Rezumat Alina Gherghina

1/88

Bărăganul Central – Sinergism microrelief-depozite-sol

UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI

FACULTATEA DE GEOGRAFIE

TEZĂ DE DOCTORAT

CONDUCĂTORI ŞTIINŢIFICI,

PROF. UNIV. DR. FLORINA GRECU PROF. UNIV. DR. FRANCESCO DRAMIS

DOCTORAND, CARMEN-ALINA GHERGHINA

Bucureşti

2011

Carmen-Alina Gherghina


2/88




TEZĂ DE DOCTORAT Rezumat

BĂRĂGANUL CENTRAL –

SINERGISM MICRORELIEF-DEPOZITE-SOL MICRORELIEF-DEPOZITE-SOL




Bucureşti 2011



2/88




TEZĂ DE DOCTORAT Rezumat

BĂRĂGANUL CENTRAL –

SINERGISM MICRORELIEF-DEPOZITE-SOL MICRORELIEF-DEPOZITE-SOL




Bucureşti 2011



3/88


CUPRINS 1. INTRODUCERE / 5 2. OBIECTIVE / 7 3. LOCALIZAREA / 8

4. CARACTERISTIGI GENERALE ALE CÂMPIEI BĂRĂGANULUI CENTRAL / 13 4.1. Caracteristici geologice

/ 13

4.1.1. Evoluţia precuaternară a Câmpiei Bărăganului Central

/ 13

4.1.2. Evoluţia cuaternară a Câmpiei Bărăganului Central

/ 16

4.1.3. Condiţii paleoclimatice

/ 18

4.1.4. Depozitele cuaternare

/ 21

4.2. Caracteristici geomorfologice / 24 4.3. Caracteristici hidrografice

/ 30

5. STADIUL ACTUAL AL CUNOAŞTERII ÎN DOMENIUL RELAŢIILOR MICRORELIEF-DEPOZITESOL / 33 5.1. Stadiul actual al cunoaşterii reliefului şi microreliefului

/ 34

5.2. Stadiul actual al cunoaşterii depozitelor / 37 5.3. Stadiul actual al cunoaşterii în domeniul pedologiei 6.

METODOLOGIA DE LUCRU

/ 67

6.1. Întocmirea bazei de date

/ 67

6.1.1. Colectarea datelor grafice

/ 67

6.1.2. Colectarea datelor atribut

/ 68

6.1.3. Realizarea aplicaţiilor

/ 51

/ 68

6.1.4. Caracterizarea solurilor / 73 7. CONDIŢIILE DE MEDIU CARE INFLUENŢEAZĂ SINERGISMUL MICRORELIEF-DEPOZITE-SOL ÎN CÂMPIA BĂRĂGANULUI BĂRĂGAN ULUI CENTRAL / 78 7.1. Clima / 78 7.1.1. Caracteristicile principalilor parametri climatici

/ 78

7.1.2. Influenţa climei asupra sinergi smului microrelief-depozite-sol / 92 7.2. Apa freatică

/ 95

7.2.1. Caracteristicile regimului apelor freatice

/ 95

7.2.2. Influenţa apei freatice asupra sinergi smului microrelief-depozite-sol / 100 7.3. Vegetaţia şi microfauna / 104

7.3.1. Caracteristicile învelişului vegetal / 104 7.3.2. Influenţa vegetaţiei şi microfaunei asupra sinergismului microrelief -depozite-sol 7.4. Activitatea antropică


/ 112

/ 113


4/88


7.4.1. Etape ale populării Câmpiei Bărăganului Central

/ 113

7.4.2. Influenţa activităţii antropice asupra sinergismului materiale parentale -microrelief-sol / 114 8. INTERACŢIUNEA SINERGICĂ MICRORELIEF- DEPOZITE-SOL ŞI UNITĂŢILE SINERGICE REZULTATE / 118 8.1. Mezo- şi microrelieful şi procesele de formare

/ 118

8.1.1. Caracteristici morfologice / 118 8.1.2. Caracteristici Caracteristici morfometrice / 122 8.1.3. Tipuri de relief

/ 131

8.1.3.1. Relieful de tasare / 131 8.1.3.2. Relieful eolian / 132 8.1.3.3. Relieful fluviatil / 141 8.1.3.4. Microrelieful antropic

/ 145

8.2. Materialele parentale şi procesele de formare

/ 148

8.3. Caracterizarea învelişului de so l / 163 8.3.1. Factorii care au au contribuit la formarea solurilor (factorii pedogenetici) / 163 8.3.2. Procesele pedogenetice / 167

8.3.3. Evoluţia învelişului de sol din Câmpia Bărăganului Central / 173 8.3.4. Caracterizarea morfologică a solurilor / 174 8.3.5. Caracterizarea fizico-chimică / 193

8.3.6. Indicatori ai pedodiversităţii (caracterizare morfometrică a învelişului de soluri) / 207 8.3.7. Microzonarea pedogeoclimatică a învelişului de sol / 215 8.3.8. Corelarea sistemului român de taxonomie a solurilor (SRTS, 2003) cu fostele clasificări naţionale şi cu sistemele taxonomice internaţionale / 221

8.3.9. Procesele de degradare a terenurilor şi măsuri de protecţie a mediului în diferite condiţii de utilizare / 230 8.3.9.1. Procesele de degradare / 230

8.3.9.2. Măsuri de protecţie şi de prevenire a degradării terenurilor /235 9. Analiza spaţială a unităţilor sinergice din Câmpiei Bărăganului Central / 237 9.1. Identificarea unităţilor sinergice / 237

Câm piei Bărăganului Bărăganu lui Central Ce ntral ca rezultat al sinergismului microrelief-depozite-sol / 9.2. Pedopeisa jul Câmpiei 249 9.3. Utilizarea raţională a unităţilor sinergice din Câmpia Bărăganului Central, în contextul dezvoltării sustenabile a teritoriului / 250 9.3.1 Modul de utilizare a unităţilor sinergice / 250

9.3.2. Măsuri de protecţie şi de prevenire a degradării terenurilor şi recomandări de u tilizare a unităţilor sinergice / 253 10. Unităţi geografice în Câmpia Bărăganului Central / 255 Carmen-Alina Gherghina


5/88


INTRODUCERE Sistemele teritoriale, indiferent de numele utilizat – înveliş geografic, complex teritorial, peisaj geografic, unităţ i de mediu ambiant, ecosistem, geosistem etc –au fost caracterizate la început prin simple descrieri geografice ale componenţilor sistemului separat (geologie, climă, relief, vegetaţ ie, sol etc), iar mai târziu ca întreg, fapt care a condus la o cunoa ştere aprofundată şi integrată a diferitelor unităţi de sisteme teritoriale geografice, contribuind, astfel, la o mai bună valorificare a lor (Mihăilescu, 1968, 1977, Donisă, 1977, Velcea ş i colab., 1983, Florea, 2009) în perspectiva conceptului de dezvoltare durabilă.

Studiile şi cercetările realizate pe plan naţional şi internaţional au arătat că există relaţii strânse între condiţiile naturale ale terenurilor agricole (sol, relief, climă) şi calitatea acestora (exprimată prin note sau clase de bonitare), pretabilitatea lor pentru diferite folosinţe şi culturi, natura, intensitatea, extinderea şi prognoza proceselor de degradare a solului şi de deşertificare, factorii limitativi ai producţiei, necesarul şi pretabilitatea pentru lucrări de îmbunătăţiri funciare şi pentru alte lucrări ameliorative , ca şi pentru sistemele tehnologice agricole de cultivare a plantelor, utilizarea sistem elor suport de decizie etc. Dacă aceste relaţii nu sunt luate în considerare, se poate ajunge la reducerea producţiilor şi eficienţei economice, dar şi la procese de degradare a solului, la lipsa în acest fel a condiţiilor esenţiale ale unei agriculturi durabile. Solul constituie o resursă naturală extrem de importantă atât din punct de vedere economic, cât şi social, iar starea sa este o problemă cheie pentru mediu. O utilizare a solului care nu ţine cont de principiile durabilităţii, poate conduce la o creştere a riscurilor şi insecuritatăţii economice. Din acest punct de vedere, documentul UE ‖Towards a Thematic Strategy for Soil Protection‖ (COM [2002] 179 final) prezintă ameninţările la adresa acestei resurse naturale importante, care afectează anual în treaga Europă, producând pagube sociale şi economice de bilioane de Euro. În prezent tehnologia GIS a devenit un instrument esenţial în analiza teritoriului şi a consecinţelor activităţii umane asupra mediului. Numeroase hărţi şi imagini satelitare pot fi combinate pentru simularea interacţiunilor componentelor de mediu. Acest lucru permite o mai bună înţelegere a proceselor terestre şi o mai bună administrare a activităţilor umane, pentru a păstra calitatea mediului. Pentru o planificare raţională a utilizării terenurilor, este imperios necesară o bază de date, accesibilă şi credibilă, a resurselor pedo -hidro-climatice, acoperire cu vegetaţie, etc. Lipsa acestor date face ca procesul de management al terenurilor să fie lăsat la voia întâmplării, fără a se a sigura o dezvoltare durabilă. Lucrarea ‖Bărăganul Central – sinergism microrelief-depozite-sol‖, realizată sub îndrumarea Prof. dr. Florina Grecu, de la Universitatea din Bucureşti, Facultatea de Geografie şi Prof. dr. Francesco Dramis, de la Facolta degli Studi Roma Tre, Dipartimento di Geologia, Roma, Italia, are ca obiectiv principal analiza relaţiilor sinergice dintre factorii de mediu/ microrelieful, depozitele şi învelişul de sol din Câmpia Bărăganului Central şi a influenţei acestora asupra activităţ ii umane. Sinergismul reprezintă acţiunea simultană a doi sau mai mulţi factori care conduce la un efect total mai mare decât suma corespunzătoare efectului fiecărui factor în parte (Canarache et al., 2008). Termenul de sinergism  care etimologic nu înseamnă altceva decât conlucrare  are sensul particular de activitate concertată interdisciplinară de -a lungul desfăşurării unui proces, implicând mai mulţi agenţi (microrelieful, depozitele, învelişul de sol), cu acţiune nu numai asupra obiectivului avut în vedere (pedopeisajul), ci şi asupra partenerului/partenerilor de colaborare. Teza urmăreşte constituirea unui Sistem Informatic Geografic al Câmpiei Bărăganului Central pentru monitorizarea factorilor de mediu ca mijloc eficient de prelucrare a informaţiilor, în scopul utilizării raţionale a resurselor şi protecţiei mediului înconjurător. Lucrarea este structurată în trei părţi: partea întâi, introductivă, cuprinde localizarea, caracteristicile generale ale Câmpiei Bărăganului Central reflectate în literatura de specialitate şi stadiul Carmen-Alina Gherghina


6/88


actual al cunoaşterii în domeniul relaţiilor microrelief -depozite-sol; partea a doua cuprinde materialele utilizate şi metodologia de lucru, iar partea a III -a cuprinde analiza factorilor de mediu care condiţionează sinergismul microrelief-depozite-sol, respectiv clima, apa freatică, vegetaţia şi microorganismele şi activitatea antropică; caracterizarea factorilor direcţi care intervin în sinergism, respectiv mezo - şi microrelieful şi condiţiile de formare, materialele parentale şi învelişul de soluri. Lucrarea se încheie cu prezentarea proceselor de degradare a terenurilor şi recomandări de utilizare raţională a resurselor de sol şi teren din Câmpia Bărăganului Central, în contextul dezvoltării sustenabile a teritoriului. Dor esc să aduc calde mulţ umiri D-nei Prof. dr. Florina Grecu şi Prof. dr. Francesco Dramis pentru încrederea şi sprijinul acordate pe toată perioada finalizarea programului de doctorat şi, de asemenea, tuturor cadrelor didactice din cadrul Facultăţ ii de Geografie care au contribuit la formarea mea profesională, Dr. Paola Molin ş i Dr. Giandomenico Fubelli, de la Universita degli Studi Roma Tre, Dipartimento di Geologia, tuturor colegilor din cadrul ICPA Bucure şti şi prietenilor ale căror sugestii ş i idei m-au ajutat în finalizarea tezei de doctorat.

1. OBIECTIVE Obiectivul principal: - Analiza relaţiilor sinergice dintre factorii de mediu/ microrelieful, depozitele şi învelişul de sol din Câmpia Bărăganului Central şi a influenţei acestora asupra activităţ ii umane. Obiective specifice: -

Întocmirea unei baze de date, ca punct de plecare pentru realizarea aplica ţ iilor şi a studiilor deverse. Identificarea şi caracterizarea factorilor care influenţează desfăşurarea sinergismului microrelief depozite-sol. Interacţiunea sinergică microrelief-depozite-sol şi identificarea unităţilor sinergice . Caracterizarea pedopeisajului, ca rezultat al sinergismul microrelief-depozite-sol Prezentarea tipurilor de degradare a terenurilor şi recomandări de utilizare raţională în contextul dezvoltării sustenabile a teritoriului.



7/88


PARTEA ÎNTÂI

Caractere generale şi stadiul cunoaşterii 2. LOCALIZAREA Câmpia Bărăganului Central, denumită şi Câmpia Călmăţuiului sau Bărăganul Ialomiţei, este parte integrantă a Câmpiei Bărăganului, considerată în literatura geografică cea mai tipică câmpie tabulară, de origine lacustră sau lacustro -fluviatilă (Geografia României, vol. V, 2005). Câmpia Bărăganului Central este situată în sud -estul ţării, în partea de est a Câmpiei Române de Est şi se suprapune interfluviului Ialomiţa -Călmăţui. Luncile celor două râuri reprezintă limitele de sud şi, respectiv nord, ale câmpiei , care o separă de Bărăganul Sudic, respectiv de Bărăganul Nordic (Câmpia Brăilei). Celelalte două limite sunt Valea Săratei, în vest, care separă Bărăganul Central de Câmpia Săratei, şi lunca Dunării, în est (fig. 1). Are o suprafaţă de cca 3370 km² şi formă uşor dreptunghiulară, cu o lungime de cca 90 km şi o lăţime medie de cca 40 km.

Fig.1 Localizarea Câmpiei Bărăganului Central în cadrul ţării

Câmpia Bărăganului Central face trecerea între Bărăganul Sudic, mai înalt, şi Bărăganul Nordic, atât prin poziţia geografică cât şi litologic, prin grosimea mai redusă a loessului şi a substratului mai argilos(fig. 2) . Aceste caracteristici sunt determinate de evolu ţia paleogeografică diferită a celor trei câmpii, în Bărăganul Central subsidenţ a manifestându-se mai puternic decât în Bărăganul Sudic, conform forajelor geologice (Pricăjan, 1961). Morfologic, se caracterizează prin asimetria evidentă pri n versantul nordic abrupt sau convex, generat de acţiunea climato -eoliană, şi cel sudic, mai prelung şi mai coborât, cu aspect de trepte; predominarea suprafeţelor plane, cu înclinare N -S şi E-V; fragmentare slabă, cu văi puţin adânci; drenaj slab, cu numeroase depresiuni adânci fără scurgere, unele cu lacuri sărate, cu un pronunţat caracter endoreic.



8/88


Fig. 2 Localizarea Câmpiei Bărăganului Central în cadrul Câmpiei Române


9/88

UNIVERSITATEA DIN B UCUREŞTI


3. CARACTERISTICI GENERALE ALE CÂMPIEI BĂRĂGANULUI CENTRAL 3.1. Caracteristici geologice 4.1.1. Evoluţia precuaternară a Câmpiei Bărăganului Central Ca parte a Câmpiei Române, Câmpia Bărăganului Central reprezintă, din punct de vedere geologic, suprafaţă de craton alcătuită din fundament şi cuvertură sedimentară formată în mai multe etape (cicluri de sedimentare). În fundamentul Câmpiei Bărăganului Central intră părţi din platforma Sud -Dobrogeană, la care se adaugă, în extremitatea estică, structuri cadomiene afundate (fig. 3). Platforma Sud- Dobrogeană reprezintă compartimentul estic al Platfor mei Moesice, separat de compartimentul vestic, respectiv Platforma Valahă, prin falia intramoesică. Are soclu eoproterozoic, alcătuit din gnaise granitice şi şisturi cristaline mezometamorfice şi cuvertură realizată în mai multe cicluri de sedimentare, din paleozoic şi până la sfârşitul pliocenului şi alcătuită dintr -o alternanţă de roci sedimentare: conglomerate, gresii, argile, calcare. Ultimul ciclu de sedimentare (miocen-pliocen) se încheie prin depozite arenito-pelitice care, ulterior, au fost acoperite de depozitele cuaternare. Compartimentul corespunzător Bărăganului a coborât, la începutul Cuaternarului, cu 1000 -1500 m, de-a lungul unei falii care urmăreşte cursul Dunării, între Galaţi şi Ostrov (Mutihac et.al, 2004).

9/88


3. CARACTERISTICI GENERALE ALE CÂMPIEI BĂRĂGANULUI CENTRAL 3.1. Caracteristici geologice 4.1.1. Evoluţia precuaternară a Câmpiei Bărăganului Central Ca parte a Câmpiei Române, Câmpia Bărăganului Central reprezintă, din punct de vedere geologic, suprafaţă de craton alcătuită din fundament şi cuvertură sedimentară formată în mai multe etape (cicluri de sedimentare). În fundamentul Câmpiei Bărăganului Central intră părţi din platforma Sud -Dobrogeană, la care se adaugă, în extremitatea estică, structuri cadomiene afundate (fig. 3). Platforma Sud- Dobrogeană reprezintă compartimentul estic al Platfor mei Moesice, separat de compartimentul vestic, respectiv Platforma Valahă, prin falia intramoesică. Are soclu eoproterozoic, alcătuit din gnaise granitice şi şisturi cristaline mezometamorfice şi cuvertură realizată în mai multe cicluri de sedimentare, din paleozoic şi până la sfârşitul pliocenului şi alcătuită dintr -o alternanţă de roci sedimentare: conglomerate, gresii, argile, calcare. Ultimul ciclu de sedimentare (miocen-pliocen) se încheie prin depozite arenito-pelitice care, ulterior, au fost acoperite de depozitele cuaternare. Compartimentul corespunzător Bărăganului a coborât, la începutul Cuaternarului, cu 1000 -1500 m, de-a lungul unei falii care urmăreşte cursul Dunării, între Galaţi şi Ostrov (Mutihac et.al, 2004).

Fig.3 Harta tectonică a României (după Mutihac et al.,

2004)

Structurile cadomiene afundate reprezintă

continuarea, la vest de Dunăre, a Masivului Central Dobrogean şi sunt separate de platforma Sud -Dobrogeană prin falia Capidava -Ovidiu. Soclul, alcătuit din şisturi verzi, a fost întâ lnit în foraje la sub 2000 m adâncime. Cuvertura este alcătuită din succesiuni de depozite pelitice şi detritice, ultima fiind mio -pliocenă. În Neogen a început subsidenţa Platformei Moessice, care a atins cele mai mari valori în bazinul Focşani (zona Vrancea), iar suprafaţa Câmpiei Române a devenit un lac, care s -a retras treptat spre



10/88


partea de nord-est, întreaga suprafaţă a câmpiei exondându -se la sfârşitul Pleistocenului Superior (Coteţ, 1976).

Fig. 4 Harta geologică (după Harta geologică a României , scara 1:200.000, foile Bucure şti, Ploieşti, Brăila, Călăraşi şi Harta structurală simplificată a unităţilor autohtone din exteriorul Carpaţilor şi conturul fundamentului pre- miocen - Matenco et al., 2003)

Paraschiv (1975) a încadrat formaţiunile din inte rvalul badenian –pleistocen ca fiind rezultatul ultimului ciclu de sedimentare, reprezentat prin depozite detritice de molasă. În sectorul estic mişcarea de subsidenţă a continuat din Romanian în Pleistocen şi Holocen, dar numai în axul sinclinalului, deplasându-se treptat dinspre sud spre nord, la contactul tectonic dintre Câmpia Română şi Subcarpaţi, în lungul faliei subcarpatice. Pe latura de est a Bărăganului, falia marginală a Dobrogei a creat o zonă de subsidenţă dunăreană şi a cauzat afundarea teraselor Dunării sub aluviunile holocene (Marinescu, Papaianopol, 1994). Forajele adânci executate în regiune, ca şi cercetările geofizice au scos în evidenţă existenţa mai multor compartimente tectonice, separate prin falii mari, orientate în majoritate NW-SE, unele limitate la cuvertura paleozoic-mezozoică, altele reflectându -se până în cuvertura neogenă (fig. 4).

4.1.2. Evoluţia cuaternară a Câmpiei Bărăganului Central La începutul Cuaternarului, cea mai mare parte a Câmpiei Bărăganului Central se caracteri za printr-un facies de mlaştini şi bălţi, în care s -au depus materiale fine. După Liteanu (1961), intervalul holocen-neogen superior se caracterizează prin depozite fine, argile şi nisipuri aleuritice, depuse în continuitate de sedimentare în pliocen şi pl eistocen. Carmen-Alina Gherghina


11/88


Pentru perioada Romanian-Cuatemar, Posea (1982) a identificat şapte faze de evoluţie a câmpiei: 1. Romanian inferior şi mediu: teritoriul Câmpiei Bărăganului Central, ca şi estul Câmpiei Române, era constituit dintr-o câmpie joasă în care alternau ambianţe fluviatile şi lacustre (pe alocuri, de mlaştină). 2. Pleistocen inferior . Succesiunea depozitelor cuaternare începe cu un orizont de argile şi nisipuri fine (Liteanu E., 1961) villafranchiene, corespunzătoare pietrişurilor de Cândeşti, acoperit de s tratele de Frăteşti , st. prestiene, în sudul şi estul câmpiei (arealul Nasul Mare -Nasul Mic), care reprezintă, după Coteţ (1982), depozite fluvio -lacustre transportate şi depuse de Dunăre prin erodarea defileului de la Porţile de Fier. 3. Pleistocen mediu . Pe fondul extinderii domeniului lacustru, a început depunerea complexului ,,argilo- marnos” (Liteanu, 1952). Acesta se afundă pe direcţie nord -sud şi est -vest, datorită

subsidenţei, atingând grosimi de până la 10 -80 m. Arealul Hagieni-Nasu Mare (care avea prelungiri, probabil şi către Burnas) era uscat, unde se depuneau loessuri şi formatiuni proluvio coluviale venite din sud şi sud -est; Pleistocen superior.

4. Câmpia nisipurilor de Mostiştea (cu dispoziţie aproape orizontală, datorită reducerii subsidenţei), urmează discordant peste complexul marnos. Aceste depozite, alcătuite din nisipuri fine, care trec în nisipuri argiloase în est şi nord -est, au fost întâlnite în foraje în partea sudică a interfluviului Ialomiţa -Călmăţui, grosimea lor fiind de 15 -25 m. 5. în timpul teraselor 3 si 2 , Dunărea a continuat sa formeze bălţi peste nivelul mijiociu, tabular al Bărăganului (Câmpul Ciulnitei-Jegaliei, la circa 35-40 m altitudine), dar s-a deplasat mereu spre dreapta, realizând si treceri de braţe pe la est de fâşia Nasu Mare (prin ,,poarta‖ Ţă ndărei, fig. ); 6. in timpul terasei 1, Dunărea s-a deplasat, prin eroziune laterală şi revă rsare, pe la est de BorceaFeteşti, invadând un vechi tronson de vale local ă şi a izolat definitiv Câmpul Hagieni de Dobrogea de Sud, integrându-l Câmpiei Române; 7. in timpul regresiunii wiirmiene (mai ales in W II si W III), toate cursurile s-au adâncit puternic, mai ales Dunărea, iar în timpul transgresiunii Neolitice, luncile din est şi cea a Dunării sunt colmatate până la nivelul terasei 1. În Holocenul superior, albiile s-au înălţat prin aluvionare, formand lunci largi, iar văile mici, cu puţine aluviuni, au fost barate si gurile lor transformate in limanuri (Banu, 1966).

La acestea se adaugă perioada holocenă: Holocen inferior. În acest interval se depun aluviunile teraselor Dunării şi Ialomiţei, alcătuite din nisipuri şi nisipuri slab argiloase, groase de 5 -10 m. Holocen superior . Acestui interval îi aparţin depozitele de loess de pe terase, aluviunile din lunci şi nisipurile eoliene.

4.1.3. Condiţii paleoclimatice Condiţiile paleoclimatice au influenţat ritmul depunerilor eoliene şi evoluţia Câmpiei Bărăganului Central, condiţionând atât procesele eoliene şi pedologice cât şi procesele fluviatile (eroziune, acumulări, adânciri, colmatări ). Schimbările climatice din emisfera nordică din timpul pleistocenului au controlat procesele ciclice de sedimentare care au condus la formarea secvenţelor de loess -paleosol în Europa Centrală (Kukla, 1975; Fink and Kukla, 1977; Smalley and Leach, 1978; Frechen et al., 2003, citaţi de Pentea et.al., 2009). În prezent se consideră că în perioadele glaciare s -au format depozitele de loess, iar în perioadele interglaciare soluri fosile.



12/88


În cadrul subcapitolului este prezentată succesiunea de perioade calde ş i reci care au caracterizat Holocenul.

4.1.4. Depozitele cuaternare Forajele geologice existente evidenţiază raporturile dintre cele trei complexe ale depozitelor superficiale (loessic, nisipos şi argilos) (P. Coteţ, 1976). Din analiza lor reies următoare le elemente: -

-

-

complexul bazal, argilos prezintă ondulări largi, cu aspecte de relief negativ şi pozitiv; depunerea acestor depozite se datorează, după Pricăjan (1961) proceselor de subsidenţă active în Pleistocenul mediu; prezenţa cuverturii eoliene între localităţile Însurăţei -Lacu Rezii şi Spiru Haret în nord şi Cioara Doiceşti în sud, având aspectul unor „platouri eoliene de acumulare şi deflaţie‖, care spre valea Călmăţuiului are forma unor trepte de deflaţie; pentru restul câmpiei se constată aceleaşi alternanţe de orizonturi prăfoase mai nisipoase sau mai argiloase ale complexului loessic şi chiar nisipuri de dune fosile, cu apă, care explică varietatea freaticului local (fig. 5).

Fig. 5 Litologia depozitelor de cuvertură din Câmpia Bărăganului Centr al (după Gâştescu et al., 1979): 1, nisipuri de dune; 2, depozite loessoide; 3, nisipuri fine prăfoase, 4, nisipuri fine şi medii; 5, nisipuri medii şi grosiere; 6, argile; 7, argile prăfoase; 8, argile nisipoase; 9, marne

Depozitele de loess Depozitele superficiale (0-2 m grosime), care constituie materialul parental al solurilor, au alcătuire granulometrică relativ uniformă, diferenţele fiind date de procentul de nisip grosier şi de aportul de nisip din partea de nord a câmpiei, care acoperă depozitele de loess (tabel 1). Aceste depozite se succed de la nord la sud, după cum urmează (Conea et al., 1963): - Nisipuri fixate şi mobile : formează dune active, la sud Ruşeţu, gara Căldărăşti, Pogoanele; sunt necarbonatice (proporţie mică de materiale fine) şi se intercalează în fâşia nisipurilor lutoase; - Nisipuri lutoase: fâşie în nordul interfluviului, alcătuită din depozite nisipoase cu 10 -20% material fin (praf şi argilă), necarbonatice; - Depozite luto-nisipoase cu peste 5% nisip grosier: sunt depozite loessoide ; ocupă areale la exteriorul fâşiei de nisipuri şi pe terasa Dunării; au procent ridicat de nisip grosier (uneori până la 20%) şi trec repede în jos în nisipuri;



13/88

-

-


Depozite luto-nisipoase cu 1-5% nisip grosier: sunt depozite loessoide ; apar în partea centralnordică a interfluviului, în exteriorul fâşiei cu nisipuri; Depozite luto-nisipoase cu 0,1-1% nisip grosier: loess (lut în A); ocupă extremitatea estică a interfluviului, pe terasele Dunării şi Ialomiţei; Depozite lutoase cu 1-5% nisip grosier: sunt depozite loessoide ; apar în jumătatea vestică a interfluviului (mai extinse în extremitatea vestică) şi fac tranziţia între depozitele lutoase cu 0,1 -1 % nisip grosier (loess) şi luturile nisipoase cu 1 -5% nisip grosier; Depozite lutoase cu 0,1-1% nisip grosier: loess (lut în A); se întind în jumătatea sudică a interfluviului, cu excepţia părţii estice; în jumătatea vestică sunt mai restrânse, ocupând o fâşie de-a lungul Ialomiţei, care se lăţeşte spre est; au procent mai ridicat de nisip grosier, care creşte spre baza profilului.

Fig. 6 Depozitele de suprafață din Câmpia Bărăganului Central (după Conea ș.a., 1963) Tabelul 1. Alcătuirea granulometrică a solurilor din Câmpia Bărăganului Central (după Conea ş.a., 1963)

Fracţiuni Nisip grosier Nisip fin În orizontul A al Praf şi argilă solurilor Particule Particule Nisip grosier Nisip fin La baza profilului de Praf şi argilă sol (150-250 cm) Particule Particule


Diametrul mm 0,2-2 0,02-0,2 < 0,02 < 0,01 < 0,002 0,2-2 0,02-0,2 < 0,02 < 0,01 < 0,002

Valori limite % 1-5 36-49 47-59 35-45 28-32 1-5 48-58 38-59 30-41 22-29

Valori medii % 2,7 42,0 55,3 42,0 29,0 3,2 45,0 52,8 39,0 26,0


14/88


3.2.

Caracteristici geomorfologice

Contribuţii la cunoaşterea şi caracterizarea morfologică şi morfogenetică a Câmpiei Bărăganului au adus Liteanu (1961), Posea (1989, 1990), Pricăjan, (1961). Aceşti autori au separat, din punct de vedere genetic, o câmpie piemontan-terminală, în partea de vest a Bărăganului Central, şi o câmpie tabulară (foste bălţi ale Dunării) în partea de est. Câmpia Bărăganului Central face trecerea între Bărăganul Sudic, mai înalt, şi Bărăganul Nordic, atât prin poziţia geografică cât şi litologic, prin grosimea mai redusă a loessului şi a substratului mai argilos. Morfologic , se caracterizează prin (Coteţ, 1976): - asimetria evidentă prin versantul nordic abrupt sau convex, generat de acţiunea climato -eoliană, şi cel sudic, mai prelung şi mai coborât, cu aspect de trepte; - predominarea suprafeţelor plane , cu înclinare foarte slabă N-S şi E-V; - fragmentare slabă, cu văi puţin adânci ; - drenaj slab, cu numeroase depresiuni adânci fără scurgere, unele cu lacuri sărate, cu un pronunţat caracter endoreic. Din punct de vedere altimetric , în Câmpia Bărăganului Central altitudinile scad uşor spre sudest, în evantai, sugerând, după Posea conuri fluviatile foarte aplatizate. Astfel, între Călmăţui şi Ialomiţa curbele de nivel scad în arcuri, de la 100 m la Lipia la 40-50 m la est de Padina şi presupun un con mai vechi al Buzăului, combinat cu un altul venit dinspre Cricovul Sarat (si chiar Teleajen). Altitudinile absolute au o medie de 40-60 m. Câmpurile au origine fluvio-lacustră şi de glacis coluvial şi sunt acoperite cu loess gros (8 -40 m). Se disting următoarele subunităţi: partea vestică are origine fluviatilă -fluviodeltaică (conurile aplatizate ale Buzăului); fâşia tabulară fluvio-lacustră (bălţi ale Dunării la nivelul teraselor 4, 3 şi 2); câmpia piemontanloessoidă sau de glacis , rest din relieful paleodobrogean; câmpurile de terase (ale Dunării şi Ialomiţei), cu origine fluviatilă (Posea, 1989).

Fig.8 Evoluţia paleohidrografică a Câmpiei Române (Coteţ, 1 976) 1, suprafa ţa relictă fluvio- lacustră villafranchian II; 2, idem, a lacului pleistocen mediu (M -R); 3, aportul râurilor ca rpatice afluente Dunării; 4, aportul Dunării; 5, spaţ iul de evolu ţie al Dunării în cadrul văii actuale; 6, văi cu terase continue; 7, sectoare cu cariere de pietri ş; 8, zona de contact dintre cele două sectoare mari lacustre, acoperite cu



15/88


loess pe latura p iemontană; 9, faleză pleistocenă pe malul dobrogean; 10, sectorul din care lacul pleistocen superior s-a retras cel mai târziu

Evoluţia văilor Văile principale sunt plasate lateral (văile Dunării, Ialomiţei şi Calmaţuiului). Ele au în general o directie vest-est, influenţată atât de lasarea fundamentului catre nord, cu falieri est -vest, cât şi de sedimentarea fluvio-lacustră efectuată dinspre nord -vest, dar cu modificari locale controlate de tectonică. O parte din aceste cursuri vechi au fost colmatate, iar altele au fost preluate de colectori mici locali; aceştia din urmă au fost transformaţi în văiugi, care în timpul transgresiunii din holocen inferior au fost barate de aluviunile raurilor mari, iar gurile lor au fost transformate în limanuri.

3.3.

Caracteristici hidrografice

În acest subcapitol sunt caracterizate pe scurt principalele artere hidrografice care drenează câmpia.

Fig. 10 Re ţeaua hidrografică a Câmpiei


Bărăganului Central


16/88


4. STADIUL ACTUAL AL CUNOAŞTERII ÎN DOMENIUL RELAŢIILOR MICRORELIEFDEPOZITE-SOL Informaţie bogată, pe plan internaţ ional şi naţ ional, asupra reliefului, depozitelor şi solului, precum şi a relaţiilor dintre aceste trei componente de mediu. Ne vom referi, în continuare, asupra realizărilor întreprinse în regiunile de câmpie. Capitolul prezintă contribuțiile asupra reliefului, depozitelor și solurilor pe plan național și internațional și, în special, în Câmpia Bărăganului Central, în cadrul fiecărui subcapitol subliniindu-se relaţile cu celelalte două elemente, iar ultimul subcapitol cuprinde o descriere sumară a direcţ iilor şi metodelor moderne de cercetare aplicate în lucrare.

Relatiile dintre microrelief-depozite-sol fac obiectul cercetarilor unei game largi de domenii: geomorfologie, geologie, pedologie, hidrogeologie, atat pe plan naţional, cat si internaţional. Una dintre cele mai importante lucrări în acest sens este Relieful şi solurile României (Raporturi genetice si de productivitate), autor C-tin Chiţu (1975), care tratează foarte amanunţit relaţia relief -sol şi evidentiază influenţa reliefului (ca factor pedogenetic) în formarea şi evoluţia solurilor. Relaţia cu clima a fost studiată atât în lucrările mai vechi (Vâlsan ,1916, 1917, Murgoci, 1920, Enculescu, 1929), cât şi în cele mai recente (Munteanu et al., 1997, Panaio tu et al., 2001; Tomescu, 2000), care arată că vârsta materialelor parentale ale solurilor din Bărăgan este Pleistocen superior, iar solurile formate pe ele sunt holocene şi ca rata acreţ iei eoliene este mai mare în prezent decât în postglaciar. Conceptul de zonalitate pedo-fito-climatică a fost evidenţiat pe teritoriul ţării noastre de numeroşi cercetători începând cu Murgoci (1911), Enculescu (1924), Chiriţă (1961, 1974), Popovăţ (1962), Florea (1968) etc. Contribuţii la cunoaşterea şi caracterizarea morfologică şi morfogenetică a Câmpiei Bărăganului au adus Liteanu (1961), Posea (1989, 1990) Pricăjan, (1961). Aceşti autori au separat, din punct de vedere genetic, o câmpie piemontan-terminală, în partea de vest a Bărăganului Central, şi o câmpie tabular ă (foste bălţi ale Dunării) în partea de est. Contribuţ ii la cunoaşterea genezei şi evoluţ iei formelor de relief dezvoltate pe loess au adus: Cotet P. (1964), Florea N. (1970), care prezintă un scenariu de evoluţie a câmpiilor loessice. Procesele de modelare care afectează depozitele de loess, respectiv sufoziunea ş i tasarea, precum şi formele de relief rezultate, au fost studiate de Vâlsan (1915-1917), Morariu şi Tufescu (1964) în Câmpia Română, Morariu (1945) în Câmpia Banatului, Tufescu (1958) în Câmpia Moldovei ş.a.

Microdepresiunile (crovurile) formate pe depozite de loess sunt denumite în literatura internaţională „depresiuni închise‖ (closed depressions) şi au geneză variată (după Gillijns et al., 2004) : sufoziune (Bollinne et al., 1980, Bollinne, 198 2); acţiune fluviatilă sau neuniformităţi în cuvertura de loess (Meeuwis, 1948); foste pingo (De Gans, 1982, Guseva-Lozinski, 2000, pissart, 1956, 1958); depresiuni morenaice (Frielinghaus şi Vahrson, 1998, Norton, 1986, Otto şi Hofle, 1994); doline (depre siuni carstice) (Drew şi Jones, 2000, Dudal, 1955, Gullentops, 1952); depresiuni de deflaţie (Bollinne, 1982, French şi Demitroff, 2001); rezultate ale activităţii antropice: excavări (Brumagne, 1989, Dudal, 1955, Meeuwis, 1948), prăbuşirea unor foste mine (Gullentops, 1952), cratere ale unor foste morminte (tumuli) (Dudal, 1955, Brulard, 1962). În Belgia (Gillijns et al., 2004), geneza lor este atribuită proceselor naturale (dizolvare în orizontul de subsuprafaţă) sau intervenţiilor antropice (excavări). Subcapitolul referitor la stadiul cunoașterii depozitelor sintetizează rezultatele cercetărilor întreprinse pe plan naţ ional şi internaţional, care se referă la definiţ ia şi caracteristicile depozitelor de loess şi loessoide, răspândirea ş i geneza acestora. Bibliografia referitoare la studiul solului este bogat ă şi axată pe domenii, precum: monitoringul resurselor de sol, degradare-ameliorare-conservare, agrofizica, agrochimie, poluare etc.



17/88


Formarea solului este rezultatul proceselor sinergice de organizare a solului ca sistem, în timp şi spaţ iu. Materialul parental, clima, relieful, factorul biotic şi timpul sunt principalii factorii care contribuie la formarea solului (Jenny, 1941). La acestea se adaugă, în funcţ ie de condiţiile locale, apa freatică ş i activitatea antropică (Florea ş i Buza, 2004).

Procesele pedogenetice sunt definite ca totalitatea proceselor care decurg sub acţiunea energiei solare şi a gravitaţiei la suprafaţa scoarţei terestre şi duc la transformarea rocilor în sol prin interacţiunea fenomenelor de sinteză şi descompunere de materie organică de către organismele vii, pe de o parte, şi la dezvoltare fenomenelor de alterare şi sinteză de compuşi minerali (în materialul parental) şi, eventual, mobilizarea acestora sub influenţa apei şi a aerului, pe de altă parte (Florea, 2009). Unii autori americani (Simonsen, 1959, Buol, 1997, cita ţ i de Florea, 2009) grupează procesele pedogenetice în următoarele categorii:

adiţie (aport) de materiale minerale şi organice în sol ca solide, lichide sau gaze; - pierderea de astfel de materiale din sol; - translocarea de materiale dintr-un loc la altul în interiorul solului; - transformarea de substanţe minerale şi organice în interiorul solului. Dintre procesele care au contribuit la formarea solurilor din Câmpia Bărăganului Central menţionăm: humificarea-mineralizarea, migrarea carbonaţ ilor, salinizarea, gleizarea, acreţ ia. Sistemul Informatic Geografic al Solurilor României la scara 1:200.000 "SIGSTAR- 200" (Vintilă şi colab., 2004, 2009) a fost elaborat şi realizat la ICPA prin transpunerea în tehnologia sistemelor informatice geografice (GIS) a Hărţii Solurilor României la scara 1:200.000 (Florea şi colab., 1994), compusă din 50 de foi cartografice. Deşi aceasta hartă a fost elaborată într -o lungă perioadă de timp (1963-1994), utilizându-se două legende de descriere a unităţilor de sol, cu ocazia realizării SIGSTAR 200, în perioada 1995-2000, informaţiile au fost actualizate, iar unităţile de sol descrise prin legenda veche au fost transpuse în a doua legendă (Florea şi colab., 1993), care corespunde aplicării complete a Sistemului Român de Clasificare a Solurilor - SRCS (Conea şi colab., 1980), . -

Funcţiile de pedotransfer reprezintă procedee de estimare indirectă a unor însuşiri ale solului sunt cunoscute încă de la începuturile ştiinţei moderne a solului şi, prin aplicarea acestora se pot deduce unele proprietăţi ale solului pe baza altor proprietăţi, mai accesibile, mai simplu de cules sau cu costuri convenabile. Funcţii de pedotransfer s -au elaborat, între altele, pentru însuşirile hidraulice ale solului în USA, Marea Britanie şi Olanda şi pentru însuşirile mecanice în Germania, iar reguli de pedotransfer pentru alte însuşiri în Franţa. In România s -au elaborat funcţii şi reguli de pedotransfer pentru însuşiri hidraulice şi mecanice, pentru unele însuşiri chimice ale solului, precum şi pentru estimarea prezenţei şi intensităţii proceselor de degradare a solului (Canarache, 1993, Dumitru şi al. 2009). Corelarea cu sistemele internaţionale Există o abordare acceptată la nivel mondial de a crea infrastructuri de date spaţiale pentru monitorizarea stării mediului, astfel încât datele să poată fi folosite eficient atât la nivel naţional cât şi internaţional. Sistemul de clasificare a solurilor WRB (World Reference Base for Soil Resources, Baza Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol) (IUSS Working Group WRB, 2007; Deckers şi colab, 2002; Munteanu, 1994; Munteanu, 2007) a avut o evoluţie istorică începând cu Harta Solurilor Lumii (FAO/UNESCO, 1971-1981), ajungând în prezent la versiunea "World Reference Base for Soil Resources 2006 – prima actualizare, 2007 (IUSS Working Group WRB, 2007).



18/88


Sistemul WRB a fost destinat iniţial folosirii pentru corelări cu caracter general ale descrierilor solurilor în cadrul comunic ării internaţionale. Cu toate acestea, în ultimul timp, este folosit tot mai mult ca un sistem de clasificare. USDA-ST reprezintă, după Florea şi Munteanu (2003), cel mai complex şi mai complet sistem mondial de clasificare a solurilor, existent în prezent . Acest sistem a fost finalizat în 1975 (după o serie de 7 aproximaţii), iar în anul 1999 a fost publicat într -o nouă ediţie, actualizată. Baza conceptuală a diferenţierii şi clasificării solurilor în sistemul USDA -ST o constituie orizonturile şi proprietăţile diagnostice (concepte introduse pentru prima dată de acest sistem).

PARTEA A DOUA

Concepţie, metodologie 5. METODOLOGIA DE LUCRU Existenţa bazelor de date, accesibile şi coerente, a resurselor pedo -hidro-climatice, a acoperirii cu vegetaţie, a tipurilor tradiţionale de culturi, etc. joacă un rol esenţial în întocmirea studiilor şi în derularea de numeroase aplicaţii. Dezvoltarea tehnicii informatice a modificat radical în ultimii 20 de ani posibilităţile de pregătire, actualizare, corelare şi completare a lucrărilor de cartografie în general, precum şi a întocmirii diferitelor studii şi analize. Sunt accesibile în prezent tehnici software performante pentru realizarea de Sisteme Informatice Geografice (SIG), precum şi a diferitelor baze de date.

5.1.

Întocmirea bazei de date 6.1.1. Colectarea datelor grafice

Materialele utilizate ca surse de date, fie hărţile topografice sau tematice, fie ortofotoplanurile existente în format analog, sau datele noi culese pe teren cu ajutorul unor dispozitive specifice, se introduc în format digital atât ca datele grafice, cât şi ca date atribut (care sunt mai simplu de înregistrat în format digital). Informaţiile culese prin oricare din procedee trebuie să fie georeferenţiate. Utilizarea hărţilor topografice şi a celor tematice ca sursă de date

Introducerea datelor vectoriale de pe hărţi analogice s-a realizat prin scanare urmată de digitizarea on-screen. Indiferent de metoda de colectare a datelor, este necesar ca materiale cartografice analogice să fie georeferenţiate. Georeferenţierea unei hărţi este procesul prin care hărţii scanate i se asociată coordonate geografice sau plane reale. Principalele seturi de hărţi utilizate sunt: hărţi topografice scara 1:25 000, 1:50 000 ş i 1:100 000, ediţie D.T.M. hărţi geologice scara 1: 200 000, realizate de Institutul Geologic în perioada 1968-1970. hărţi ale solurilor la scara 1:200 000, 1:1 000 000 sau chiar mai mai mari, realizate de ICPA şi de OSPA. Harta hidrogeologică a României, scari 1:1.000.000 , etc. Utilizarea ortofotoplanurilor ca sursă de date Ortofotoplanurile sunt extrem de utile pentru identificarea sectoarelor caracterizate de procese de colmatare şi chiar cuantificarea acestui proces, a zonelor afectate de diferite procese de d egradare a terenurilor, acoperirea cu difer ite tipuri de vegetatie, precum şi pentru evaluarea vulnerabilităţii terenului. Carmen-Alina Gherghina


19/88


Agenţia Naţională de Cadastru şi Publicitate Imobiliară (ANC PI) a realizat un asemenea produs la scara 1:5000 şi cu rezoluţia de 50 cm, pentru întreaga ţară. Zborurile au fost efectuate în perioada 20032005 (Chendeş, 2006). În lucrare au fost utilizare ortofotoplanuri pentru cartarea suprafețelor din lunca Ialomiței, din perimetrul Amara -Slobozia.

6.1.2. Colectarea datelor atribut Însuşirile obiectelor geografice reale materializate prin atribute geografice sau valori ale unor parametri (de exemplu, panta terenului) atașate bazei de date grafice au fost culese din următoarele surse: Date climatice pentru staţiile Slobozia, Urziceni, Pogoanele, Însurăţei, respectiv temperatura, precipitaţii (sursa ANM). Date (profile) hidrogeologice, (sursa: arhiva ICPA).

Materiale bibliografice (hărți). Informaţiile culese din materialele bibliografice au fost corectate şi completate cu informaţii culese în teren, în campanii desfăşurate în peri oada 2004-2009.

5.2.

Realizarea aplicaţiilor

Principalele straturi de informaţii geo -referenţiate utilizate în realizarea aplicaţ iilor au fost următoarele: - Modelul digital de teren (grid cu pasul de 30 m pe baza corectării datelor GTOPO cu informaţii privind curbele de nivel obţinute din hărţile la scara 1:10.000 ) furnizat de Institutul Naţional de Hidrologie si Gospodărirea Apelor. - Folosinţa terenurilor utilizând: a. clasificarea FAO elaborată de Institutul de Geografie al Academiei Române in colaborare cu CRUTA şi Institutul Naţional de Cercetare -Dezvoltare pentru Pedologie, Agrochimie si Protecţia Mediului (ICPA) b. metodologia CORINE Landcover elaborată de INCDDD -Tulcea. -

-

-

Sol (informaţii georeferenţiate bazate pe hărţi de sol la scara 1:200.000). Informaţia este obţinută şi gestionată de Institutul Naţional de Cercetare -Dezvoltare pentru Pedologie, Agrochimie si Protecţia Mediului (ICPA). În plus, la acelaşi institut există datele de sol culese din reţeaua de monitorizare pan-europeană în sistem de tip grilă cu pasu l de 16 km. Clima. Serii de date de vreme pentru perioade mari de an sunt furnizate de Agenţia Naţională de Meteorologie. Utilizând metodologia MARS s- au făcut interpolări pentru datele climatice într -o reţea cu pasul 10 x 10’ longitudine x latitudine (dat e furnizate de proiectul european ATEAM cu drept de utilizare în România de ICPA). Corpuri de apă subterană: caracteristicile acviferelor şi zonei nesaturate. Informaţii organizate în SIG de Institutul Naţional de Hidrologie şi Gospodărirea Apelor Corpuri de apă de suprafaţă: reţeaua hidrografică, inclusiv bazinele aferente. Informaţia organizată în SIG pe baza cadastrului apelor de către Administraţia Naţională ―Apele Române‖. Programe utilizate:

Microsoft Excel şi Sigma Plot pentru întocmirea graficelor; Arcview 3.2. pentru digitizarea hărţilor topografice şi realizarea hărţilor în format digital; Global Maper 6; 9 pentru georeferenţierea (atribuirea coordonatelor cartografice imaginilor) hărţilor topografice; Corel Draw 12 pentru desenarea hărţilor. Surfer 8



20/88


Au fost realizate următoarele hărţi: hărţ i de relief (hipsometrică, harta geomorfologică generală); harta depozitelor ; harta solurilor; harta hidrogeologică; hărţi de sinteză (tipologia microdepresiunilor, harta microzonări pedogeoclimatice, harta unităţilor sinergice, harta unităţ ilor geografice). Harta de sol în format digital (SIGSTAR200) a fost corectată şi completată pe baza hărţ ilor topografice, a hărţ ii de sol la scara 1:200 000 (format hârtie) şi a observaţ ilor în teren. Au fost corectate limitele arealelor situate la contactul cu subunităţile vecine (luncile Dunării, Călmăţ uiului, Ialomiţ ei şi au fost adăugate unele areale noi. Tabelul de atribute care însoţ eşte harta solurilor cuprinde următoarele date: denumirea solurilor la nivel de tip şi subtip, atât în sistemul SRCS, cât şi în SRTS; textura în orizontul superior; gradul de afectare prin procesul de salinizare; gradul de afectare prin procesul de alcalizare; gradul de afectare prin procesul de gleizare; suprafaţ a arealelor de sol.

Regulile de pedotransfer Regulile de pedotransfer sunt procedee de estimare a unor însuşiri ale solului mai simple decât funcţiile de pedotransfer continue, dar totodată mai puţin exacte. Ele nu necesită date de intrare exacte (numerice), ci doar date generale, respectiv unităţi taxonomice de sol, clase texturale şi clase de valori ale altor însuşiri, frecvent accesibile pentru toate unităţile de sol/teren din orice studiu sau hartă pedologică cu caracter general. Prin aplicarea regulilor de pedotransfer, harta sol urilor a fost completată cu următoarele date: adâncimea de levigare a carbonaţ ilor; gradul de tasare;

permeabilitatea solurilor pentru apă; conţinutul de materie organică; reacţ ia solurilor; riscul la eroziune eoliană .

5.3.

Caracterizarea solurilor

Pentru caracterizarea solurilor au fost deschise şi caracterizate profile de sol (până la adâncimea de 150 cm) şi au fost interpretate analize fizice şi chimice precum: alcătuirea granulometrică, densitatea aparentă, conţinutul de carbonaţi, conţinutul de materie organică; reacţia solului.

Condiţii pedologice şi descrierea morfologică a profilelor de sol s -au realizat conform „Sistemului Român de Taxonomie a Solurilor (SRTS)‖, ICPA, 2003. Încadrarea solurilor la nivel de tip, subtip s-a făcut după Sistemul Român de Ta xonomie a Solurilor (SRTS, 2003) şi după Baza Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol (WRB -SR, 1998, 2006, 2007). Interpretarea rezultatelor a fost realizată conform „Metodologiei Elaborării Solurilor Pedologice‖, vol. I-III, ICPA, 1987.



21/88


PARTEA A TREIA

Analiza factorială şi sinergică

6. CONDIŢIILE DE MEDIU CARE INFLUENŢEAZĂ SINERGISMUL MICRORELIEFDEPOZITE-SOL ÎN CÂMPIA BĂRĂGANULUI CENTRAL 6.1.

Clima

7.1.1. Caracteristicile principalilor parametri climatici Din punct de vedere climatic, Câmpia Bărăganului Central se caracterizează printr -un climat temperat continental cu influenţe de excesivitate, cu grad mare de continentalism, determinat de interferenţa maselor de aer continental, artic şi polar, cu cel maritim de origine oceanică sau mediteraneană (ciclo nii mediteraneeni, anticiclonul est-european, anticiclonul azoric şi anticiclonul scandinav), precum şi de caracteristicile relativ omogene ale structurii suprafeţei active (O. Bogdan, 1981) Temperatura medie anuală are valori sub 10,50 C în jumătatea vestică (10,40 C la Armăşeşti) şi peste această valoare în jumătatea estică (10,50 C la Griviţa, 10,60 C la Mărculeşti). Temperaturile medii lunare înregistrează următoarea variaţie: temperatura lunii iulie este de 22,40 C la Armăşeşti şi 22,70 C la Griviţa, iar temperatura lunii ianuarie este de -3,10 C la Armăşeşti şi de -3,20 C la Griviţa. Precipitatiile atmosferice se caracterizeaza printr-o foarte mare variabilitate in timp si spaţiu. Cantitatile medii anuale variaza între 450 mm si 550 mm, diminuandu-se dinspre vest spre est si nordest, concomitent cu cresterea gradului de continentalism. Local, apar insule de precipitatii ca efect al continentalismului climei, sau ca efect al ,,norilor de unda‖ generati de foehnul din regiunea Curburii (N. loan-Bordei, 1979). O astfel de insula este la lazu, unde precipitatiile totalizeaza în medie, anual peste 550 mm, cu circa 50 mm mai mult decat în regiunile limitrofe (Bogdan, 1980). Conform criteriului Hellmann, în Bărăgan predomină lunile excesiv de secetoase (29 -33%), urmate apoi de cele excesiv de ploioase (20-24%). În condiţii specifice de timp sunt posibile 10 -20 luni consecutive deficitare pluviometric, ca si 10-15 luni consecutive excedentare pluviometric. În unele cazuri, cantitatea anuală de precipitaţii poate fi realizată într -o singură lună. Evapotranspiraţia potenţială este de 700 mm, înregistrându-se, începând cu luna martie, un deficit de umiditate care devine maxim în iulie - 145 mm şi august – 127 mm, astfel deficitul anual de precipitaţii necompensat sau efectiv este de 220 mm. Deoarece deficitul de umiditate apare numai în perioada de vegetaţie a plantelor de câmp, el ar trebui să fie compensat prin irigaţii. Astfel deficitul de precipitaţii în perioada activă de vegetaţie a plantelor de cultură este principala limitare luată în consideraţie în aprecierea favorabilităţii acestor terenuri pentru principalele culturi şi folosinţe cultivate. Vântul constituie un element climatic cu o mare influenţă în condiţiile morfografice ale Câmpiei Române orientale. Lipsa obstacolelor orografice şi forestiere face ca deplasarea maselor de aer să se facă cu uşurinţă, iar influenţele asupra culturilor, căilor de comunicaţie şi localităţilor să fie mari. Din analiza datelor se constată că vânturile de nord urmate de cele din nord -est şi vest au frecvenţa cea mai mare. Astfel la Brăila, vântul de nord are o frecvenţă anuală de 21,3%, cel de nord -est de 18,0%, cel de vest de 16,7% şi cel de sud-vest de 12,8%. Numărul mediu anual al zilelor cu vânt tare (peste 11 m/s) este de circa 70. Vitezele maxime se înregistrează în timpul iernii, când acestea pot depăşi 100 km/oră. Fenomene climatice extreme Viscolul constituie un risc climatic de iar nă la producerea căruia concură două elemente mai importante şi anume, viteza vântului şi cantitatea de zăpadă căzută. Pe o scară cu 4 trepte de



22/88


vulnerabilitate, Bărăganul Central se află în aria cu cea mai mare vulnerabilitate la viscol (Mediul şi Reţeaua Electrică de Transport – Atlas geografic 2002). Seceta este un fenomen de risc climatic de vară la producerea căreia concură ciclonii mediteraneeni, aducători de aer cald tropical care determină fenomene de uscăciune. Fenomenele de secetă şi tendinţa tot mai accentuată a aridizării teritoriului este pusă în evidenţă de izolinia de 22 (indicele de ariditate Emmanuelle de Martonne), care în ultimele decenii a suferit mutaţii de la est la vest. Fenomene de aridizare Câmpia Română şi implicit partea de est se înscrie în peisajul geografic al României prin fenomene de uscăciune şi secetă, care sunt tipice pentru climatul temperat -continental. Indicele de ariditate a fost calculat pentru valorile medii anuale pe o perioadă de 90 ani (1901 1990) prin formula: Ia = P/T + 10 în care Ia = indicele de ariditate, P = cantitatea medie multianuală de precipitaţii, T = temperatura medie multianuală şi 10 un coeficient utilizat pentru a nu obţine valori negative. Cele mai mici valori ale acestuia (< 22) sunt caracteristice zonei de maximă ariditate de la periferia estică a Bărăganului, care corespunde celor mai mici cantităţi anuale de precipitaţii (< 450 mm/an). Urmează apoi, jumătatea vestică a câmpiei, cu valori ai indicelui de ariditate de 22 -24.

7.1.2. Influenţa climei asupra sinergismului microrelief-depozite-sol Clima acţionează, în principal, prin cantitatea precipitaţ iilor şi distribuţ ia lor în timpul anului şi prin evapotranspiraţie, dependentă de temperatură ş i vânt. Aceşti patru parametri climatici condi ţ ionează distribuţ ia zonelor de vegetaţie, impunând un anumit mod de desfăş urare a proceselor reliefogenetice şi pedogenetice şi de utilizare a terenurilor. Vântul este principalul element care a determinat apari ţ ie reliefului de dune-interdune din partea de nord a câmpiei. Favorizată de textura grosieră a depozitelor ş i de prezenţ a mai multor areale cu nisipuri mobile, deflaţia se produce cu intensitate în special în lunile de vară, când terenul este lipsit de vegetaţie, iar solul este uscat la partea superioară. Vâlsan (1915-1916) a arătat că orientarea şi forma crovurilor (microdepresiunilor) este modificată de direcţia vântului dominant.

În anii succesivi ploioşi, excesul de apă determinat de ridicarea nivelului apelor freatice pune în evidenţă suprafeţele slab depresionare existente pe suprafaţa câmpiei. Excesul de umiditate conduce la reaşezarea particulelor şi la îndesirea materialului de sol, contribuind, în timp, la creşterea în suprafaţă şi în adâncime a microdepresiunilor (fig. 38). De asemenea, în partea sudică a câmpiei, cu depozite groase de loess şi apa freatică situată la adâncime mare (peste 10 m), apa din precipitaţii se acumulează şi stagnează în porţiunile mai joase ale reliefului, infiltrându-se în sol şi dizolvând sărurile din loess, care se deplasează în adâncime, în timp ce particulele minerale din loess se reaşează (îndeasă), rezultând micşorarea volumului sedimentului şi apariţia unei denivelări perceptibile a suprafeţei. Pe măsură ce denivelarea se accentuează, se infiltrează tot mai multă apă, intensificându -se procesele de solubilizare şi îndepărtare a carbonaţilor şi de îndesare a materialelor, iar crovul se dezvoltă în adâncime şi în suprafaţă.



23/88


Fig. 38 Suprafeţe cu exces de umiditate în perioada 1969 -1973

(după Gâştescu et al., 1979)

Influenţa climei, ca factor pedogenetic se manifestă în gradul de dezvoltare al profilului de sol. Astfel, în jumătatea estica a câmpiei, care primeşte cantităţi de precipitaţii uşor mai scăzute, s -au dezvoltat cernoziomuri tipice şi calcarice, iar în jumătatea vestică, cu precipitaţii uşor mai ridicate, s -au dezvoltat cernoziomuri cambice. Temperatura influenţează intensitatea desfăşurării tuturor proceselor din sol: alterare, mineralizare şi humificare, evapotranspiraţie etc. Precipitaţiile influenţează diferit procesele de formare a solului, în funcţie de modul acţiune, astfel: pe terenurile bine drenate (apa freatică la adâncime mare), apa din precipitaţii percolează întreg profilul de sol, producând: eluvierea sărurilor solubile, îndepărtarea bazelor, translocarea sărurilor solubile, a carbonaţilor, argilei, oxizilor şi substanţelor humice; în arealele în care apa stagnează temporar, are loc acumulare de materie organică şi se desfăşoară procede de oxidare -reducere, având ca efect segregarea oxizilor de Fe şi Mn sub formă de pete sau concreţiuni.

6.2.

Apa freatică

7.2.1. Caracteristicile regimului apelor freatice În interfluviul Ialomiţa -Călmăţui, după Liteanu, stratul acvifer trece într -un complex alcătuit din strate subţiri de nisipuri, în alternanţă cu lentile argiloase, mai puţin important. Principalele elemente care definesc regimul apelor subterane sunt:

energie de relief foarte slabă, regim climatologic deficitar şi valori mici ale scurgerii specifice, hidrostructurile de adâncime prezintă continuitate pe suprafeţe mari; pietrişurile de Frăteşti au importanţa economică foarte mare, alimentarea în subteran se realizează în principal prin infiltraţii din apele de suprafaţă, faciesurile fluviatile prezintă interes hidrogeologic deosebit, asigurând debite foarte mari,



24/88


prin introducerea irigaţiilor, regimul hidrogeologic regional s -a modificat prin ridicarea nivelului apelor subterane, în perioadele cu precipitaţii abundente, zonele slab drenate sunt subinundate. Acviferul freatic este constituit dintr-un complex de nisipuri şi nisipuri prăfoase din baza formaţiunilor loessoide, granulaţia lor scăzând spre est şi sud. Condiţiile scurgerii subterane permit separarea mai multor unităţi hidrogeologice: câmpia tabulară-lacustră – regiunea loessoidă – cu supraf aţa aproape plană, cu dune şi zone depresionare cu efect de drenaj local. Grosimea depozitelor loesoide este de 5 până la 30 m, acviferul având grosimi de 2 – 10 m, cu drenajul principal spre Dunăre şi în secundar spre râurile principale care străbat. Gradienţii sunt foarte mici, valoarea acestora crescând spre zonele de drenaj natural; şesurile aluvionare – câmpiile fluviatile şi de bază – reprezintă zonele de luncă ale Dunării Ialomiţei şi Călmăţuiului. Acviferul este constituit din aluviuni grosiere, cu grosimi peste 30 m, regimul apelor subterane fiind sub influenţa directă a regimului hidrologic al văilor de -a lungul cărora se dezvoltă. Apele freatice prezintă următoarele caracteristici generale: sunt mai adânci în sectoarele din lungul râurilor principale (drenaj); circulaţia orizontală a apei freatice este foarte lentă (chiar inexistentă), favorizând creşterea conţinutului de săruri (şi mineralizării) şi ridicarea nivelului apei freatice; predomină suprafeţele cu ape freatice la 2 -5 m (1/2 din câmpie); în sectoarele cu nisipuri din nordul interfluviilor, adâncimea apelor freatice creşte; hidroizohipsele au direcţie generală V -E, cu o uşoară orientare spre SE ca urmare a acţiunii puternice de drenare a Ialomiţei; cuvetele şi limanurile lacustre funcţionează ca drenuri naturale, colectând apele freatice de pe o suprafaţă redusă; apa se evaporă treptat, crescând concentraţia în săruri a lacurilor; adâncimea apei freatice scade pe direcţie vest -est; pe interfluvii, spre est, adâncimea apei freatice creşte uşor (Dunărea); ape freatice mai adânci în sectoarele din lungul râurilor principale (drenaj);

partea axială a interfluviului prezintă ape freatice cu cele mai mici adâncimi; circulaţia orizontală a apei freatice este foarte lentă (chiar inexistentă), favorizând creşterea conţinutului de săruri (şi mineralizării) şi ridicarea nivelului freatic; predomină suprafeţele cu apa freatică la 2-5 m (1/2 din câmpie);



25/88


Fig. 39 Adâncimea apei freatice (după Florea, 19 )

Analiza datelor indică o discrepanţă între pr oducerea maximelor nivelurilor piezometrice şi precipitaţii, deci oscilaţiile nivelul apelor subterane sunt influenţate de cumulul precipitaţii în anii anteriori (Fig. 40). Variaţii mari şi bruşte nivelul râuri lor şi ploile abundente pot determina variaţii mari de drenaj subteran, care atrag tasarea depozitelor de la mai sus.

Fig. 40 Relații între variația nivelului piezometric în zona Grindu (dupa : Tenu S., Frugină E., 1989) și valorile medii lunare ale precipitațiilor (statia Urziceni) (date: ANM)

7.2.2. Influenţa apei freatice asupra sinergismului microrelief-depozite-sol Între adâncimea apei freatice, litologia şi morfologia terenului există o legătură strânsă, astfel încât nivelul apei freatice este la 3-4 m în câmp, la 8-10 m pe terasă şi la 1,5 -4 m în luncă. Apa freatică acţionează ca factor pedogenetic în arealele în care se găseşte la adâncimi mai mici de 5 metri (Florea, Buza, 2004). Carmen-Alina Gherghina


26/88


În funcţie de adâncimea apei freatice, se deosebesc (fig. 41): soluri neinfluenţate de apa freatică (soluri automo rfe); soluri slab-moderat influenţate de apa freatică, în care apa, aflată la adâncimi moderate, urcă prin ascensiune capilară; aceste soluri sunt denumite „freatic -umede‖;

soluri puternic influenţate de apa freatică, în care apa urcă prin capilaritate până la parte superioară a profilului; această situaţie se întâlneşte în partea centrală a Câmpiei Bărăganului Central, în microdepresiuni, unde se formează soluri halomorfe. Efectele influenţei apei freatice în sol sunt următoarele: - acumulare de materie organică în cantităţi mai mari faţă de, datorită dezvoltării mai bogate a vegetaţiei; - orizont humifer mai profund; - apariţia caracterelor de hidromorfie, datorate proceselor de gleizare. In condiţii de drenaj deficitar şi climă cu perioadă de uscăciune, migrarea sărurilor solubile poate lua caracter predominant ascendent dacă apa freatică se află la mică adâncime, în acest caz apa freatică poate alimenta cu umiditate orizontul superior al solului prin ascensiune capilară, aducând cu ea şi săruri dizolvate. Acest aport de apă freatică este consumat prin evapotranspiraţie, sărurile transportate rămânând în orizontul superior, în anotimpul ploios, apa infiltrată în sol nu poate transporta în adâncime toate sărurile aduse anterior. Prin repetarea acestui proces se poate ajunge, în condiţii favorabile, la formarea unui orizont superior puternic îmbogăţit în săruri, orizontul salic, iar în cazuri extreme chiar la formarea de crustă de sare la suprafaţă (orizonturi specifice solonceacului) (Florea, 2009).

N

C ã l m ã t u i # #

Î nsurãtei

Pogoanele t a a

ã r

S

ãra ta V. Lata -S

Urziceni

#

ii r o i C a e l a V

Tã nd ãrei

#

Ia lom ita

Slobozia #

Legenda Influenta apei freatice asupra solurilor Soluri puternic influentate Soluri moderat influentate (freatic-umede) Soluri neinfluentate (automorfe)

#

Reteaua hidrografic ã Lacuri Localitati 3000000

0

3000000 Kilometers

Fig. 41 Infl uenţa apei freatice asupra solurilor din Câmpia Bărăganului Central



27/88


6.3.

Vegetaţia şi microfauna

7.3.1. Caracteristicile învelişului vegetal Vegetaţia naturală spontană din Câmpia Bărăganului Central este specifică zonei de stepă, cu subzona stepei danubiene în jumătatea estică, şi subzona antestepei în cea vestică; în prezent arealele cu vegetaţie naturală au fost înlocuite cu terenuri agricole (fig. 43). Vegetaţia de antestepă cuprinde partea de vest a Bărăganului Central. Extinderea culturilor agricole a f ăcut ca pe mari portiuni vechile păduri să dispară cu totul sau să se mai pă streze doar ca mici pâlcuri degradate şi adesea puternic poienite, astfel ca peisajul actual din acele arii nu se deosebe şte vizibil de cel de stepă. Pajiş tile tipice care se presu pune, chiar in conditii naturale, că ocupau suprafeţe destul de restrânse, au fost eliminate total, ca urmare a extinderii culturilor agricole. Subzona stepei danubiene, deşi prezintă cele mai aspre condiţii climatice, sub aspectul xerofitismului, poartă amprenta unui continentalism temperat de influenţa Dunării (vegetaţia lemnoasă nefiind total exclusă). Vegetaţia ierboasă este formată din asociaţii xerofile de Botriochloa ischaemum, Festuca valesiaca, Poa bulbosa , etc. Pajiştile primare au fost însă în cea mai mare parte înlocuite de culturi agricole sau de vegetaţie ierboasă secundară degradată şi ruderalizată prin păşunat. În microstaţiuni se găsesc insule cu elemente lemnoase, mai răspândite fiind Rubus caesius şi Prunus spinosa. Vegetaţia azonală şi intrazonală

Vegetaţia luncilor , deltei şi câmpiilor fluviatile poartă amprenta arealelor umede. Pădurile sunt formate în general din Quercus robur alături de care mai apar Fraxinus sp., Ulmus minor, Populus sp., Salix sp. (dominante în zăvoaie) etc. Pajiştile sunt formate din asociaţii mezofile şi mezohigrofile în care se remarcă Poa pratensis, Lolium perenne, Agrostis stolonifera, Festuca pratensis, Juncus sp., Carex sp., frecvent şi asociaţii de Phragmites australis, Typha sp., Schoenoplectus lacustris, Glyceria maxima etc.

Vegetaţia de nisipuri (arenicolă) este formată din asociaţii de Kochia laniflora, Minuartia viscosa, Carex stenophylla, Polygonum arenarium, Plantago indica .

Vegetaţia de sărături (halofilă) conţine asociaţii de Salicornia europaea, Suaeda maritima., Halimione sp., Puccinelia distans, Camphorosma annua, Artemisia maritima, Juncus gerardi etc. , sau Festuca pseudovina pe arealele mai ridicate.

Vegetaţia de nisipuri (arenicolă) este formată din asociaţii de Kochia laniflora, Minuartia viscosa, Carex stenophylla, Polygonum arenarium, Plantago indica .

Vegetaţia cu răspândire locală

Pe suprafeţe reduse, în partea de nord a câmpiei, plantaţiile de salcâm au luat locul vegetaţiei forestiere iniţiale. Au fost identificate prin semne (suprafeţele nefiind separabile la scara hărţii) arealele cu crovuri , diferenţiate după regimul hidric în crovuri cu soluri moderat drenate, care de obicei se usucă în tipul verii ( Vegetaţia caracteristică este formată din asociaţii mezofile formate din speciile: Gypsophila muralis, Gnaphalium uliginosum, respectiv Elatine alsinastrum, Gratiola officinalis, Isolepis setacea, Juncus effusus, Alisma plantago-aquatica, etc.



28/88


Fig. 43 Harta geobotanică a Câmpiei Bărăganului Central (după Dragu et.al., 2009) 7.3.2. Influenţa vegetaţiei şi microfaunei asupra sinergismului microrelief-depozite-sol Vegetaţia intervine în formarea solului prin faptul că asigură materia organică principală a solului, contribuind la modul de acumulare a humusului în sol. De aseme nea, determină adâncimi diferite de circulaţie a apei în sol, mai mare sub pădure decât sub pajiş ti sau terenuri cultivate (în func ţ ie de adâncimea de înrădăcinare), protejează solul împotriva eroziunii eoliene (plantaţ iile de salcâm), îmbogăţ eşte solul în nutrienţ i (prin bioacumulare), înfluenţează bilanţ ul apei în sol şi microclimatul solului. Fauna solului joacă un rol foarte important în procesele de humificare ş i de mineralizare a materiei organice prin acţ iunea de fragmentare a resturilor organice şi amestecul lor şi al dejecţ iilor cu solul mineral, în acest mod acestea fiind mai uşor transformate prin activitatea microbiană. De asemenea, fauna ajută la formarea agregatelor structurale glomerulare şi grăunţ oase şi a porozităţ ii largi, contribuind la creşterea permeabilităţii pentru apă ş i aer a solului. Activitatea faunistică bogată, exprimată prin prezenţa în număr mare a crotovinelor, canalelor de râme, galeriilor, amestecul de material pe profil, a fost denumită caracter vermic .

6.4.

Activitatea antropică

7.4.1. Etape ale populării Câmpiei Bărăganului Central Datorită condiţiilor favorabile oferite de cadrul natural, Câmpia Bărăganului Central a fost populată din cele mai vechi timpuri. Râul Ialomiţa a reprezentat principala axă de penetraţie în interior ul Bărăganului, de unde popularea s -a difuzat spre câmpuri. Astfel, câmpul interfluvial a fost populat încă din perioada geto-dacă. Activitatea antropică constă din: Carmen-Alina Gherghina


29/88


construcţii: aşezări, căi de comunicaţii, reţete electrice, conducte, antene emiţătoare. - lucrări hidroameliorative: îndiguiri, consolidări de maluri, construirea de baraje, de iazuri, regularizări de cursuri; amenajarea lacurilor naturale (a limanelor) pentru piscicultură şi irigaţii , modificarea morfologiei văilor secundare prin regularizări de cursuri, construcţia de baraje, îndiguiri. - lucrări de îmbunătăţiri funciare: lucrări de irigaţii şi desecări, plantarea de perdele de protecţie, lucrări de nivelare, combaterea salinizării şi alcalizării; asanarea bălţilor. -

7.4.2. Influenţa activităţii antropice asupra sinergismului materiale parentalemicrorelief-sol Influenţa asupra r eliefului -

crearea reţelei de canale de irigaţie -drenaj; nivelarea dunelor şi acoperirea crovurilor mici prin lucrări agricole; asanarea bălţilor; modificarea morfologiei văilor secundare prin regularizări de cursuri, construcţia de baraje, îndiguiri. Influenţa asupra hidrografiei

-

Apelor curgătoare: modificarea regimului scurgerii prin: construcţia de iazuri pe văile secundare: Cotorca, Reviga, Fundata, alimentarea sistemelor de irigaţii; canalizări; regularizări de cursuri. Lacurilor:

colmatarea unor lacuri din lunci; - asanarea bălţilor din partea centrală a interfluviului; - amenajarea pentru piscicultură şi agrement a limanelor fluviatile. -

Apelor freatice Acţiunea factorilor artificiali asupra apelor freatice din Câmpia Bărăganului Central, manifestată în special prin creşteri suplimentare sistematice ale nivelurilor piezometrice, a început treptat, pe măsura intrării în exploatare a unor lucrări hidrotehnice şi hidroamelior ative. Irigaţiile produc perturbări importante ale regimului apelor subterane, în special în zonele cu condiţii grele de descărcare a stratelor acvifere. În condiţiile lipsei drenajului natural, influenţa irigaţiilor asupra proceselor hidrogeologice se intensifică, determinate de micşorarea scurgerii subterane. La acestea se adaugă aplicarea irigaţiilor în condiţii necorespunzătoare (aplicarea unor norme de udare greşite, pierderi din reţeaua de aducţiune şi distribuţie, exploatare deficitară etc). Influenţa asupra vegetaţiei Condiţiile favorabile pentru practicarea agriculturii au condus, în timp la dispariţia vegetaţiei naturale şi înlocuirea ei cu culturi arabile şi pajişti secundare. În prezent, terenurile agricole deţin cca. 88% (360 000 ha) din supraf aţa totală, dintre care cca 90% în constituie arabilul, în special cerealele. Păşunile sunt localizate în special în luncile râurilor Ialomiţa şi Călmăţui şi în apropierea crovurilor. Influenţa asupra învelişul de soluri -

influenţă indirectă, prin modificările produse celorlalte componente ale cadrului natural, şi directă, prin aplicarea lucrărilor agricole, a celor de îmbunătăţiri funciare etc;



30/88

-


modificarea regimului hidric cauzată de sistemele de irigaţii -desecări şi de cultivarea perdelelor de protecţie; r ecarbonatarea, datorată creşterii evapotranspiraţiei şi urcării apei şi carbonaţilor pe profilul solului; apariţia proceselor de gleizare, salinizare şi alcalizare secundare; distrugerea structurii, compactare, apariţia hardpanului, cauzate de lucrările me canizate; distrugerea solului prin lucrări de scarificare; dispariţia unor suprafeţe de sol prin extinderea construcţiilor.

7. FACTORII DIRECŢI CARE INTERVIN ÎN SINERGISMUL MICRORELIEF- DEPOZITESOL 7.1.

Mezo- şi microrelieful şi procesele de formare

8.1.1. Caracteristici morfologice ale Câmpiei Bărăganului Central Subunităţile Câmpiei Bărăganului Central

Câmpia Bărăganului Central se subîmparte, după Posea (1994), în Câmpia Padinei, situată în jumătatea vestică, cu două subunităţi: Câmpul Pogoanele, în nord, şi Câmpul Urziceni în vest şi sud, şi Câmpia Strachinei, în jumătatea estică, cu trei subunităţi dispuse de la nord la sud: Câmpul Mohreanu, Câmpul Tătaru şi Câmpul Amara. Suprafeţe morfogenetice Suprafeţele de luncă sunt specifice numai pentru râurile de la exteriorul câmpiei, respectiv pentru Ialomiţa si Călmăţui. Luncile acestor două râuri au forma unor culoare largi, care separă Bărăganul Central de cel Sudic şi, respectiv, Nordic. Celelalte văi interioare au lunci mult mai mici, cu formă de fund de copa ie, fiind aproape în întregime ocupate de lacuri de baraj (iazuri). Lunca Ialomiţei are o lăţime care variază între 4 şi 6 km şi altitudini care coboară de la 50 m la Urziceni la 7,5 m la confluenţa cu Dunărea. A fost, în bună parte, îndiguită şi chiar drenată. Ca microrelief, în lunca Ialomiţei apar grinduri, cursuri parasite, lacuri mici si zone microdepresionare numeroase, ocupate de mlaştini şi terenuri sărăturate, maluri abrupte. Râul Ialomiţa are un curs puternic meandrat şi adâncit cu până la 4 -6 m. Formează meandre compuse, a căror amplitudine este mai mare în amonte de Andrăşeşti. Coeficientul de meandrare a râului, în aval de Urziceni, este de 2,03, această valoare arătând un curs puternic meandrat. Suprafeţele de terasă se întâlnesc în partea de sud a câmpiei, respectiv terasa stângă a Ialomiţei, şi în partea de est, respectiv terasele întâia şi a doua a Dunării. Avand in vedere extensiunea mare si altitudinea lor, terasele se ataşează morfografic câmpurilor şi mai putin văilor. După Coteţ (197 6), forajele nu confirmă prezenţa depozitelor de terase din lungul văilor Ialomiţei şi Dunării, ceea ce arată caracterul de trepte morfologice false. Terasele Dunării se dezvoltă în partea de est a câmpiei. Terasa a doua (t 2 = 10-14 m), are altitudini medii de 20-23 m, cu supraînălţări locale datorate nisipului şi depresiuni care alternează cu suprafeţe relativ plane mai înalte. Arii slab depresionare cu extindere mare apar la contactul cu câmpul (Fâşia Nasu Mare). În coţul sud -estic al câmpiei se delimitează o suprafaţă mai coborâtă, cu altitudine relativă de 5 -7 m (15 m alt. abs.), care se corelează (Vâlsan, 1915) cu terasa întâi a Dunării întâlnită la sud de Ialomiţa. În favoarea considerării acestei suprafeţe ca terasa 1, pledează caracteristicile învelişului Carmen-Alina Gherghina


31/88


de soluri: pe această treaptă s -au format kastanoziomuri, tip de sol mai puţin dezvoltat decât cernoziomurile, care ocupă suprafaţa terasei a doua. Terasele Dunării prezintă o serie de arii slab depresionare care alternează cu suprafeţe relativ plane mai înalte. Terasa Ialomiţei se dezvoltă pe partea stângă a râului, din aval de Urziceni, şi se racordează cu terasa a doua a Dunării. Terasa are formă evazată, cu altitudine relativă de 5 -7 m şi altitudini absolute care scad de la 50 m, în partea de vest, la 20 m în est. (anexa 1). Dup ă urmele de copaci fosili gasite în această terasă în Câmpia Vlăsiei (Posea, 1989), ea se echivalează , cu lunca înaltă a Argeşului. Depozitele de suprafaţă ale acestei terase au o textură mai grosieră decît cea a loessulu i (nisip lutos — lut uşor) cu frecvente cochilii de Succinea oblonga şi Tropodiscus sp. Această terasă este fragmentată de văi, care se termină cu limane: Valea Rogozului, Sărăţuica, Bent, Fundata, Perieţi, Amara, Iezeru, Strachina. Pe suprafaţa terasei ap ar arii largi depresionare (cu adâncimi reduse, de ordinul zecilor de centimetri), microdepresiuni la contactul cu câmpul, precum şi microforme antropice pozitive, care se ridică cu 2-4 m deasupra nivelului câmpului, şi care poartă denumirea de movile . Câmpul interfluvial are origine fluviatilă şi fluvio-lacustră şi este acoperit cu o cuvertură de depozite de loess de grosimi diferite (Posea, 1982). După origine, se disting următoarele suprafeţe: câmpia fluviatilă- fluviodeltaică în partea vestică (conurile aplatizate ale Buzăului) ş i câmpia tabulară fluvio- lacustră (bălţi ale Dunării la nivelul teraselor 4, 3 şi 2). Câmpia fluviatilă- fluviodeltaică, situată în partea de nord -vest a câmpiei, se caracterizează printr-o înclinare lină spre sud -est, dar cu dispunere în evantai, sugerând un fost con fluviatil. Altitudinile coboară de la 86 m, în extremitatea nord -vestică, la 60 m, la contactul cu câmpia tabulară. Originea este susţinută atât de forma bombată în profil, cât şi de forajele geologice care indică prezenţa alternanţelor de nisipuri şi argile, cu intercalări de pietrişuri. Câmpia tabulară fluvio- lacustră, rezultată din fostele bălţi ale Dunării, la nivelul teraselor 4, 3 si 2 acoperite apoi cu loess, este situată între câmpia fluviatilă din vest şi o l inie care trece pe la vest de Câmpul Nasul Mare, peste Slobozia şi Ţăndărei spre nord, peste partea inferioară a Văii Strachina. Altitudinea câmpiei variază între 40 -35 m. În cadrul acestei câmpii se diferenţiază un sector mai lăsat, cu frecvente depresiu ni largi sectorul cu arii depresionare Cioara - Doiceşti - cu o înclinare N-S (către Valea Lata -Sărata). Aspectul de zonă cobor âtă este accentuat de malul drept Văii Lata -Sărata, care se ridică brusc la peste 40 m alt. abs. În acest sector apa freatică este situată la ad âncimi mai mici (mai sus de 5 m) în depresiunile ce ocupă suprafeţe întinse şi cu puţin sub 5 m în rest. Grosimea depozitelor de loess este în general de 2— 3 m; sub această ad âncime apar nisipuri. Ca martor din relieful paleodobrogean , în partea estică a câmpiei se ridică deasupra nivelului general al câmpului (de 30 m) Culmea Nasul Mare (Muchia Ivănuş). Această suprafaţă are forma unei măguri înguste, alungită pe direcţie N -S, cu 45-50 m altitudine (53 m la Movila Păduchiosul Mic) şi denivelări de cca 20 m faţă de câmpia vecină. Partea nordică a acesteia este îngropată în relief eolian. Împreună cu Câmpul Hagieni de la sud de Ialomiţa, reprezintă resturi dintr-o câmpie piemontanloessoidă, compusă din proluvii ş i coluvii aduse dinspre Dobrogea Sudică şi Podisul Prebalcanic, când Dunărea nu se insinuase încă pe lângă Dobrogea (Liteanu şi Pricăjan, Posea ).



32/88


8.1.2. Caracteristici morfometrice ale Câmpiei Bărăganului Central Altitudinile scad de la peste 90 m în partea nord-vestică, la sub 10 m în lunca Ialomiţei (partea

estică).

8.1.3. Tipuri de relief 8.1.3.1. Relieful de tasare Procese de tasare sunt larg răspândite în Câmpia Bărăganului Central. Dintre f actorii care influenţează procesul de tasare, cei mai importanţi sunt caracteristicile rocilor, precipitaţiile şi adâncimea apei freatice Relieful de tasare se dezvoltă favorizat de caracteristicile depozitelor (porozitate, permeabilitate), de adâncimea apei freatice şi de regimul precipitaţiilor.

8.1.3.2. Relieful eolian În Câmpia Bărăganului Central, procesele eoliene se manifestă în special în fâşia de nisipuri de pe malul drept al Călmăţuiului, care se întinde din dreptul localităţii Smeeni şi până pe terasa Dunării, având lăţime medie de cca 20 km şi însumând o suprafaţă de 27.000 ha, dintre care 24.000 ha sunt ocupate cu terenuri agricole şi 3.000 ha cu păduri. Formele de relief rezultate în urma acumulării eoliene sunt dunele şi depresiunile interdunare. Sectorul Însurăţei prezintă un relief caracteristic de dune nisipoase orient ate NNE—SSW, pe unele locuri cu văluriri mai accentuate, cu spulberări pe coame, iar pe alte locuri cu ondulări mai largi, în care şi textura depozitului este ceva mai fină. Apar, de asemenea, suprafeţe cu nisipuri mobile. Al doilea sector modelat eolian se întinde ca o fâ şie de-a lungul marginii dinspre Dunăre a terasei şi domină terasa cu 10—15 m (uneori chiar 18 m). Prezintă acelaşi relief ondulat, cu dune orientate pe Carmen-Alina Gherghina


33/88


aceeaşi direcţie NNE— SSW; depozitele de suprafaţă au o textură grosieră de nisip lutos — lut uşor, iar acţiunea vîntului în prezent se resimte mai slab. Dunele sunt majoritatea fixate, direcţionate nord -sud sau nord-est – sud-vest şi formând suprafeţe larg vălurite. Dunele mobile apar în sectoarele sud Ruşeţu, gara Căldărăşti, Pogoanele, un ele având flancul nordic fixat cu arbuşti. Dunele sunt mai înalte şi mai dese în apropierea sursei de nisip (valea Călmăţuiului) şi mai joase şi mai rare spre centrul interfluviului, unde predomină interdunele. Microrelieful de dune se asociază pe suprafeţe mari, formând câmpuri întinse, „platouri eoliene‖ cu trepte locale de coraziune şi acumulare, ca în sectorul Însurăţei -Cioara Doiceşti. Microrelieful dunar vechi influenţează reţeaua hidrografică minoră prin paralelismul văilor, ca în sectorul Pogoanele Căldărăşti, iar la extremitatea zonelor de dune determină forma alungită a depresiunilor interdunare. Depresiunile interdunare au forme alungite, cu lungimi de 1-2 km şi lăţimi de 200 -600 m; prin

unirea a două sau mai multe depresiuni, rezultă forme complexe, de paletă sau grilaj; denivelarea dintre creasta dunelor şi fundul depresiunilor este de 2 -6 m; în perioadele cu exces de umiditate, pe fundul depresiunilor apar lacuri. Textura materialelor este mai nisipoasă pe coama dunelor şi nisipo -lutoasă la poala acestora, uneori chiar lutonisipoasă în depresiunile inter dunare largi.

8.1.3.3. Relieful fluviatil Formele eroziunii fluviatile care se manifestă în Câmpia Bărăganului Central sunt: liniară (se produce în albia râurilor în lungul firului de apă) şi laterală (se manifestă în special la Ialomiţa, care erodează malul drept, corespunzător Bărăganului Sudic). Abraziunea lacustră este prezentă la toate lacurile, dar mai ales la cele interioare (Tătaru, Plaşcu, Colţea, Unturos, Chioibăşeşti), pe malurile sudice şi sud -estice, unde se asociază cu eroziunea eoliană; la limanele Strachina şi Fundata abraziunea este foarte activă pe partea opusă direcţiei dominante a vântului, unde formeată faleze care pot depăşi 20 m înălţime. Procesul de acumulare este mai puter nic pe Ialomiţa, în albia căreia se dezvoltă renii, ostroave şi acumulări submerse. Meandrările sunt specifice râului Ialomiţa, care este intens meandrat (coeficientul de sinuozitate este de 2,35), formând chiar meandre compuse în sectorul Ion Roată - Andrăşeşti. De asemenea, în lunca Ialomiţei sunt numeroase braţe părăsite, ca în sectoarele: Andrăşeşti, Pribeagu, M. Kogălniceanu, Fundata- Amara (lacul Amara este considerat un vechi braţ al Ialomiţei). Colmatări se produc pe râurile interioare, afluente Ialomiţei. Majoritatea acestora sunt amenajate (Cotorca, Strachina-Reviga), astfel încât procesele fluviatile au fost înlocuite cu cele lacustre (abraziunea, acumularea).

Văile din Bărăgan sunt văi minore, reprezentând cea mai nouă generaţie de văi, tăiată în tr eptele hipsometrice de sub 200 m, şi având geneză variată. Unele dintre ele sunt formate prin drenarea exterioară a crovurilor şi apariţia văilor de tip furcitură; altele sunt instalate în lungul depresiunilor interdunare, fiind rectilinii, paralele (Pogoanele). Forme de eroziune: lunca, pod de terasă, frunte de terasă, popine, mal abrupt, văiugi, curs meandrat, braţe părăsite, lacuri . Forme de acumulare: ostroave, grinduri, renii, conuri aluviale Formarea şi evoluţia reţelei hidrografice În forajele de la Buzău, Jilavele, Urziceni, Gherăseni, Stâlpu, Pogoanele apar mai multe orizonturi de pietrişuri şi chiar bolovănişuri, confirmând existenţa conului aluvionar al Buzăului pe direcţie sud şi sud-vest. Acest con aluvionar policronologic, cu mai multe orizont uri de nisip, argile nisipoase şi apă, ajunge până la Meteleu, Glodeanu -Siliştea, Padina, situate la periferia lui, unde are loc descărcarea apei infiltrată în amonte. Carmen-Alina Gherghina


34/88


Profilele geologice au relevat următoarele: corelarea nivelelor de pietrişuri şi nisipur i întâlnite în forajul de la Buzău (la 11 şi 18 m adâncime) cu cele din forajele de la Malu Roşu (13, respectiv 19 m) şi Urziceni (13, respectiv 18 m) demonstrează existenţa unui vechi curs al râului Buzău pe Valea Săratei; nivelele de pietrişuri şi nisipuri întâlnite în forajele de la Scutelnici (la 20 m adâncime) şi Miloşeşti (la 13 m) arată, de asemenea, alte două posibile cursuri ale Buzăului în Bărăganul Central, pe Valea Reviga Fundata şi, respectiv, pe Valea Lata -Sărata. Forajele nu relevă un alt curs al Buzăului, mai la est, prin Valea Ciorii, însă acesta poate explica forma şi dimensiunea cuvetei Lacului Tătaru (fig. 61).

Fig. 61 Evolu ţi a re ţ elei hidrografice

8.1.3.4. Microrelieful antropic Microrelieful de movile sau gorgane relicle. Cu studiul acestuia s-au ocupat o scrie de geologi,

geografi, pedologi şi arheologi dintre care remarcăm, în primul rînd, interpretările foarte cuprinzătoare ale lui G. Murgoci (1907). Movilele sunt construite în general din terenul în care sunt rid icate prin săpături de mică adâncime. O secţiune executată de autorul citat mai sus, î n Movila Pantelimon, situată pe malul drept al Călmăţuiului, a arătat că materialul acesteia este destul de mişcat şi frămîntat, de culori diferite în raport cu orizonturile solului săpat, iar în interiorul movilei a găsit resturi ale unor schelete umane şi de cabaline amestecate. Î n lungul văii Călmăţuiului, movilele au fost remarcate de A, Pană (1911). Acesta arată numărul mai mare al movilelor pe versantul drept al văii amintite, decît pe cel stîng, raportul fiind de 20/5, aceasta ca urmare a altitudinii mai mari în partea de sud, de unde privirea este mai largă, spre nord. Acestea sunt dispuse pe două aliniamente, cu direcţie est -vest. Microrelieful actual: canale desecare-drenaj, cur suri de apă canalizate artificial, iazuri , exploatărisonde.



35/88


8.1.4. Analiza microdepresiunilor din Câmpia Bărăganului Central 8.1.4.1. Analiza morfologică Microdepresiunile din Câmpia Bărăganului Central ocupă o suprafată de cca 170 kmp, respectiv 5% din suprafaţa câmpiei. Au fost cartate 387 microdepresiuni, cu o suprafată medie de 0, 34 kmp, rezultând o densitate de 0,11 depr/kmp. Microdepresiunile sunt distribuite marea majoritate în partea nordică şi centrală a câmpiei şi pe terasa Dunării şi au frecvenţă mai redusă în extremităţile vestică şi sudică. Densităţile cele mai mari se regăsesc în arealele Ulmu -Zăvoaia şi Pogoanele -Căldărăşti, legate de depunerile de nisip holocene. Orientarea predominantă a microdepresiunilor este NNE -SSV (57%), urmată de direcţiile NE -SV (18%) şi N-S (10%). De altfel, aceste trei direcţii deţin împreună 85% din totalul microdepresiunilor. Procentele cele mai mici le deţin orientările E -V (1%), NV-SE şi ENE-VSV, ambele cu 2% şi VNV -ESE, cu 3%.

8.1.4.2. Analiza morfometrică Pentru realizarea analizei s-au folosit ca baza grafică harţile topografice la scara 1:50.000 din anul 1970. Hărţile au fost georeferenţiate şi digitizate cu ajutorul programelor Global Maper şi Arcview, iar reprezentările grafice au fost realizate în programele Office Excel şi Sigma Plot. Tabelul 15. Formulele coeficienţilor calculaţi

Coeficient raportul L/l Raportul de circularitate

Raportul de alungire

Factorul de formă

Coeficientul de sinuozitate

Formula R = L/l raportul dintre lungimile axei majore şi axei minore ale depresiunii Rc = Sd/Sc, raportul dintre suprafaţa depresiunii şi suprafaţa cercului cu diametrul egal cu lungimea axei majore a depresiunii; se raportează la valoarea 1, corespunzătoare cercului Ra = Dc/Ld, raportul dintre diametrul cercului de aceeaşi suprafaţă cu cea a bazinului şi lungimea axei majore a depresiunii; are valori cuprinse între 0,67 şi 1,27 pentru depresiunile alungite şi peste 1,27 pentru cele rotunde Rf = Sd/L²), raportul dintre suprafaţa depresiunii şi pătratul lungimii axei majore, raportat la forma pătratului; raportaţ la forma pătratului, pentru care valoarea reper este 1 Ks = Pc/Pd, raportul dintre perimetrul cercului cu aceeaşi suprafaţă ca cea a depresiunii şi perimetrul depresiunii; raportaţ la forma cercului, cu valoare de referinţă 1.

Au fost masuraţi următorii parametri: suprafaţa, perimetrul, lungimea, lăţimea şi azimutul şi au fost calculaţi mai mulţi coeficienţi, indicatori ai formei microdepresiunilor, ale căror formule sunt redate în tabelul nr. 1. Formulele rapoartelor de circularitate şi de alungire, care fac referire la forma cercului, precum şi cea a factorului de formă, raportat la forma pătratului, au fost preluate din analiza morfometrică a bazinelor hidrografice, iar coeficientul de sinuozitate a fost gandit ca raportul dintre perimetrul cercului de aceeaşi suprafaţă cu cea a depresiunii şi perimetrul depresiunii, având valoare de referinţă 1, corespunzătoare formei cercului.



36/88


Suprafaţa medie a microdepresiunilor este de 0,34 km2 (tabel 3), cu o pondere de 77% sub valoarea medie (microdepresiunile cu suprafaţa mai mică de 0,5 km 2 deţin o pondere de 73% (fig. 4). Microdepresiunile cu suprafeţele cele mai mari s -au dezvoltat în partea centrală a câmpiei unde apa freatică se găseşte la adâncimi de 3 -5 m sau chiar sub 3 m, astfel încât în multe dintre acestea în perioadele ploioase apa stagnează sub formă de lacuri temporare sau bălţi. Cele mai cunoscute şi mai extinse lacuri sunt Tătaru, Colţea, Plaşcu, Chioibăşeşti, dar şi acestea seacă în lunile de vară. Valoarea medie a perimetrului (circumferinţei) microdepresiunilor este de 2,45 km, cea mai mare pondere ocupând-o microdepresiunile din intervalul 1-5 km (65%), urmate de cele cu valoarea sub 1 km şi de cele cu perimetrul cuprins între 5 şi 10 km; micr odepresiunile cu cele mai mari valori ale circumferinţei, peste 10 km, deţin cea mai mică pondere, respectiv 3%. Perimetrul se corelează direct cu suprafaţa microdepresiunilor, raportul de corelaţie având valoarea 0,86 (Fig. 16). Lungimea medie a axei majore a microdepresiunilor este de 935,98 m. Valorile extreme, de

<500 m şi de >2000 m deţin o pondere de 30%, respectiv 10%, iar valorile intermediare, de 500 -1000 m şi 1000-2000 m însumează 60% din totalul microdepresiunilor (fig. 7). Valorile lungimii micr odepresiunilor se corelează direct atât cu suprafaţa (R = 0,86) cât şi cu lăţimea (R = 0,80) (Fig. 16).

Lăţimea medie a microdepresiunilor (lungimea axei minore) este de 384,32 m, intervalul 100-500 m ocupând cea mai mare pondere (70%); valorile extreme de sub 100 m şi de peste 1000 m deţin 6%, respectiv 10% din totalul microdepresiunilor. Lăţimea variază direct şi foarte strâns cu suprafaţa, raportul de corelaţie având valoarea 0,90. Adâncimea variază între 0,30 -0,60 cm, pentru microdepresiunile cu suprafe ţe mici şi 4 -7 m, pentru microdepresiunile cele mai mari, în care sunt cantonate lacuri temporare. Raportul de circularitate , care face referire la forma cercului, are valori cuprinse între 0,01 şi

0,96, 69% din microdepresiuni situându-se peste valoarea de 0,5. Valorile cele mai mari ale raportului de circularitate, şi, deci, forme circulare, se înregistrează la microdepresiunile cu suprafeţe mici. De asemenea, valori mici şi forme alungite au microdepresiunile situate în partea de nord a câmpiei,. Raportul de alungire are valori cuprinse între 0,25 şi 0,95, ponderea microdepresiunilor din

intervalul 0,67-1, specific formelor alungite fiind de 55,4%, restul situându-se sub pragul de 0,67.

Factorul de formă, care se raportează la forma pătratului, are valori cuprinse între 0,05 şi 0,71, cu 93,5% din microdepresiuni cu valori sub 0,5. În consecinţă, forma acestora este diferită de cea a pătratului, deci este alungită. Coeficientul de sinuozitate , care se raportează tot la forma cercului, este cuprins între 0,1 şi 0,98, cu un procent de 94% peste valoarea de 0,5, ceea ce arată că forma microdepresiunilor este puţin sinuoasă. Raportul lungime/laţime se înscrie în intervalul 0,96 şi 12,95, cu o valoare medie de 2,87. Un procent de 65% din cazuri au peste valoarea medie (Fig. 7). Cele mai mari valori corespund, în general, microdepresiunilor interdunare dezvoltate pe nisipurile holocene din partea nordică a câmpiei, care sunt alungite extrem.

În general, microdepresiunile cu suprafeţe mici, sub 0,05 km² (27%) au f orme aproape circulare şi nu sunt sinuoase, iar cele cu suprafeţe mari, de peste 1 km² (16%) au forme complexe şi grad mare de sinuozitate. Forme alungite, dar nesinuoase, au microdepresiunile interdunare dezvoltate în nordul câmpiei, la care raportul lungim e/lăţime are valori peste 2.

8.1.4.3. Tipologia microdepresiunilor În delimitarea tipurilor de microdepresiuni din Câmpia Bărăganului Central au fost luate în calcul următoarele criterii: genetic (procese eoliene, tasare, fluviatile sau combinate); - tipul de depozit pe care sau format (nisip eolian, loess); -



37/88


adâncimea apei freatice şi gradul de mineralizare; - învelişul de soluri; - localizarea (pe câmp, pe terase sau la contactul dintre acestea). -

Microdepresiuni Microdepresiuni cu circulaţie verticală ve rticală a apei (cu apa freatică la adâncime mare - 10-15 m - si grosime mare a loessului), circulare sau alungite, apar în partea sudică a câmpiei, între văile Strachina şi Fundata. În aceste depresiuni circulaţia apei in sol este predominant descendentă, carbonaţii şi sărurile solubile sunt spălate din sol, iar principalele consecinţe sunt reducerea masei totale a materialului şi compactarea particulelor. Geneza acestor depresiuni este încă discutată, majoritatea cercetătorilor fiind de acord asupra efectelor chimice şi mecanice ale apelor de infiltraţie sau freatice, situată la mică adâncime, asupra sărurilor solubile, care, îndepărtate în adâncime, contribuie la tasarea materialelor. Un rol important în geneza crovurilor îl au procesele pedogenetice, respectiv spălarea sărurilor, neoformarea argilei etc., care conduc la scăderea porozităţii, favorizând şi amplificând procesul de a)

tasare. b)

Microdepresiuni interdunare

cu exces de umiditate şi acumulări de săruri; apa freatica situată la mică adâncime intersectează fundul depresiunilor, în car e se pot instala chiar lacuri temporare, iar circulatia predominantă a apei este ascendentă; în perioadele secetoase, apa freatică uşor mineralizată care urcă prin capilaritate până la suprafaţa profilului se evapora, iar sărurile conţinute precipită, formând cruste de săruri. Aceste depresiuni se formează în câmpia cu nisipuri situată în partea nordică a Câmpiei Bărăganului Central, prin acţ iunea iunea de deflaţ ie ie a vântului. c) Microdepresiuni la contactul dintre relieful de dune-interdune şi câmpia loessică d) Microdepresiuni adânci, cu lacuri sau soluri sărăturate Acestea au suprafeţe mari şi adâncimi de peste 5 m şi se situează în î n perimetrul Tătaru -CiocileTraian. Datorită adâncimii mari, în perioadele ploioase nivelul apei freatice urcă deasupra fundului depresiunilor, formându-se lacuri (Tătaru, Ciocile, Plascu, Chioibăşeşti). Murgoci (1907), Protopopescu Pache (1923), Morariu (1946) au susţinut că acestea ar fi ecoul morfologiei vechilor zone de dune şi cursuri de apă, iar Vâlsan (1915 -1916) a arătat că orientarea şi forma crovurilor este modificată de direcţia vântului dominant. În prezent este acceptată ipoteza acţiunii combinate a tasării şi deflaţiei în formarea acestor depresiuni (Gâştescu şi colab., 1979).

Arii slab depresionare, cu apa apa freatică la mică adâncime care apar în partea de vest a câmpiei, în arealul Brădeanu -Glodeanu Sărat-Florica, şi în partea centrală, în arealul Scutelnici -Cocora-Padina. Acestea au adâncimi de câteva zeci de cm, iar în perioadele cu exces de umiditate de pot transforma în mlaşt ini. f) Arii depresionare provenite provenite din foste văi anastomizate Aceste depresiuni s- au format prin bararea gurilor de vărsare cu materiale depuse de Ialomiţa, în spatele cărora s -au format lacuri (limane). Pe aceste văi au fost construite şi baraje antropice, în vederea utilizării în agricultură. g) Văiugi Situate la obârşia văilor, în prelungirea acestora; datorită pantelor foarte mici şi versanţilor foarte slab înclinaţi, aceste văiugi funcţionează asemenea ariilor microdepresionare, iar pe fundul acestora se acumulează material solificat spălat de pe versanţi. h) microdepresiuni la contactul dintre terasă şi câmp, dezvoltate mai ales la contactul cu terasa Dunării. e)



38/88

i)


microdepresiuni la contactul dintre terasă si luncă, foarte numeroase, a căror dezvoltare a fost influenţată şi de activitatea antropică (crearea de cavităţi pentru exploatarea nisipului şi lutului).

7.2.

Materialele parentale şi procesele de formare

Cuvertura sedimentară a Câmpiei Bărăganului Central este alcătuită, după cum a fost prezentat în Cap. 2.1, dintr-o succesiune de trei formaţiuni sedimentare (argiloasă, nisipoasă şi lutoasă), care prezintă mici variaţii în teritoriu datorate condiţiilor diferite de sedimentare. Formaţiunea argiloasă, denumită de către Liteanu (1952) ―complexul argilo -marnos―, a fost sedimentată în Pleistocenul mediu, în condiţiile retragerii lacului pleistocen; prezintă ondulări largi, cu aspect de relief pozitiv şi negativ şi apare la adâncimi variate: 26 m la Costeşti, 27 m la Brăgăreasa, 42 m la Brădeanu, 32 m la Padina (fig. ).

ţiunea argiloasă în Câmpia Bărăganului Central Fig. 64 Adâncimea la care apare forma ţiunea

Formaţiunea nisipoasă a fost sedimentată în Pleistocenul superior şi reprezintă prelungirea formaţiunii nisipurilor de Mostiştea, aşa cum demonstrează elementele paleontologice pe care le conţin (Pricăjan, 1961). Este alcătuită din nisipuri mărunte necoezive, galbene, ruginii, cenuşii spre suprafaţă, în care predomină orizontul de nisipuri fine, prăfoase, cu grosimi de 15 -35 m în părţ ile ile de nord şi de vest ale câmpiei şi sub 5-10 m în rest.



39/88


Fig. 65 Profile litologice transversale în Câmpia


Bărăganului Central


40/88

Bărăganul Central Bărăganul Central – – Sinergism microrelief-depozite-sol microrelief-depozite-sol

Fig. 66 Profil litologic longitudinal în Câmpia Bărăganului Central


41/88



Complexul loessic a fost sedimentat în intervalul Pleistocen superior (Pleistocen mediu pentru arealul Nasu Mare) - Holocen şi are grosimi diferite, în funcţie de durata de depunere. Aceste depozite sunt acoperite în partea de nord (între localităţile Însurăţei -Lacu Rezii şi Spiru Haret în nord şi Cioara -Doiceşti în sud) de o cuvertură de nisipuri eoliene având aspectul unor „platouri eoliene de acumulare şi deflaţie‖, care spre valea Călmăţuiului are forma unor trepte de deflaţie (Coteţ, 1976).

41/88


Complexul loessic a fost sedimentat în intervalul Pleistocen superior (Pleistocen mediu pentru arealul Nasu Mare) - Holocen şi are grosimi diferite, în funcţie de durata de depunere. Aceste depozite sunt acoperite în partea de nord (între localităţile Însurăţei -Lacu Rezii şi Spiru Haret în nord şi Cioara -Doiceşti în sud) de o cuvertură de nisipuri eoliene având aspectul unor „platouri eoliene de acumulare şi deflaţie‖, care spre valea Călmăţuiului are forma unor trepte de deflaţie (Coteţ, 1976).

Fig. 67 Grosimea complexului loessic în

Câmpia Bărăganului Central

Caracteristicile materialelor parentale Depozitele complexului loessic au fost grupate în loess tipic (0,0063-0,063 µm) şi depozite loessoide (derivate – loess like deposits sau loess derivates ), în care se încadrează loessul nisipos , cu un conţinut de nisip (0,2-0,02 mm) cuprins între 30 şi 70% şi nisipurile eoliene (0,6 -2 mm). Depozitele de loess Depozitele de loess ocupă partea sudică şi centrală a câmpiei, însumând o suprafaţă de 2499,26 2 km (51,21%). Grosimea depozitelor este variată, depăşind 5 m în sudul şi sud -estul câmpiei. Cele mai mari grosimi se întâlnesc în sud-estul câmpiei, în Câmpul Nasu Mare, unde depăşeşc 15 m grosime (18 m în forajul de la Mihail Kogălniceanu). Loessul nisipos Depozitele de loess nisipos fac tranziţ ia între nisipurile eoliene din partea nordi că a câmpiei ş i depozitele de loess şi au extensiune mai mare în partea vestică (arealul Pogoanele, Scutelnici, Glodeanu-Sărat). Au textură nisipo -lutoasă, cu un conţ inut de 63-71% nisip fin (0,2-0,02 mm), 7,6-20,8% nisip grosier (2-0,2 mm) şi 11,0-13,6% argilă (<0,002 mm). Asemenea loessului, sunt carbonatice, având un conţ inut de peste 12% CaCO3. Nisipurile eoliene Depozitele de nisip apar pe o fâşie cu lăţime de cca 20 km pe malul drept al Călmăţuiului, începând de la Smeeni şi până la extremitatea estică a câmpiei. După Ana Conea, Nadia Ghiţulescu, P. Vasilescu (1963) se deosebesc: nisipuri lutoase: fâşie în nordul interfluviului, alcătuită din depozite nisipoase cu 10 -20% material fin (praf şi argilă), necarbonatice. Carmen-Alina Gherghina


42/88


nisipuri fixate şi mobile: formează dune active, la sud Ruşeţu, gara Căldărăşti, Pogoanele; sunt necarbonatice (proporţie mică de materiale fine) şi se intercalează în fâşia nisipurilor lutoase. Tabelul 18. Caracteristici litologice şi pedologice ale loessului şi depozitelor loessoide din Câmpia Bărăganului Central Proprietăţi Nisip grosier (0,2-2 mm) (%) Nisip fin (0,2-0,02 mm) (%)

Loess

Loess nisipos

Nisip eolian

0,1-0,8

7,6-20,8

89,7-90,8

40,1-46,5

63,0-71,0

9,2-10,3

28,0-33,1

4,6-7,8

-

23,2-31,0

11,0-13,6

-

LL

NL

N

>12

>12

0

0,2-0,6

0,2-0,6

0,2-0,3

1,33-1,52

1,14-1,38

Illit (%)

47

59

Smectit (%)

44

35

Caolinit (%)

9

-

Praf (0,02-0,002 mm) (%) Argilă (< 0,002 mm) (%) Textură CaCO3 (%) Humus (9%)

Densitatea aparentă ( DA)

Interstratificaţii (%) Minerale predominante

6 Cuarţ, feldspaţi, mică

Cuarţ, feldspaţi, mică

Cuarţ, feldspaţi, mică

Sectoarele cu soluri nisipoase cel mai puternic expuse acţiunii eoliene: sud Lacu Rezii, vest Însurăţei, sud Zăvoaia, sud Dudescu, la est de şoseaua Pribeagu -Mohreanu, sud Ulmu, sud-vest Ruşeţu, sud-vest Largu, arealul Pogoanele-Brădeanu-Călţuna, sud-vest Satu Nou. Textura în orizontul superior al solurilor, cel mai afectat de acţiunea vântului, aşa cum reiese din harta solurilor (scara 1:200.000), arată că, în afară de arealele menţionate mai sus, cu textură nisipoasă, există areale cu textură nisipo -lutoasă (predominante la est de Jugureanu) şi luto -nisipoasă (la vest de aceeaşi localitate) afectate în diferite grade de procesul de eroziune. Nisipurile de pe dreapta Călmăţuiului provin din albia râului, remaniate eolian (sortate şi transportate de vânt), de vârstă pleistocen superior -holocen, dar şi din materialele care aflorează în malul drept al râului, fiind nisipuri mai vechi. Depozitele aluviale Sunt localizate în lunca Ialomiţei şi au textură variată, fiind predominant nisipoasă pe grinduri ş i mijlocie în intergrinduri. Forajele executate în lunca Ialomiţei, în sectorul Urziceni-Slobozia au arătat că aluviunile cele mai vechi, alcătuite din pietrişuri şi nisipuri, stau peste argile sau nisipuri argiloase; baza acestuia reprezintă vechiul talveg, care, pe sectorul Urziceni -Slobozia are o denivelare de 35 m, pe când talvegul actual are o denivelare de numai 26 m. Distribuţia, în adâncime, se prezintă astfel: între 0 -13,7 m aluviuni nisipoase, respectiv nisipuri fine, care trec spre bază la nisipuri grosiere, iar între 13,7 -19,6 m nisipuri grosiere şi pietrişuri (numai în amonte de Misleanu).



43/88


Fig. 68 Harta depozitelor Câmpiei Bărăganului Central


44/88



Formarea depozitelor de loess din Câm pia Bărăganului Central În prezent este acceptată ideea că depozitele de loess din Câmpia Română, ca şi cele din Europa Centrală, China şi America de Nord, au fost acumulate prin procese eoliene, iar problemele la care se caută răspuns şi la care încercăm să răspundem în continuare sunt: ‖ Care este originea particulelor de praf? ‖, Care sunt mecanismele ulterioare depunerii? . „Istoria unui depozit de loess poate fi considerată o secvenţă de evenimente‖ (Smalley, 1975). Gardner and Rendell (1994) susţin că formarea unui depozit de loess reprezintă „un ciclu foarte specializat din cadrul sistemului geologic sedimentar‖, pe care l -au denumit „ciclul loessului‖. Primul model sau secvenţă de evenimente de formare a unui depozit de loess a fost propus de Smalley (1966) pentru formarea unui depozit de loess primar de origine glaciară (Wright Janet, 2001). În 1890, Hardcastle (citat de Smalley, 1995), scria că producerea unei formaţiuni sub -aeriene masive de praf necesită îndeplinirea următoarelor 4 condiţii: 1) existenţa unei surse de praf; 2) existenţa vânturilor care să transporte praful; 3) existenţa vegetaţiei care să -l fixeze şi 4) timp sufficient pentru acumulare. N. Florea et.al. (2010) completează şi dezvoltă această afirmaţie, susţinând că pentru formarea loessului este necesară întrunirea concomitentă a următoarelor condiţii naturale: a. condiţii geologico -geomorfologice de relativă stabilitate şi condiţii bio -climatice de oarecare ariditate şi vegetaţie de deşert sau de stepă; b. existenţa unor depozite importante de material aleuritic – ca sursă de praf – sau a unor condiţii de formare a acestui material în cantităţi mari şi continuu; material provenit sau rezultat prin dezagregarea-alterarea in situ a unor roci preexistente, mai ales în arii cu roci masive la suprafaţă, cum este cazul unor regiuni montane sau deluroase care sunt furnizoare de astfel de

44/88


Formarea depozitelor de loess din Câm pia Bărăganului Central În prezent este acceptată ideea că depozitele de loess din Câmpia Română, ca şi cele din Europa Centrală, China şi America de Nord, au fost acumulate prin procese eoliene, iar problemele la care se caută răspuns şi la care încercăm să răspundem în continuare sunt: ‖ Care este originea particulelor de praf? ‖, Care sunt mecanismele ulterioare depunerii? . „Istoria unui depozit de loess poate fi considerată o secvenţă de evenimente‖ (Smalley, 1975). Gardner and Rendell (1994) susţin că formarea unui depozit de loess reprezintă „un ciclu foarte specializat din cadrul sistemului geologic sedimentar‖, pe care l -au denumit „ciclul loessului‖. Primul model sau secvenţă de evenimente de formare a unui depozit de loess a fost propus de Smalley (1966) pentru formarea unui depozit de loess primar de origine glaciară (Wright Janet, 2001). În 1890, Hardcastle (citat de Smalley, 1995), scria că producerea unei formaţiuni sub -aeriene masive de praf necesită îndeplinirea următoarelor 4 condiţii: 1) existenţa unei surse de praf; 2) existenţa vânturilor care să transporte praful; 3) existenţa vegetaţiei care să -l fixeze şi 4) timp sufficient pentru acumulare. N. Florea et.al. (2010) completează şi dezvoltă această afirmaţie, susţinând că pentru formarea loessului este necesară întrunirea concomitentă a următoarelor condiţii naturale: a. condiţii geologico -geomorfologice de relativă stabilitate şi condiţii bio -climatice de oarecare ariditate şi vegetaţie de deşert sau de stepă; b. existenţa unor depozite importante de material aleuritic – ca sursă de praf – sau a unor condiţii de formare a acestui material în cantităţi mari şi continuu; material provenit sau rezultat prin dezagregarea-alterarea in situ a unor roci preexistente, mai ales în arii cu roci masive la suprafaţă, cum este cazul unor regiuni montane sau deluroase care sunt furnizoare de astfel de material; material de dezagregare prin gelivaţie a unor depozite de suprafaţă în condiţii climatice favorabile gelivaţiei (aria periglaciară cu morene şi alte depozite glaciare, unele pustiuri şi semipustiuri cu vegetaţie săracă); material rezultat prin transport şi sedimentare din ape curgătoare în câmpii fluvio -glaciare sau lunci ale râurilor sau piemonturi etc; c. existenţa unor agenţi de transport, fie vânturi destul de puternice, predominant din direcţia sursei de material aleuritic care să poată prelua şi transporta aerian praf şi nisip foarte fin pe mari distanţe (rămânând în locul „sursei‖ material mai grosier, în genere nisipuri, remaniate de regulă ca dune), fie ape de şiroire pe pante; d. condiţii de depunere relativ lentă şi regulată a materialului transportat şi de fixare la suprafaţa terenului, determinate de scăderea vitezei agentului, vegetaţie care să reţină praful, condiţii de adăpost sau stabilitate etc. Formarea prafului

Mecanismele geomorfologice cu rol în producere prafului sunt: alterarea mecanică, alterarea prin intermediul sării, alterarea chimică, abraziunea eoliană, mărunţirea fluviatilă şi glaciară. Importanţa mecanismelor de producere a prafului diferă de la o regiune la alta, în funcţie de condiţiile climatice, schimbările climatice, litologie, influenţând caracteristicile prafului, topografia regiunii şi evoluţia reliefului. Se presupune că descompunerea rocilor flişoide din Carpaţi, împreună cu procesele de descompunere de tip rece din zona alpină şi din regiunile nord -europene ocupate cu gheaţă în timpul pleistocenului au generat cantităţi substanţiale depraf cuarţos. După Smalley (1990), eficacitate a proceselor de descompunere a fost mărită de existenţa tensiunilor în cuarţ. Eliberarea particulelor de praf prin procese de descompunere a fost însoţită de eliberarea de particule prin procese glaciare (sfărmare, mărunţire). Procesele glaciare, de asemen ea, au reluat Carmen-Alina Gherghina


45/88


sedimentele existente şi materialul alterat anterior. Materialele rezultate au fost transportate iniţial prin procese de pantă (alunecări) şi redistribuite de sistemele fluviale şi fluvioglaciare. În această perioadă, când materiale de diferite dimensiuni au fost redistribuite de sisteme fluviatile cu energie mare de transport, a fost posibilă mărunţirea şi reducerea dimensiunilor particulelor (Wright and Smith,1993). Sursele presupuse de praf au fost stepele meridionale ale Rusiei (Mrazec, 1899) sau luncile râurilor apropiate (Murgoci şi colab, 1910). Această ipoteză a fost reluată şi argumentată de pedologi (Ana Conea şi colab., N. Florea, D. Teaci etc).

Agenţii de transport şi depunerea prafului Transportul şi depunerea prafului sunt controlate de factori precum condiţiile climatice, schimbările climatice, activitatea tectonică şi orogenică, acoperirea cu vegetaţie şi topografie (Gardner and Rendell, 1994; Pye, 1995). Goossens (1997) sugerează că, la scară locală, distribuţia spaţială a loessului este controlată în mare măsură de topografie. Pentru acumularea unor depozite importante de loess este necesară o rată ridicată şi susţinută de transport eolian al prafului. După Pye (1987, 1989), este necesară îndeplinirea a două condiţii pentru ca transportul prafului să aibă loc: 1) suprafeţe geomorfologice instabile, neacoperite cu vegetaţie, alcătuite din sedimente slab sortate, cu raport praf -argilă mare; 2) frecvenţa mare a vânturilor puternice. În lucrarea apărută în 1899, Tutkovskii a arătat că vânturile foehnale care coboară din ariile glaciare poartă material loessoid pe care -l depun sub forma depozitului caracteristic şi că loesul apare numai în asociaţie cu depozite inter - şi postglaciare. În Europa, vânturile puternice asociate pedioadelor glaciare, împreună cu intensificarea reluării sedimentelor şi cu formarea de suprafeţe geomorfologice active, au dus la acumularea eoliană unor depozite extinse de praf în vestul şi centrul Europei. Unele profile de loess din Europa Centrală pot înregistra, după Fink şi Kukla, 1977, cel puţin 17 cicluri glaciar -interglaciar în ultimii 1,7 milioane de ani. S-au făcut, de asemenea, corelaţii între secvenţele de loess -paleosol din Europa şi înregistrările paleotemperaturilor marine (Kukla, 1977). Sedimentele din ariile carpatică au fost transportate de bazinele Ialomiţei şi Buzăului şi depozitate în luncile celor două râuri din Câmpia Română. Aceste sedimente au fost preluate de vânt şi redepuse ca loess. Numai particulele de praf cu diametrul mai mic de 20 μm pot fi transportate de vânt la înălţimi şi pe distanţe mari, pe perioade îndelungate (Tsoar and Pye, 1987,), particulele grosiere avându -şi originea în surse locale.

Dimensiunile particulelor depuse variază în Câmpia Bărăganului Central în funcţie de distanţa faţă de sursă. Astfel, în partea nordică a câmpiei au fost depuse particulele grosiere (nisipurile eoliene), care devin din ce în ce mai fine spre sudul şi vestul câmpiei. În extremitatea estică, pe latura de est a terasei a doua a Dunării, au fost depuse particule grosiere (nisipo-lutoase, luto-nisipoase), preluate din lunca vecină.

Transformările ulterioare depunerii Ipoteza formării in -situ a loessului, sub efectul alterării şi proceselor pedogenetice, a fost emisă pentru prima oară de L.S. Berg ( 1916) şi a fost reluată şi dezvoltată de Florea şi al., 2009) . Formarea depozitelor de loess poate fi explicată prin următoarele etape: - Sedimentarea de material aleuritic, transportat pe cale eoliană, adus din luncile râurilor vecine. Condiţii optime pentr u formarea loessului au fost îndeplinite începând cu Pleistocenul mediu, pe măsura exondării câmpiei prin retragerea lacului pleistocen, mutarea spre est a cursului Dunării şi formarea conurilor Buzăului şi Ialomiţei. Arealul Nasul Mare, detaşat din Podişu l Hagieni prin devierea cursului Dunării, a funcţionat subaerian perioada mai îndelungată, dovadă fiind grosimea mai mare a loessului şi dezvoltarea unui sol fosil, identificat în forajele geologice (în Carmen-Alina Gherghina


46/88


zona M. Kogălniceanu). Aşa cum s -a constatat în studiile efectuate în SUA (Ruhc şi Caldr, 1971) sau în România (Conea, 1970), stratul de loess se subţiază cu creşterea distanţei faţă de sursă, dar devine din ce în ce mai fin. - Solificarea sedintegratoare a materialului depus cu formare de seroziom sau sol loessoid , după Murgoci (1910), prin procese de alterare şi pedogeneză specifice zonei aride, care au loc concomitent cu sedimentarea continuă care îngroaşă stratul de sol de la suprafaţa scoarţei terestre. - Acreţia, adică înălţarea treptată a terenului, şi deci şi a solului, prin depunerea continuă şi solificarea simultană a materialului aleuritic depus, astfel că în timp partea de material de la suprafaţă, solificată anterior, devine strat situat la adâncime din ce în ce mai mare (strat afund), care nu mai es te influenţat de procesele de la suprafaţa terenului de alterare -solificare specifice zonei respective (aride). - Diageneza stratului de adâncime (afund) solificat anterior (după ce a pierdut legătura directă cu procesele de la suprafaţa scoarţei), proces de diageneză prin care se pierd unele caracteristici (trăsături) de sol cum sunt conţinutul de humus şi culoarea închisă (datorită mineralizării materie organice şi lipsei de aport anual de resturi vegetale), macrostructura etc., dar se păstrează altele, ca microstructura (Postolache, 1966, Florea şi colab., 1983), afânarea şi porozitatea ridicată, orientarea predominant verticală a porilor tubulari, lipsa de stratificaţiei etc.; are loc astfel transformarea stratului afund de sub pătura de sol de la suprafaţă în loess, proces care adesea este denumit loessificare propriu-zisă (formarea loessului incluzând ansamblul proceselor menţionate mai sus). Analizele paleomagnetice efectuate asupra unor depozite de loess din Câmpia Râmănă de Est au arătat că pedogeneza şi acumularea de loess pot fi considerate procese simultane, aflate în competiţie (Panaiotu et al., 2002). Conform acestui concept de formare a loessului (Florea şi al., 2009), acesta este o formaţiune geologică complexă, nu un simplu depozit. Deşi a parcurs în procesul de formare o etapă de solificare, putând fi considerat paleosol (G. Murgoci, 1910), totuşi prin atributele lui constituie o rocă sedimentară rezultată prin diageneza unui sediment aleuritic care a suferit anterior un proces de solificare în climat relativ arid, putând fi considerat şi ca pedolit (Gherasimov, 1971).

7.3.

Caracterizarea înveli şului de sol

8.3.1. Factorii care au contribuit la formarea solurilor (factorii pedogenetici) Aşa cum a fost precizat în Cap. 4, formarea solului, în concepţia clasică a lui V. V. Dokuceaev, rezultatul acţiunii unui proces complex determinat de următorii factori pedogenetici climă, vegetaţie şi faună, material parental, relief şi timp, la care se adaugă, în unele cazuri, apa freatică şi influenţa antropică (Florea, 2004). Deoarece influenţa factorilor pedogenetici asupra relaţiei microrelief -depozite-sol, deci, implicit, şi asupra solului, a fost descrisă pe larg în Cap. 5, nu vom mai reveni asupra lor. 8.3.2. Procesele pedogenetice Favorizate de clima semiaridă-semiumedă şi de substratul litologic (depozite de loess, loess nisipos şi depozite nisipoase eoliene bogate în carbonaţi), procesele pedogenetice predominante sunt cele de bioacumulare a humusului, însoţite de o alterare slabă a substratului mineral, cu o uşoară neoformare de argilă. Solurile zonale formate în aceste condiţii aparţin clasei Cernisoluri, respectiv Kastanoziomurile şi Cernoziomurile.



47/88


Condiţiile pedogenetice şi procesele pedogenetice principale care determină formarea învelişului de soluri din Câmpia Bărăganului Central sunt sintetizate în tabelul de mai jos (tabel 20).




48/88

Tabelul 20 . Factorii şi procesele pedogenetice principale care au contribuit la formarea solurilor din Câmpia Bărăganului Central Nr. crt

Condiţii pedogenetice

Material parental 1

Apa freatică

Clima / regimul hidric al solului

Procese pedogenetice principale

Tipul de sol

Vegetaţia

câmpie tabulară, sub 5 m ad cu aspect uniform

Tma = 10,5-10,6º C Pma = 450 mm ETP = 700 mm regim hidric nepercolativ

stepă

depozite de loess

câmpie tabulară, sub 5 m ad cu aspect uniform

- bioacumulare de humus; stepă silvostepă - levigare totală a sărurilor solubile, cu formarea orizontului calcic.

3

idem

idem

Tma = 10,5º C Pma = 450-500 mm ETP = 700 mm regim hidric periodic percolativ idem

4

depozite de loess

câmpie tabulară, sub 5 m ad cu aspect uniform-slab ondulat

Tma = 10,4º C Pma = 500 mm ETP = 700 mm regim periodic percolativ

silvostepă - levigarea sărurilor solubile sub 100 cm adâncime datorită creşteri cantităţii de precipitaţii; - neoformare de argilă, cu dezvoltarea orizontului Cernoziomuri cambice cambic.

5

idem

idem

idem

idem

6

depozite de loess sau loess nisipos

cămpie tabulară, sub 5 m ad cu microdepresiuni

Tma = 10,5º C Pma = 450-500 mm ETP = 700 mm regim hidric periodic percolativ

higrofilă

2

depozite de loess

Relief / microrelief

3 - 5 m ad

3 - 5 m ad


idem

- transformare foarte slabă a materialului parental; - mineralizare puternică a materiei organice, - levigare parţială a sărurilor solubile.

- idem; - intensificarea proceselor de alterare şi a activităţii biologice.

- idem; - intensificarea proceselor de alterare şi a activităţii biologice. - levigarea sărurilor solubile sub 100 cm adâncime datorită aportului de umiditate; - intensificarea proceselor de alterare şi neoformare a argilei; - migrarea argilei din orizonturile superioare şi acumularea în orizotul B argic (Bt).

Kastanoziomuri

Chernoziomuri calcarice şi tipice Chernoziomuri calcarice şi tipice freatic-umede

Cernoziomuri cambice freaticumede Cernoziomuri cambice şi argice (în crovuri şi padini)



49/88

7

idem

idem

3 - 5 m ad

idem

idem


8

aluviuni

luncă, cu intergrinduri

0-3 m ad

idem

hidrofilă

9


cămpie tabulară, 0-3 m ad cu aspect slab ondulat, cu microdepresiuni

idem

idem

- procese de reducere (în condiţii de anaerobioză), cu formarea orizontului de glei (Gr) în primii 50 cm, bogat în minerale secundare de Gleiosoluri tipul fero-silicaţilor cu Fe feros, colorat în verzui sau albăstrui. - idem, cu apariţia orizontului Gr între 50 şi 100 cm; - acumularea bogată de humus datorită atât vegetaţiei de fâneaţă, cât şi excesului de apă, subtipuri gleice care produce condiţii de anaerobioză şi care determină o mai slabă mineralizare a materiei organice.

10

depozite de loess sau loess nisipos sau lacustre

0-3 m ad, mineralizată (1,5-3,0 g/l)

Idem halofilă regim hidric exudativ

Evaporarea apei ajunsă la suprafaţa solului, cu precipitarea sărurilor în profilul de sol. - formarea orizontului salic (sa) în primii 50 cm ai Solonceacuri profilului;

11

idem

câmpie tabulară, cu aspect slab ondulat, cu microdepresiuni şi cuvete lacustre idem

idem,

Idem

idem

- formarea orizontului salic (sa) între 50 şi 100 cm sau subtipuri salinice - a orizontului salinizat (sc) în primii 100 cm;

12

idem

idem

idem, cu oscilaţii periodice

idem

idem

- pătrunderea sodiului schimbabil în complexul adsorbtiv, realizat prin repetarea proceselor de salinizare şi desalinizare, sau - desalinizarea solonceacurilor; - dispersarea argilei şi humusului, deteriorarea agregatelor structurale, migrarea argilei şi formarea orizontului Bt natric (Btna). - formarea orizontului natric (na) în primii 50 cm ai profilului;



Cernoziomuri cambice şi argice freatic-umede (în crovuri şi padini)

Soloneţuri


49/88

7

idem

idem

3 - 5 m ad

idem

idem


8

aluviuni

luncă, cu intergrinduri

0-3 m ad

idem

hidrofilă

9


cămpie tabulară, 0-3 m ad cu aspect slab ondulat, cu microdepresiuni

idem

idem

- procese de reducere (în condiţii de anaerobioză), cu formarea orizontului de glei (Gr) în primii 50 cm, bogat în minerale secundare de Gleiosoluri tipul fero-silicaţilor cu Fe feros, colorat în verzui sau albăstrui. - idem, cu apariţia orizontului Gr între 50 şi 100 cm; - acumularea bogată de humus datorită atât vegetaţiei de fâneaţă, cât şi excesului de apă, subtipuri gleice care produce condiţii de anaerobioză şi care determină o mai slabă mineralizare a materiei organice.

10

depozite de loess sau loess nisipos sau lacustre

0-3 m ad, mineralizată (1,5-3,0 g/l)

Idem halofilă regim hidric exudativ

Evaporarea apei ajunsă la suprafaţa solului, cu precipitarea sărurilor în profilul de sol. - formarea orizontului salic (sa) în primii 50 cm ai Solonceacuri profilului;

11

idem

câmpie tabulară, cu aspect slab ondulat, cu microdepresiuni şi cuvete lacustre idem

idem,

Idem

idem

- formarea orizontului salic (sa) între 50 şi 100 cm sau subtipuri salinice - a orizontului salinizat (sc) în primii 100 cm;

12

idem

idem

idem, cu oscilaţii periodice

idem

idem

- pătrunderea sodiului schimbabil în complexul adsorbtiv, realizat prin repetarea proceselor de salinizare şi desalinizare, sau - desalinizarea solonceacurilor; - dispersarea argilei şi humusului, deteriorarea agregatelor structurale, migrarea argilei şi formarea orizontului Bt natric (Btna). - formarea orizontului natric (na) în primii 50 cm ai profilului;


idem


idem

idem,

idem

idem

14

nisipuri eoliene cămpie tabulară, sub 5 m ad mobile cu aspect vălurit

Idem regim hidric periodic percolativ

psamofilă

15

nisipuri eoliene idem fixate

idem

idem

16

aluviuni recente

luncă joasă, cu variată revărsări frecvente

idem

hidrofilă

aluviuni

luncă, cu grinduri şi intergrinduri

17

18


Soloneţuri


50/88

13

Cernoziomuri cambice şi argice freatic-umede (în crovuri şi padini)

idem,

idem,

frunte de terasă, idem, versant slabmoderat înclinat


idem

idem

idem

- formarea orizontului natric (na) între 50 şi 100 cm sau - a orizontului alcalizat (ac) în primii 100 cm;

subtipuri salinice

- mineralizarea rapidă a meteriei organice; - îndepărtarea prin deflaţie a orizontului A. Psamosoluri - procesul de pedogeneză este contracarat de cel de deflaţie. - accelerarea proceselor pedogenetice, formarea Cernoziomuri orizontului cambic; cambice pe nisipuri (relief vălurit eolian) - depunerea permanentă de noi materiale; - solificare lentă

Aluviosoluri entice

- formare orizontului A de bioacumulare a humusului, datorită învelişului vegetal mai bine dezvoltat.

Aluviosoluri

- îndepărtarea orizonturilor superioare ale stepăsilvostepă solurilor, prin eroziune, ca urmare a activităţii antropice.


Erodosoluri


50/88

13

idem

idem

idem,

idem

idem

14

nisipuri eoliene cămpie tabulară, sub 5 m ad mobile cu aspect vălurit

Idem regim hidric periodic percolativ

psamofilă

15

nisipuri eoliene idem fixate

idem

idem

16

aluviuni recente

luncă joasă, cu variată revărsări frecvente

idem

hidrofilă

aluviuni

luncă, cu grinduri şi intergrinduri

17

18


idem,

frunte de terasă, idem, versant slabmoderat înclinat


51/88

idem,

idem

idem

idem

- formarea orizontului natric (na) între 50 şi 100 cm sau - a orizontului alcalizat (ac) în primii 100 cm;

subtipuri salinice

- mineralizarea rapidă a meteriei organice; - îndepărtarea prin deflaţie a orizontului A. Psamosoluri - procesul de pedogeneză este contracarat de cel de deflaţie. - accelerarea proceselor pedogenetice, formarea Cernoziomuri orizontului cambic; cambice pe nisipuri (relief vălurit eolian) - depunerea permanentă de noi materiale; - solificare lentă

Aluviosoluri entice

- formare orizontului A de bioacumulare a humusului, datorită învelişului vegetal mai bine dezvoltat.

Aluviosoluri

- îndepărtarea orizonturilor superioare ale stepăsilvostepă solurilor, prin eroziune, ca urmare a activităţii antropice.

Erodosoluri



8.3.3. Evoluţia învelişului de sol din Câmpia Bărăganului Central Formarea învelişului de sol este rezultatul evoluţiei continui, ciclice şi concomitente a proceselor de pedogeneză şi a celor geopedologice, a căror acţiune are loc cu intensităţi şi efecte opuse şi vari abile în timp (N. Florea, 1985). Modelul modern al formării solului include, după N. Florea (1994),următoarele tipuri de procese: 1. procese pedogeologice (formarea materialului parental, inclusiv includerea depunerilor eoliene în profilul de sol) + procese reliefo-genetice; 2. procese pedogenetice anterioare 3. procese pedogenetice actuale. Evoluţia învelişului de sol în timpul Cuaternarului a urmărit îndeaproape evoluţia reliefului şi formarea depozitelor de cuvertură, a loessurilor, în special, în strânsă corelaţie cu succesiunea glaciaţiunilor şi interglaciaţiunilor. În zona stepei şi silvostepei, datorită condiţiilor de mediu din timpul depunerii pulberilor eoliene, predomină suprafeţele cu depozite de loess fără soluri fosile sau cu benzi de soluri fosile foarte slab dezvoltate. Forajele executate în Câmpia Bărăganului Central (de către Rusescu) au întâlnit în majoritatea cazurilor un singur orizont de soluri fosile. În Câmpia Bărăganului Central, datorită existenţei unor surse locale de pulberi (luncil e Călmăţuiului şi Dunării), depunerile eoliene au fost intense şi în postglaciar, determinând o pedogeneză sedintegratoare relativ intensă, cu dezvoltarea profilului predominant prin acreţie. Atât câmpul interfluvial, cât şi terasele Dunării şi Ialomiţei, sunt ocupate cu soluri holocene, respectiv cernoziomuri tipice, carbonatice şi cambice. Luncile sunt ocupate predominant cu soluri tinere, formate în holocenul superior (actual), iar unele dintre acestea, respectiv aluviosolurile, aparţin prezentului.

51/88


8.3.3. Evoluţia învelişului de sol din Câmpia Bărăganului Central Formarea învelişului de sol este rezultatul evoluţiei continui, ciclice şi concomitente a proceselor de pedogeneză şi a celor geopedologice, a căror acţiune are loc cu intensităţi şi efecte opuse şi vari abile în timp (N. Florea, 1985). Modelul modern al formării solului include, după N. Florea (1994),următoarele tipuri de procese: 1. procese pedogeologice (formarea materialului parental, inclusiv includerea depunerilor eoliene în profilul de sol) + procese reliefo-genetice; 2. procese pedogenetice anterioare 3. procese pedogenetice actuale. Evoluţia învelişului de sol în timpul Cuaternarului a urmărit îndeaproape evoluţia reliefului şi formarea depozitelor de cuvertură, a loessurilor, în special, în strânsă corelaţie cu succesiunea glaciaţiunilor şi interglaciaţiunilor. În zona stepei şi silvostepei, datorită condiţiilor de mediu din timpul depunerii pulberilor eoliene, predomină suprafeţele cu depozite de loess fără soluri fosile sau cu benzi de soluri fosile foarte slab dezvoltate. Forajele executate în Câmpia Bărăganului Central (de către Rusescu) au întâlnit în majoritatea cazurilor un singur orizont de soluri fosile. În Câmpia Bărăganului Central, datorită existenţei unor surse locale de pulberi (luncil e Călmăţuiului şi Dunării), depunerile eoliene au fost intense şi în postglaciar, determinând o pedogeneză sedintegratoare relativ intensă, cu dezvoltarea profilului predominant prin acreţie. Atât câmpul interfluvial, cât şi terasele Dunării şi Ialomiţei, sunt ocupate cu soluri holocene, respectiv cernoziomuri tipice, carbonatice şi cambice. Luncile sunt ocupate predominant cu soluri tinere, formate în holocenul superior (actual), iar unele dintre acestea, respectiv aluviosolurile, aparţin prezentului.

8.3.4. Caracterizarea morfologică a solurilor Datorită uniformităţii mari a condiţiilor de formare, învelişul de soluri al Câmpiei Bărăganului Central prezintă o foarte redusă diversificare, fiind alcătuit, conform Sistemului Român de Taxonomie a Solurilor - SRTS (Florea şi Munteanu, 2003), din 5 clase de soluri, respectiv (în ordinea recomandată de sistemul de taxonomie): protisoluri, cernisoluri, hidrisoluri, salsodisoluri şi antrisoluri, care cuprind 8 tipuri de sol, respectiv: psamosoluri, aluviosoluri, kastanoziomuri, cernoziomuri, gleiosoluri, solonceacuri, soloneţuri şi erodosoluri. Pe câmpul interfluvial predomină cernoziomurile (carbonatice, tipice, cambice, gleice), care formează asociaţii cu gleiosoluri, solonceacuri, soloneturi în partea centrală a interfluviului (acolo unde apa freatică este situată la adâncimi mici, influenţând profilul de sol) si cu psamosoluri (pe dreapta Călmătuiului). În luncile Ialomiţei si Dunării predomină aluviosolurile (tipice, entice), iar în lunca Călmaţuiului, solonceacurile şi soloneţurile. Protisolurile (clasa solurilor neevoluate) reprezintă o clasă de soluri mai puţin evoluate, foarte diferite sub raportul genezei, însuşirilor, fertilităţii şi răspândirii acestora. În Câmpia Bărăganului Central, protisolurile ocupă o suprafaţă de 416,80 km 2, respectiv 10,81%, cea mai mare parte din aceasta fiind repartizată în lunca Ialomiţei. La nivelul de tip genetic de sol, din clasa protisolurilor fac parte: litosolurile, regosolurile, psamosolurile, aluviosolurile şi entiantrosolurile. Dintre acestea, în Câmpia Bărăganului Central se întâlnesc psamosolurile şi aluviosolurile.



52/88


53/88




Fig. 73 Harta solurilor




53/88

Fig. 73 Harta solurilor


54/88


Bărăganul Central – Sinergism microrelief-depozite-sol Psamosolurile (PS) apar în câteva areale cu nisipuri eoliene nefixate de pe dreapta

Călmăţuiului, în partea de nord a Câmpiei Padina, respectiv Câmpul Pogoanele şi partea de nord a Câmpiei Strachina, respectiv Câmpul Mohreanu, unde formează asociaţii împreună cu cernoziomurile cambice, ocupând o suprafaţă de 89,04 km 2, respectiv 2,66 % din suprafaţa câmpului interfluvial. Aluviosolurile (AS) se întâlnesc pe areale joase în lunca Ialomiţei în asociaţie cu gleiosolurile şi cernoziomurile aluvice, ocupând o suprafaţă de 327,76 km 2, respectiv 65% din suprafaţa luncii. Cernisolurile (molisolurile) se caracterizează prin prezenţa orizon tului Am (molic), continuat cu un orizont intermediar (AC, AR, Bv sau Bt), având în partea superioară culori cu valori şi crome de < 10YR 3,5 (la umed) urmat de orizont AC sau Bv (indiferent de culori) şi de orizont Cca în primii 60 -80 cm (SRTS, 2003). Ocupă o suprafaţă totală de 3544,99 km 2, dintre care 3382,45 km 2, respectiv 87,76%, pe câmpul interfluvial, şi 162,54 km 2, respectiv 33%, în lunca Ialomiţei. Această clasă cuprinde, la nivel de tip: kastanoziomuri, cernoziomuri, faeoziomuri şi rendzine, dintr e care, în Câmpia Bărăganului Central apar kastanoziomurile şi cernoziomurile. Kastanoziomurile (KZ) apar în teritoriu într-un singur areal, în colţul sud -estic al câmpiei, pe terasa întâi a Dunării, ocupând o suprafaţă de 9,78 km 2, respectiv 2,5% din supr afaţa câmpului. Cernoziomurile (CZ). Datorită unui spor de umiditate, faţă de kastanoziomuri se realizează o acumulare mai mare de materie organică sub forma unui humus calcic, o levigare mai intensă (slab moderată) a carbonaţilor şi un orizont Cca mai bin e exprimat. La nivel de subtip au fost deosebite cernoziomuri: tipice, psamice, gleice, aluvice, calcarice, cambice, argice, salinice şi sodice. Cernoziomurile tipice şi calcarice se întâlnesc în partea estică şi centrală a câmpiei, ocupând o

54/88

Bărăganul Central – Sinergism microrelief-depozite-sol Psamosolurile (PS) apar în câteva areale cu nisipuri eoliene nefixate de pe dreapta

Călmăţuiului, în partea de nord a Câmpiei Padina, respectiv Câmpul Pogoanele şi partea de nord a Câmpiei Strachina, respectiv Câmpul Mohreanu, unde formează asociaţii împreună cu cernoziomurile cambice, ocupând o suprafaţă de 89,04 km 2, respectiv 2,66 % din suprafaţa câmpului interfluvial. Aluviosolurile (AS) se întâlnesc pe areale joase în lunca Ialomiţei în asociaţie cu gleiosolurile şi cernoziomurile aluvice, ocupând o suprafaţă de 327,76 km 2, respectiv 65% din suprafaţa luncii. Cernisolurile (molisolurile) se caracterizează prin prezenţa orizon tului Am (molic), continuat cu un orizont intermediar (AC, AR, Bv sau Bt), având în partea superioară culori cu valori şi crome de < 10YR 3,5 (la umed) urmat de orizont AC sau Bv (indiferent de culori) şi de orizont Cca în primii 60 -80 cm (SRTS, 2003). Ocupă o suprafaţă totală de 3544,99 km 2, dintre care 3382,45 km 2, respectiv 87,76%, pe câmpul interfluvial, şi 162,54 km 2, respectiv 33%, în lunca Ialomiţei. Această clasă cuprinde, la nivel de tip: kastanoziomuri, cernoziomuri, faeoziomuri şi rendzine, dintr e care, în Câmpia Bărăganului Central apar kastanoziomurile şi cernoziomurile. Kastanoziomurile (KZ) apar în teritoriu într-un singur areal, în colţul sud -estic al câmpiei, pe terasa întâi a Dunării, ocupând o suprafaţă de 9,78 km 2, respectiv 2,5% din supr afaţa câmpului. Cernoziomurile (CZ). Datorită unui spor de umiditate, faţă de kastanoziomuri se realizează o acumulare mai mare de materie organică sub forma unui humus calcic, o levigare mai intensă (slab moderată) a carbonaţilor şi un orizont Cca mai bin e exprimat. La nivel de subtip au fost deosebite cernoziomuri: tipice, psamice, gleice, aluvice, calcarice, cambice, argice, salinice şi sodice. Cernoziomurile tipice şi calcarice se întâlnesc în partea estică şi centrală a câmpiei, ocupând o suprafaţă totală de 1511,62 km 2 (45,06% din suprafaţa câmpului), dintre care 333,71 km 2 (9,95%) revin cernoziomurilor calcarice, iar 1177,91 km2 (35,11%) cernoziomurilor tipice. Cernoziomurile cambice ocupă partea de nord şi jumătatea vestică a câmpiei şi, local, apar şi în partea centrală, în microdepresiuni, cu o suprafaţă totală de 1387,87 km 2 (41,37% din suprafaţa câmpului), dintre care 297,31 km2 (8,87%) aparţin cernoziomurilor cambice dezvoltate pe relieful vălurit eolian din partea de nord a câmpiei, iar 24,17 km 2 (0,72%) celor dezvoltate în microdepresiuni. Cernoziomurile gleice apar în arii slab depresionare din centrul interfluviului Ialomiţa -Călmăţui, ocupând o suprafaţă de 125,77 km2 (3,75%). Cernoziomurile alcalice sau sodice (CZ ac) apar pe suprafeţe foarte reduse, în microrelieful de crovuri, ocupând 10,36 km2 (0,31%). Din punct de vedere morfologic, cernoziomurile alcalizate prezintă un profil de tipul Ap-Am-A/Cac- CGoac. Sunt soluri semicarbonatice, foarte profunde, cu textură lutoasă lutoargiloasă, formate pe loess. Hidrisolurile (soluri hidromorfe) reprezintă o clasă de soluri intrazonale a căror formare este datorată unui exces permanent sau temporar de umiditate. Din punct de vedere morfologic hidrisolurile se caracterizează prin existenţa unui orizont de glei tipic la baza profilului de sol sau de pseudoglei în imediata apropiere a suprafeţei solului. Excesul de umiditate produce, în ambele cazuri, datorită condiţiilor de anaerobioză, procese de reducere, care au ca efect apariţia în sol a compuşilor reduşi de Fe şi Mn şi a culorilor caracteristice vineţii, cenuşii şi negricioase. Materialul parental este format din depozite aluviale de origine fluvială, fluvio-lacustră şi lacustră cu textură variată. La nivel de tip de sol au fost deosebite. gleiosolur i GS), limnosoluri (LM) şi stagnosoluri (SG), dintre care, în Câmpia Bărăganului Central se întâlnesc gleiosolurile.



55/88


Gleiosolurile sunt localizate în areale depresionare în lunca Ialomiţei, ocupând o suprafaţă de 9,1 km (1,82% din suprafaţa luncii). Salsodisolurile (solurile halomorfe) cunoscute sub denumirea populară de sărături, reprezintă o clasă de soluri a căror geneză este datorată acumulării sărurilor uşor solubile. Salsodisolurile se întâlnesc sub formă de areale restrânse acolo unde se realizează local condiţii care favorizează formarea de săruri, respectiv regiuni cu climă secetoasă (regim hidric exudativ) în perioada de vară, asociate cu un relief depresionar de lunci şi câmpii joase cu drenaj deficitar şi cu apele freatice situate la mică adânci me. Prin intermediul apei aflate în capilarele solului, sărurile aflate în materialul parental sunt transportate şi depozitate în stratul superior al solului. La nivel de tip, din clasa salsodisolurilor fac parte: solonceacurile şi soloneţurile. În Câmpia Bărăganului Central, clasa salsodisoluri ocupă o suprafaţă de 33,75 km 2, reprezentând 1,03% din suprafaţa câmpiei. Solonceacurile se întâlnesc în microdepresiunile din partea centrală a câmpiei, cu o suprafaţă de 13,14 km2 (0,39% din suprafaţa câmpului in terfluvial). Soloneţurile se întâlnesc în microdepresiunile din partea centrală a câmpiei, cu o suprafaţă de 26,61 km2 (0,79% din suprafaţa câmpului interfluvial). Antrisolurile (soluri trunchiate sau desfundate) reprezintă o clasă de soluri care se caracterizează prin prezenţa unui orizont antropedogenetic sau prin lipsa orizontului A şi E îndepărtate prin eroziunea accelerată sau decapitare antropică. Solurile sunt puternic erodate încât la suprafaţa solului se află resturi din sol (orizont B sau C), sau solul este puternic transformat prin acţiune antropică încât prezintă la suprafaţă un orizont antropopedogenetic de cel puţin 50 cm grosime sau de cel puţin 30 35 cm dacă este scheletic. La nivel de tipuri genetice de sol clasa antrisoluri este reprezentată de: erodosoluri şi antrosoluri, dintre care, în Câmpia Bărăganului Central, se întâlnesc erodosolurile. 2

Erodosolurile apar pe fruntea terasei Dunării, pe versantul drept al văii Lata şi pe malurile cuvetelor lacustre care adăpostesc limanuri fluviatile, unde pantele mai mari favorizează procesele de eroziune, ocupând o suprafaţă de 5,97 km 2 (0,18%). 8.3.5. Caracterizarea fizico-chimică Alcătuirea granulometrică.

Textura depozitelor la partea superioară (primii 50 cm adâncime) este nisipolutoasă -lutonisipoasă în partea de nord şi în est, pe terasa Dunării, cu areale reduse cu textură nisipoasă (Lacu Rezii, Zăvoaia, Dudescu, sud Largu) şi lutoasă in restul campiei (fig. 2). În lunca Ialomţei textura solurilor este variată, de la argiloasă la nisipolutoasă . Cantitatea de argilă scade uşor în adâncime de la 27 -33% la suprafaţă la 25 -28% la 100 cm şi 22-26% la 150 cm, paralel cu creşterea conţinutului de nisip fin, de la 38 -41% la suprafaţă la 40 -43% la 100 cm şi la 44 -49% la 150 cm; conţinutul de praf variază puţin in adâncime, crescând uşor de la 25 -29% la suprafaţă la 28/30% la 150 cm; conţinutul de nisip grosier scade uşor de la 2 -3% la suprafaţă la 0,6 -2% la 150 cm.



56/88


Fig. 77 Textura solurilor

Densitatea aparentă, calculată ca raport între masa ş i volumul total al solurilor (care include volumul particulelor solide şi golurile dintre acestea), în aşezare naturală, arată gradul de împachetare a particulelor de sol şi/sau a agregatelor structurale. Densitatea aparentă a solurilor analizate este foarte mică şi mică (tabel 22 şi fig. 79) atât pentru solurile dezvoltate pe depozite nisipoase, respectiv pentru Psamosolul molic (P1, 1,42- 1,28 g/cm3) şi Cernoziomul cambic (P2, 1,30-1,20 g/cm3), cât şi pentru cernoziomurile calcarice şi tipice dezvoltate pe depozite de loess, respectiv P3 (1,38 g/cm3) şi P5 (0,40 -1,52 g/cm3). În cazul Cernoziomului argic (P4), datorită formării orizontului B argic, îmbogăţit în argilă, care determină aşezarea mai îndesată a particulelor de sol, densitatea aparentă variază de la extrem de mică (1,09 g/cm3) la partea superioară a profilului de sol, la foarte mare (2,10 -2,54 g/cm3) în partea inferioară a profilului.

Pentru profilele situate în luncă, respectiv P7 -P9, valorile densităţii aparente variază de la extrem de mică – mică la partea superioară a profilelor (0,81 -0,89 g/cm3 pentru P7; 1,33 g/cm3 pentru P8 şi 1,18-1,41 g/cm3 pentru P9), la mijlocie (1,22-1,26 g/cm3 pentru P7 şi 1,33 g/cm3 pentru P9) şi mare (1,74 g/cm3 pentru P8) la partea inferioară a profilelor de sol.



57/88


Fig. 79 Densitatea aparentă

Gradul de tasare este un indicator folosit în practică pentru stabilirea necesităţii lucrărilor de

afânare a solurilor prea tasate.

Pentru Câmpia Bărăganului Central, cea mai mare parte a înveliş ului de sol este netasat, excepţie făcând câteva areale puternic tasate situate în partea centrală a interfluviului, în arii slab depresionare ocupate cu soloneţ uri, precum şi câteva areale slab tasate ocupate cu gleiosoluri, situate în lunca Ialomiţ ei (fig. 80). Caracteristicile fizice (tabelul 22) pun în evidenţă o uşoară tendinţă de formare de hardpan sub suborizontul Ap (creşterea valorilor densităţ ii aparente pe adâncimea 10-20 cm).



58/88


Fig. 80 Gradul de tasare al solurilor

Permeabilitatea solului pentru apă reprezintă proprietatea solului de a permite să treacă apa ş i depinde, în primul rând, de porozitatea solului. Cea mai mare parte a învelişului de soluri al Câmpiei Bărăganului Central are permeabilitate mare pentru apă, iar foarte permeabile sunt câteva areale ocupate cu Psamosoluri, dezvo ltate pe depozite nisipoase în partea de nord a interfluviului.

Permeabiliate moderată pentru apă au cea mai mare parte a solurilor situate în lunca Ialomiţ ei, precum şi câteva areale ocupate cu cernoziomuri cambice freatic-umede situate în partea central-vestică a câmpiei. Permeabilitate extrem de mică şi mică pentru apă au solurile cu textură lutoargiloasă situate în lunca Ialomiţ ei (Aluviosoluri entice-salinice) şi soloneţ urile dezvoltate în arii slab depresionare.

Fig. 81 Permeabilitatea solurilor pen tru apă

Conţinutul de humus (materie organică) este mijlociu pentru Cernoziomurile calcarice, cambice, aluvice şi gleice, ca şi pentru kastanoziomuri, soloneţ uri, solonceacuri şi gleiosoluri, şi mic pentru cernoziomurile tipice şi aluviosoluri (fig. 83). Valori foarte mici ale con ţinutului de materie organică au psamosolurile şi erodosolurile. Pe profilul de sol, valorile con ţ inutului de humus scad, în general, dinspre primul orizont spre partea inferioară a profilului (tabel 22). În cazul solurilor dezvoltate pe depozite nisipoase, respectiv P1 – Psamosol molic şi P2 – Cernoziom cambic, la partea superioară a profilului valorile conţ inutului de humus sunt mai mici (0,71,1%) şi se datorează gradului mai mare de mineralizare impus de texuta nisipoasă. Conţ inutul de materie organică creş te uşor (1,1-1,3%) între 40 şi 80 cm faţă de suprafaţă, iar apoi scade spre baza profilului la sub 1% (0,3-0,7%). Carmen-Alina Gherghina


59/88


Pentru cea mai mare parte a profilelor analizate (fig. 82), conţ inutul de humus este mic la partea superioară şifoarte mic-extrem de mic la baza profilului, excep ţie făcând profilele P5, P 6 şi P8, cu conţinut mijlociu de humus la partea superiooară a profilului (3,0 -3,7%).

Fig. 83 Con ţinutul de materie organică a solurilor

Reacţia solului Câmpiei Bărăganului Central variază de la slab -moderat alcalină în cazul Kastanoziomurilor, Cernoziomurilor calcarice, gleice şi aluvice, Psamosolurilor, Solone ţ urilor, Solonceacurilor şi Aluviosolurilor, la neutră -slab alcalină în cazul Cernoziomurilor tipice şi la slab acidă neutră în cazul Cernoziomurilor cambice (fig. 85). Pe profil, reacţia solurilor variază după cum urmează: de la slab alcalină la slab acidă (8 -6,7) în cazul Psamosolului molic (P1); de la neutră la slab -moderat alcalină (6,9 -8,5) în cazul Cernoziomului cambic (P2) şi Cernoziomului tipic (P3); de la slab la puternic alcalină (7,8 -9,2) în cazul Cernoziomului calcaric (P5) şi de la slab acidă la slab alcalină (6,1 -8,0) în cazul Cernoziomului cambic (P6). Cernoziomul argic (P4) are reacţie slab alcalină (7,9 -7,7) pe întreg profilul. Profilele de sol situate în lunca Ialomi ţ ei au reacţie care variază de la slab la puternic ş i extrem alcalină (8,3-13,5), datorată caracterului carbonatic al depozitelor aluviale.



60/88


Fig. 85 Reac ţi a solurilor

Fig. 87 Adâncimea lev igării carbonatului de calciu


(CaCO 3 ) pe profilul solurilor UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI

61/88


Conţinutul de carbonaţi (CaCO3 total %), variază mult pe profil, în funcţ ie de tipul de sol. În cazul Psamosolului molic (P1), conţ inutul de CaCO3 este mic (0,4%) în primii 40 cm ai profilului, carbonaţii lipsind sub această adâncime, iar în cazul lui P2 (Cernoziom cambic) situaţ ia este inversă, carbonaţii lipsind în partea superioară a profilului şi apărând în conţ inut mic (0,3%) la partea inferioară (fig. 86 ş i tabel 22).

8.3.6. Indicatori ai pedodiversităţii (caracterizare morfometrică a învelişului de soluri) Conceptul de pedodiversitate se referă atât la modul de formare a solurilor (diversitate genetică), cât şi la modelele diferite de dispunere a lor în teritoriu (diversitate spaţială). Învelişul de sol al Câmpiei Bărăganului Central a fost analizat din punct de vedere morfometric, fiind calculaţi şi interpretaţi următorii indicatori ai pedodiversităţii: variabilitatea, ponderea solurilor, indicele topopedogeografic, mărimea şi forma arealelor, suprafaţa medie şi indicele de complexitate. Valorile acestor indicatori au fost calculate cu ajutorul formulelor cuprinse în tabelul 23 şi pe baza hărţii solurilor la scara 1:200.000 şi reflectă influenţa factorilor pedogenetici în formarea solurilo r (fig. 32 ). Pedodiversitatea spaţială exprimă de distribuţie în spaţiu a solurilor, prin analizarea mărimii, formei, poziţiei şi numărului arealelor lor. Această distribuţie este influenţată de factorii pedogenetici. Variabilitatea solurilor , reprezentată prin numărul unităţilor de sol dintr -un teritoriu, are valoarea 38 pentru Câmpia Bărăganului Central, repartizată astfel: 27 unităţi pe câmpul interfluvial şi 11 unităţi în lunca Ialomiţei. (tabel , fig.32 ) Ponderea solurilor exprimă participarea procentuală a unităţilor de sol şi se calculează prin raportarea suprafeţei unui areal de sol la suprafaţa totală, după formula Ps=Sa/St x 100. În Câmpia Bărăganului Central, la nivel de clasă de sol, predomină clasa cernisoluri, cu 87,76 %, urmată de clasele protisoluri, cu 10,81%, salsodisoluri, cu1,03%, hidrisoluri, cu 0,24% şi antrisoluri, cu 0,15%. La nivel de tip de sol, ponderea cea mai mare o deţin, pe câmpul interfluvial, cernoziomurile, cu 95,69%, urmate de psamosoluri, cu 2,65%, soloneţuri, cu 0,79%, solonceacuri, cu 0,39%, kastanoziomuri, cu 0,29% şi erodosoluri, cu 0,18% din suprafaţa totală, iar la nivelul luncii predomină aluviosolurile cu 66%, urmate de cernoziomuri, cu 32% şi gleiosoluri cu 2%. Unităţile de sol, cu suprafaţa totală ocupată, ponderea procentuală, numărul de areale şi suprafaţa medie, sunt cuprinse în tabelul . Cernoziomurile tipice vermice ocupă suprafaţa cea mai mare (735,42 km2), cu o pondere de 21,92%, urmate de cernoziomurile cambice (545,63 km2), cu 16,26% şi cernoziomurile cambice freatic-umede (520,76 km2), cu 15,52%, iar suprafeţele cele mai mici sunt ocupate cu soloneţuri tipice (0,81 km2), cu 0,002% şi soloneţuri tipice, în asociaţie cu solonceacuri tipice (2,94 km2), cu 0,09%. În lunca Ialomiţei aluviosolurile eutrice au cea mai mare pondere (139,91 km2), 28,02%, urmate de cernoziomurile gleice aluvice (122,88 km2), cu 24,61%, iar ponderea cea mai mică o au aluviosolurile entice gleice (0,26 km2), cu 0,05% şi aluviosolurile entice salinice (0,37 km2), cu 0,07% din suprafaţa luncii. Suprafaţa medie a arealelor se calculează prin raportarea sumei suprafeţelor fiecărui areal de sol la numărul lor, după formula Sn = ∑Si/h. În Câmpia Bărăganului Central, suprafaţa medie a arealelor de sol este 6,39 km2, valoarea fiind uşor crescută pe câmpul interfluvial, respectiv 6,82 km2, datorită variabilităţii reduse a factorilor pedogenetici, în timp ce în Lunca Ialomiţei, unde condiţiile sunt mai variate, valoarea suprafeţei medii a arealelor de sol este de 4,42 km2.



62/88


reprezintă raportul dintre suprafaţa ocupată sau participarea procentuală a solurilor nezonale şi zonale. Indicele topopedogeografic

Solurilor nezonale, a căror formare este determinată de condiţiile locale (rocă, exces de umiditate, pantă, vârstă), sunt reprezentate prin psamosoluri, gleiosoluri, solonceacuri, soloneţuri şi subtipurile gleice, salinice, erodate ale solurilor zonale, precum şi cernoziomurile formate pe depozite eoliene şi cele formate în crovuri şi padini, iar solurile zonale, determinate bioclimatic sunt re prezentate prin kastanoziomuri şi cernoziomuri. Valoarea de referinţă a indicelui topopedogeografic este 1, sub care dominante sunt solurile zonale, iar peste cele nezonale. Pentru învelişul de sol al Câmpiei Bărăganului Central (partea interfluvială), Itp = 778,11 / 2576,56 = 0,3, deci dominante sunt solurile zonale. Dintre subunităţile Câmpiei Bărăganului Central, Câmpul Mohreanu prezintă valoarea Itp cea mai apropiată de valoarea câmpiei, respectiv 0,23. Solurile zonale sunt reprezentate aici prin cernozi omuri tipice vermice şi cernoziomuri calcarice vermice, iar cele nezonale prin cernoziomuri cambice formate pe depozite eoliene. Itp prezintă cele mai mici valori în Câmpul Amara (0,05), Câmpul Urziceni (0,10) şi Câmpul Tătaru (0,14), aceste subunităţi prezentând şi gradul cel mai mare de omogenitate al condiţiilor de mediu. Valoarea maximă a Itp se înregistrează în Câmpul Pogoanele, respectiv 0,69 şi se datorează efectelor apei freatice situate la mică adâncime (3 -5 m), diversităţii materialelor parentale , respectiv nisipuri eoliene în partea nordică a câmpului, loess nisipos în partea centrală şi loess în partea sudică şi prezenţei microdepresiunilor. Indicele de complexitate se calculează prin raportarea numărului de areale de sol la suprafaţa totală, după formula Ic= , şi exprimă mozaicarea, varietatea învelişului de sol. Pentru Câmpia Bărăganului Central, valoarea indicelui de complexitate este egală cu 0,16, ceea ce indică o complexitate redusă a învelişului de sol. Complexitarea creşte uşor în luncă, la 0,23 şi scade pe câmpul interfluvial la 0,15. 8.3.7. Microzonarea pedogeoclimatică a învelişului de sol

Harta microzonării pedogeoclimatice a teritoriului Câmpiei Bărăganului Central (realizată pe baza caracteristicilor de climă, relief şi sol de către ICPA București) a fost corectată conform limitelor unităţilor de relief şi a alcătuirii învelişului de sol. Cele 7 microzone pedogeoclimatice delimitate sunt I.42 -o-PS, în partea nordică; I.42 -s-CZcb (f) în partea vestică; I.42 -s-CZcb, în partea sud-vestică; I.42-s-CZ, în partea sud-estică; I.42-s-CZ (f), în partea centrală; I.2 -s-CZka, în partea estică; I.42 -l- AS, în partea vestică a luncii Ialomiţei; şi I.2 -l- AS, în partea estică a luncii Ialomiţei. Au fost calculate suprafeţele şi ponderea unităţilor de sol cuprinse în fiecare microzonă în parte.



63/88


Fig. 95 Microzonarea pedogeoclimatică

8.3.8. Corelarea cu sistemele taxonomice mondiale Corelarea cu sistemele taxonomice mondiale, recunoscute de către comunitatea ştiinţifică internaţională, respectiv Legenda FAO devenită Baza Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol 1998, cunoscută sub denumirea de World Reference Base for Soil Resources (prescurtat WRB -SR) şi sistemul actual american de clasificare a solurilor - USDA Soil Taxonomy-1975 (prescurtat USDA-ST) este necesară pentru asigurarea circulaţiei internaţionale a informaţiei privind clasificarea solurilor.

Pentru corelarea unităţilor de sol din Câmpia Bărăganului Central cu sistemele internaţionale, s au folosit atât actualul sistem taxonomic (SRTS, 2003), cât şi cel vechi (SRCS, 1980), deoarece denumirile cuprinse în hărţile de sol sunt trecute în sistemul vechi. Deoarece SRTS este bine "aliniat" faţă de WRB -SR (Florea, Munteanu 2003), corelarea cu unităţile taxonomice ale acestui sistem nu pune probleme deosebite. Unele dificultăţi rezultă din faptul că WRB-SR nu prezintă grupări în clase de soluri, clasa de sol din SRTS corespunzând în WRB -SR unor grupe de referinţă. Corelarea cu USDA- ST este dificilă, datorită utilizării regimurilor de umiditate şi de temperatură drept criterii de clasificare începând de la nivelul II (subordin) până la nivelul IV (subgrupă), criterii care nu sunt folosite nici în WRB-SR şi nici în SRTS.




64/88

Tabelul 31. Corelarea unităţilor de sol cuprinse în legenda Hărţii solurilor Câmpiei Bărăganului Central cu sistemele taxonomice internaţionale Nr. crt.

Simbol SRCS

1

SRCS

Simbol SRTS 4

SRTS

WRB-SR

US Taxonomy

1

2 SBvm

3 Soluri balane vermice

KZti

5 Kastanoziomuri tipice

6 Calcaro-calcic kastanozems (KCcc-ca)

2

CZ/kf

Cernoziomuri carbonatice, freatic-umede

CZka

Cernoziomuri calcarice

Calcaro-calcic chernozems (CHcc-ca)

7 Entic haplustolls Entic vermustolls Typic calciustolls Typic calciustolls Entic haplustolls

3

CZ/l$kf

Cernoziomuri semicarbonatice, freaticumede

CZka



Typic calciustolls Entic haplustolls

4

CZ-#p

Cernoziomuri (pe versante)

CZti

Cernoziomuri tipice erodate

Calcic chernozems (CHca)

Entic haplustolls Entic hapludolls

5

CZti/l$ka

Cernoziomuri tipice, semicarbonatice, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

CZka-al

Cernoziomuri calcarice/tipice aluvice



6

CZvm/k

Cernoziomuri vermice, carbonatice

CZka-xvm

Cernoziomuri calcaricevermice



7

CZvm/l$k

Cernoziomuri vermice, semicarbonatice

CZka-xvm

Cernoziomuri calcaricevermice



8

CZgz

Cernoziomuri gleizate

CZgc

Cernoziomuri gleice

Gleyic chernozems (CHgc)

Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

8

CZvm/l$s

Cernoziomuri vermice, slab levigate

CZka

Cernoziomuri tipice

Vermic chernozems CHvm) Vermic phaeozems (PHvm)

Typic vermustolls Typic vermudolls

9

CZgz/a

Cernoziomuri gleizate, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

CZgc-al

Cernoziomuri gleice-aluvice

Gleyic-Fluvic chernozems (CHfv)

Endoaquic-Fluventic haplustolls

10

CZsc/fa

Cernoziomuri salinizate, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

CZsc-al

Cernoziomuri salinice-aluvice

Hyposalic-Fluvic chernozems (CHfv)

Endoaquic-Fluventic haplustolls (Saline phase)

11

CZac/f

Cernoziomuri alcalizate, freatic-umede

Czac

Cernoziomuri sodice

Hyposodic chernozems (CHsow)

Endoaquic haplustolls (sodic phase)

12

CZti/2-#e

Cernoziomuri tipice, carbonatice si semicarbonatice (pe relief eolian)

CZka







65/88

1 2 13 CZti/4-#e

3 Cernoziomuri tipice si cernoziomuri cambice tipice, pe depozite nisipoase (pe relief eolian)

4 CZti/CZka

5 Cernoziomuri tipice si Cernoziomuri cambice

6 Calcic chernozems (CHca) si Haplic chernozems (CHha)

14 CZti/5-#e

Cernoziomuri tipice si cernoziomuri cambice tipice, freatic-umede (pe relief eolian)

CZti/CZcb

Cernoziomuri tipice si Cernoziomuri cambice

Calcic chernozems (CHca) si Haplic chernozems (CHha)

15

CCti

Cernoziomuri cambice tipice

CZcb

Cernoziomuri cambice

Haplic chernozems (CHha)

7 Entic haplustolls Entic hapludolls Typic haplustolls Entic haplustolls Entic hapludolls Typic haplustolls Typic haplustolls

16

CC/f

Cernoziomuri cambice freatic-umede

CZcb



Typic haplustolls

17

CCti/u-#e

Cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri (relief valurit eolian

CZcb



Typic haplustolls

18

CCgz

Cernoziomuri cambice gleizate

CZcb-gc

Cernoziomuri cambice-gleice


19

CC/5-#d

Cernoziomuri cambice si cernoziomuri argiloiluviale (in crovuri si padini)

CZcb/Czar

Cernoziomuri cambice si Cernoziomuri argice

Gleyic chernozems (CHgl) (pp)Gleyic phaeozems (PHgj) (pp) Haplic chernozems (CHha) si Luvic chernozems

20

CC/f/6-#d

Cernoziomuri cambice si argiloiluviale, freatic-umede (in crovuri si padini)

CZcb/Czar


Haplic chernozems (CHha) si Luvic chernozems

21

CCti/1-#e

Cernoziomuri cambice tipice si cernoziomuri tipice, freatic-umede (relief valurit eolian)

CZti/CZcb



22

CCti/3-#e

Cernoziomuri cambice tipice si cernoziomuri cambice tipice, freaticumede (relief valurit eolian)

CZcb



Typic haplustolls Udic argiustolls Typic haplustolls Udic argiustolls Entic haplustolls Entic hapludolls Typic haplustolls Typic haplustolls

23

CCti/u/11#e

Cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri, psamosoluri si local, erodisoluri pe nisipuri (relief valurit eolian)

CZcb/PS/ER

Cernoziomuri cambice, Psamosoluri si Erodosoluri

Haplic chernozems (CHha) Eutric arenosols (eroded phase) Haplic arenosols (ARha)

Typic haplustolls Typic udipsamments Typic ustipsamments

24

LC/a

Lacovisti pe depozite fluviatile si fluviolacustre recente

CZgc-al



25

LCti/k

Lacovisti tipice, carbonatice

CZgc

Cernoziomuri gleice


Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

26

LCsc-ac

Lacovisti saraturate

CZgc-sc

Cernoziomuri gleice-salinice






65/88

1 2 13 CZti/4-#e

3

14 CZti/5-#e

Cernoziomuri tipice si cernoziomuri cambice tipice, freatic-umede (pe relief eolian)

CZti/CZcb



15

CCti

Cernoziomuri cambice tipice

CZcb



7 Entic haplustolls Entic hapludolls Typic haplustolls Entic haplustolls Entic hapludolls Typic haplustolls Typic haplustolls

16

CC/f

Cernoziomuri cambice freatic-umede

CZcb



Typic haplustolls

17

CCti/u-#e

Cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri (relief valurit eolian

CZcb



Typic haplustolls

18

CCgz

Cernoziomuri cambice gleizate

CZcb-gc

Cernoziomuri cambice-gleice


19

CC/5-#d

Cernoziomuri cambice si cernoziomuri argiloiluviale (in crovuri si padini)

CZcb/Czar


Gleyic chernozems (CHgl) (pp)Gleyic phaeozems (PHgj) (pp) Haplic chernozems (CHha) si Luvic chernozems

20

CC/f/6-#d

Cernoziomuri cambice si argiloiluviale, freatic-umede (in crovuri si padini)

CZcb/Czar


Haplic chernozems (CHha) si Luvic chernozems

21

CCti/1-#e

Cernoziomuri cambice tipice si cernoziomuri tipice, freatic-umede (relief valurit eolian)

CZti/CZcb



22

CCti/3-#e

Cernoziomuri cambice tipice si cernoziomuri cambice tipice, freaticumede (relief valurit eolian)

CZcb



Typic haplustolls Udic argiustolls Typic haplustolls Udic argiustolls Entic haplustolls Entic hapludolls Typic haplustolls Typic haplustolls

23

CCti/u/11#e

Cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri, psamosoluri si local, erodisoluri pe nisipuri (relief valurit eolian)

CZcb/PS/ER

Cernoziomuri cambice, Psamosoluri si Erodosoluri

Haplic chernozems (CHha) Eutric arenosols (eroded phase) Haplic arenosols (ARha)

Typic haplustolls Typic udipsamments Typic ustipsamments

24

LC/a

Lacovisti pe depozite fluviatile si fluviolacustre recente

CZgc-al



25

LCti/k

Lacovisti tipice, carbonatice

CZgc

Cernoziomuri gleice


Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

26

LCsc-ac

Lacovisti saraturate

CZgc-sc

Cernoziomuri gleice-salinice


Cernoziomuri tipice si cernoziomuri cambice tipice, pe depozite nisipoase (pe relief eolian)

4 CZti/CZka


5

6






66/88

1 26

2 GC/a

27

LCsc-ac/a

27

3

4

5 Gleiosoluri aluvice

6 Fluvic gleysols (GLfv)

CZgc-sc-al

Cernoziomuri gleice-salinicealuvice


Solonceacuri (pe depozite continentale) si soloneturi salinizate

SCti/SNsc

Solonceacuri tipice si soloneturi salinice

Haplic solonchaks (SCha) (pp) si Endosalic solonetz (SNszn) Hyposalic solonetz (SNszw)

Typic haplosalids Salidic natrustalfs Aquileptic natrustalfs)

SNti$a

Soloneturi tipice, cu orizont B la adâncime mare si foarte mare

SNti

Soloneturi tipice

Haplic solonetz (SNha)

29

SN/1

Soloneturi si solonceacuri

SNti/SCti

Soloneturi tipice si solonceacuri tipice

Haplic solonetz (SNha) si Haplic solonchaks (SCha) (pp)

30

SNti/1

Soloneturi tipice si soloneturi luvice

SNti/SNlv



Aquic natrustalfs Aquic natrudalfs Aquic natrustalfs Aquic natrudalfs Typic haplosalids Aquic natrustalfs Aquic natrudalfs

31

ER

Erodisoluri si/sau regosoluri

ER/RS

Erodosoluri si Regosoluri

Haplic regosols (ATha)

Tipic udortents Tipic ustorthents

32

PS/1-#e

Psamosoluri si cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri (relief valurit eolian)

PSeu/CZcbps

Psamosoluri eutrice si cernoziomuri cambicepsamice

Eutric arenosols Haplic-Siltic chernozems (CHsl)

Typic udipsamments Typic-Psammentic haplustolls

33

PS/6-#e

Psamosoluri si nisipuri (nefixate, continentale) (relief valurit eolian)

PSeu/N

Psamosoluri eutrice si nisipuri

Eutric arenosols

Typic ustipsamments

34

AA

Protosoluri aluviale

ASen

Aluviosoluri entice

Haplic fluvisols (FLha)

Typic udifluvents Typic ustifluvents

35

AAgz

Protosoluri aluviale gleizate

Asen-gc

Aluviosoluri entice-gleice



36

AAsc

Protosoluri aluviale salinizate

Asen-sc

Aluviosoluri entice-salinice


37

SA

Soluri aluviale (inclusiv protosoluri aluviale)

Aseu

Aluviosoluri eutrice

Eutric fluvisols (FLeu)

Typic udifluvents Typic ustifluvents Typic udifluvents Typic ustifluvents

38

SAgz

Soluri aluviale (inclusiv protosoluri aluviale) frecvent gleizate

Asgc

Aluviosoluri gleice

Gleyic fluvisols (FLgl)

39

SAsc

Soluri aluviale salinizate

ASsc

Aluviosoluri salinice

Salic fluvisols(FLsa)

Soluri gleice, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente Lacovisti saraturate, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

GSal

SC/1

28



7 Fluvaquentic endoaquepts Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

Endoaquic udifluvents Endoaquic ustifluvents Endoaquic udifluvents (SAline phase)


66/88

1 26

2 GC/a

3

27

LCsc-ac/a

27

4

5 Gleiosoluri aluvice

6 Fluvic gleysols (GLfv)

CZgc-sc-al

Cernoziomuri gleice-salinicealuvice


Solonceacuri (pe depozite continentale) si soloneturi salinizate

SCti/SNsc

Solonceacuri tipice si soloneturi salinice

Haplic solonchaks (SCha) (pp) si Endosalic solonetz (SNszn) Hyposalic solonetz (SNszw)

Typic haplosalids Salidic natrustalfs Aquileptic natrustalfs)

SNti$a

Soloneturi tipice, cu orizont B la adâncime mare si foarte mare

SNti

Soloneturi tipice


29

SN/1

Soloneturi si solonceacuri

SNti/SCti

Soloneturi tipice si solonceacuri tipice

Haplic solonetz (SNha) si Haplic solonchaks (SCha) (pp)

30

SNti/1


SNti/SNlv



Aquic natrustalfs Aquic natrudalfs Aquic natrustalfs Aquic natrudalfs Typic haplosalids Aquic natrustalfs Aquic natrudalfs

31

ER

Erodisoluri si/sau regosoluri

ER/RS

Erodosoluri si Regosoluri

Haplic regosols (ATha)

Tipic udortents Tipic ustorthents

32

PS/1-#e

Psamosoluri si cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri (relief valurit eolian)

PSeu/CZcbps

Psamosoluri eutrice si cernoziomuri cambicepsamice

Eutric arenosols Haplic-Siltic chernozems (CHsl)

Typic udipsamments Typic-Psammentic haplustolls

33

PS/6-#e

Psamosoluri si nisipuri (nefixate, continentale) (relief valurit eolian)

PSeu/N

Psamosoluri eutrice si nisipuri

Eutric arenosols

Typic ustipsamments

34

AA

Protosoluri aluviale

ASen

Aluviosoluri entice



35

AAgz

Protosoluri aluviale gleizate

Asen-gc

Aluviosoluri entice-gleice



36

AAsc

Protosoluri aluviale salinizate

Asen-sc

Aluviosoluri entice-salinice


37

SA

Soluri aluviale (inclusiv protosoluri aluviale)

Aseu

Aluviosoluri eutrice

Eutric fluvisols (FLeu)

Typic udifluvents Typic ustifluvents Typic udifluvents Typic ustifluvents

38

SAgz

Soluri aluviale (inclusiv protosoluri aluviale) frecvent gleizate

Asgc

Aluviosoluri gleice

Gleyic fluvisols (FLgl)

39

SAsc

Soluri aluviale salinizate

ASsc

Aluviosoluri salinice

Salic fluvisols(FLsa)

Soluri gleice, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente Lacovisti saraturate, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

GSal

SC/1

28


67/88

7 Fluvaquentic endoaquepts Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

Endoaquic udifluvents Endoaquic ustifluvents Endoaquic udifluvents (SAline phase)



8.3.9. Procesele de degradare a terenurilor şi măsuri de protecţie a mediului în diferite condiţii de utilizare

8.3.9.1. Procesele de degradare Degradarea solului sau terenului este definită ca ‖un declin în calitatea acestuia cauzat de utilizarea necorespunzătoare de către om‖ şi se referă la o deteriorare calitativă sau cantitativă a capacităţii curente şi / sau potenţiale de a produce bunuri sau servicii, care se poate datora unuia sau mai multor fenomene negative cauzate de om (UNEP, 1982). Dezvoltarea durabilă este definită (conform Raportului Comisiei Mondiale pentru Mediu şi Dezvoltare, 1987) ca fiind capacitatea omenirii de a asigura satisfacerea cerinţelor generaţiei prezente fără a compromite capacitatea generaţiilor viitoare de a -şi satisface propriile necesităţi. Peisajul agricol, ca efect al acţiunii de antropizare a mediului natural, trebuie analizat nu numai din punct de vedere al aspectului, structurii şi tendinţelor dinamice de evoluţiei, ci şi sub raportul stabilităţii şi eficienţei, deoarece include problema prioritară a producţiei agricole, de care depinde colectivitatea umană. Analiza stării terenurilor şi a peisajului agricol, în general, impune preocupări permanente de evaluare şi gestionare. În acest context, este necesară o bună cunoaştere a proceselor de degradare care afectează solul şi terenul în Câmpia Bărăganului Central, pentru o utilizare corectă a resurselor de sol -teren, în vederea protecţiei acestora şi a aplicării celor mai adecvate măsuri de prevenire şi/sau combat ere a proceselor de degradare. În funcţie de acţiunea lor asupra profilului de sol, se disting două mari categorii de procese de degradare: A.

Deteriorarea proprietăţilor solurilor prin procese:

67/88


8.3.9. Procesele de degradare a terenurilor şi măsuri de protecţie a mediului în diferite condiţii de utilizare

8.3.9.1. Procesele de degradare Degradarea solului sau terenului este definită ca ‖un declin în calitatea acestuia cauzat de utilizarea necorespunzătoare de către om‖ şi se referă la o deteriorare calitativă sau cantitativă a capacităţii curente şi / sau potenţiale de a produce bunuri sau servicii, care se poate datora unuia sau mai multor fenomene negative cauzate de om (UNEP, 1982). Dezvoltarea durabilă este definită (conform Raportului Comisiei Mondiale pentru Mediu şi Dezvoltare, 1987) ca fiind capacitatea omenirii de a asigura satisfacerea cerinţelor generaţiei prezente fără a compromite capacitatea generaţiilor viitoare de a -şi satisface propriile necesităţi. Peisajul agricol, ca efect al acţiunii de antropizare a mediului natural, trebuie analizat nu numai din punct de vedere al aspectului, structurii şi tendinţelor dinamice de evoluţiei, ci şi sub raportul stabilităţii şi eficienţei, deoarece include problema prioritară a producţiei agricole, de care depinde colectivitatea umană. Analiza stării terenurilor şi a peisajului agricol, în general, impune preocupări permanente de evaluare şi gestionare. În acest context, este necesară o bună cunoaştere a proceselor de degradare care afectează solul şi terenul în Câmpia Bărăganului Central, pentru o utilizare corectă a resurselor de sol -teren, în vederea protecţiei acestora şi a aplicării celor mai adecvate măsuri de prevenire şi/sau combat ere a proceselor de degradare. În funcţie de acţiunea lor asupra profilului de sol, se disting două mari categorii de procese de degradare: A. Deteriorarea proprietăţilor solurilor prin procese: fizice: destructurare, compactare; chimice: acidifiere prin fertilizare, levigare; poluare cu compuşi toxici prin substanţe chimice sau emisii industriale; biologice: reducerea populaţiei de microorganisme, de macro şi mezofaună; poluarea cu agenţi patogeni; complexe: exces de apă (înmlăştinire) şi anaerobioză; salinizare şi / sau sodizare; deşertificare. B. Distrugerea solului prin procese de:

dislocare: eroziune prin apă; eroziune eoliană; excavare; acoperire: cu sedimente nefertile, cu deşeuri, steril, cenuşi, deponii etc.; pierdere de teren prin: construcţii, pavaje, amenajări de lacuri etc. În continuare ne vom referi la procesele care au cel mai mare impact asupra calităţii solului Câmpiei Bărăganului Central. Eroziunea eoliană Eroziunea eoliană în mod normal afectează cu precădere solurile nisipoase, turboase, prăfoa se mai ales dacă nu sunt acoperite cu vegetaţie. Solurile arabile după semănat până la răsărire şi la realizarea unui covor vegetal încheiat, de regulă în sistemele tehnologice convenţionale nu sunt acoperite cu vegetaţie, nu sunt protejate, fiind expuse la acţiunea directă a diferiţilor factori de risc. Procesele erozionale eoliene, acele ―furtuni de praf‖ au consecinţe negative directe nu numai asupra solului, dar şi altor componenete ale mediului ambiental, afectând vegetaţia, apele de suprafaţă prin depunerea particulelor de praf, şi nu în ultimă instanţă viaţa oamenilor şi altor vieţuitoare.



68/88


Fig. 115 Riscul la eroziune eoliană

Aplicând regula de pedotransfer referitoare la riscul de eroziune eoliană, au fost identificate următoarele tipuri de suprafeţe: suprafeţe fără risc la eroziune eoliană, care ocupă cea mai mare parte a câmpiei şi luncii ialomiţei; suprafeţe cu risc mic -moderat, care se întâlnesc în partea nordică şi extremitatea estică a câmpiei şi care sunt ocupate de depozite cu textură nisi po-lutoasă; suprafeţe cu risc mare la eroziune eoliană, care apar în partea nordică a câmpiei ca areale izolate, ocupate de depozite cu textură nisipoasă (fig. 115). Eroziunea prin apă

Eroziunea prin apă duce în aceeaşi măsură la pierderea solului de pe t erenurile arabile situate pe pantă, ca şi de pe terenurile care sunt alternativ sub folosinţă la arabil şi apoi cultivate cu plante perene dacă sunt situate pe pante. Procesele erozionale se pot produce atunci când apa din precipitaţii este mai mare decât cantitatea de apă pe care o poate absorbi solul. Eroziunea moderată se produce pe solurile nisipoase, uşor lutoase atunci când cad ploi puternice, pe terenuri în pantă, cu infiltraţie redusă. Eroziunea poate fi sub forma unor simple scurgeri (run-off) car e conţin particule fine de sol sau poate deveni mult mai serioasă prin formarea ogaşelor şi rigolelor (rills, gullies).

Eroziunea prin apă afectează suprafeţe reduse în Câmpia Bărăganului Central, respectiv versanţii văilor, malurile lacurilor şi frunţile de terasă. Salinizarea solurilor Procesele de salinizare afectează în special partea centrală a câmpiei, unde apa freatică slab mineralizată situată la mică adâncime (între 3 şi 5 m) urcă prin capilaritate în perioadele secetoase, evaporându-se şi precipitând săruri în profilul de sol. Partea centrală a câmpiei este ocupată cu soluri freatic -umede, salinizate în adâncime. Areale slab-moderat salinizate sunt localizate în lunca Ialomiţei, în aval de Slobozia, iar areale puternic salinizate apar în jurul lacurilor din partea centrală a câmpiei, respectiv: Tătaru, Colţea, Unturos, Plaşcu. Carmen-Alina Gherghina


69/88


Se observă o corelaţie directă a răspândirii proceselor de salinizare cu adâncimea apei freatice, uşor mineralizate, care urcă prin capilaritate în perioadele secetoase, îmbogăţind în săruri partea inferioară a profilului de sol.

Fig. 116 Gradul de salinizare al solurilor

Deşertificarea

Schimbările climatice globale, de încălzire generală a climei Pământului şi intensificarea activităţilor antropice, în regiunile aride, semiaride şi subumede ale Planetei, a declanşat, la scară mondială, extinderea condiţiilor de deşert. Fenomenul de deşertificare a făcut obiectul Conferinţei speciale ONU de la Nairobi (Kenya, 1977) şi a fost în atenţia reuniunilor la vârf de la Rio de Jane iro (Brazilia, 1991) şi Johannesburg (Republica Sud Africană, 2002). În 1994, ONU a elaborat şi lansat spre semnarea tuturor statelor lumii "Convenţia Naţiunilor Unite privind Combaterea Deşertificării" (United Nations Convention to Combat Desertification - UNCCD). Scopul acestei convenţii este combaterea deşertificări şi diminuarea efectelor secetei în ţările cu probleme serioase de secetă şi/sau deşertificare prin măsuri eficiente la toate nivelurile, în scopul de a contribui la realizarea dezvoltării dur abile în zonele afectate. Cu pericol de deşertificare sunt considerate a fi regiunile cu un raport precipitaţii / evapotranspiraţie [P/ETP, denumit şi indice de ariditate R ] cuprins între 0,05 – 0,65, ceea ce reprezintă: 2/5 din suprafaţa uscatului -



20% din populaţia lumii.

Dată fiind aşezarea geografică şi caracteristicile climatice, Câmpia Bărăganului Central este supusă riscului de deşertificare . După valorile menţionate ale indicelui R, s -au separat două zone cu vulnerabilitate la secete accentuate şi risc la deşertificare: - risc ridicat la deşertificare (R ≤ 0,50), care se suprapune părţii estice a Câmpiei Bărăganului Central; Carmen-Alina Gherghina


70/88


- risc moderat la deşertificare (0,50 ≤ R ≤ 0,65), în care se cuprinde vestul câmpiei.

O caracteristică a acestor zone este procesul redus de împădurire de numai 3,2%, faţă de 28% la nivelul ţării. 8.3.9.2. Măsuri de protecţie şi de prevenire a degradării terenurilor

Recomandări în funcţie de tipul de sol Erodosolurile reprezintă acele tipuri de sol, care s -au format pe versant, în principal, ca urmare a activităţii umane prin luarea în cultură a terenurilor ocupate de păduri şi pajişti, care au dus la schimbarea echilibrului versantului. Sunt soluri puţin fertile datorită pantei, cantităţii mici de humus şi substanţe fertilizante şi îndepărtării lor permanente prin eroziune. Pentru creşterea fertilităţii acestor soluri sunt necesare măsuri de combatere şi prevenire a eroziunii solului. Ca măsuri agrotehnice, se recomandă lucrări pe curba de nivel, asolamente corespunzătoare de protecţie, culturi în fâşii sau în benzi înierbate, interzicerea păşunatului în zonele de risc şi cantităţi sporite de îngrăşăminte minerale şi organice. Alte măsuri recomandate sunt: realizarea de agroterase, canale de coastă de diferite tipuri şi împăduriri. Psamosolurile pun probleme deosebite în cazul luării lor în cultură în incinte desecate şi îndiguite, cu pericole permanente de ridicare a nivelului freatic, de salinizarea şi alcalizare şi mai accentuată, lipsa portanţei, datorate gradului slab de maturare a solului, permeabilităţii foarte mari, care nu permite menţinerea umidităţii şi a substanţelor nutritive în sol, existând şi pericolul eroziunii prin vânt. Pentru creşterea fertilităţii acestor soluri sunt necesare măsuri de combatere şi preven ire a eroziunii solului prin vânt, prin plantarea de perdele de protecţie şi menţinerea solului înierbat tot timpul anului, coborârea nivelului freatic pentru combaterea gleizării şi sărăturării, cantităţi sporite de îngrăşăminte minerale şi organice şi irigaţii. Aluviosolurile au o fertilitate naturală variată, legată de textură, volum edafic util, stadiu de evoluţie a solului, pericol de revărsare a apelor, nivel fretic, grad de salinizare şi alcalizare, cantitate de humus şi substanţe fertilizante. Pentr u creşterea fertilităţii acestor soluri sunt necesare măsuri de combatere şi prevenire a inundaţiilor, coborârea nivelului freatic pentru combaterea gleizării şi sărăturării, cantităţi sporite de îngrăşăminte minerale şi organice şi irigaţii. AS eu au o pretabilitate foarte diversă la irigat fiind condiţionată de gradul de inundabilitate, adâncimea apei freatice, textură, volumul edafic redus, gradul de sărăturare. Gleiosolurile au un potenţial de fertilitate ridicat, dar care nu poate fi valorificat decât prin lucrări de îmbunătăţiri funciare, care să elimine excesul de umiditate şi să îmbunătăţească însuşirile fizice şi fizico-chimice ale acestora. În condiţii naturale, neameliorate, se folosesc ca păşuni şi fâneţe slabe. Soloneţurile pun probleme deosebite în practica agricolă datorită conţinutului ridicat de Na şi însuşirilor fizice nefavorabile, care le fac improprii cultivării, fiind ocupate în general de păşuni şi fâneţe foarte slabe.

Prin ameliorare, care se realizează cu o serie de măsuri hidro -pedoameliorative foarte costisitoare (irigare de spălare, drenare, afânare adâncă, fertilizare complexă, iar pentru îndepărtarea Na+ adsorbit cantităţi echivalente de fosfogips, sulf şi gips), pot fi cultivate, dar cu plante mai rezistente la salinitate şi al calinitate. Solonceacurile pun probleme deosebite în agricultură, datorită conţinutului ridicat în săruri, care le fac improprii cultivării, fiind ocupate în general de păşuni şi fâneţe, de foarte slabă calitate. Prin ameliorare, care se realizează cu o serie de măsuri hidro -pedoameliorative foarte costisitoare, pot fi cultivate, dar cu plante mai rezistente la salinitate.



71/88


8. Analiza spaţială a unităţ ilor sinergice din Câmpiei Bărăganului Central 8.1.

Identificarea unităţ ilor sinergice

O unitate sinergică este definită ca un areal în care condiţiile de mediu (elementele peisajului) (depozite, relief, climă, hidrografie, vegetaţie, sol) interacţionează determinând procese cu o dinamică specifică, conducând la formarea unor caracteristici proprii, distincte de alte unităţi, în funcţie de factorul relevant (dominant). O modificare suferită de unul din componentele sinergismului poate produce caracteristici noi, conducând la transformarea într-o nouă unitate sinergică. 1. Suprafeţele netede, tabulare.

Aceste suprafeţe ocupă peste 80% din suprafaţa Câmpiei Bărăganului Central şi se suprapun atât câmpului interfluvial cât şi suprafeţelor de terasă. Aspectul suprafeţei terenului este tabular, bine drenat, dezvoltat pe depozite de loess şi loessuri nisipoase, cu grosimi care variază de la 2 -4 m în partea central-vestică (zona Padina -Arcanu) la peste 15 m în partea estică (zona Nasu Mare). Condiţiile climatice sunt relativ uniforme, înregistrându -se o uşoară scădere a valorilor temperaturii medii anuale de la est (10,6º C) la vest (10, 5º C) şi o uşoară creştere a valorilor precipitaţiilor medii anuale pe aceeaşi direcţie (de la 450 mm la peste 500 mm). Evapotranspiraţia potenţială are valori de 700 mm, ceea ce impune un regim hidric nepercolativ (apa din precipitaţii nu percolează solul până la apa freatică). Apa freatică este situată la adâncimi de peste 5 m pe suprafeţele de câmp interfluvial şi la peste 10 m pe suprafeţele de terasă. Vegetaţia naturală este de stepă, în jumătatea estică a câmpiei şi antestepă în cea vestică, iar folosinţa terenurilor este majoritar agricolă, predominând terenurile arabile. Aceste condiţii au dus la formarea solurilor zonale, respectiv cernoziomurilor calcarice, tipice şi cambice, care se succed de la est spre vest, în funcţie de modificările valorilor parametrilor climatici (scăderea temperaturilor şi creşterea precipitaţiilor), care reprezintă factorul dominant în această unitate. 2. Suprafeţele vălurite eolian (relief de dune-interdune).

Aceste suprafeţe se întâlnesc în partea nordică Câmpiei Bărăganului Central şi se diferenţiază faţă de prima unitate prin prezenţa nisipurilor eoliene cu textură nisipoasă, nisipolutoasă care acoperă, în aceste areale, depozitele de loess. Nisipurile eoliene, prin proprietăţile lor (permeabilitate crescută, consistenţă şi coeziune reduse etc), au determinat o comportare uşor diferită a celorlalte elemente de mediu. Astfel, aspectul suprafeţei terenului este vălurit, determinat de acţiunea puternică de deflaţie a vântului, cu alternanţe de dune şi interdune . Condiţiile climatice sunt cele descrise în prima unitate sinergică, menţinându -se şi aici uşoarele diferenţe ale parametrilor climatici între partea de est şi partea de vest a câmpiei. În schimb, datorită permeabilităţii ridicate a depozitelor de nisip, regimul hidric este percolativ (apa din precipitaţii percolează solul până la apa freatică). Apa freatică este situată la adâncimi cuprinse în general între 3 şi 5 m, urcând la sub 3 m în areale depresionare (interdune). Vegetaţia naturală este de stepă, în jumătatea estică a câmpiei şi antestepă în cea vestică, cu predominarea speciilor halofile. Arealele cu risc mare la deflaţie sunt ocupate cu plantaţii de salcâm.



72/88


Deoarece şi în această unitate folosinţa terenurilor este majoritar agricolă, cu predominar ea culturilor de câmp, suprafaţa terenului este lipsită de vegetaţie şi supusă acţiunii vântului o mare parte din an. În aceste condiţii, învelişul de soluri se caracterizează prin prezenţa asociaţiilor de psamosoluri, cernoziomuri psamice şi cernoziomuri cambice. Psamosolurile se dezvoltă în arealele de dune, respectiv pe coamele dunelor, expuse deflaţiei, care îndepărtează orizontul de suprafaţă al solurilor, menţinându -le în stadiu incipient de dezvoltare, iar cernoziomurile psamice şi cambice se formează în arealele interdunare, în care texura depozitelor este nisipo-lutoasă. 3. Suprafeţele de luncă

Unitatea de luncă se suprapune luncii Ialomiţei. Aceasta se caracterizează prin prezenţa depozitelor aluviale cu textură variată, predominant mijlocie-uşoară în amonte de Slobozia şi predominant argiloasă în aval. Aspectul suprafeţei terenului este neuniform, de luncă cu grinduri, intergrinduri şi numeroase braţe părăsite. Condiţiile climatice sunt cele descrise în prima unitate sinergică, menţinându -se şi aici uşoarele diferenţe ale parametrilor climatici între partea de est şi partea de vest a câmpiei. Apa freatică este situată a adâncimi variate, cuprinse, în general, între 3 şi 5 m, iar regimul hidric este variat. Vegetaţia naturală este specifică luncilor, cu zăvoaie de -a lungul râului. Folosinţa terenului este variată, cu predominarea terenurilor arabile, situate în zonele mai înalte, ieşite de sub influenţa inundaţiilor, urmate de pajişti. Solurile specifice acestor condiţii sunt aluviosolurile (entice şi eutrice), cărora li se asociază, în zonele mai înalte, ieşite de sub influenţa inundaţiilor, cernoziomurile aluvice, iar în ariile depresionare, cu apa freatică la mică adâncime, gleiosolurile. 4. Ariile depresionare în relief de dune-interdune Situate în arealul unităţii cu suprafeţe vălurite eolian, acestea se diferenţiază prin următoarele elemente: - textura depozitelor este luto- nisipoasă, datorită aportului eolian de particule fine şi materie organică spulberate de pe coamele dunelor; - apa freatică este situată la mică adâncime, în general 0 -3 m, din această cauză în perioadele ploioase în aceste areale producându-se fenomene de înmlăştinire; - vegetaţia specifică este higro - şi hidrofilă; - solurile formate în aceste condiţii sunt lăcoviştile, uneori s alinizate. 5. Arii depresionare la contactul dintre relieful de dune-interdune şi câmpia loessică

Aceste depresiuni sunt situate la contactul dintre unitatea tabulară şi cea cu suprafeţe vălurite eolian, iar evoluţia acestora este influenţată de diferenţierile texturale dintre aceste unităţi, care determină un uşor exces de umiditate datorat permeabilităţii şi porozităţii uşor mai scăzute a loessurilor decât a nisipurilor. În aceste condiţii se formează cernoziomuri gleice sau cernoziomuri gleice -salinice, în arealele cu apa freatică uşor mineralizată. În cadrul unităţii tabulare au fost identificate unităţi cu arii depresionare cu geneză şi funcţionalităţi diferite, determinate de condiţiile locale.



73/88


6. Arii depresionare cu circulaţie verticală a apei (crovuri)

Acestea sunt dezvoltate pe depozite de loess cu grosimi mari (peste 5 m) şi apa freatică situată la adâncime mare (peste 5 m), condiţii care favorizează circulaţia verticală a apei şi spălarea carbonaţilor şi sărurilor solubile din sol, iar principalele consecinţe fiind reducerea masei totale a materialului şi compactarea particulelor. Datorită surplusului de umiditate din sol, care favorizează procesele de mineralizare şi argilizare, în aceste areale se formează cernoziomuri cambice şi argice, cu profil mai dezvoltat decât solurile specifice unităţii tabulare (cernoziomuri calcarice sau tipice). 7. Arii slab depresionare, cu apa freatică la mică adâncime Aceste suprafeţe au frecvenţă mare în partea centrală a câmpiei şi sunt dezvoltate pe depozite de loess, având apa freatică situată la mică adâncime (3 -5 m). În anii succesivi excesiv ploioşi sunt ocupate cu apă, aşa cum s -a întâmplat în perioada 1969-1972 (Gâştescu şi colab., 1979).

În aceste condiţii, solurile zonale ( cernoziomuri calcarice, tipice sau c ambice) beneficiază de un aport de umiditate freatic care determină apariţia unor caractere specifice, care le diferenţiază de solurile zonale şi pe baza cărora au fost denumite soluri freatic -umede. Aceste caractere sunt: acumulare de materie organică în cantităţi mai mari faţă de solurile neinfluenţate de apa freatică, datorită dezvoltării mai bogate a vegetaţiei; dezvoltarea unui orizont humifer mai profund; apariţia caracterelor de hidromorfie, datorate proceselor de gleizare, la baza profilului de sol. 8. Arii depresionare relativ adânci, cu lacuri sau soluri sărăturate Sunt localizate în partea central- estică a câmpiei, în Câmpul Tătaru şi adăpostesc, periodic sau doar o parte din an, lacuri. Datorită adâncimii mari, interceptează pânza freatică din care se alimentează lacurile.

Evapotranspiraţia intensă a apei mineralizate urcate capilar din stratul acvifer favorizează procesul de acumulare a sărurilor, ducând la formarea sărăturilor, respectiv a solonceacurilor. De asemenea, în urma evaporării apei lacurilor, la suprafaţa solului se formează cruste de sare (fig. 119). 9. Arii depresionare provenite din foste văi anastomozate Formate prin bararea gurilor de vărsare ale văilor secundare cu materiale depuse de Ialomiţa, aceste suprafeţe sunt ocupate cu lacuri (limane), cu alimentare predominant pluvială. Pot prezenta acumulare redusă de săruri. Versanţii acestora sunt afectaţi (în diferite grade) de eroziune hidrică, care a condus la apariţia cernoziomurilor erodate şi a erodosolurilor. 10. Văiugi Fiind situate la obârşia văilor, în prelungirea acestora, aceste văiugi funcţionează asemenea ariilor microdepresionare. Datorită pantelor foarte mici şi versanţilor foarte slab înclinaţi, pe fundul acestora se acumulează material solificat (cumulic) spălat de pe versanţi. În acest caz, rezultă soluri cumulice, cu orizont superior îngroşat prin aport de pe versanţi şi îmbogăţit în materie organică. Excesul periodic de umiditate determină apariţia caracterelor de hidromorfie pe profilul de sol. 11. Văi Prezintă talveg puţin adâncit, deseori amenajat antropic şi versanţi slab înclinaţi. Condiţiile climatice (specifice stepei şi antestepei) determină secarea acestor văi o mare parte din an. Alimentarea este atât pluvială cât şi freatică. Solurile specifice acestor condiţii sunt aluviosolurile, iar în cazul alimentării din pânze freatice mineralizate şi precipitării sărurilor (ca urmare a evapotranspiraţiei) pe profilul de sol, se pot forma solonceacuri şi/sau soloneţuri. Versanţii acestor văi sunt afectaţi (în diferite grade, în funcţie de pantă) de eroziune hidrică, ceea ce a condus la apariţia cernoziomurilor erodate şi a erodosolurilor. Carmen-Alina Gherghina


74/88


Fig. 96 Unităţ i sinergice


75/88



8.2.

Pedopeisajul Câmpiei Bărăganului Central, ca rezultat al sinergismului microrelief-depozite-sol

Pedopeisajul sau peisajul de soluri reprezintă un teritoriu mai mult sau mai puţin heterogen, constituit din diferite soluri sau combinaţii simple de soluri şi chiar nonsoluri, a căror distribuţie este corelată cu un anumit asamblaj de forme de teren (relief), tipuri de litologie şi condiţii de climă şi vegetaţie; acestea formează împreună o entitate distinctă de mediu ambiant, cu o anumită fizionomie şi funcţionalitate, ca adaptare la impactul acţiunilor externe. (Florea, 2009).

Pedopeisajele, fiind totodată un ansambl u de forme de teren (relief), cu solurile inerente, nu pot fi studiate şi caracterizate fără abordarea proceselor geomorfologice actuale şi anterioare şi a proceselor pedogenetice, ca şi a formelor de teren şi a tipurilor şi subtipurilor de sol în corelaţie, ştiut fiind faptul că fluxurile de substanţe (apă, soluţii, suspensii) circulă prin sol sau la suprafaţa acestuia, nu numai în cuprinsul unei unităţi (areal) de sol, ci traversând secvenţe de areale, de sol din cuprinsul pedopeisajelor. De altfel, învelişul de sol este considerat azi ca fiind rezultatul acţiunii contrare şi continue a proceselor pedogenetice şi a celor reliefogenetice. Ca şi relieful şi clima, învelişul de sol este un component de bază al peisajului, reprezintând, în acelaşi timp, un element integrator care înglobează acţiunea întregului complex de factori de mediu şi oglindeşte sintetic peisajul geografic. În ordine ierarhică unităţile pedogeografice complexe sunt zona termică, subzona hidrotermică, domeniul de soluri, regiunea de soluri şi districtul de soluri, la baza lor stând pedopeisajul, pedosociaţia şi unitatea elementară de sol. Factorii care participă la formarea pedopeisajelor în Câmpia Bărăganului Central sunt: Depozitele (materialele parentale):

75/88


8.2.

Pedopeisajul Câmpiei Bărăganului Central, ca rezultat al sinergismului microrelief-depozite-sol

Pedopeisajul sau peisajul de soluri reprezintă un teritoriu mai mult sau mai puţin heterogen, constituit din diferite soluri sau combinaţii simple de soluri şi chiar nonsoluri, a căror distribuţie este corelată cu un anumit asamblaj de forme de teren (relief), tipuri de litologie şi condiţii de climă şi vegetaţie; acestea formează împreună o entitate distinctă de mediu ambiant, cu o anumită fizionomie şi funcţionalitate, ca adaptare la impactul acţiunilor externe. (Florea, 2009).

Pedopeisajele, fiind totodată un ansambl u de forme de teren (relief), cu solurile inerente, nu pot fi studiate şi caracterizate fără abordarea proceselor geomorfologice actuale şi anterioare şi a proceselor pedogenetice, ca şi a formelor de teren şi a tipurilor şi subtipurilor de sol în corelaţie, ştiut fiind faptul că fluxurile de substanţe (apă, soluţii, suspensii) circulă prin sol sau la suprafaţa acestuia, nu numai în cuprinsul unei unităţi (areal) de sol, ci traversând secvenţe de areale, de sol din cuprinsul pedopeisajelor. De altfel, învelişul de sol este considerat azi ca fiind rezultatul acţiunii contrare şi continue a proceselor pedogenetice şi a celor reliefogenetice. Ca şi relieful şi clima, învelişul de sol este un component de bază al peisajului, reprezintând, în acelaşi timp, un element integrator care înglobează acţiunea întregului complex de factori de mediu şi oglindeşte sintetic peisajul geografic. În ordine ierarhică unităţile pedogeografice complexe sunt zona termică, subzona hidrotermică, domeniul de soluri, regiunea de soluri şi districtul de soluri, la baza lor stând pedopeisajul, pedosociaţia şi unitatea elementară de sol. Factorii care participă la formarea pedopeisajelor în Câmpia Bărăganului Central sunt: Depozitele (materialele parentale):

Depozite de loess acoperind depozite fluvio-lacustre; - Depozite eoliene nisipoase; - Depozite fluviatile. -

-

Forme de relief (suprafeţe): Suprafaţa de lunca; Suprafaţa de terasă; Câmpia tabulară (joasă, slab fragmentată); Câmpia piemontană (nefragmentată);

-

Câmpia de dune joase.

-

Grupări de soluri: Soluri afectate de exces de umiditate freatică; Soluri afectate de săruri uşor solubile;

-

-

Soluri automorfe (zonale); - Soluri din microdepresiuni; - Soluri pe relief de dune. -

Tipuri de pedopeisaje din Câmpia Bărăganului Central Pedopeisaj tabular, bine drenat, întâlnit în extremitatea sud- estică a câmpiei, pe terasa I a Dunării (caracterizat prin prezenţa depozitelor de loess pe care s -au dezvoltat kastanoziomuri, iar folosinţa terenurilor este arabil) şi în partea sud -vestică, caracterizat prin dezvoltar ea cernoziomurilor cambice;

Pedopeisaj tabular, cu arii slab drenate, care ocupă partea centrală a câmpiei şi se caracterizează prin prezenţa apei freatice la adâncimi mici (3 -5 m), care influenţează profilul



76/88


de sol, depozite de loess şi loess nisipos, solurile dominante fiind cernoziomurile tipice şi cambice, ele asociindu-se cu cernoziomuri gleice şi salsodisoluri; Pedopeisaj uşor ondulat, cu relief de dune -interdune; se întâlneşte în câmpul cu dune din nordul câmpiei, cu depozite eoliene cu textură grosieră, pe care se dezvoltă predominant psamosoluri şi nisipuri; în interdune se formează cernoziomuri cambice şi, uneori, gleiosoluri; Pedopeisaj tabular, care caracterizează câmpia cu crovuri din sudul Bărăganului Central, cu depozite de loess şi cernoziomuri cambice şi argice cumulice, în crovuri; Pedopeisaj tabular de luncă, dezvoltat pe depozite fluviatile în lunca Ialomiţei, în care solurile dominante sunt aluviosolurile, la care se asociază cernoziomuri aluvice, gleiosoluri şi soloneţuri.

8.3.

Utilizarea raţională a unităţilor sinergice din Câmpia Bărăganului Central, în contextul dezvoltării sustenabile a teritoriului

9.3.1 Modul de utilizare a unităţilor sinergice Tabel 33 Categorii de utilizare a terenurilor Nr. crt.

Clase

1

arabil

2

păşuni

3 4

livezi

5

pădure vegetaţie acvatică naturală

6 7 8 9

vii

teren neacoperit urban corpuri de apa Total

Suprafaţa km2

%

3119.38 215.27

80.7 5.6

4.55

0.1

99.51 123.21

2.6 3.2

5.32

0.1

19.95 242.62 35.06 3864.87

0.5 6.3 0.9 100.0

Fig. 126 Repartiţia procentuală a folosinţelor



77/88


Fig. 127 Utilizarea terenurilor în Câmpia Bărăganului Central

9.3.2. Măsuri de protecţie şi de prevenire a degradării terenurilor şi recomandări de utilizare a unităţilor sinergice Măsuri de limitare şi combatere a deşertificării degradării terenurilor şi secetei : Reamenajarea teritoriului prin: -

organizarea de perdele de protecţie; reîmpădurirea unor terenuri agricole, astfel încât să se ajungă la 10% suprafaţă împădurită în câmpie; reîmpădurirea terenurilor degradate; aplicarea codului de bune practici de fermă pentru a conserva apa în sol în condiţii de dryfarming, dar şi de irigare; aplicarea de lucrări minime ale solului; organizarea de acumulări de apă cu funcţii multiple, inclusiv irigaţii în sisteme locale mici Analiza pretabilităţii culturilor şi hibrizilor la noile condiţii climatice;

Ierarhizarea sistemelor de irigaţie după performanţele tehnico -economice, modernizarea sistemelor apreciate ca fiind economice; Aplicarea unor tehnici de comasare a terenurilor in sistemele de irigaţii; Politici de licenţiere de folosire a apei la nivel de bazin hidrografic; Mecanisme economice pentru stimularea aplicării sistemelor de agricultură conservativă pentru exploataţiile agricole comerciale; agrometeorologice şi a Crearea unui sistem instituţional de transmitere a prognozelor recomandărilor specialiştilor bazate pe acestea către autorităţile locale; Perfecţionarea şi adaptarea sistemului de fertilizare; Imbunătăţirea legislaţiei privind factorii de mediu ;



78/88


Organizarea unui sistem de monitoring a calităţii factorilor de mediu (sol, apă, aer); Organizarea sistemului informaţional naţional privind deşertificarea, degradarea terenurilor şi seceta; Crearea structurilor şi facilităţilor de comunicare a cunoştinţelor; Creşterea grijii publice cu privire la deşertificare; Întărirea capacităţilor de suport de cercetare cu privire la promovarea cooperării ştiinţifice cu ţările afectate. Acestora li se adaugă măsuri de protecţie în cazul terenurilor afectate d e eroziune eoliană: Pentru protecţia solului împotriva eroziunii eoliene, ca şi pentru protecţia culturilor agricole sunt necesare perdele de protecţie, pomi cultivaţi în rânduri sau garduri vii. Perdelele de protecţie conduc la reducerea vitezei vântului cu până la 30–50%; cu cât distanţa dintre perdeaua de protecţie şi terenul protejat este mai mare cu atât sunt mai eficiente. Este recomandat, însă ca această distanţă să nu fie mai mare de 20 de ori înălţimea perdelei de protecţie. O măsură destul de eficientă pentru controlul eroziunii eoliene o constituie aplicarea mulciului vegetal, la suprafaţa patului germinativ imediat după semănat, în cantitate de 5– 15t/ha. Gunoiul de grajd, resturile vegetale de la fabricile de zahăr, nămolurile de canalizare compostate sau parţial compostate sunt materiale corespunzătoare, care pot fi utilizate ca mulci. De asemenea, produsele reziduale compostate care provin de la fabricile de celuloză şi hârtie pot fi utilizate ca mulci. Alegerea cât mai atentă a practicilor agricole constituie o metodă eficientă pentru controlul eroziunii pe solurile nisipoase. Prin utilizarea sistemelor de lucrare convenţională, adică de afânare a solului prin arătură cu întoarcerea brazdei, un control eficient asupra eroziunii de suprafaţă se poate obţine numai dacă în stratul superficial este suficient de multă argilă şi praf.

9. Unităţi geografice în Câmpia Bărăganului Central În cadrul Câmpiei Bărăganului Central au fost delimitate trei mari unităţi geografice, care au fost împărţite în mai multe subunităţi, în funcţie de caracteristicile specifice fiecăreia. Unitatea de câmp şi terasă cu relief de dune -interdune, pe depozite nisipoase remaniate eolian Ocupă partea nordică a câmpiei şi se suprapune atât unităţii de câmp, cât şi terasei a doua a Dunării, coborând spre sud sub forma unei fâşii înguste dispuse în partea estică a terasei. Caracteristicile principale ale acestei unităţi sunt prezenţa depozitelor nisipoase remaniate eolian, a căror textură variază de la nisipoasă la luto -nisipoasă, în funcţie de condiţiile locale, precum şi relieful de dune şi interdune. În cadrul acestei unităţi, în funcţie de particularităţile locale, au fost delimitate patru subunităţi, respectiv: Câmpul Pogoanele, Câmpul Jugureanu, Câmpul Însurăţei şi Câmpul Spiru H aret. Câmpul Pogoanele

-

Depozite cu textură nisipolutoasă – lutonisipoasă ;

-

Apa freatică situată la adâncime mare . Câmpul Jugureanu

-

Areale cu nisipuri mobile, care alternează cu arii microdepresionare (interdune) ; Apa freatică situată la 3 -5 m adâncime. Câmp ul Însurăţei

-

Suprafeţe întinse cu nisipuri mobile şi relief de dune , relief vălurit eolian, drenat de Călmăţui ;



79/88


-

Soluri nisipoase (CZ cambice, psamosoluri);

-

Ape freatice dulci la 5-10 m sau 20 m în est;

-

Fără sărături. Câmpul Spiru Haret

-

-

-

Platou eolian care c oboară în trepte spre sud ;

Apa freatică situată la adâncime mare ; Corespunde terasei Dunării, drenată de luncile Dunării şi Ialomiţei; Prezintă depozite de loess, care sunt acoperite, în partea estică, de depozite nisipoase nisipolutoase remaniate eolian; Apa freatică este situată la 3 -5 m adâncime în partea centrală şi la peste 5 m adâncime în partea sudică a terasei; Cernoziomurile calcarice sunt predominante, şi se asociază cu cernoziomuri tipice sau soluri salinizate, la contactul cu unităţile vecine. Unitatea de câmp şi terase acoperite cu loess Câmpul Scutelnici

-

-

-

Depozite de loess şi loess nisipos cu grosimi mici ; Situat în partea central-vestică, slab drenată; Corespunde părţii terminale a câmpiei fluviatile -fluviodeltaice (conurile aplatizate ale buzăului); Apa freatică este situată la adâncimi de 3 -5 m; Soluri salinizate (soloneţizate) pe suprafeţe restrânse şi cernoziomuri cambice freatic -umede.

Câmpul Tătaru Prezenţa ariilor depresionare adânci, cu lacuri şi apă freatică la mică adâncime defineşte această sununitate. Soluri salinizate (soloneţizate) în jurul cuvetelor lacustre şi cernoziomuri tipice şi calcarice freatic-umede. Câmpul Urziceni

-

Reprezintă câmpia fluviatilă -fluviodeltaică (conurile aplatizate ale Buzăului); Depozitele de loess sunt subţiri, între 2-4 m grosime, şi acoperă nisipuri; Învelişul de soluri este caracterizat prin predominarea cernoziomurilor cambice; Apa freatică situată la 5 -10 m adâncime (fără suprafeţe salinizate), datorită acţiunii de drenaj a Ialomiţei. Câmpul Amara

-

Se suprapune, în mare parte, terasei Ialomiţei, între văile Fundata şi Strachina;

-

Depozitele de loess au grosimi mari;

-

-

Apa freatică situată la 5 -15 m (fără suprafeţe salinizate), fiind drenat de Ialomiţa şi de văile secundare; Predomină cernoziomurile tipice, iar suprafeţe reduse cu soluri salinizate apar în jurul lacurilor sau pe văile din prelungirea acestora. Unitatea de luncă

-

Sectorul Andrăşeşti Depozite aluviale cu textură grosieră -mijlocie



80/88

-


Sectorul Ţăndărei Depozite aluviale cu textură fină şi apa freatică situată la mică adâncime .



81/88


Fig. 128 Unităţi geografice în Câmpia Bărăganului Central Carmen-Alina Gherghina

82/88



Bibliografie 1.

Alexandrescu E., Balescu Sanda, Tuffreau A., (2004), Nouvelles donnees chronologiques, technologiques et typologiques sur le Paleolithique superieur ancien de la Plaine roumanine du Danube: le gisement de Giurgiu-Malu Rosu , L’anthropologie 108, pp. 407 -423

2.

Andrei G. (1971), Câteva consideraţii asupra formării şi evoluţiei crovurilor din sudul Câmpiei Române , STE, C, 19

3.

Balescu, S., Lamothe, M.,Mercier, N., Huot, S., Balteanu, D., Billard,A., et al., (2003), Luminescence chronology of Pleistocene loess deposits from Romania: testing methods of age correction for anomalous fading in alkali feldspars . Quaternary Geochronology 22, 967 –973.

4.

Banu A. C. (1966), Asupra genezei şi vârstei limanelor fluviatile de pe cursul inferior al Dunării şi al afluenţilor săi , Hidrobiologia, 7

5.

Bălteanu D., (2002), Cercetarea geografică şi dezvoltarea durabilă, Revista geografică, VIII (2001), Bucureşti. Bogdan O.(1980), Potenţialul climatic al Bărăganului – Ed. Academiei Române

6. 7.

Canarache A., Dumitru Sorina, Florea N., Munteanu I., Mihailescu I., Lup A., Mocanu Victoria, Vlad V., Vasile C., (2003), Utilizarea Sistemului Informatic Geografic al Microzonelor Pedo- geoclimatice (SIG- MZP) în evaluarea proceselor de degradare a solurilor la scară mică, AGRAL116,

8.

Capelli, G., (2003), Geologia Applicata I , Universita degli Studi Roma Tre, Roma

9.

Cavallin, A., Marchetti, M., Panizza, M., Soldati, M., (1994), The role of geomorphology in environmental impact assessment . Geomorphology 9, 143 –153

10. Chiţu C, (1975), Relieful i solurile României, raporturi genetice si de productivitate Ed. Scrisul

82/88


Bibliografie 1.

Alexandrescu E., Balescu Sanda, Tuffreau A., (2004), Nouvelles donnees chronologiques, technologiques et typologiques sur le Paleolithique superieur ancien de la Plaine roumanine du Danube: le gisement de Giurgiu-Malu Rosu , L’anthropologie 108, pp. 407 -423

2.

Andrei G. (1971), Câteva consideraţii asupra formării şi evoluţiei crovurilor din sudul Câmpiei Române , STE, C, 19

3.

Balescu, S., Lamothe, M.,Mercier, N., Huot, S., Balteanu, D., Billard,A., et al., (2003), Luminescence chronology of Pleistocene loess deposits from Romania: testing methods of age correction for anomalous fading in alkali feldspars . Quaternary Geochronology 22, 967 –973.

4.

Banu A. C. (1966), Asupra genezei şi vârstei limanelor fluviatile de pe cursul inferior al Dunării şi al afluenţilor săi , Hidrobiologia, 7

5.

Bălteanu D., (2002), Cercetarea geografică şi dezvoltarea durabilă, Revista geografică, VIII (2001), Bucureşti. Bogdan O.(1980), Potenţialul climatic al Bărăganului – Ed. Academiei Române

6. 7.

Canarache A., Dumitru Sorina, Florea N., Munteanu I., Mihailescu I., Lup A., Mocanu Victoria, Vlad V., Vasile C., (2003), Utilizarea Sistemului Informatic Geografic al Microzonelor Pedo- geoclimatice (SIG- MZP) în evaluarea proceselor de degradare a solurilor la scară mică, AGRAL116,

8.

Capelli, G., (2003), Geologia Applicata I , Universita degli Studi Roma Tre, Roma

9.

Cavallin, A., Marchetti, M., Panizza, M., Soldati, M., (1994), The role of geomorphology in environmental impact assessment . Geomorphology 9, 143 –153

10. Chiţu C, (1975), Relieful şi solurile României, raporturi genetice si de productivitate – Ed. Scrisul romanesc, Craiova 11. Codarcea Venera, Bandrabur T. (1976), Studiu geologic-mineralogic al depozitelor loessoide din Câmpia Română Orientală, D. d. S. Inst. Geol., LXIII, 1, Bucureşti 12. Conea Ana (1970), Head deposits in the Romanian Danube Plain , STE, C, 18, Bucureşti 13. Conea Ana (1972), Guidebook to excursion of the INQUA Loess Symposium in Romania , Geological Institute-Bucharest 14. Conea Ana, Ghiţulescu Nadia, Vasilescu P. (1963), Consideraţii asupra depozitelor de suprafaţă din Câmpia Română de Est , STE, C, 11, Bucureşti 15. Cornea, I., Drăgoescu, I., Popescu, M., Visarion, M. (1979), Map of recent vertical crustal movements of the territory of Romania , Central instit. Of. Physics, Bucharest, 100 p. 16. Coteţ P. (1964), Unele aspecte ale reliefului dezvoltat pe loess şi depozite loessoide, Com. Geogr., SSNG, III, Bucureşti 17. Coteţ, P. (1956), Câteva observaţii asupra formării lacurilor şi reţelei de văi secundare din Câmpia Romînă, An Univ. C. I. Parhon, Seria Şt. Naturii, nr. 10, Bucureşti. 18. Davis, W., M. (1899), The geographycal cycle , Geographycal Journal, vol. 14, pp. 481-504. 19. De Martonne, Emm. (1900), Sur le mouvements du sol et la formation des valléss en Valachie, C.R. Acad. Sci, Paris. 20. Dragu I., Bălăceanu V., Taină Şt., Harta geobotanică a României, scara 1:500.000, manuscris 21. Dramis F., Bisci C., (1998), Cartografia geomorfologica , Pitagora Editrice, Bologna 22. Enculescu P. (1929), Le loess de la Roumanie et les sols zoneaux formes a ses depens



83/88


23. European Commission, Joint Research Centre (DG JRC), Institute for Environment and Sustainability (IES) (2005), IMAGE2000 and CLC2000, Products and Methods , ISBN 92-8949862-5, 150pp 24. Evans, M.E. and Heller, F. (1994), Magnetic enhancement and paleoclimate: study of a loess/paleosol couplet across the Loess Plateau of China,Geophys. J. Int., 117, 257-264, 25. FAO, ISRIC, ISSS, (1998), World Reference Base for Soil Resources . World Soil Res. Rep. nr.84., Rome: 88 pp 26. FAO/UNESCO (1998), Soil Map of the World, Revised Legend , World Soil Res.,Rep. 60, Rome 27. Fink, J., Kukla, G.J., (1977), Pleistocene climates in Central Europe; at least 17 interglacials after the Olduvai event. Quat.Res. 7, 363 –371. 28. Florea N., Buza M. (2004), Pedogeografie cu noţiuni de pedologie Compendiu), dit. niversităţii „Lucian Blaga", Sibiu. 29. Florea N. (1968), Distribution des sols dans les plaines loessiques de Roumanie, SS 6, nr. 2-3, Bucureşti 30. Florea N. (1970), Câmpia cu crovuri, un stadiu de evoluţie al câmpiilor loessice, STE, C, 16, Bucureşti 31. Florea N., (1982), Romanian system of soil classification, Rev. Roum. Geogr. t. 26, Ed. Acad. Rom., Bucureşti: p. 71 - 79 32. Florea N., Gherghina Alina, Ignat P. (2010), Ipoteza genezei loessului prin procese concomitente de sedimentare-solificare- acreţia şi diageneză, Revista Geografică, t. XVII, p. 59 -66 33. Florea N., Marian Elisabeta, Postolache Tatiana, (1984), Unele consideraţii asupra evoluţiei învelişului de sol al Româ niei în cuaternar, SS, 4, Bucureşti 34. Florea N., Munteanu I. (2003), Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor (SRTS), Institutul de Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie, Edit. ESTFALIA, Bucureşti. 35. Florea N., Munteanu I., Rapaport C., Chiţu C., Opriş M. ( 1968), Geografia solurilor României, Ed. Ştiinţifică, Bucureşti 36. Florea N., Untaru G., Vespremeanu R. (1999), Microzonarea pedo- geoclimatică actualizată a teritoriului României. Revista Ştiinţa Solului, vol. 33, nr. 1, pag. 86 - 104. 37. Florea, N. (1976), Geoc himia. Valorificarea apelor din Câmpia Română de Nord -Est , Edit. Academiei R.S.R., Bucureşti. 38. Florea, N., Munteanu, I, Dumitru, Sorina (2003), Tipurile de sol, Hartă la scara l : 2 000 000, Planşa 10, în România. Calitatea solurilor şi reţeaua electrică de transport. Atlas geografic, Edit. Academiei Române, Bucureşti. 39. Gâştescu, P, Zăvoianu, I., Breier Adriana (1970), Excesul de umiditate din Câmpia Nord-Est (1969-1973), Edit. Academiei Române, Bucureşti.

Română de

40. Gâştescu, P. (1963), Consideraţii morfogenetice asupra limanelor din cursul Ialomiţei , Probleme de Geografie, vol. VII, Edit. Academiei R.P.R, Academia R.P.R., Institutul de geologie şi Geografie, Bucureşti. 41. Geanana M., Demeter T., Ochiu I (2001), Pedogeografie . Lucrări practice, EUB 42. Gendler, T.S., Heller, F., Spassov, S., Hus, J., Virina, E.I., Hailwood, E., A., Tsatskin, A., Bagin, V.I., Haliulina, E.A., and Faustov, S.S. (2000), Para- and ferromagnetic minerals in loess and paleosols at Novaya Etuliya, Moldavia: archive of Quaternary paleoenviromental change , Geophys. Res. Abstr., 2

43. Ghenea C., Bandrabur T., Mihăilă N., Ghenea Ana, Giurgea P. (1970), Harta cuaternarului, sc. 1: 1 000 000, ed. a II-a , Inst. Geol, Bucureşti Carmen-Alina Gherghina


84/88


44. Gherghina Alina (2006), Semnificatia modelului morfometric al drenajului pentru dinamica reliefului – Bazinul Jghiabu (Slanic de Buzau) , Comunicari de Geografie, IX, Edit. Univ. din Bucuresti 45. Gherghina

Alina, Grecu Florina, Molin Paola (2008), Morphometrical Analysis of Microdepressions in the Central Baragan Plain (Romania) , Revista de geomorfologie, nr. 10, Edit. Universitatii, Bucuresti, pp. 31- 38, ISSN 1453-5068

46. Gherghina Alina, Grecu Florina, Cotet Valentina, (2006), The loess from Romania in the romanian specialists vision , Lucr. Simp. ―Factori si procese in zona temperata‖, Ed. Universităţii ―Al. I. Cuza‖ Iaşi, vol. 5, p. 103 -116 47. Ghiţă Cristina (2008), The microrelief as result of morphohydroclimatic conditions in Mostistea river basin ., Revista de Geomorfologie, vol. 10, Edit. Universitatii din Bucuresti, pp. 103-111. 48. Gillijns, Katleen, Poesen, J., Deckers J., (2004), On the characteristics and origin of closed depressions in loess-derived soils in Europe —a case study from central Belgium, Catena, Volume 60, Issue 1, 43-58. 49. Gogălniceanu S. (1939), Analiza chimică, mecanică şi microscopică a loessului românesc, Bucureşti 50. Grecu Florina (1997), Sistemul global al formaţiunilor superficiale, Anal. Univ. Buc, Geogr, XLVI, Bucureşti 51. Grecu Florina (2004), Quantification of some elements of drainage basins in Romania , Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria, vol . 25, Consiglio Nazionale delle Ricerche, Torino, p.29 – 36. 52. Grecu Florina (2007), Legenda hărţii proceselor geomorfologice, Comunicări de Geografie, vol. XI, Bucureşti. 53. Grecu Florina (2008), Geomorfologie dinamică, Edit.CREDIS, Bucureşti, 232 p. 54. Grecu Florina, Circiumaru E., Gherghina Alina, Ghita Cristina (2006), Semnificatia reliefogena a depozitelor cuaternare din Campia Romana (la est de Olt), Comunicari de Geografie, vol. X 55. Grecu Florina, Comanescu Laura, Dobre, R., Toroimac Gabriela, Ghiţă Cristina (2010), Diagnostic des aléas climatiques dans les systèmes hydrogéomorphologiques de la Plaine Roumaine , in vol Extrêmes climatiques: genèse, modélisation et impacts, XXII Colloque de

56.

57.

58.

59.

l’Association Internationale de Cli matologie, 1-5 sept. Cluj-Napoca, Geographia Tehnica, Numero special, pp. 229 – 234 (indexed by Scopus). Grecu Florina, Comanescu Laura, Gherghina Alina, Ghita Cristina, Sacrieru R., Văcaru Lavinia, (2007), The geomorphological processes and forms developed by quaternary deposits in the Romanian Plain (Est of river Olt) , in Carpatho – Balkan – Dinaric Conference on Geomorphology, Book of Abstracts , ISBN: 978-963-9632-13 – 4, p.24. Grecu Florina, Comanescu Laura, Gherghina Alina, Ghita Cristina. Sacrieru R., Vacaru Lavinia (2007), The geomorphological processes and forms developed by quaternary deposits in the Romanian Plain (Est of river Olt) , in Carpatho –Balkan –Dinaric Conference on Geomorphology, ISBN: 978-963-9632-13 – 4, pp.24 -28. Grecu Florina, Comănescu Laura, Cîrciumaru E., Gherghina Alina, Săcrieru R., Ghiţă Cristina, Văcaru Lavinia, (2007), The geomorfological processes and forms developed by cuaternary deposits in Romanian Plain, Carpatho-Balkan-Dinaric Conference of Geomorphology, Pecs, Hungary, Book of abstracts, p. 24, ISBN: 978-963-9632-13-4. Grecu Florina, Gherghina Alina, Ghita Cristina, Comanescu Laura (2010), Environmental synergy in the Romanian Plain (to the east of olt river) in Scientific Annals, School of Geology, Aristotle University of Thessaloniki Proceedings of the XIX CBGA Congress, Thessaloniki, Greece, Special volume, Edit. Charis Ltd, Thesaloniki, Grecia 100, pp. 71-80, ISBN 978-960-9502-02-3.



85/88


60. Grecu Florina, Mihai Ielenicz, Laura Comanescu, Mircea Visan (2006), Le synergisme relief- environnement à quelques systèmes urbains de la vallée du Danube – Roumanie – et leurs implications dans les inondations d ‘avril 2006, în vol., 2éme Séminaire International sur la Gestion des Villes, M’Sila, Algeria, p.183 -193. 61. Grecu Florina, Săcrieru, R., Ghiţă Cristina, Văcaru Lavinia (2009), Geomorphological landmarks on the Romanian Plain Holocene Holocene Evolution , paleo-environmental dynamics and archaeological sites, Zeitschrift für Heomprphologie, Supplementbände, Volume 53 Supplementary Issue 1, Ed.: Pavlopoulos, Kosmos, pp. 99 – 110. 62. Grecu, Florina, Comănescu, Laura, (1998), Studiul reliefului - Îndrumător pentru lucrări practice, Ed. Universităţii, Bucureşti. 63. Grecu, Florina, Demeter, T., (1997), Bucureşti.

Geografia formaţiunilor superficiale, Ed. Universităţii,

64. Grigore, A. (1971), Câteva consideraţii asupra formării şi evoluţiei crovurilor din sudul Câmpiei Române , Studii pedologice VIII, Seria C, nr. 19, STE, Instit. Geol., Bucureşti. 65. Grigore, M., (1979), Reprezentarea grafică şi cartografică a formelor de relief , Ed. Academiei, Bucureşti 66. Grigore, M., Popescu, N., (1973), Legenda hărţii proceselor geomorfologice actuale., An. Univ. Bucureşti, tom. XXII 67. Haase D., J. Fink, G. Haase, R. Ruske, M. Pécsi, H. Richter, M. Altermann and K.-D. Jäger (2007), Loess in Europe —its spatial distribution based on a European Loess Map, scale 1:2,500,000 , Quaternary Science Reviews, Volume 26, Issues 9-10, p. 1301-1312 68. Horvath E., (2001), Marker horizons in the loess of the Carpathian Basin , Quaternary International 76/77, pp. 157-163 69. Hunt, C.P., Banerjee, S.K., Han, J., Solheid, P.A., Oches, E., Sun, W., and Liu, T., (1995), Rock- magnetic proxies of climate change in the loess palaeosol sequences of the western Loess Plateau of China , Geophys. J. Int., 123, 232-244.

70. Ielenicz M. (2004), Geomorfologie , Ed. Universitară 71. Ionesi, L. (1988), Geologia României , Edit. univ. « Al. I. Cuza », Iaşi. 72. Jordanova, D. and Petersen, N., Paleoclimatic record from a loess-soil profile in northeastern Bulgaria - I1. Correlation with global climatic events during the Pleistocene . Geophys. J. Int., 138, 533-540, 1999. 73. Kukla, J., (1970), Correlations between loesses and deep-sea sediments . Geol. Foeren. Stockholm Foerh. 92, 148 –180. 74. Lagacherie P., Robbez-Masson, J.M., Nguyen-The, N., Barthes, J.P., 2001, Mapping of reference area representativity using a mathematical soilscape distance, Geoderma, 101, 105-118 75. Liteanu E. (1961), Aspecte generale ale stratigrafiei pleistocenului şi ale geneticii reliefului din Câmpia Română, STE, E, 5, Bucureşti 76. Liteanu E. (1961), Cercetări geologice şi hidrogeologice în Câmpia Română de NE, STE, E, 5, Bucureşti 77. Liteanu E. (1965), Contributions to the study of Loess Like Deposits în the Wallach Depression, Roumania , The Geological Society of America, INS Special Pape, 84 78. Liteanu E., Ghenea C. (1963), Relaţii hidrogeologice şi hidrogeochimice între apele freatice şi apele lacurilor din Câmpia Română Orientală, STE 79. Liteanu E., Ghenea C. (1966), Cuaternarul din România , STE, H, 1, Bucureşti



86/88


80. Liteanu, E., Ghenea, C. (1962), Relatii hidrogeologice si hidrochimice intre apele freatice si apele lacurilor din Câmpia Română Orientală, Studii şi cercetări de geologie, tom VII, nr. 2, Academia R.P.R., Secţia de Geografie şi Institutul de Geologie şi Geografie, Bucureşti. 81. Liu, X., Shaw, J., Liu, T., and Heller, F., (1993), Magnetic susceptibility of the Chinese loess- paleosol sequence: environmental change and pedogenesis . J. Geol. Soc. London, 150, 583588. 82. Maher, B. (1998), Magnetic proprieties of modern soils and Quaternary loessic paleosols: paleoclimatic implications, Paleogeogr,. Paleoclimatolo., Paleoecol., 137, pp. 25-54. 83. Mason J.A., (1998), Relative rates of Peoria loess accumulation and pedogenetic processes: implications for paleoclimatic interference , Quaternary International, vol. 51/52, pp. 169-174 84. Morariu T., Tufescu V. (1964), Procese de modelare în formaţiunile loessoide din sudul Câmpiei Române şi Dobrogea, SUBB-GG, Cluj 85. Mrazec L (1899), Comunicare asupra loessului din România , Bul Soc Şt VIII 4 -5, Bucureşti 86. Munteanu I. şi colab., (1997), Datarea cu radiocarbon a unor soluri, loessuri şi depozite loessoide din Câmpia Română a Dunării , Publ. SNRSS, 29D, Bucureşti 87. Munteanu I., Florea N., Parichi M. (1997), Consideraţii privind evoluţia învelişului de sol din Câmpia Română în cuaternar, Publ. SNRSS, 29D, Bucureşti 88. Munteanu-Murgoci, Gh., Protopopescu-Pache, Em., Enculescu, P. agrogeologică a României, scara l : 2 500 000 , Inst. Geol. Rom., Bucureşti

(1911), Schiţă

89. Munteanu-Murgoci, Gh. (1911), Les zones naturelles des sols en Roumanie , Revue de Petrole, No.6-7, Bucharest. 90. Munteanu-Murgoci, Gh. (1924), Considerations concerning the classification and nomenclature of soils, în vol. Memoires sur la nomenclature et classification des sols, Helsingfors. 91. Murgoci G. M. (1920), Clima şi solurile din România în decursul erei cuaternare, Bibl. Soc. Agronom., 3, Bucureşti 92. Mutihac V, Stratulat Maria, Fechet Roxana (2004), Geologia României , Ed. Didactică şi Pedagogică 93. Nawrocki, J., Bakhumutov, V., Boguchi, A., and Dolechi, L, (1999), The paleopetromagnetic record in the Polish and Ukrainian Ioess-paleosol sequences. Phys. Chem. Earth, 24, 9, 773-777. 94. Oancea C., Munteanu I., (1962), Solurile interfluviului Ialomita-Calmatui , DdS Com. Geol., XLVIII (1960-1961), Bucureşti 95. Oches E.A., (1995), Aminostratigraphyc evaluation of conflicting age estimates for the ―young loess‖ of Hungary , Quaternary Research 44, pp. 160-170 96. Palmieri Lupia, E., Ciccaci, S., Civitelli, G., Corda, Laura, D'alessandro, L., De Monte, M., Fredi, P., Pugliese, Fr., (1995 ), ―Geomorfologia quantitativa e morfodinamica del territorio abruzzese. Il bacino idrografico del Fiume Sinelo‖, Geografia fisica e dinamica Quaternaria, nr. 18. 97. Panaiotu, C.G., Panaiotu, E.C., Grama, A., Necula, C., (2001). Paleoclimatic Record from a Loess-Paleosol Profile in Southeastern Romania. In: Physics and Chemistry of the Earth (A) 6. pp. 893 –898. 98. Panizza M.(1996) – Environmental Geomorphology , Elsevier, Amsterdam, p. 268 99. Paraschiv D. (1965), Din evo luţia paleogeomorfologică a Câmpiei Române, ASUCI-SN-GG, XI, Iaşi 100. Pascu M. (1983), Apele subterane din România , Ed. Tehnică, Bucureşti. 101. Petru Ignat, Alina Gherghina, Andrei Vrînceanu, Amelia Anghel (2009), Assesment of Degradation Processes and Limitative Factors concerning the Arenosols from Dăbuleni – Carmen-Alina Gherghina


87/88


Romania / Evaluarea proceselor de degradare şi a factorilor limitativi privind arenosolurile din Dăbuleni – România , Geographical Phorum, Geographical Studies And Environment Protection Research, no. 8, pp. 64-71, ISSN – 1583-1523 102. Piciu I., Curelariu G., Gherghina Alina (2005), Studiu privind realizarea sistemului naţional de culturi şi perdele forestiere în zonele cu risc de deşertificare, Arhiva ICPA 103. Pişota, I. (2000), Câteva observaţii hidrologice asupra râurilor din Câmpia Română, Comunicări de geografie, vol. 4, Universitatea Bucureşti. 104. Popovăţ M. (1937), La texture du loess , Bul. Soc. Rom. Geol, III, Bucureşti 105. Posea Gr. (1984), Aspecte ale evoluţiei Dunării şi Câmpiei Române, Terra, I, Bucureşti. 106. Posea Gr. (1989), Câmpia Bărăganului , Terra, 1 107. Posea, Gr., Popescu, N., Ielenicz, M., Grigore, M., (1987), Harta geomorfologică generală, Sinteze geografice, II, Tipogr. Univ. Bucureşti. 108. Posea. GR, (1988) Regionarea Câmpiei Române de Est , Terra, Bucureşti. 109. Protopopescu-Pache Em., Spirescu M. (1963), Relaţii între pedogeneză şi litogeneză eoliană, STE, C, 12, Bucureşti 110. Randall De, J. Schaetzl, Sharon Anderson, (2005), Soils: genesis and geomorphology, Cambridge University Press, 817 p 111. Rădulescu, F., Mocanu, V. , Nacu, Diaconescu Camelia (1996), Study of recent crustal movements in Romania: a review , Geodynamics, vol. 22, No. ½, pp. 33-50. 112. Richthofen, F.von, (1882). On the mode of origin of the loess . Geol. Mag. 9, 293 –305. 113. Russell, R.J., (1944). Lower Mississippi Valley loess. Geol. Soc. Am. Bull. 55, 1 –40. 114. Sartori, M., Heller, F., Forster, T., Borkovec, M., Hammann, J., and Vincent, E., (1999), Magnetic properties of loess grain size fractions from the section at Paks (Hungary), Phys. Earth Planet. Inter.. 116, 53-64.

115. Smalley, I.J., (1971), ‗In- situ‘ theories of loess formation and the significance of the calcium carbonate content of loess . Earth Sci. Rev. 7, 67 –85. 116. Smalley, I.J., (1995), Making the material: the formation of silt-sized primary mineral particles for loess deposits , Quaternary Science Reviews, vol. 14, pp. 645-651 117. Smith B.J., Wright J.S., Whalley W.B., (2002), Sources of non-glacial, loess-siye quartz silt and the origins of ―desert loess‖ , Earth-Science Reviews 59, pp. 1-26 118. Soil Survey Division Staff, (1993), Soil Survey Manual , USDA Handbook nr. 18, Washington D.C.: 437 pp 119. Soil Survey Staff, (1999), Soil Taxonomy , Agric. Handbook, 436, USDA: 869 pp. 120. Tenu Sînziana, Frugină Elisabeta, (1989), Studiul regimului apelor freatice din Subcarpaţii de Curb ură şi zona de influenţă (Bărăganul Central şi de Nord), raport, Institutul de Meteorologie şi Hidrologie, Bucureşti 121. Thorp, J., Smith, H.T.U., Baldwin, M., Bowser,W.E., Flint, R.F., Gould, L.M., Moss, H.C., Reed, E.C., Smith, G.D., Trowbridge, A.C., (1952), Pleistocene eolian deposits of the United States, Alaska and parts of Canada. 1: 2,500,000 map. Geol. Soc. Am . 122. Tomescu A.M.F, (2000), Evaluation of Holocene pollen records from the Romanian Plain, Review of Palaeobotany and Palynology 109, pp. 219-233 123. Van Der Hoeven, A.G.A., Mocanu V., Spakman W., Nuckelt A., Matenco L., Munteanu L., Marcu C., Ambrosius B.A.C. (2005), Observation of present-day tectonic motions in the southeastern Carpathians: Results of ISES/CRC-461 GPS measurements , Earth and planetary Science Letters, v. 239, 177-184. Carmen-Alina Gherghina


Rezumat Alina Gherghina

Recommend Documents