani-Harghita - Culoarul depresionar Giurgeu-Ciuc - Munţii Curburii externe - Depresiunea Braşovului - Munţii scunzi ai Curburii interne - Masivul Bucegi - Masivul Leaota - Munţii Piatra Craiului - Culoarul Rucăr-Bran - Munţii Făgăraş - Munţii Parâng - Munţii Godeanu - Munţii Mehedinţi - Munţii Vâlcan - Munţii Cernei - Culoarul văii Cernei - Munţii Semenicului - Munţii Almă jului şi Locvei - Munţii Aninei - Munţii Arenişului şi Dognecei - Munţii Poiana Ruscă - Munţii Bihorului - Munţii Mureşului - Munţii Crişurilor - Munţii Şes şi Meseş - Masivele Dealu Mare şi Preluca - Dealurile Lă puşului - Podişul Purcăreţ-Boiu Mare - Dealurile Ciceului şi Năsăudului - Dealurile Simişna-Gârbău - Dealurile Clujului şi Dejului - Depresiunea Almaş-Agrij - Podişul şi depresiunea Huedinului - Dealurile Feleacului - Câmpia Someşană - Câmpia Mureşană - Dealurile Bistriţei şi Reghinului - Dealurile şi depresiunile estice - Dealurile dintre Mureş şi Târnava Mică - Dealurile dintre Târnava Mică şi Mare - Podişul Hârtibaciului - Podişul Secaşelor - Depresiunile Făgăraş şi Sibiu - Culoarul Apoldului - Culoarul Turda-Alba Iulia - Culoarul Or ăştiei
II. Unitatea banato-cri şană
E. Dealurile BanatoCri şene
12. Dealurile Oaşului 13. Dealurile SilvanoSomeşene 14. Dealurile Crişanei 15. Dealurile Banatului
F. Câmpia BanatoCri şană
16. Câmpia înaltă (subunitatea de pădure) 17. Câmpia joasă (subunitatea de silvostepă)
- Dealurile Silvaniei - Depresiunea Silvaniei - Depresiunile Baia Mare şi Copalnic - Dealurile Plopişului - Dealurile Pădurii Craiului - Dealurile Codrului - Dealurile Cigherului - Dealurile Lipovei şi Lugojului - Dealurile Banatului sudic (dintre Timiş şi Nera) - Câmpa înaltă a Someşului şi Crişurilor - Câmpia înaltă a Banatului - Câmpia joasă a Someşului - Câmpia Careiului - Câmpia joasă a Crişurilor - Câmpia Mureşului - Câmpia Timişului
III. Unitatea geto-moldav ă G. Subcarpa ţ ii
18. Subcarpaţii Orientali 19. Subcarpaţii Getici 20. Podişul Ciungi-Corni şi Culoarul Moldova-Siret 21. Podişul Sucevei
H. Podi şul Moldovei
22. Câmpia Moldovei 23. Podişul Bârladului 24. Podişul Covurluiului
I. Podi şul Mehedin ţ i J. Podi şul Getic
25. Dealurile şi podişurile piemontane ale Olteniei 26. Podişurile piemontane argeşene
127
- Subcarpaţii Moldovei - Subcarpaţii Curburii - Muscelele subcarpatice - Subcarpaţii Olteniei - Dealurile dintre Suceava şi Moldova - Dealurile Cornilor - Depresiunea R ădăuţilor - Culoarul Moldova-Siret - Podişul Dragomirnei - Podişul Fălticenilor - Culmea Bour-Dealu Mare - Depresiunea Litenilor - Câmpia Jijiei superioare - Câmpia Jijiei inferioare şi a Bahluiului - Dealurile Copălău-Cozancea - Podişul Central Moldovenesc - Colinele Tutovei - Dealurile Fălciului - Câmpia colinar ă a Fălciului - Colinele Chinejei - Colinele Bălă băneştiului - Dealurile Mehedinţului - Culoarul Cireşu-Baia de Aramă - Podişul Cornetelor - Dealurile Motrului - Dealurile Jiului - Podişul Olteţului - Podişul Bălăciţei - Podişul Cotmenei - Gruiurile Argeşului - Podişul Cândeştilor
IV. Unitatea dunăreano-dobrogeană 27. Dobrogea de Nord
K. Podi şul Dobrogei
28. Podişul Dobrogei Centrale (Casimcei) 29. Podişul Dobrogei de Sud 30. Litoralul dobrogean 31. Câmpia Română de Vest şi Centrală
L. Câmpia Română
32. Câmpia Română de Est
33. Lunca şi bălţile Dunării
M. Delta Dunării
34. sectorul fluvial 35. sectorul fluvio-marin
128
- Munţii Pricopanului - Dealurile Niculiţelului - Dealurile Tulcei - Podişul Babadagului - Depresiunile Cerna şi Nalbant - Prispa litorală a Razimului - Podişul Casimcei - prispa dunăreană - prispa maritimă - Podişul Medgidiei - Podişul Negru Vodă - Podişul Dobrogei maritime - Podişul Oltinei - sectorul coborât (sistemul lagunar Razim-Sinoie) - sectorul înalt - Câmpia Olteniei - Câmpia Munteniei de Vest (Olt-Argeş) - Câmpia Munteniei Centrale (est Argeş) - Câmpia Mostiştei - Câmpia Săratei - Câmpia Băr ăganului - Câmpia Râmnicului - Câmpia Siretului inferior - Câmpia Tecuciului - Câmpia Covurluiului - sectorul Drobeta Turnu Severin-Călăraşi - sectorul bălţilor Dunării - Depresiunile Sireasa-Şontea-Furtuna, Pardina, Matiţa-Merhei, Rusca, GorgovaIsac, Dranov - Grindul Stipoc - Câmpul Chiliei - Grindurile Letea, Caraorman, Săr ăturile, Crasnicol-Perişor-Buhaz - Depresiunea Roşu-Puiu
BIBLIOGRAFIE SELECTIV Ă LUCR ĂRI GENERALE Bojoi I. (2000), România. Geografie fizică, Edit. Universităţii Iaşi Brânduş C., Grozavu A., Efros V., Chiriţă V. (1998), Dic ţ ionar de termeni fizico geografici, Edit. Fundaţiei Chemarea, Iaşi Ielenicz M., Pătru Ileana (2005), Geografia fizică a României , vol. 1, Edit. Universitar ă, Bucureşti Ielenicz M., Comănescu Laura, Mihai B., Nedelea Al., Oprea R., P ătru Ileana (1999), Dic ţ ionar de geografie fizică, Edit. Corint, Bucureşti Mihăilescu V. (1969), Geografia fizică a României , Edit. ştiinţifică, Bucureşti Pătru Ileana, Zaharia Liliana, Oprea R. (2006), Geografia fizică a României: climă , ape, vegeta ţ ie, soluri, Edit. Universitar ă, Bucureşti Posea Gr. (2003), Geografia fizică a României, I, Edit. Fundaţiei „România de Mâine”, Bucureşti - (2004), Geografia fizică a României, II, Edit. Fundaţiei „România de Mâine”, Bucureşti Roşu Al. (1980), Geografia fizică a României, Edit. didactică şi pedagogică, Bucureşti Sârcu I. (1971), Geografia fizică a României, Edit. didactică şi pedagogică, Bucureşti Tanislav D. (2003), Geografia fizică a României: caiet pentru lucr ări practice şi seminarii, Edit. Cetatea de Scaun, Târgovişte Tufescu V. (1974), România. Natur ă - om - economie , Edit. ştiinţifică, Bucureşti Velcea Valeria (2001), Geografia fizică a României , Edit. Univ. Sibiu * * * (1960), Monografia geografică a Republicii Populare Române , vol. I, Geografie fizică , Edit. Academiei, Bucureşti * * * (1972-1979), Atlas. Republica Socialist ă România, Inst. geogr. Bucureşti, Edit. Academiei, Bucureşti * * * (1983), Geografia României, I, Geografia fizică , Edit. Academiei, Bucureşti * * * (1996), România. Atlas istorico - geografic , Edit. Academiei, Bucureşti * * * (2002), România. Mediul şi re ţ eaua electrică de transport. Atlas geografic , Edit. Academiei, Bucureşti * * * (2005), România. Spa ţ iu, societate, mediu , Edit. Academiei, Bucureşti RELIEFUL Badea L. (1967), Subcarpa ţ ii dintre Cerna Olte ţ ului şi Gilort. Studiu de geomorfologie , Edit. Academiei, Bucureşti Badea L., Bălteanu D. (1977), Terasele din valea subcarpatică a Buzăului, SCGGGGeogr., XXIV, 2 Băcăuanu V. (1968), Câmpia Moldovei. Studiu geomorfologic , Edit. Academiei, Bucureşti
129
Bălteanu D. (1983), Experimentul de teren în geomorfologie. Aplica ţ ii la Subcarpa ţ ii Buzăului, Edit. Academiei, Bucureşti Bondar C. (1970), Date hidrologice noi rezultate din mă sur ătorile şi observa ţ iile directe efectuate pe sectorul românesc al Dunării în perioada apelor mari din aprilie-iunie 1970, Hidrotehnica, 12 Cârciumaru M. (1980), Mediul geografic în pleistocenul superior şi culturile paleolitice din România, Edit. Academiei, Bucureşti Coteţ P. (1973), Geomorfologia României , Edit. tehnică, Bucureşti - (1976), Câmpia Română. Studiu de geomorfologie integrat ă, Edit. Ceres, Bucureşti Cvijic J. (1908), Entwicklungsgeschichte des Eisernen Tores, Petermanns Mitteil., Erganzungsheft, 160, Gotha Dinu Mihaela (1999), Subcarpa ţ ii dintre Topolog şi Bistri ţ a Vâlcii. Studiul proceselor actuale de modelare a versan ţ ilor , Edit. Academiei, Bucureşti Dinu Mihaela, Bălteanu D. (1985), Surse şi stocuri temporare de aluviuni din unele bazine hidrografice mici aferente cursului inferior al Topologului , SCGGG-Geogr., XXXII Dr ăgan Livia, Stănescu P. (1970), Zonarea agresivit ăţ ii pluviale, Anal. ISCIF, III, Pedologie, XXXVII Ficheux R. (1996), Les Monts Apuseni (Bihor). Vallees et aplanissements, Edit. Academiei, Bucureşti Ficheux R., Vergez-Tricom G. (1948), Sur l'origine des Ports de Fer danubiannes , C. R. Acad. Sci. CCXXVI, Paris Florea M. (1998), Mun ţ ii F ă g ăra şului. Studiu geomorfologic , Edit. Foton, Braşov Gâştescu P., Şelariu O. (1994), La morphodinamique actuelle du littoral roumain de la Mer Noire, Rev. roum. geogr., 38 Giuşcă D., Savu H., Bercia I., Krautner H. (1969), Succesiunea ciclurilor tectonomagmatice prealpine pe teritoiul României , BSSR Geol.Rom., XI Grigore M. (1989), Defileuri, chei şi văi de tip canion în România , Edit. ştiinţifică şi enciclopedică, Bucureşti Iancu M., Velcea Valeria, Popescu Dida (1971), Câmpia înalt ă a Târgovi ştei. Considera ţ ii de ordin geomorfologic , BSSGR, I (LXXI) Iancu Silvia (1958), Câteva aspecte litologice şi structurale în morfologia glaciar ă a Masivului Parâng , Natura – geogr.-geol., X, 3 Ielenicz M. (1970), Zonele cu alunecări de teren din ţ ara noastr ă, Terra, XXII, 1 - (1984), Mun ţ ii Ciuca ş - Buzău. Studiu geomorfologic , Edit. Academiei, Bucureşti Ielenicz M., Pătru Ileana, Ghincea Mioara (2003), Subcarpa ţ ii României, Edit. Universitar ă, Bucureşti Ionesi L. (1994), Geologia unit ăţ ilor de platformă şi a orogenului nord-dobrogean, Edit. Tehnică, Bucureşti Ioniţă I. (2000), Relieful de cueste din Podi şul Moldovei, Edit. Corson, Iaşi - (2000), Geomorfologie aplicat ă. Procese de degradare a regiunilor deluroase , Edit. Univ. „Al.I. Cuza”, Iaşi Irimuş I. (1998), Relieful pe domuri şi cute diapire în Depresiunea Transilvaniei , Edit. Presa Universitar ă Clujeană
130
Josan N. (1979), Dealurile Târnavei Mici. Studiu geomorfologic, Edit. Academiei, Bucureşti Krautner Th. (1929), Die Spuren der Eiszeit in den Ost und Sudkarpathen, Verhandl. Siebenburg. Karp. Vereins Nat. Hermannstadt, 79 Loghin V. (2002), Modelarea actual ă a reliefului şi degradarea terenurilor în bazinul Ialomi ţ ei, Edit. Cetatea de Scaun, Târgovişte Mac I. (1972), Subcarpa ţ ii transilvăneni dintre Mure ş şi Olt, Studiu geomorfologic , Edit. Academiei, Bucureşti Martonne Emm. de (1907), Recherches sur l’evolution morphologique des Alpes de Transylvanie, Rev. geogr. ann. (1906-1907), I şi în Lucr ări geografice despre România, I, Edit. Academiei, Bucureşti Mihăilescu V. (1931), Marile regiuni morfologice ale României , BSRRG, L - (1946), Piemontul Getic, Rev. geogr. rom., II, I-IV (1945) - (1963), Carpa ţ ii Sud-estici, Edit. ştiinţifică, Bucureşti - (1965), V ăile carpatice transversale , Natura – geogr.-geol., XVII, 4 - (1966), Dealurile şi câmpiile României , Edit. ştiinţifică, Bucureşti Mircea S. (2003), Combaterea eroziunii solului – eroziunea în adâncime , Edit. Bren, Bucureşti Morariu T. (1940), Contribu ţ ii la glacia ţ iunea din Mun ţ ii Rodnei , Rev. geogr. rom., SRRG, II Morariu T., Donisă I. (1968), Terasele fluviatile din România , SCGGG - Geogr., XV, 1 Moţoc M. (1982), Ritmul mediu de degradare erozional ă a solului din R.S. România , Bul. Inf. ASAS, 12 Naum Tr. (1965), Valea transversal ă a Bistri ţ ei, Hidrologia, 6 - (1985), Piemonturile catenei vulcanice C ăliman-Gurghiu-Harghita , Terra, XVII (XXXVII), 2 Naum Tr., Butnariu E., Giurescu M. (1962), Vulcanokarstul din Masivul C ălimanului, AUB, XI, 32 Nedelcu E. (1959), Aspecte structurale şi morfologice în morfologia glaciar ă a Mun ţ ilor F ă g ăra ş, Probl. geogr., VI - (1962), Relieful glaciar din bazinul Râului Doamnei (Mun ţ ii F ă g ăra şului), Com. Acad. Rom., XII, 2 Niculescu Gh. (1963), Terasele Teleajenului în zona subcarpatică cu privire special ă asupra mi şcărilor neotectonice cuaternare , Probl. geogr., IX - (1965), Masivul Godeanu, Studiu geomorfologic , Edit. Academiei, Bucureşti - (1969), Relieful glaciar din Mun ţ ii Ş ureanu şi Cindrel , SCGGG – Geogr., XVI, 1 - (1990), Relieful glaciar din Mun ţ ii Ţ arcu, St. cerc. geogr., XXXVI - (1991), Relieful ruiniform din regiunea înalt ă a Carpa ţ ilor Române şti, St. cerc. geogr., XXXVIII - (1997), Relieful glaciar şi crio-nival , Rev. de Geomorfologie, I Niculescu Gh., Nedelcu E. (1961), Contribu ţ ii la studiul microreliefului crio-nival din zona înalt ă a Mun ţ ilor Retezat-Godeanu-Ţ arcu şi F ă g ăra ş-Iezer , Probl. geogr., VIII Niculescu Gh., Nedelcu E., Iancu Silvia (1960), Nouvelle contribution a l’etude de la morphologie glaciaire des Carpates roumaines , în vol. Recueil d’etudes
131
geographiques concernant le territoire de la R. P. Roumaine , Edit. Academiei, Bucureşti Nordon A. (1933), Resultats sommaires et provisoires d'une etude morphologique des Carpathes Orientales roumaines , C. R. Congr. Int. Geol. Paris Orghidan N. (1969), V ăile transversale din România. Studiu geomorfologic , Edit. Academiei, Bucureşti Paraschiv D. (1965), Piemontul Cânde şti, STE, seria H, Geol. cuat., 2 Pop Gh. (1957), Contribu ţ ii la determinarea vârstei şi a condi ţ iilor morfoclimatice în geneza suprafe ţ ei de eroziune M ări şel din Mun ţ ii Gil ău-Muntele Mare, SCGG, VIII, 3-4, Cluj - (1962), Istoria morfogenetică a vechii suprafe ţ e de eroziune F ărca ş , din Mun ţ ii Gil ăului (Mun ţ ii Apuseni), SUBB, VII, 1 Popescu N. (1990), Ţ ara F ă g ăra şului. Studiu geomorfologic , Edit. Academiei, Bucureşti Popescu N., Ielenicz M., Posea Gr. (1973), Terasele fluviatile din România , în „Realizări în geografia României”, Bucure şti Popescu N., Ielenicz M., Osaci-Costache Gabriela, Folea Florina, Ene M. (2001), Relieful României – Bibliografie , vol. I, Edit. Eficient, Bucureşti Popescu-Argeşel I. (1965), Observa ţ ii geomorfologice în valea Arge şelului, Com.Geogr., SSNG, III Popp N. (1939), Subcarpa ţ ii dintre Dâmbovi ţ a şi Prahova (Studiu geomorfologic) , St. cerc. geogr., III, SRRG - (1972), Evolu ţ ia peisajului geomorfologic al masivului Poiana Rusc ă şi relieful său etajat , în vol. Lucr ările Simpozionului de geografie fizică a Carpa ţ ilor, (sept. 1970) , Inst. Geogr., Bucureşti Posea Gr. (1967), Anteceden ţă şi captare la văile transversale carpatice , Lucr ările ştiinţifice, Inst. Pedagogic, Oradea - (1981), O singur ă glacia ţ iune în Carpa ţ i, SCGGG - Geogr., XXVII - (2002), Geomorfologia României , Edit. Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti Posea Gr., Badea L. (1980), România. Harta geomorfologică, Edit. didactică şi pedagogică, Bucureşti Posea Gr., Popescu N. (1973), Piemonturile din România. Geneză şi evolu ţ ie, în „Realizări în geogr. României”, Edit. Ştiinţifică, Bucureşti Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M. (1974), Relieful României , Edit. ştiinţifică, Bucureşti Posea Gr., Velcea Valeria (1967), Clasificarea depresiunilor , Natura, 3 R ădoane Maria, R ădoane N., Ichim I., Surdeanu V. (1999), Ravenele. Forme, procese, evolu ţ ie, Edit. Presa Universitar ă Clujeană, Cluj Napoca Sandu Maria (1989), Dinamica versan ţ ilor în bazinul subcarpatic şi piemontan al Arge şului, SCGGG - Geogr., XXXVI Sawicki L. (1912), Beitrage zur Morphologie Siebenburgens , Bull. Acad. Sc., Krakow Săndulescu M. (1984), Geotectonica României , Edit. Tehnică, Bucureşti Sârcu I. (1958), Contribu ţ ii cu privire la problema gipfelflurului şi a suprafe ţ elor de peneplenă din Mun ţ ii F ă g ăra şului, ASUCI, Şt. nat., Secţ. II, IV, 1 - (1963), Le probleme de la glaciation quaternaire dans les montagnes du Maramure ş, ASUCI-GG, Secţ. II b, IX - (1978), Mun ţ ii Rodnei, Studiu morfogeografic , Edit. Academiei, Bucureşti
132
Schreiber W. (1994), Mun ţ ii Harghitei. Studiu geomorfologic , Edit. Academiei, Bucureşti Someşan L. (1933), Urme glaciare în Mun ţ ii C ăliman, BSRRG, LI Surdeanu V. (1998), Geografia terenurilor degradate , Edit. Presa Universitar ă Clujeană Teodorescu V. (2001), Morfodinamica versan ţ ilor din bazinele hidrografice mici , Edit. Fundaţiei „România de Mâine”, Bucureşti Urdea P. (2000), Mun ţ ii Retezat, studiu geomorfologic , Edit. Academiei, Bucureşti Vâlsan G. (1916), Câmpia Română , Contribu ţ ii de geografie fizică, BSRRG, XXXVI - (1919), Asupra trecerii Dunării prin Por ţ ile de Fier , BSRRG, XXXVII Velcea Valeria (1961), Masivul Bucegi. Studiu geomorfologic, Edit. Academiei, Bucureşti Zugr ăvescu D., Polonic Gabriela, Horomnea M., Dragomir V. (1998), Recent vertical crustal movements on the Romanian territory, major tectonic compartments and their relative dynamics , Rev. roum. Geophysique, 42 * * * (1969), Geografia văii Dunării române şti, Edit. Academiei, Bucureşti CLIMA Bâzâc Gh. (1983), Influen ţ a reliefului asupra principalelor caracteristici ale climei României, Edit. Academiei, Bucureşti Bogdan Octavia (1980), La regionalisation climatique et topoclimatique de la Roumanie , RRGGG - Geogr., 20 Bogdan Octavia, Dragotă Carmen (1997), Calmul atmosferic în România , AUO, VII Bogdan Octavia, Niculescu Elena (1999), Riscurile climatice din România, Edit. Sega Internaţional, Bucureşti Dragotă Carmen, Bălteanu D. (1999), Intensitatea precipita ţ iilor extreme pe teritoriul României, Rev. Geografică, VI Dumitrescu Elena (1976), Curs de climatologie R.S.R. , Centrul de multipl. Univ. Bucureşti Erhan Elena (1979), Clima şi microclimatele din zona ora şului Ia şi, Edit. Junimea, Iaşi Iliescu Maria-Colette (1991), Variation seculaire de la temperature moyenne de l’air sur le territoire de la Roumanie , Rev. roum. geogr., 35 - (1994), Tendance de la variation a longue duree de la temperature de l’air sur le territoire de la Roumanie , Rev. roum. geogr., 38 - (1996), Varia ţ ia de lung ă durat ă a cantit ăţ ilor de precipita ţ ii atmosferice pe teritoriul României, St. cerc. geogr., XLIII Ion-Bordei N. (1988), Fenomene meteoclimatice induse de configura ţ ia Carpa ţ ilor în Câmpia Română, Edit. Academiei, Bucureşti Mihai Elena (1975), Depresiunea Bra şov. Studiu climatic , Edit. Academiei, Bucureşti Mihăilescu I.F. (1975), Le regime journalier du vent a l'entree monragneuse de la Vallee de Bistri ţ a (Carpates Orientales), Riv. ital. di Geofis. e Scienze Affini, I (sociale), Torino-Genova Neamu Gh., Mihai Elena, Teodoreanu Elena (1968), Unele cazuri de inversiuni termice în depresiunile intracarpatice Petro şani, Bra şov şi Câmpulung Moldovenesc , HGAM, XIII, 5
133
Niculescu Elena (1993), Răciri şi încălziri masive în ultimul secol în România , St. cerc. geogr., XL - (1997), Extreme pluviometrice pe teritoriul României în ultimul secol , St. Cerc. Geogr., XLIV Teodoreanu Elena (1979), Culoarul Rucăr-Bran. Studiu climatic şi topoclimatic, Edit. Academiei, Bucureşti Topor N. (1964), Ani ploio şi şi seceto şi în R.P.R., IM, Bucureşti Topor N., Stoica C. (1965), Tipuri de circula ţ ie şi centri barici de ac ţ iune atmosferică deasupra Europei , IM, Bucureşti * * * (1962-1966), Clima Republicii Populare Române / R. S. România , I, II, IM, Bucureşti * * * (1966), Atlasul climatologic al R. S. România , IM, Bucureşti * * * (1969), Geografia văii Dunării române şti, Edit. Academiei, Bucureşti APELE Breier Ariadna (1976), Lacurile de pe litoralul românesc al M ării Negre. Studiu hidrogeografic, Edit. Academiei, Bucureşti Coteţ P. (1951), Geomorfologia, în „Manualul inginerului de mine”, Sec ţ. VI, Edit. Tehnică, Bucureşti Gâştescu P. (1971), Lacurile din România - limnologie regional ă, Edit. Academiei, Bucureşti - (1995), Marea Neagr ă - tr ă sături geografice de bază , stare actual ă , preocupări de monitoring şi management , Terra, XXVI-XXVII (XLVI-XLVII) Pişota I. (1971), Lacurile glaciare din Carpa ţ ii Meridionali. Studiu hidrol ogic, Edit. Academiei, Bucureşti Pişota I., Zaharia Liliana (2002), Hidrologie, Edit. Universitar ă, Bucureşti Podani M., Zăvoianu I. (1971), Considerations sur les inondations catastrophiques de Roumanie de l'annee 1970 , RRGGG-Geogr., 15, 1 - (1992), Cauzele şi efectele inunda ţ iilor produse în luna iulie 1991 în Moldova , St. cer. Geogr., XXXIX Popp N. (1985), Fluviul Dunărea, Edit. ştiinţifică şi enciclopedică, Bucureşti Prică jan A. (1972), Apele minerale şi termale din România , Edit. tehnică, Bucureşti Trufaş V., Trufaş Constanţa, Pop Mihaela (1986), La temperature des eaux du Danube sur le secteur situe entre Bazia ş et les bouches du fleuve , RRGGG - Geogr., 30 Ujvari I. (1972), Geografia apelor României , Edit. ştiinţifică, Bucureşti - (1980), Les types de regime hydrique des rivieres de la Roumanie, RRGGG Geogr., 24 Vespremeanu E. (2004), Geografia M ării Negre, Edit. Universităţii Bucureşti Zăvoianu I. (1978), Morfometria bazinelor hidrografice , Edit. Academiei, Bucureşti Zăvoianu I., Podani M. (1977), Les inondations catastrophiques de l'annee 1975 en Roumanie – considerations hydrologiques , RRGGG-Geogr., 21 * * * (1967), Dunărea între Bazia ş şi Ceatal Izmail, Monografie hidrologică , ISCH, Bucureşti
134
* * * (1971), Râurile României (monografie hidrologic ă ), IMH, Bucureşti * * *(1973), Marea Neagr ă în zona litoralului românesc , Monografie hidrologică, IMH, Bucureşti * * * (1992), Atlasul cadastrului apelor din România , Ministerul Mediului, Bucureşti VEGETAŢIA ŞI FAUNA Costache N. (1996), Regionarea biogeografică a teritoriului României , Edit. Universităţii Bucureşti Dihoru Gh., Pârvu C. (1987), Plante endemice în flora României , Edit. Ceres, Bucureşti Doniţă N. (1963), Elemente pentru interpretarea zonalit ăţ ii vegeta ţ iei în R.P.R., Acta Bot. Horti Bucurestiensis Doniţă N., Chiriţă C., Stănescu V. (coord.) (1990), Tipuri de ecosisteme forestiere din România, Inst. Cercet. şi Amen. Silvice, Bucureşti Drugescu C. (1994), Zoogeografia României , Edit. All Printing House, Bucureşti Geanana M. (1972), Influen ţ a altitudinii şi masivit ăţ ii asupra limitei superioare a pădurii în Carpa ţ ii române şti, în vol. Lucr. simpoz. geogr. fiz. a Carpa ţ ilor (Bucure şti, sept. 1970), Inst. geografie, Bucureşti Ivan Doina (1979), Fitocenologie şi vegeta ţ ia R.S.România , Edit. didactică şi pedagogică, Bucureşti Ivan Doina, Doniţă N., Coldea Gh., Sandală V., Popescu A., Chifu Th., PaucăComănescu Mihaela, Mititelu D., Boşcaiu N. (1992), Vegeta ţ ia României, Edit. Tehnică agricolă, Bucureşti Manoleli D., Nalbant T. (1976), Via ţ a în Marea Neagr ă, Edit. ştiinţifică şi enciclopedică, Bucureşti Muică Cristina, Popova-Cucu Ana (1993), The composition and conservation of Romania’s plant cover , GeoJournal, 29.1 - (1996), Fenomenul de xerofitizare a covorului vegetal din România, Rev. geografică, II-III Paşcovschi S., Doniţă N. (1967), Vegeta ţ ia lemnoasă din silvostepa României , Edit. Academiei, Bucureşti Pop E. (1960), Mla ştinile de turbă din Republica Popular ă Română , Edit. Academiei, Bucureşti Săvulescu T. (1940), Der biogeographische Raum Rumaniens , Ann. Fac. Agr., Bucureşti, XX * * * (1969), Biogeografia României , Edit. ştiinţifică, Bucureşti * * * (1952-1980), Fauna R. P. Române / R. S. România , Edit. Academiei, Bucureşti * * * (1981), P ădurile României, Edit. Academiei, Bucureşti SOLURILE Andreiaşi N., Mihalache M. (1999), Solurile României , Edit. ExPonto, Constanţa Barbu N. (1988), Regionarea pedogeografică a teritoriului României , Terra, XX (XL), 2 Chiţu C. (1975), Relieful şi solurile României, Edit. Scrisul Românesc, Craiova Florea N. (1982), Romanian system of soil classification , RRGGG - Geogr., 26
135
