Riscuri Naturale Bazinul Barladului

7/21/2019 Riscuri Naturale Bazinul Barladului

http://slidepdf.com/reader/full/riscuri-naturale-bazinul-barladului 1/443

CONSTANTIN RUSU(coordonator)

Impactul riscurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice

asupra mediului în bazinul Bârladului



Coordonare principală:

Prof. univ. dr. Constantin RUSU, Universitatea „Al.I.Cuza” Iaşi

Coordonare:

Dr. Gheorghe STĂNCĂLIE, Administraţia Naţională de MeteorologieBucureşti

Dr. Mihaela LUNGU, Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentruPedologie, Agrochimieşi Protecţia Mediului (ICPA) BucureştiProf. univ. dr. Maria R ĂDOANE,Universitatea „Ştefan cel Mare” SuceavaProf. univ. dr. Daniel BUCUR, Universitatea deŞtiinţe Agricoleşi Medicină Veterinar ă „Ion Ionescu de la Brad” (USAMV) IaşiCS II dr. Cristian-Valeriu PATRICHE, Academia Română – Filiala Iaşi

Colectiv de redacţie:

Asist. univ. drd. Ionuţ MINEA,Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiAsist. univ. drd. Lilian NIACŞU, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiPrep. univ. Mihai NICULIŢĂ, Universitatea „Al.I.Cuza” Iaşi Asist. univ. drd. Lucian SFÎCĂ, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiAsist. univ. drd. Iulian Cătălin STÂNGĂ, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiAsist. univ. drd. Adrian URSU, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiAsist. univ. drd. Ionuţ VASILINIUC, Universitatea „Al.I.Cuza” Iaşi

Lucrare publicată cu sprijinul financiar al contractului CEEX 756/2006 – IRIS„Impactul riscurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice asupra mediului în bazinul Bârladului”, director prof.dr. Constantin Rusu



Autori:

ALEXANDRU Daniel, Administraţia Naţională de Meteorologie, Bucureşti ALDEA Monica Mihaela,Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentruPedologie, Agrochimieşi Protecţia Mediului, BucureştiBUCUR Daniel, Universitatea deŞtiinţe Agricoleşi Medicină Veterinar ă „IonIonescu de la Brad” IaşiCRISTEA Ionuţ, Universitatea „Ştefan cel Mare” SuceavaIONIŢĂ Ion, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiLAZĂR Rodica, Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentru Pedologie,Agrochimieşi Protecţia Mediului, Bucureşti

LUNGU Mihaela,Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentru Pedologie,Agrochimieşi Protecţia Mediului, BucureştiMATEESCU Elena,Administraţia Naţională de Meteorologie, BucureştiMINEA Ionuţ, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiMOCA Valeriu, Universitatea deŞtiinţe Agricoleşi Medicină Veterinar ă „IonIonescu de la Brad” Iaş NIACŞU Lilian,Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiNICULIŢĂ Mihai,Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiNICULIŢĂ Iuliana Cornelia, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiPANAITESCU Veniamin Emilian, Direcţia Apelor Prut - IaşiPATRICHE Cristian-Valeriu, Academia Română – Filiala IaşiR ĂDOANE Maria,Universitatea „Ştefan cel Mare” SuceavaR ĂDOANE Nicolae,Universitatea „Ştefan cel Mare” SuceavaRIZEA Nineta, Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentru Pedologie,Agrochimieşi Protecţia Mediului, BucureştiRUSU Constantin, Universitatea „Al.I.Cuza” Iaşi RUSU Eugen,Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiSFÎCĂ Lucian,Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiSTĂNCĂLIE Gheorghe, Administraţia Naţională de Meteorologie, BucureştiSTÂNGĂ Iulian Cătălin, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiSTOLERIU Cristian,Academia Română – Filiala IaşiSTROE Venera Mihaela, Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentruPedologie, Agrochimieşi Protecţia Mediului, BucureştiURSU Adrian, Universitatea „Al.I.Cuza” IaşiVASILINIUC Ionuţ, Universitatea „Al.I.Cuza” Iaşi



Cuprins:

Preambul - date generale privind contractul de cercetare........................................ 7

1. Rezumatul propunerii de proiect.................................................................. 82. Stadiul cunoaşterii (conform propunerii de proiect).................................... 93. Obiectivele propunerii de proiect.............................................................. 124. Prezentarea tehnico-ştiinţifică a proiectului de cercetare........................ 145. Justificare proiectului................................................................................. 236. Schema de realizare a proiectului............................................................... 25

Capitolul I: Introducere ........................................................................................... 27I.1. Bazinul hidrografic Bârlad – consideraţii generale(C. Rusu)................... 27I.2. Noţiuni teoretice(I.C. Stâng ă )................................................................... 29I.2.1. Hazard................................................................................................... 31I.2.2. Vulnerabilitate....................................................................................... 40I.2.3. Rezilienţă............................................................................................... 43I.2.4. Senzitivitate........................................................................................... 46I.2.5. Risc........................................................................................................ 46I.2.6. Dezastru................................................................................................. 53

Capitolul II: Baza de dateşi metodologia cercetării................................................. 57II.1. Aplicaţii GIS(A. Ursu, C.V. Patriche, C. Stoleriu, L. Niac şu)............... 57II.1.1. Scurt istoric.......................................................................................... 57II.1.2. Definiţii................................................................................................ 59II.1.3. Componentele unui Sistem Informaţional Geografic……………….. 61II.1.4. Analiza spaţială.................................................................................... 70II.1.5. Crearea bazei de dateşi etape parcurse................................................ 73II.1.6. Aplicaţii SIGşi statistice în analiza învelişului de solşi a

riscurilor pedologice…………………………………………………………… 83II.2. Analiza unor parametri geomorfometrici în bazinul Bârladului

(M. Niculi ţă , C. Rusu, Iuliana Cornelia Niculi ţă )................................................... 92II.2.1. Introducere…………………………………………………………… 92II.2.2. Metodeşi material…………………………………………………… 92II.2.3. Analiză comparativă între modelul numeric al altitudinii terenului

bazat pe hăr ţile topograficeşi cel bazat pe datele SRTM…………………………. 93II.3. Metodologia de analiză fizică şi chimică a probelor de sol în vederea

caracterizării pedologice(Mihaela Lungu, Nineta Rizea, Rodica Laz ăr, Monica Mihaela Aldea, Venera Mihaela Stroe).................................................................. 98

II.3.1. Analize fizice....................................................................................... 99II.3.2. Analize chimice................................................................................... 101

Capitolul III: Riscuri climatice............................................................................... 107III.1. Scurt istoric al metodelor aplicate în studiul riscurilor climatice

(Elena Mateescu, D. Alexandru, Gh. St ăncă lie).................................................... 107III.2. Caracteristici termo-pluviometrice generale ale bazinului Bârladului

(C.V. Patriche)......................................................................................................... 109



III.3. Resurse necesare analizei riscurilor climatice (Elena Mateescu, D. Alexandru, Gh. St ăncă lie).................................................................................. 113

III.4. Clasificarea riscurilor climatice (Elena Mateescu, D. Alexandru,

Gh. St ăncă lie).......................................................................................................... 115III.5. Indici meteoclimatici de stres şi risc agrometeorologic (Elena Mateescu, D. Alexandru, Gh. St ăncă lie)................................................................. 119

III.6. Fenomenele de risc agrometeorologic şi efectele asupra agriculturii(Gh.St ăncă lie, Elena Mateescu. D. Alexandru) …………………………………… 123

III.7. Condi ţii sinoptice de producere a fenomenelor meteorologice extremeasociate condi ţiilor de instabilitate atmosferic ă în bazinul Bârladului (L. Sfîcă ) 142

III.8. Fenomene de usc ăciune şi secet ă în bazinul Bârladului (L. Sfîcă , I. Minea, I.C. Stâng ă , C.V. Patriche, I. Vasiliniuc)............................................... 153

III.9. Seceta şi ploile din vara şi toamna anului 2007 - factori determinan ţi(L. Sfâc ă , E. Rusu) …………………………………………………………………. 172Capitolul IV: Riscuri hidrice................................................................................... 179

IV.1. Evaluarea resurselor de ap ă din bazinul hidrografic Bârlad(E. V. Panaitescu, C. Rusu, I. Minea)..................................................................... 179

IV.2. Considera ţii metodologice (I. Minea)..................................................... 188IV.3. Scurgerea maxim ă în cadrul bazinului hidrografic Bârlad (I. Minea,

M. Niculi ţă ).............................................................................................................. 197IV.4. Riscul inunda ţiilor în bazinul râului Bârlad (Maria R ădoane,

N. Rădoane, I. Cristea)............................................................................................. 207IV.5. Analiza diagnostic ă a viiturilor din bazinul Bârladului. Studiu de caz: bazinul Tutovei (I. C. Stâng ă )................................................................................... 213

IV.6. Aplica ţii SIG în analiza riscului inunda ţiilor (A. Ursu, L. Niac şu).......... 217IV.7. Impactul ambiental al averselor din septembrie 2007 în Podi şul

Bârladului (I. Ioni ţă )................................................................................................. 223IV.8. Fenomene de risc hidrologic asociate scurgerii minime (I. Minea)......... 237IV.9. Fenome de risc hidrologic induse de sc ăderea temperaturii apei

(I. Minea).................................................................................................................. 241IV.10. Riscul excesului de umiditate (L. Niac şu, A. Ursu)................................ 243IV.11. Riscul supraînc ărcării cu material solid a pânzelor freatice (I. Minea).. 245IV.12. Riscul supraînc ărcării fizico-chimice a acviferelor freatice (I. Minea,

E.V. Panaitescu)........................................................................................................ 246Capitolul V: Riscuri pedo-geomorfologice.............................................................. 249

V.1. Geologia regiunii şi cartarea depozitelor geologice şi superficiale(I. Vasiliniuc).......................................................................................................... 249

V.2. Geomorfometria bazinului hidrografic Bârlad (M. Niculi ţă , C.Rusu,C.V. Patriche, L. Niac şu)…………………………………………………………… 255

V.3. Procese geomorfologice actuale: factori de risc (L. Niac şu, I.Vasiliniuc,C. Rusu)................................................................................................................... 286

V.3.1. Eroziunea areolar ă (în suprafa ţă)........................................................ 286V.3.2. Eroziunea liniar ă (în adâncime)............................................................ 289



V.3.3. Deplasările de teren.............................................................................. 292V.3.4. Procese de albie.................................................................................... 296V.4. Studiul alunecărilor de teren ca factor de risc cu ajutorul SIG(I.

Vasiliniuc, A. Ursu)................................................................................................. 298V.4.1. Distribuţia alunecărilor de teren din bazinul Bârladului.................... 298V.4.2. Susceptibilitatea de producere a alunecărilor de teren...................... 307

V.5. Sezonul critic de eroziune în Podişul Bârladului(I. Ioni ţă )................... 322V.6. Utilizarea tehnicilor SIG pentru estimarea eroziunii în suprafaţă

(M. Niculi ţă , Iuliana Cornelia Niculi ţă )................................................................ 333V.7. Surse de aluviunişi efluenţa aluvionar ă (Maria R ădoane, N. R ădoane,

I. Cristea)................................................................................................................. 345V.7.1. Introducere............................................................................................ 345V.7.2. Cercetări anterioare............................................................................. 346V.7.2.1. Asupra eroziunii efective a versanţilor.......................................... 347V.7.2.2. Asupra tranzitului de aluviuni pe râuri.......................................... 349

V.7.3. Efectul lacurilor de barajşi a iazurilor în captarea aluviunilor râurilordin bazinul Bârladului............................................................................................. 350

V.7.3.1. Inventarierea lacurilorşi iazurilor din bazinul hidrografic Bârlad 351V.7.3.2. Determinarea producţiei de aluviuni pentru bazinele hidrografice

ale fiecărui lac........................................................................................................... 353V.7.3.3. Evaluarea coeficientului de captare a aluviunilor.......................... 353

V.7.4. Rolul schimbărilor climaticeşi a intervenţiilor antropice asupraevoluţiei albiei râului Bârlad..................................................................................... 356

V.7.4.1. Forma secţiunii transversaleşi tendinţele de modificare subinfluenţa intervenţiilor antropice............................................................................... 359

V.7.4.2. Concluzii asupra evoluţiei albiei..................................................... 365V.8. Ritmul de sedimentare în acumulările din Podişul Bârladului(I. Ioni ţă ) 370V.9. Analiza învelişului de solşi a riscurilor pedologice(L. Niac şu, C. Rusu,

C.V. Patriche, I.C. Stâng ă , I. Vasiliniuc, E. Rusu)................................................. 381V.9.1. Consideraţii pedo-geografice………………………………… 381V.9.2. Aprecierea riscului erozional al solului in bazinul Bârladului........ 386V.9.3. Caracterizarea unor profile reprezentative de sol în vederea

identificării perimetrelor cu probleme speciale de degradare a învelişului de sol.... 399V.9.3.1. Însuşirile de schimb cationic ale solurilor reprezentative............. 399V.9.3.2. Conţinutul de macro-şi microelemente în solurile din Podişul

Bârladului................................................................................................................ 406V.9.3.2.1. Reacţia şi conţinutul în macroelemente .................................. 406V.9.3.2.2. Conţinuturile în microelemente............................................... 409

V.10. Aspecte actuale ale lucr ărilor de combatere a eroziunii solului din bazinul hidrografic Berheci(V. Moca, D. Bucur).................................................... 411

VI. Concluzii(C. Rusu).................................................................................... 416Bibliografie selectivă................................................................................................ 428



Impactul riscurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice…

Preambul - date generale privind contractul de cercetare

Contractul de cercetare CEEX nr. 756/2006 s-a derulat în intervalulseptembrie 2006-septembrie 2008, având ca principale informaţii de referinţă următoarele detalii:Finanţare: Buget de Stat – Autoritatea Naţională pentru CercetareŞtiinţifică Programul: ,, Cercetare de excelenţă’’ (CEEX)Categoria de proiect:Modul 1. Proiecte de cercetare-dezvoltare complexeDenumirea proiectului:“IMPACTUL RISCURILOR HIDRO-CLIMATICEŞI

PEDO- GEOMORFOLOGICE ASUPRA MEDIULUI IN BAZINULBÂRLADULUI (acronim IRIS)”Durata contractului: 24 luniAutoritatea Contractantă: UNIVERSITATEA POLITEHNICĂ din Bucureşti,Facultatea de Energetică, Programul MENER (UPB – MENER)Contractor: Universitatea “Alexandru Ioan Cuza” IaşiDirector de proiect: Prof. univ. dr. Constantin RUSU, Facultatea de Geografieşi Geologie, Universitatea “Alexandru Ioan Cuza”, IaşiParteneri:P1 – Administraţia Naţională de Meteorologie, Bucureşti;P2 – Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentru Pedologie, Agrochimieşi Protecţia Mediului, BucureştiP3- Universitatea „Ştefan cel Mare”, SuceavaP4 – Universitatea deŞtiinţe Agricoleşi Medicină Veterinar ă „Ion Ionescu de laBrad”, IaşiP5 – Academia Română, Filiala IaşiP6 – Agenţia de Protecţia Mediului, VasluiValoarea contractului1:2006 – 377.000 lei;2007 – 235.000 lei;2008 – 868.000 lei;Total – 1.480.000 lei.

1 Structura bugetului pe ani financiari a fost modificată la începutul anului 2007 prinrealocarea pentru anul în curs a unor fonduri aferente anului 2008.

7



Constantin Rusu et al.

1. Rezumatul propunerii de proiect

Prin problematică, propunerea se încadrează în ariile tematice promovate prin proiectul celui de-al 7-lea Program Cadru al Uniunii Europene (PC7),respectiv mediu şi schimbări climatice. Proiectul de cercetare propuneabordarea modernă şi sistemică a problematicii riscurilor naturale hidro-climaticeşi pedo–geomorfologice, impactul acestora asupra calităţii mediuluişirolul lor în amenajarea teritoriului, în vederea dezvoltării durabile acomunităţilor umane din bazinul Bârladului. Pentru aceasta, se impune analizacalitativă şi cantitativă a stării şi a dinamicii actuale a proceselorşi fenomenelorcu impact potenţial negativ asupra mediului (implicit asupra societăţii umane),

identificarea arealelor cu un grad ridicat de vulnerabilitate prin analiza probabilistică a hazardurilor naturale luate în considerare, cartări de teren,analize de laboratorşi exploatarea tehnicilor moderne de cercetare (SIGşiteledetecţie). Pe de altă parte, proiectul ofer ă implicit fundamentareaştiinţifică,analizaşi posibilităţile de implementare a rezultatelor cercetării prin colaborareacu autorităţile publice de la nivel local, regional (judeţean)şi central.

Dinamica accentuată a proceselor de versant (eroziune areolar ă, eroziuneîn adâncime, procese de deplasare în masă) se reflecta în diminuareaşidegradarea continuă a resurselor de sol, mai ales în condiţiile utilizării de multeori neadecvate a terenurilor agricole, distrugerea unor sectoare de căi decomunicaţie şi chiar a aşezărilor umane (îndeosebi rurale), contribuind în egală măsur ă la agradarea albiilorşi colmatarea accelerată a acumulărilor lacustre, cuimpact asupra propagării undelor de viitura. Din acest punct de vedere, bazinulBârladului reprezintă o zonă cu un grad ridicat de vulnerabilitate, iar cercetarease impune ca o necesitate în vederea elabor ării unor noi soluţii pentruvalorificarea optimă a resurselor naturaleşi a unor scheme de amenajareteritorială în scopul conservării calităţii mediuluişi al dezvoltării durabile acomunităţilor umane din zonă.

Vor fi analizate fenomenele hidro-climatice de risc, destul de frecventeîntr-o regiune în care amplitudinile de variaţie a elementelor climatice sunt foartemari, iar frecvenţa şi intensitatea fenomenelor meteorologice cu impact potenţialnegativ sunt de asemenea ridicate. Extremele termice, îngheţurile timpurii detoamnă şi cele târzii de primavar ă, cantităţile excedentare de precipitaţii(perioade excedentare sau ploi torenţiale) şi impactul lor în accelerarea proceselor erozionaleşi producerea inundaţiilor, perioadele de uscăciune şi

secetă, frecvenţa şi intensitatea grindinei, a poleiului, a brumei etc.şi impactulacestora asupra activităţilor social-economice constituie direcţii foarte bine precizate. Totodată, va fi analizat impactul producerii unor fenomene hidrologice

8




complexe cu grad ridicat de risc, ce privesc în mod special, viiturileşiinundaţiile, precumşi variaţia rezervelor de apă din subteran.

Sub aspect socio-uman, vor fi avute în vedereşi probleme alevulnerabilităţii structurilor antropice (habitat ruralşi urban, populaţie, structuriagrare, unităţi industriale, reţele de căi de comunicaţie), în vederea realizăriiunor planuri de prevenire a riscurilor induse prin manifestarea hazardurilornaturale (hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice).

2. Stadiul cunoaşterii (conform propunerii de proiect)

Procesele şi fenomenele de risc au intrat în atenţia specialiştilor din

diferite domenii (geografie, construcţii, hidrotehnică, finanţe–asigur ări,sociologie etc.). In aria tematică a geografiei, metodologia de abordareşiterminologia sunt relativ recente (deceniul al VIII-lea al secolului trecut), însă proceseleşi fenomenele de risc au fost intens studiate, frecvent numai secvenţial(analiza proceselor sau a fenomenelor cu potenţial destructiv nu acoper ă întreagasfer ă a termenului de risc). Treptat, analiza riscurilorşi a hazardurilor naturalesau antropice a devenit o preocupare de mare interes, conturându-se nu doar aride studiu, ci chiar un domeniu multidisciplinar, în care se vehiculează oterminologie de specialitate foarte precisă. In cadrul acestui domeniumultidisciplinar de cercetare, metodologia (preluată din diferite domeniifundamentale de cercetare) s-a perfecţionat treptat, iar posibilitatile de aplicare arezultatelor cercetarii au devenit multiple (studii de impact, planuri de amenajareteritorială). In ultimii ani, se constata o abordare tot mai pragmatică, încercandu-se punerea la punct a unor noi metodologii de cercetare (SIG, teledetecţie) şi deimplementare a rezultatelor pentru prevenirea riscurilor naturale (har ţi de risc,PUG, PUZ etc.).

Fundamentarea conceptual-terminologică şi metodologică a hazardurilor,a riscurilorşi a vulnerabilităţii a beneficiat de numeroase studii în ultimii 20 ani.Dintre cele mai recente contribuţii, cităm lucr ările publicate de: Ianoş (2000), Sisteme teritoriale. O abordare geografică , Ed. Tehnica, Bucureşti; Cheval S.(2000), Clasificarea hazardelor naturale, Comunicări de geografie, vol.I;Balteanu, Alexe (2001), Hazarde naturale şi antropogene, Ed.Corint, Bucureşti;Bălteanu et.al. (2002), Documentation of Mountains Disaster , Ed. Ars Docendi,Bucureşti; Cheval (2002), Dificult ăţ i şi cerinte ale cercet ării hazardelornaturale, Comunicări de geografie, vol.VI, Bucureşti; Bălteanu (2004),

Hazardele naturale şi dezvoltarea durabil ă , Revista geografică, vol. X,Bucureşti; Florina Grecu et.al (2004)Geomorfological risk in Romanian geographical research. A theoretical and applid view, Analele Universităţii

9




Bucureşti, seria geografie, tom LIII; Armaş Iuliana (2005) – Precizăriterminologice: hazard, risc, vulnerabilitate, Terra, anul XXXII – XXXIV (LII –LIV), Bucureşti. Extrem de utilă este şi colecţia de lucr ări Riscuri şi catastrofe (2002, 2003, 2004, 2005, 2006), editată sub coodonarea prof.dr. VictorSorocovschi, colectie ce reuneşte abordări conceptuale şi metodologicesemnificative, precumşi analize ale variatelor categorii de riscuri în diferiteregiuni aleţării.

O direcţie relativ nouă a fost deschisă prin utilizarea SistemelorInformaţionale Geografice sau a teledetecţiei în analiza riscurilor naturale( Hurjui, Pujină , 2001; Biali, Popovici, 2001, 2003; Imbroane, 2002; Loghin, Antohe, 2002; Haidu et.al., 2003; Popovici et al., 2004; Kocsis, Grozavu, 2004;

Loghin, 2004). Fundamentarea teoretică în acest domeniu a fost asigurată prin publicarea unor lucr ări de ansamblu asupra SIG si a teledetecţiei; dintre cele publicate înţar ă, menţionăm: Imbroane, 1996; Haidu et.al., 1998; Imbroane, Moore,1999; Ni ţ u, 2002. SIGşi cartografia digitală au o deosebită importanţă înanaliza structural-funcţională a mediului geografic; crearea unei bazeinformaţionale de date permite nu doar spaţializarea diferitelor componente alegeosistemului (în general decupaje teritoriale), cişi analiza relaţiilor interactivedintre acestea; totodată, completareaşi actualizarea bazei de date este posibilă oricând.

Unele contracte de cercetare au vizat analiza riscurilor naturale: Hartariscului geomorfologic pe teritoriul României (C.N.C.S.I.S., 2000 – 2003,Florina Grecu, director de contract); Proiectul International Apports de lateledetection pour l’etude de georisques en Roumanie (Universitatea Bucureşti,Universitatea din Liege, Belgia);Vulnerabilitatea versan ţ ilor la alunecări deteren în bazinul subcarpatic al Prahovei, Iuliana Armaş, 2001–2002; Studiulriscurilor naturale în bazinul râului Putna prin intermediul Sistemelor Informa ţ ionale Geografice (Adrian Ursu, 2003 – 2004) etc.

Având în vedere complexitatea proceselorşi a fenomenelor naturale, celemai multe studii vizează anumite categorii de hazardurişi riscuri. In ceea ce priveşte riscurile geomorfologice, contribuţii importante apar ţin geomorfologieiaplicate, numeroase studii fiind realizate pentru soluţionarea unor multipleaspecte legate de utilizarea terenurilor, valorificarea resurselor naturale sauamenajareaşi planificarea teritorială. Contribuţii importante au fost aduse îndomeniul sistematizării urbaneşi rurale din diferite regiuni ale Romaniei, aldiagnozei şi amelior ării terenurilor degradate ( Ioni ţă , 2000, Andreia şi, 2002,

Arma ş Iuliana, Manea, 2002, Arma ş Iuliana et al., 2003), al semnificaţiei practice a hăr ţilor geomorfologice pentru amenajarea teritorială sau realizareahăr ţilor de risc geomorfologic (Grecu Florina, Cruceru, Grecu, 2002, Cioacă ,

10




Dinu, 2001, Posea, Cioacă , 2003,Grecu, 2001, 2002, 2003,Grigore, 2005). Oserie de studii geomorfologice recente au capitole distincte consacrate riscurilorgeomorfologice (Cioacă , 2002, Arma ş Iuliana et.al, 2003). Studiile de caz privind riscurile geomorfologice în diferite unităţi de relief sunt, de asemenea,foarte numeroase: Dinu, 2000; Loghin, 2000; Voiculescu, 2001; Voiculescu,Vuia, 2005. Alte cercetări vizează doar susceptibilitatea terenurilor faţă deanumite procese de versant ( Arma ş Iuliana, Manea, 2002, Arma ş Iuliana et.al., 2003).

Riscurile climatice sunt în prezent intens studiate, având în vederemodificările climatice globaleşi tendinţa de aridizare a climei. Fenomenele deuscăciune şi secetă şi, în general, riscurile asociate variabilităţii regimului

pluviometric, apar cel mai frecvent în literatura de specialitate: Bogdan Octavia (2000, 2002), Dragot ă Carmen, Cheval (2000), Holobaca, Croitoru (2000); Bogdan Octavia, Niculescu Elena (2001, 2003), Dumitra şcu, Dumitra şcu(2001), Paun (2001), Dragota Carmen, Bălteanu (2002), Sorocovschi (2004);V ăduva (2004), Stanciu, Soroceac (2004). Alte studii vizează riscuri asociatefenomenelor meteorologice deosebite sau extremelor termice ( Bogdan Octavia, Dragota Carmen, 2000; Niculescu Elena, 2000, Ciulache, Ş tefan, 2001, Mihăilescu et.al., 2001, Dragot ă Carmen, 2001, Dragne, 2003; Dragot ă Carmen, Gaceu, Iordache, 2004). Majoritatea acestora sunt studii de caz sausinteze asupra unor unităţi fizico-geografice aleţării, bazate peşiruri lungi dedate. Alte contributii vizeaza riscurile climatice în ansamblul lor ( Moldovan, 2003), implicatiile acestora asupra productiei agricole ( Povara, 2000, Povara, Bojariu, 2001) ori asupra sistemului socio-economic ( Mihailescu et.al., 2001, Bogdan Octavia, 2004).

Riscurile hidrologice au fost analizate fie pe baza înregistr ărilor de lungă durată, sub forma sintezelor asupra unor bazine hidrografice sau regiuni, sau prinstudii de caz, urmărind, în primul rând, scurgerea maximă, generatoare deinundaţii (Croitoru, 2000, Popescu, Popescu, 2000, Batina ş , Sorocovschi, Serban, 2002;Sârbu, 2002, Fra ţ il ă ,2005).

Pe plan internaţional, există numeroase studii, precumşi reviste de prestigiu care publică doar lucr ări în domeniu, motiv pentru care selecţia celormai reprezentative este dificilă. Cităm dintre periodice: Journal of Risk andUncertainty,Dordrecht, Olanda; Journal of Risk Research, Oxfordshire, Anglia; Risk Analysis, Oxford, Anglia;Stochastic Environmental Research and Risk Assessment, New York, SUA; Natural Hazards, Journal of the International

Society for the Prevention and Mitigation of Natural Hazards, Editor T. Beer; Natural hazards and Earth System Sciences. Journal of European GeosciencesUnion,Katlenburg-Lindau, Germania.

11




În ultima perioadă, au fost organizate numeroase conferinţe internaţionaleasupra riscurilorşi hazardurilor, dintre care menţionăm: Fourth InternationalConference on Computer Simulation in Risk Analysis and Hazard Mitigation,27-9 septembrie 2004, Rhodes, Grecia;World Conference on Disaster Reduction, organizată între 18–22 ianuarie 2005, Kobe, Japonia, sub egida Naţiunilor Unite. Totodată, Organizaţia Naţiunilor Unite a elaborat o StrategieInternaţionala pentru Diminuarea Dezastrelor (International Strategy for DisasterReduction, ISDR), dupa ce, deceniul anterior (1990 – 2000) a fost declaratDeceniul Internaţional pentru Prevenirea Dezastrelor Naturale.

Prestigioase unităţi de învăţământ superior sau institute de profil au centrece cercetare a hazardurilor naturale: Natural Hazards Center, University of

Colorado, sau cel de la Pennsylvania State University, SUA; CentreInternational de Recherche sur l’Environnement et Développement, Franţa ;Climate Change Comitee, SUA; National Hydrologic Warming Council, SUA.etc.

Acest interes deosebit acordat problemei riscurilor naturale se justifică prin consecinţele catastrofale pe care le pot avea. Pot fi rememorate consecinţelenefaste ale valurilor de tip tsunami din sud–estul Asiei din decembrie 2004 sauefectele cutremurului care a devastat Pakistanul în octombrie 2005; nu mai puţinîngrijoratoare sunt consecinţele latente ale proceselor de deşertificare cuextinderea numărului persoanelor afectate de foamete din Africa subsahariană.Pe plan naţional, menţionăm doar cresterea excepţională a debitelor unor râuri,cu producerea inundaţiilor şi generarea unor imense pagube materiale (inclusivcu pierderi de vieţi omeneşti), îndeosebi în anii 2005şi 2008.

3. Obiectivele propunerii de proiect

Propunerea noastr ă vizează analiza proceselorşi a fenomenelor de rischidro-climatic si pedo-geomorfologic nu doar pentru realizarea unei diagnoze, cşi a unor prognoze, în vederea elabor ării planurilor de prevenire a riscurilornaturaleşi a diminuării pierderilor posibile. Aceasta necesitate se impune, prin pagubele directe sau indirecte, catşi prin costurile necesare realizării planurilorde prevenire a acestor riscuri sau de implementare a acestora (reabilitareecologică, reconstrucţie, sprijin financiar pentru comunităţile sau persoaneleafectate de diferite calamităţi naturale).

Priorităţile asupra cărora se orientează cercetările noastre pot fi

structurateşi sintetizate pe mai multe direcţii:- identificarea hazardurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice cumanifestare în arealul studiat;

12




- identificarea arealelor cu un grad ridicat de vulnerabilitate (a populaţiei, ahabitatului, a structurilor economice etc.);

- analiza structural–funcţională a teritoriului analizat pentru explicareacauzal-relaţionala a fenomenelorşi a proceselor de risc, prin realizarea unormodele practice, posibil a fi aplicateşi la nivelul altor regiuni;

- analiza dinamicii sistemului naturalşi antropic în vederea realizării unor prognozeşi scenarii de evoluţie a fenomenelorşi proceselor de risc, atât petermen scurt, câtşi pe termen lung;

- evaluarea impactului negativ asupra structurilor social-economice,indiferent de forma acestora, atât sub aspectul consecinţelor imediate (alunecăride teren etc.), câtşi a celor cu propagare difuză şi cumulativă (secete,

recarbonatarea solurilor, eroziunea areolar ă etc.);- conştientizarea populaţiei şi a factorilor de decizie asupra posibilităţiiapariţiei fenomenelorşi proceselor de risc hidro-climaticşi pedo-geomorfologic,a formelor de manifestareşi a consecinţelor, în vederea diminuăriivulnerabilităţii comunităţilor umane;

- evaluarea percepţiei populaţiei asupra riscurilorşi hazardurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice, în vederea optimizării reacţiilor individualeşide grup, în situatii de criză la nivel localşi regional;

- elaborarea unor soluţii tehnice de gestionare judicioasă a resurselornaturale, de prevenire, diminuare sau înlăturare a efectelor de impact imediatşide durată, generate de manifestările extreme ale diferitelor procese;

- diseminarea rezultatelor cercetariişi formarea unor echipe de specialişticare să vină în sprijinul factorilor de decizie de la nivel localşi regional saucentral, pentru implementarea planurilor de prevenire a riscurilor naturale, prinimpunerea masurilor restrictive sau/şi eficientizarea sistemelor de avertizarelocala.

Obiectivele propuse sunt conforme cu cele ale PC6, în care problemelede mediu, de riscurişi hazarduri naturale, asigurarea calităţii vieţii şi dezvoltareadurabilă sunt priorităţi la nivel nationalşi european.

Obiectivele specifice sunt urmatoarele:- stabilirea metodologiei de identificare, inventariereşi interpretare a

principalelor tipuri de riscuri hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice;- vectorizarea hăr ţilor topograficeşi geologice în vederea realizării unui SIG;- achiziţionarea imaginilor satelitare, a aerofotogramelorşi introducerea în

baza de date SIG;

- achiziţionareaşi introducerea în baza de date a studiilor pedologice;- achiziţionarea informaţiilorşi crearea bazei de date hidrologiceşi climatice;

13




- identificarea perimetrelor vulnerabileşi stabilirea eşantionarii pentrurealizarea planurilor de situaţie;

- cartarea pe teren a perimetrelor etalon stabilite pentru diferite categorii deriscuri, îndeosebi, pedo-geomorfologiceşi hidrice;- prelevarea de probe pentru analize chimiceşi fizico-mecanice de laborator;

- realizarea în SIG a hăr ţilor aferente la nivel de bazin;- determinarea parametrilor fizico-chimici, ai solurilor specifici estimării

erodabilităţii acestora;- determinarea parametrilor fizico-chimici necesari aprecierii susceptibilităţii

terenurilor la ravenare sau deplasări în masă;- prelucrarea statistică a datelorşi analiza probabilistică;

- spaţializarea rezultatelorşi analiza integrată în SIG;- implementarea rezultatelor cercetării prin realizarea de workshop-uri petema proiectului, inclusiv, în cadrul manifestărilor ştiinţifice tradiţionaleorganizate anual de catre promotor sau de instituţiile partenere;

- realizarea hăr ţilor generale de hazard, vulnerabilitateşi risc;- realizarea unei pagini web pe tema proiectului, ca modalitate de diseminare

a rezultatelorşi fluidizarea schimburilor de experienţă (atât scop formativ, câtşiinformativ);

- editarea materialelor de informareşi prezentarea lor în diferite mediiacademiceşi extraacademice;

- redactareaşi publicarea raportului final.

4. Prezentarea tehnico-ştiinţifică a proiectului de cercetare

Bazinul Bârladului reprezintă o zonă rurală prin excelenţă, în careagricultura, practicată de multe ori f ăr ă respectarea celor mai elementare principii ecologice, agrotehnice sau economice, reprezintă activitatea de bază.

Din punct de vedere geologic, bazinul hidrografic Bârlad este grefat pedepozite sarmato-plioceneşi cuaternare, dominante fiind faciesurile friabile caresusţin o eroziune accelerată, în condiţiile unei fragmentări accentuate areliefului, (mai ales în bazinul mijlociuşi superior), torenţialităţii climatuluişimodului de utilizare a terenului.

Proiectul îşi propune analiza riscurilor asociate proceselor pedogeomorfologiceşi hidroclimatice, procese interpretate ca hazarduri naturalecu o frecvenţă şi o intensitate deosebită, în stransă corelaţie cu vulnerabilitatea

teritoriului faţă de acestea, având în vedere particularităţile geologice,geomorfologice, hidroclimaticeşi biopedogeografice, precumşi caracterul predominant rural sau activităţile specifice. Cunoaşterea hazardurilorşi a

14




riscurilor naturale, managementul acestora (în vederea prevenirii lorşidiminuării efectelor acestora), au o importanţă deosebită pentru realizarea planurilor de amenajare teritorială, pentru gestionarea judicioasă a resurselornaturale, în perspectiva dezvoltării durabile a acestor comunităţi rurale.Utilizarea SIG – inclusiv prin realizarea unor SML-uri (Spatial Manipulation Language) – permite simularea efectelor directe sau indirecte ale proceselor sau fenomenelor cu potenţial destructiv, precumşi trecerea de ladiagnoză la prognoză, argumentând utilitatea studiului. Au fost realizate har ţi dehazard şi risc (geomorfologice, climatice, hidrice sau pedogeograficeşicomplexe), hăr ţi ale vulnerabilităţii teritoriului, precumşi planuri de prevenire aunor astfel de riscuri, în vederea realizării unor planuri judicioase de amenajare

teritorială. Validitatea rezultatelor poate fi asigurată prin utilizarea concomitentă a mijloacelor clasiceşi moderne de cercetare: metode inductiveşi deductive;cartare geomorfologică şi pedologică de teren; analiza matematică (prelucrareastatistică şi studiul probabilistic al datelor numerice hidrologiceşi climatice),Sisteme Informationale Geografice, teledetectie satelitar ă şi aeriană. Realizareaunui SIG, cu o bază de date foarte complexă şi flexibilă, ce poate fi în permanenţă completată, reprezintă un instrument modern de analiză a riscurilor,de gestionare a resurselor naturale (de altfel, extrem de modeste), un instrumende lucru foarte necesar amenajării teritoriului.

Activitatea de cercetare a fost realizată în paralel pe mai multe direcţii,membrii echipei formând grupuri de lucru, care au urmărit categoriile de riscuriîn funcţie de originea acestora, câtşi vulnerabilitatea structurilor teritorialeantropice:

1. Riscurile generate de variaţiile extreme ale elementelor climatice:1.1. Temperaturile extreme (maxime şi minime) se manifestă şi pot fi

interpretate ca risc din prisma probabilităţii atingerii unor valori care depaşesclimitele de toleranţă ale unor componente ale structurilor social-economice:valorile foarte ridicate din sezonul cald contribuie la accentuarea secetelor, potafecta sănătatea populaţiei (mai ales a persoanelor predispuse, datorită unorafecţiuni medicale),şi derularea anumitor activitaţi economice. Temperaturileminime extreme perturbă, diferite activităţi economice, o importanţă deosebită prezintă valorile minime înregistrate în sezonul de vegetaţie, îndeosebi cele carecoboar ă sub limitele de toleranţă ale culturilor. Au fost analizate valorile termicecaracteristice diferitelor fenofaze ale plantelor de cultura, frecvenţa şi impactulacestora în bazinul hidrografic Bârlad, pe baza înregistr ărilor provenite de la

staţiile meteorologice din interiorulşi din vecinatatea bazinului.1.2. Variaţiile extreme ale precipitaţiilor s-au analizat pe bazaînregistr ărilor provenite de la staţiile meteorologiceşi de la posturile

15




pluviometrice din arealul studiat. S-a acordat atenţie deosebită cantităţilorexcepţionale de precipitaţii şi perioadelor cu pluviozitate ridicată,impactului acestora în declanşarea inundaţiilor şi a proceselor erozionale,frecvenţei precipitaţiilor şi duratei perioadelor lipsite de precipitaţii, cuimpact în delimitarea perioadelor de uscăciuneşi secetă. Corelarea valorilor pluviometrice cu valorile termice se impune ca necesitate în aprecierea unorriscuri climatice. S-a acordat importanţa cuvenită precipitaţiilor în staresolidă, respectiv durateişi grosimii stratului de ză padă şi rolului acestuiaspect asupra culturilor de toamnă.

1.3. Vântulse poate manifesta ca factor de risc în situaţia înregistr ării unorvalori foarte mari, îndeosebi cu caracter pulsatoriu, care pot aduce pagube

diferitelor obiective economice. S-a urmărit regimul vântului, în vedereadeteminării frecvenţei valorilor care depăşesc valorile prag stabilite în funcţie devulnerabilitatea diferitelor activităţi economice.

1.4. Fenomenele meteorologice deosebitevor fi analizate din punctul devedere al frecvenţei şi al impactului asupra populaţiei, habitatului sau economiei.Bruma are un impact negativ accentuat în situaţia producerii în sezonul devegetaţie, astfel încat s-a acordat o atenţie deosebită brumelor târzii de primăvaraşi celor timpurii de toamnă. Frecvenţa grindinei trebuie asociată cu durataacestoraşi dimensiunea granulelor de gheaţă. Poleiul, caşi ceaţa, de altfel, seconstituie în factor de risc cu impact la nivelul siguranţei circulaţiei.

2. Riscuri hidrologice în bazinul BârladuluiResursele de apă ale bazinului Bârladului sunt relativ modeste; reţeaua

hidrografică are o densitate redusă (sub 0,5km/km2), grosimea acviferelor estemodestă, volumul şi debitul apelor subterane freatice au valori scăzute, iarcalitatea acestora, de asemenea, redusă. Variaţiile cantitativeşi calitative aleapelor de suprafaţă, freaticeşi de adâncime, raportate la anumite valori limită,exprimă natura duală a apei, prin manifestările şi impactul pe care îl are: resursă,dar şi factor de risc: viiturişi inundaţii, exces de umiditate, modificărihidromorfologice, supraîncarcare chimică şi solidă etc).

2.1. Riscul producerii viiturilorşi inundatiilor are o frecvenţă destul deridicată, având în vedere că regimul scurgerii este strict condiţionat de regimulelementelor climatice (în special, de precipitaţii şi de temperatur ă). Genezaacestor fenomene este (în 90% din cazuri), pluvială, ca efect al producerii unorînsemnate cantităţi de precipitatii într-un interval scurt de timp (valorile de peste100mm/24 ore sunt frecvente în regiune). Intervalul caracteristic de producere a

viiturilor este iunie-august (peste 85% din cazuri), foarte rare fiind viiturile dinanotimpul rece (ză poare, pod de gheaţă).

16




Atunci când valorile nivelelorşi ale debitelor depăşesc anumite praguri, înluncile râurilor se produc inundaţii. Frecvenţa acestora este mai redusă, fiindcondiţionată de parametrii morfometricişi morfologici caracteristici albiilorminoreşi majore, însă impactul asupra peisajuluişi sistemului social-economic poate fi major. Proiectul vizează prioritar analiza frecvenţei viiturilor şi ainundaţiilor pe baza modelelor matematice probabiliste, câtşi impactul acestora prin simulări realizate pe calculator prin intermediul Sistemelor InformaţionaleGeografice, identificându-se arealele cu un grad ridicat de vulnerabilitate.

2.2. Fenomene de risc hidrologic asociate scurgerii minimesunt legate desecarea râurilor. Fenomenul de secare este extrem de caracteristic pentru râuriledin acest bazin, mai ales pentru cele de ordinul Işi II (sistem Horton–Strahler),

în perioada iulie-septembrie, fiind condiţionată de lipsa sau precaritateaalimentării pluviale. În cazul bazinelor hidrografice cu suprafete mai mici de de5 km2, riscul producerii fenomenului de secare este foarte ridicat (probabilitateade producere fiind de peste 90%), iar în cazul bazinelor hidrografice cu suprafeţede peste 5 km2, riscul este mai scăzut (probabilitatea de producere fiind de 40-50%). Durata medie a fenomenului de secare oscilează între 120 de zile pentrucele cu suprafeţe de sub 100 km2 şi de 10-15 zile pentru cele cu suprafeţe maimari de 500 km2. Pe baza înregistr ărilor de la posturile pluviometrice, vor fianalizate perioadele de secare, durataşi frecvenţa acestora, precumşi impactullor la nivel local.

2.3. Riscul supraîncărcării cu material solid a pânzelor freaticeva fianalizat în legatur ă cu fenomenele hidrologice extreme de tipul viiturilorşiinundaţiilor, când scurgerea naturală maximă bogată în aluviuni încarcă pânzelefreatice din zonele riverane. Acest risc poate fi asociatşi cu scurgerea de peversanţi, în timpul momentelor pluviale maxime. Evaluarea acestui tip de risc se poate realiza în puţurile şi forajele situate în luncile râurilor sau la bazaversanţilor (reţeaua de foraje din bazinul Bârladului cuprinde 79 de foraje pentru acviferul freatic, la care se adaugă 15 foraje de adâncime).

2.4. Riscul modificărilor hidrogeomorfologice este strâns legat deschimbările aduse în albiile râurilor în timpul manifestării unor fenomenehidrologice extreme (viiturişi inundaţii etc.). Acest tip de risc include:modificări în albia minor ă şi major ă a râurilor (prin eroziunea malurilor),degradarea sau agradarea albiei minore, modificări ale configuraţiei reţeleihidrografice etc.

3. Riscurile pedo-geomorfologice în bazinul Bârladului

Degradările de teren datorate proceselor de eroziune în adâncimeşi însuprafaţă, de deplasare în masă, de sedimentare etc. reprezintă cea mai gravă ameninţare asupra mediului din bazinul Bârladului. Substratul litologic friabil,

17




fragmentarea colinar-deluroasă, agresivitatea climatică, impactul puternic alactivităţilor umane (prin modificarea radicală a covorului vegetal), au condus laextinderea substanţială a proceselor geomorfologice actuale. Prin aceasta, bazinul vizat se caracterizează printr-o susceptibilitate ridicată faţă de diferitehazarduri naturale, precumşi un înalt grad de vulnerabilitate a structurilor social-economice.

Dinamica proceselor de degradare a fost analizată în corelaţie cu proprietăţile fizico-mecanice ale rocilor, lungimeaşi înclinarea versanţilor,caracteristicile condiţiilor climatice, structuraşi compoziţia învelişului vegetal,modul de exploatare a terenurilorşi de conservare a solului.

Analiza tuturor riscurilor în cauză presupune nu doar determinarea

probabilităţii de producere a fiecarui proces cişi impactul diferitelor proceseşifenomene naturale asupra structurilor antropice (populaţie, habitat, economie). Înacest sens, cercetările s-au concentratşi asupra evaluării vulnerabilităţii umanefaţă de hazarduri naturale analizate, vulnerabilitate dependentă de: poziţiaaşezărilor umane sau a obiectivelor economice în raport cu elementele cadruluinatural (versant, luncă etc.), densitatea populaţiei şi a construcţiilor, materialelede construcţie utilizate (element extrem de important, având în vedere caracterulrural al zonei), structura culturilor agricole, sistemul de agricultur ă practicat,gradul de pregătire al populatiei (psiho-social sau economic) pentru a face faţă unor evenimente cu impact negativ.

Cercetările de teren au avut în vedere următoarele aspecte:- cartarea arealelor afectate de procese geomorfologice actuale (eroziune în

suprafaţă, eroziune în adâncime, alunecări de teren, procese de sedimentare),fiind utilizate atât metode convenţionale (măsur ători topografice, metoda grileide picheţi etc.), câtşi neconvenţionale (GPS, aerofotogrametrie, Cs137 etc);

- cartarea arealelor cu risc ridicat de producere a inundaţiilor, realizarea unor profile transversale ale albiilor la scar ă mare;

- prelevarea unor probe de solşi depozite superficiale, în vedereadeterminării susceptibilităţii terenurilor la producerea diferitelor procese dedegradare;

- analize fizico-chimice expediţionare ale apelor de suprafaţă şi freatice(fântâni, puţuri);

- evaluarea adâncimii acviferului freaticşi a fluctuaţiilor acestuia, în corelaţiecu măsur ătorile existente, inclusiv pentru determinarea adâncimii criticeşisubcritice ale acesteea;

- realizarea unor profile pedologice reprezentative care să pună în evidenţă succesiuneaşi proprietăţile unor orizonturi semnificative în aprecierea risculuisalinizării, alcalizării sau stagnogleizarii solurilor;

18




- completarea bazei de date pentru determinarea vulnerabilităţii umane(detalii ce nu pot fi extrase de pe har ţile topografice sau imaginile satelitare,datorită dimensiunii sau datei la care au apărut (construcţii recente).

Activitaţile de laborator au urmărit:- efectuarea de analize fizico-chimice ale probelor prelevate din teren pentrudeterminarea parametrilor necesari: granulometrie, conţinut de materie organică,conţinut de carbonaţi, pH, minerale argiloase, limite de plasticitate etc.;

- realizarea hăr ţii depozitelor superficiale, atât generale, câtşi tematice, pe baza proprietăţilor analitice anterior menţionate, care au impact asupra proceselor erozionale;

- realizarea modelului numeric ale terenului (MNT) pe baza hăr ţilor

topografice, în scara 1:50000, pentru întreg bazinulşi în scara 1:25000 pentruareale reprezentative. O asemenea abordare permite obţinerea variabilelormorfometrice necesare (hipsometrie, declivitate, energie de relief, fragmentareexpoziţie), pentru estimarea relaţiilor funcţionale care au impact asupra proceselor de risc;

- aplicarea "metodei cubului matricial"şi suprapunerea stratelor tematice învederea evaluării susceptibilităţii terenurilor la alunecareşi realizarea hăr ţii privind susceptibilitatea terenurilor la alunecare;

- realizarea hăr ţilor privind susceptibilitatea terenurilor la procese de eroziuneîn suprafaţă şi în adâncime;

- realizarea hăr ţii proceselor geomorfologice actuale în areale reprezentative,cu un grad ridicat de vulnerabilitate;

- prelucrarea statistică (analiza probabilistică, analiza multivariată factorială)a datelor climaticeşi hidrologiceşi integrarea lor în baza de date SIG, pentrustabilirea intervalului de recurenţă a fenomenelor hidrologice extreme,reprezentarea statistică şi cartografică a datelor ;

- realizarea hăr ţii solurilor, cu evidenţierea proceselor de salinizare,alcalizare, stagnogleizare sau gleizare, inclusiv cu suprapunerea hăr ţiiizofreatelorşi a depozitelor superficiale;

- simularea proceselor şi a fenomenelor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice prin utilizarea SML-urilor (Spatial Manipulation Language) încadrul SIGşi analiza impactului structural-funcţional al acestora;

- estimarea vulnerabilităţii structurilor antropice pe baza unor parametri bine precizaţi (extraşi de pe hăr ţi, aerofotograme sau obţinuţi din teren: densitatea populaţiei, structura acesteia, densitatea clădirilorşi poziţia acestora, materialele

de construcţie şi vârsta clădirilor, detalii privind infrastructura etc.)În această abordare şi prin manipularea datelor în sistem informatizat(SIG) se pot obţine o serie de avantaje însemnate,şi anume: baze de date spaţiale

19




omogene, integrate, care ofer ă posibilitatea interconectării cu alte baze de dateşi aplicaţii geomatice similare, permanenta completareşi actualizare a acestora.

Gradul de noutate şi complexitate Noutatea proiectului constă în actualitatea temeişi aplicarea ei la o zonă asupra careia nu au mai fost efectuate astfel de studii; totodată, recomandările de

ordin practic vor avea în vedere impactul riscurilor hidroclimaticeşi pedogeomorfologiceşi rolul acestora în realizarea planurilor de amenajareteritorială, în vederea dezvoltării durabile a comunităţilor ruraleşi urbane din bazinul hidrografic Bârlad. Complexitatea proiectului rezidă din însăşi temaacestuia, care impune o abordare interdisciplinar ă pentru analiza hazardurilorluate în considerare, a vulnerabilitaţii teritoriuluişi a structurilor teritoriale,

pentru determinarea riscurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologiceşi aimpactului acestora. Se impun cercetări geologice (asupra depozitelorsuperificiale), de geomorfologie (dinamică şi aplicată), cercetări de climatologieşi hidrologie (hazardurişi riscuri climaticeşi hidrologice), pedologie (eroziuneasolului şi impactul economic pe termen lung), geografie umană (populaţie,habitat, forme de economie, structura spaţială şi vulnerabilitatea acestora) etc.

Metodologia de lucru în studiul riscurilor hidro-climatice:Utilizarea metodologiei clasice si moderne include:

- ridicări topografice în arealele cu risc ridicat de producere a inundaţiilor ;- interpretarea statistică (analiza probabilistică) a datelor numerice climatice

şi hidrologice, în vederea identificării unor corelaţii şi a obţinerii unor posibilităţi specifice de prognoză etc ;

- anchete de teren pentru validarea datelor ;- interogarea SIG (SML): analiza hăr ţilor geologiceşi hidrogelogice pentru

întocmirea profilelor hidrogeologice locale, în corelaţie cu datele obţinute pe baza forajelor existente;

- utilizarea metodelor graficeşi/sau a trasorilor ce folosesc coloranţi chimici pentru întocmirea hăr ţilor hidrogeologice;

Prin utilizarea unei metodologii adecvate s-a realizat inventarireaurmătoarelor aspecte:

- analiza statistică şi probabilistică a datelor hidrologiceşi climatice obţinutede la staţiile hidrometriceşi meteorologice, precumşi de la posturile pluviometrice;

- cartografierea (prin programe de calculator) parametrilor climatici cuimpact asupra regimului hidrologic al râurilor;

- prelucrarea informaţiei, pornind de la Modelul Numeric al Terenului, pentru a scoate în evidenţă unii parametri morfometrici ai bazinelor hidrografice(suprafaţa, lungimea reţelei hidrografice, panta bazinului, densitatea reţelei

20




hidrografice, diferiţi coeficienti de formă, cu importanţă în formareaşi dirijareascurgerii de suprafaţă etc.);

- cartografierea digitală pentru realizarea hăr ţii densităţii reţelei hidrografice,a hăr ţii izofreatelorşi a hăr ţii hidroizohipselor;- analiza multilayer (interpolare), în vederea realizării hăr ţilor de rischidrologic;

- testarea, validareaşi aplicarea unor modele matematice de prognoză.Metodologia utilizată în studiul fenomenelor de risc pedo-

geomorfologic:- cartografierea suprafeţelor afectate de procese de deplasare în masă şi

ravenare, a modului de utilizare a teritoriuluişi a dinamicii acestora, prin

teledetecţie şi aerofotogrammetrie;- realizarea unor profileşi sondaje pedo-geomorfologice, pentru efectuareasampling-ului;

- analiza proprietăţilor fizico-mecaniceşi chimice ale depozitelor superficialeşi ale solului (limite de plasticitate, minerale argiloase etc.), în vedereadeterminării susceptibilităţii terenurilor la diferite procese de degradare;

- interpretarea statistică (analiza probabilistică, indici de corelaţie) a datelorobţinute prin măsur ători de terenşi analize de laborator, în vederea estimăriidinamicii crono-spaţiale a proceselor de degradareşi a evaluării consecinţelor(volum de sol erodat, diminuarea potenţialului productiv etc.);

- estimarea pierderilor de sol prin eroziune cu ajutorul USLE (EcuatiaUniversala a Pierderilor de sol), a programului WEPP (Water Erosion PredictionProject), spaţializarea informaţiilorşi integrarea acestora în SIG;

- evaluarea colmatării acumulărilor prin măsur ători succesive de topografie, batimetrieşi prin teledetecţie, aerofotogrametrieşi fotointerpretare;

- estimarea eroziunii totale pe bazine hidrografice reprezentative (Vaslui,Berheci, Pereschiv, Tutova).

Resurse materiale disponibile pentru realizarea proiectuluiResursele materiale au fost extrem de numeroase, beneficiind de baza

materială a Centrului de Cercet ări Fizico-Geografice şi Pedologice, învederea dezvolt ării durabile a resurselor naturale, cât şi de patrimoniulmatrial al Departamentului de Geografieal Facultăţii de GeografieşiGeologie din cadrul Universităţii “Al.I.Cuza” Iaşi. Baza materială disponibilă a cuprins: laboratoare dotate cu tehnică de calcul de ultimageneraţie, sisteme moderne de imprimare, rotaprint, copiatoare xerox jetşi

laser, alb-negru şi color, laborator de meteorologieşi climatologie,laboratoare deştiinţa solului, analize fizico-chimice ale unor parametri demediu, SIGşi teledetecţie etc., buletineşi anuare meteorologice, arhiva de

21




date climatice, bibliografie specifică, fond cartografic la diverse scări şi dindiferite ediţii, inclusiv arhiva de imagini satelitare, softuri specifice analizei propuse (TNTmips 6.9, WEPP etc.).

Contribuţia fiecărui partenerUnitatea promotoare s-a ocupat de următoarele aspecte:

- managementul proiectuluişi gestionarea bazei de date;- cartarea şi cartografierea hazardurilor hidro-climaticeşi pedo-

geomorfologice;- prelucrarea integrată a datelor statisticeşi alfa-numerice;- realizarea hăr ţilor de hazard, riscşi vulnerabilitate, în conformitate cu

planulşi metodologiile propuse;- diseminareaşi implementarea rezultatelor.P1-Agenţia Naţională de Meteorologie a asigurat:

- completarea bazei de date existente la nivelul bazinuluişi în arealelelimitrofe, datele necesare interpolării spaţiale: valori lunare, anualeşimultianuale de interes pentru analiza riscurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologice (temperatura aerului, temperatura solului, umiditate, precipitaţii,vânt, fenomene meteorologice etc.);

- furnizarea hăr ţilor sinoptice pentru diferite intervale caracteristice când s-au produs evenimente climatice deosebite,

- furnizarea imaginilor obţinute cu ajutorul sateliţilor meteorologicişi aradarului;

- prelucrareaşi sprijin în interpretarea datelor hidro-climatice, cu ajutorulmetodologiilor moderne (modele matematice), inclusiv simulări ale proceselorde risc

P2-Institutul Naţional de Cercetare Dezvoltare pentru Pedologie,Agrochimieşi Protecţia Mediului a oferit sprijin pentru :

- realizarea unor analize fizico-chimice de laborator, necesare identificării parametrilor fizico-mecanicişi chimici ai depozitelor superficialeşi ai solurilor,în vederea determinării susceptibilităţii terenurilor la diferite procesegeomorfologice sau pedogenetice.

P3-Universitatea Stefan cel Mare Suceava a adus contributiisemnificative privind :

- efectul schimbărilor climatice şi al utilizării terenurilor în regimultransferului sedimentelor din aria sursa spre punctul de efluenţă;

- efectul acumulărilor din lungul albiilor asupra captării aluviunilor şicolmatării lacurilor;

22




- rolul proceselor de agradare-degradare în dinamica proceselor de albieşiimpactul acestora asupra mediului;

- variabilitatea granulometrică a depozitelor de albie, în contextul rectificării

şi îndiguirii albiilor de râu, implicit semnificaţia acestora;- morfologia albiilorşi riscul inundaţiilor în bazinul hidrografic Bârlad.P4-Universitatea de Stiinte Agricoleşi Medicină Veterinara „Ion

Ionescu de la Brad” a participat la :- determinarea productivităţii solurilor pentru diferite categorii de culturi, sub

influenţa proceselor erozionale (esantionare în bazinele Berhecişi R ăcătău);- elaborarea unor modele de prognoză a pierderilor de humusşi a elementelor

nutritive;

- elaborarea unor scheme pedoameliorative. P5-Academia Romana- Filiala Iaşi s-a ocupat de:- analize fizico–mecanice ale depozitelor superficaleşi solului; - prelucrarea statistică şi cartografierea digitală a datelor.

P6-Agenţia Pentru Protecţia Mediului Vaslui a participat la:- diseminareaşi implementarea rezultatelor.

Colaborarea eficientă a partenerilor a asigurat îndeplinirea obiectivelor propuse în termen, prin complementaritatea cercetărilor şi schimbul reciproc deinformaţie, în cadrul fiecarei etape (inclusive prin participareaşi organizareaunor workshop-uri, în noiembrie 2007şi iunie 2008)

5. Justificarea proiectului

Hazardurileşi riscurile naturale au cunoscut o amploare tot mai mare înultimul secol, atât datorită schimbărilor climatice globale, câtşi creşteriivulnerabilităţii structurilor social-economice. Încălzirea globală, perturbărileintervenite la nivelul circulaţiei atmosferice au accentuat manifestările extremeale fenomenelor climatice. La scara regionala sau locală, defrişările „agresive”contribuie, pe de o parte, la accentuarea scurgerii de suprafaţă, în defavoareainfiltraţiei, pe de altă parte, la destabilizarea versanţilor susceptibili la procese dealunecare. Într-o zona deluroasă (bazinul superior)şi colinar ă (bazinul mijlociuşi inferior, în cea mai mare parte), cu o fragmentare relativ accentuată, în careloturile private au suprafeţe mijlociişi, mai ales, mici, iar lucr ările agricole serealizează de multe ori perpendicular pe curbele de nivel, cu dominanţaculturilor pr ăşitoare şi în lipsa asolamentelor, cu practici agricole

necorespunzătoare, la scar ă tot mai largă după 1991, riscul proceselor erozionalede orice natur ă sporeşte exponenţial, diferenţiat în funcţie de particularităţilemorfo-litologice ale bazinului. Accentuarea scurgerii pe versanţi contribuie la

23




crearea şi propagarea mult mai rapidă a undelor de viitur ă, cu posibilitatea producerii inundaţiilor, mai ales în luncile râurilor mai mari de ordinul II; râurilede ordinul I (în sistem Horton – Strahler) din bazinul Bârladului funcţionează mai mult ca organisme torenţiale. Numeroasele construcţii realizate în albiarâurilor (Racova, Vaslui, Bârlad), fie f ăr ă autorizaţie, fie cu autorizaţii obţinute prin încălcarea legii, sporesc vulnerabilitatea acestora faţă de inundaţii, darşi înraport de oscilaţiile acviferului freatic, slă bind rezistenţa fundaţiilor (acolo undeacestea există, pentru ca multe construcţii rurale sunt înalţate f ăr ă fundaţie şi dinmateriale uşor perisabile: „chirpici”).

Frecvenţa tot mai mare a hazardurilor naturaleşi vulnerabilitatea tot maides întâlnită a populaţiei, a habitatuluişi a structurilor economice impun un

astfel de studiu într-o zonă cu o fragilitate naturală ridicată. Lipsa unor studii deamenajare teritorială care să ia în calcul riscurile naturale justifică realizarea unuiastfel de studiu, mai ales că acestea sunt prevăzute în lege.

În România, Planul de Amenajare a Teritoriului Naţional (PATN)cuprinde la sectiunea V (cf. Legii 575/22 octombrie 2001) zone de risc natural , prin acestea întelegându-se arealeîn interiorul cărora exist ă un poten ţ ial de producere a unor fenomene naturale distructive, care pot afecta popula ţ ia,activit ăţ ile umane, mediul natural şi cel construit şi pot aduce pagube şi victimeumane (Art. 2, al.1). Deşi legea nu ia în calcul toate proceseleşi fenomenelenaturale de risc, reprezintă un pas importantşi fixează un reper în realizarea planurilor de amenajare teritorială. Dificultatea delimitarii proceselorşi afenomenelor cu potenţial destructiv rezidă din modul de manifestare al acestora:există procese cu impact imediat, care provoacă pagube relativ uşorcuantificabile (inundaţiile, alunecările de teren), darşi procese ale cărorconsecinţe se propagă gradual, uneori într-un ritm greu perceptibil, dar care pot provoca pagube chiar mai mari (eroziunea soluluişi scăderea productivităţiiacestora).

Costurile pentru realizarea unor planuri de prevenire a riscurilor naturaleşi de implementare a acestora sunt cu mult mai reduse decât costurile necesarereconstrucţiei, reabilitării posterioare producerii unor dezastre de impact imediatsau cu propagare spaţială şi temporală difuză. Pe aceasta direcţie, dificultaţile potapărea în procesul de implementare a rezultatelor proiectului, datorită finanţăriiinsuficiente la nivelul comunităţilor locale.

24




6. Schema de realizare a proiectului

Etapa I: Faza de pregătire Activitatea I.1 Reuniunea consor ţiuluişi stabilirea strategiilor de lucru;Activitatea I.2. Documentareşi asigurarea bazei materiale necesare desf ăşur ăriiactivităţilor din cadrul proiectului.

Etapa II: Crearea bazei informatizate de date Activitatea 2.1. Scanarea, georeferenţierea şi vectorizarea fondului cartografic(hăr ţi geologice, scara 1:200.000, hăr ţi topografice, scara 1:25.000, studii pedologice, scara 1:10.000)şi compatibilizarea imaginilor satelitareşi a

aerofotogramelor;Activitatea 2.2. Completarea bazei de date hidrologiceşi climatice şiintroducerea acestora în sistem informatizat;Activitatea 2.3. Realizarea raportului de activitate.

Etapa III: Cercetări de teren în vederea completării şi actualizăriibazei de date Activitatea III.1. Analiza preliminar ă în vederea identificării arealelorsusceptibile la producerea fenomenelor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologicede risc, cu un grad ridicat de vulnerabilitate a structurilor antropiceşicompletarea bazei materiale necesare cercetărilor de teren;Activitatea III.2. Cartarea unor perimetre eşantion afectate de procesegeomorfologice de versant (eroziune areolar ă, ravenare, alunecări de teren)şirealizarea unor scheme de teren pentru amenajarea acestora în bazinul superior aBârladului (Podişul Central Moldovenesc); prelevare de probe;Activitatea III. 3. Realizarea unor profile reprezentative de sol în vedereaidentificării perimetrelor cu probleme speciale de degradare a învelişului de sol(salinizare, alcalizare, gleizare), în bazinul superior al Bârladului (PodişulCentral Moldovenesc); prelevare de probe;Activitatea III. 4. Cartarea unor perimetre eşantion afectate de procesegeomorfologice de versant (eroziune areolar ă, ravenare, alunecări de teren)şirealizarea unor scheme de teren pentru amenajarea acestora, în bazinul mijlociuşi inferior al Bârladului (Colinele Tutoveişi Dealurile Fălciului); prelevare de probe;Activitatea III. 5. Realizarea unor profile reprezentative de sol în vederea

identificării perimetrelor cu probleme speciale de degradare a învelisului de sol(salinizare, alcalizare, gleizare), în bazinul mijlociuşi inferior al Bârladului(Colinele Tutoveişi Dealurile Falciului); prelevare de probe;

25




Activitatea III. 6. Cartarea perimetrelor cu risc ridicat de inundaţie din lungulalbiei Bârladuluişi a afluenţilor;Actvitatea III. 7. Realizarea raportului de activitateşi diseminarea rezultatelor(inclusiv publicarea raportuluiştiinţific);

Etapa IV: Analize de laboratorşi prelucrarea în sistem informatizat adatelor Activitatea IV.1. Completarea bazei materialeşi realizarea analizelor fizico-mecaniceşi chimice ale probelor prelevate din teren;Activitatea IV.2. Realizarea modelului numeric al terenurilor, analiza multilayer,analiza probabilistică, simulări şi modele de prognoză;

Activitatea IV.3. Realizarea planurilor de prevenire a riscurilor naturaleşi aschemelor detaliate de amenajare a perimetrelor eşantionateşi a planului generalde amenajare a teritoriului;Activitatea IV.4. Realizarea raportului de activitateşi diseminarea rezultatelor.

Etapa V: Raportul final de cercetareşi diseminarea rezultatelorActivitatea V.1. Diseminarea rezultatelor par ţiale şi totale prin realizarea unormateriale informative (pliante, broşuri de popularizare)şi a unei pagini web;Activitatea V.2. Publicarea raportului de cercetare într-un volum propriuşi arezultatelorştiintifice în reviste cotate ISI;Activitatea V.3. Diseminarea rezultatelor prin organizarea unei întruniri de prezentare a rezultatelor la nivelul mediilor academiceşi a factorilor de decizie:organizarea unei manifestări ştiinţifice de impact pe problematica riscurilorşi ahazardurilor naturaleşi a unor workshop-uri pe tematica proiectului.

26




Capitolul I: Introducere

I.1. Bazinul hidrografic Bârlad – consideraţii generale (Constantin Rusu)

Reteaua hidrografică dezvoltată în partea central-sudică a PodişuluiMoldovei, în spaţiul Siret-Prut, este reprezentată, în primul rând, prin bazinulhidrografic Bârlad (Fig.I.1.),şi apoi de o serie de afluenţi ai Prutului, cu oimportanţă hidrologică redusă (Elan, Chineja etc.)

Fig.I.1. Localizarea bazinului hidrografic Barlad, în cadrul României, pe imagineasatelitara LANDSAT–TM

Cu cea mai mare suprafaţă dintre toţi afluenţii râului Siret, în care de altfeldebuşează, (peste 7220 km2), bazinul hidrografic Bârlad reprezintă peste 45%din suprafaţa Podişului Modovei (cuprins între râurile Siretşi Prut). Râul Bârlad, principala arter ă hidrografică, izvor ăşte din preajma „Curmăturii” de la ValeaUrsului (judeţul Neamţ), de la o altitudine de 370 m. În ceea ce priveştelungimea râului, datele sunt diferite: 247 km după Ujvari (1972)şi 207 km după Cadastrul Apelor din România (1992). Aceste diferenţe survin ca urmare a unorlucr ări de regularizare efectuate în decursul timpului.

27




În cursul superior, râul Bârlad are o direcţie de curgere NV-SE, str ă bâtândPodişul Central Moldovenesc. Cei mai importanţi afluenţi pe care îi primeşte, înacest sector, sunt Gârbovita, Sacovăţ, Stavnic, Rebricea, Vasluiul (cuDobrovăţul), toţi pe partea stângă, iar pe partea dreaptă cel mai însemnat afluenteste Racova. În aval de confluenţa cu râul Vaslui începe cursul mijlociu, careţine până la confluenţa cu râul Pereschiv, valea Bârladului fiind orientată pedirecţia generală nord-sud. În acest sector, primul afluent mai important esteCrasna, pe partea stângă, apoi de pe partea dreaptă: Simila, Tutova, Pereschiv. Încursul inferior, cei mai importanţi afluenţi sunt tot de pe partea dreaptă:Berheciul cu Zeletinulşi Tecucelul.

La vărsare, aval de localitatea Iveşti, altitudinea absolută ajunge la cca. 20

m, astfel încât panta medie a râului Bârlad pe întreaga lungime este de cca.2‰iar coeficientul de sinuozitate se situează în jurul valorii de 1,30. În totalitate,râul Bârlad primeşte, în mod direct sau indirect, 146 de afluenţi, însumând 2565km de reţea hidrografică.

Sub aspect structural, bazinul Bârladului se suprapune unor sectoare cufundament diferenţiat, corespunzătoare păr ţii sudice a Platformei Moldoveneştişi depresiunii tectono-structurale a Bârladului, peste care s-au aşezat depozitelerelativ uniforme ale cuverturii sedimentare monoclinale. Partea superioar ă aacestor depozite apar ţine formaţiunilor sarmato-pliocene, care se succed de lanord la sud, trecând treptat unele sub altele. În nord, sunt prezente sedimente bassarabieneşi kersoniene, formate din argile, marne, nisipuri cu importanteorizonturi de gresiişi calcare, ce se înscriu clar în morfologia reagiunii. Pesteele, spre sud, urmează formaţiunile meoţiene, argiloase şi nisipoase, cuintercalaţii de cinerite andezitice, care acoper ă o zonă largă, până cătreextremitatea sudică a bazinului.

Înf ăţişarea generală a reliefului este în concordanţă deplină cu particularităţile substratului geologicşi cu activitatea desf ăşurată de factoriidenudaţiei. În partea nordică, unde predomină plăcile dure de gresii calcaroase,relieful este masiv, format din dealurişi platouri întinse, larg bombate, cu un pregnant caracter structural, acoperite de păduri de stejarşi fag, în timp ce în partea sudică (la sud de latitudinea oraşului Vaslui) caracteristice sunt colinele prelungi, separate de văi relativ paralele.

Altitudinea maximă se atinge în partea nord-vestică a bazinului, în DealulDoroşanu (564 m), coborând lent spre zona de confluenţă cu râul Siret până lacca.20 m.

Dacă avem în vedere principalele aspecte morfogenetice ale reliefului,constatăm prezenţa în propor ţie de peste 75% a formelor sculpuraleşistructurale, însoţite de suprafeţe restrânse de acumulare. Însă, peste tot are loc o

28




intensă fasonare a versanţilor de către procesele deluviale, cu precădere aeroziunii torenţialeşi a deplasărilor de teren.

Fiind o zonă rurală prin excelenţă manifestările spaţiale ale proceselorgeomorfologice actuale, coroborateşi cu efectele devastatoare ale unorfenomene hidro-climatice (viituri, inundaţii, secete, grindină etc) îşi punamprenta asupra dezvoltării socio-economice a regiunii. Acest aspect reprezintă obiectivul major al acestui proiect de cercetare: analiza riscurilor asociate proceselor pedogeomorfologice si hidroclimatice actuale, procese interpretate cahazarduri naturale, cu o frecvenţă si o intensitate deosebită, în stransă corelaţiecu vulnerabilitatea teritoriului. Având în vedere particularităţile geologice,geomorfologice, hidroclimatice si biopedogeografice, frecvenţa şi intensitatea

unor fenomene naturaleşi efectul acestora asupra populaţiei (predominantrurală) şi a activitaţilor specifice zonei justificarea acestei teme este denetăgăduit.

I.2. Noţiuni şi concepte(Iulian Cătălin Stângă)

Cunoaşterea riscurilor naturale reprezintă o necesitate a societăţii moderne,constituind o condiţie sine-qua-non în realizarea studiilor de impact, a planurilorde amenajare teritorială şi, în general, o condiţie a gestionării eficiente aresurselor naturale sau a elabor ării unor proiecte de dezvoltare durabilă. Acestlucru explică numărul mare de studii de specialitate, amploarea pe carecercetarea în domeniu a cunoscut-o în ultimele decenii (îndeosebi după 1975), precumşi eforturile susţinute de a realiza transferul de la teorie la practică.

Încercările de a proteja clădirile împotriva cutremurelor datează încă dinantichitate (Covello ş.a., 1985, citaţi deSmith, 1996), iar noţiunile de nesiguranţă şi risc apar pentru prima dată în evul mediu, în filosofia cămătăriei, când seconsidera că o dobândă se justifică numai prin capacitatea acesteia de acompensa riscul de a nu primi banii înapoi ( LeGoff, 1994).

Termenul propriu-zis de risc apare pentru prima dată însă în secolul alXVII-lea, pentru a desemna, în cadrul asigur ărilor maritime, posibilitateaapariţiei unui rezultat nefavorabil. În secolul al XVIII-lea, conceptul estedezvoltat pentru prima dată ca parte a unei teorii a probabilităţilor, în cadrul jocurilor de noroc, unde probabilitatea de apariţie a unui anumit rezultat eraasociată cu pierderileşi câştigurile ( Mare ş , 1996). În secolul al XIX-lea,

conceptul de risc este integrat deja în economie, fiind exploatat în dezvoltareastrategiilor de afaceri.

29




Abordareaştiinţifică a problematicii riscurilor în domeniul geoştiinţeloreste relativ recentă, primele cercetări privind hazardurilor naturaleşi impactulacestora asupra societăţii fiind realizate deGilbert White (1936, 1945), care aabordat iniţial problema inundaţiilorşi managementul acestora în S.U.A. Treptat,lucr ările lui Whiteşi ale colaboratorilor săi s-au extinsşi asupra altor hazardurinaturale, atât din teritoriul nord-american, câtşi din afara acestuia. (Smith, 1996).

Înainte de deceniul al optulea al secolului trecut, studiile privind riscurilenaturale erau concentrate asupra tr ăsăturilor hazardurilor naturale (ca fenomenegeodinamice extreme), asupra dimensiunii dezastrelor (cuantificată de cele maimulte ori doar la nivel economic) sau asupra reacţiei post-dezastru a societăţii

umane. Managementul riscurilor naturale era redus la managementul dezastrelonaturale, în cele mai multe din cazuri. Deşi abordări privind impactul psiho-social al dezastrelor datează încă de la începutul secolului al XX-lea2, abia înultimii 30 de ani vulnerabilitatea a fost integrată în studiile de specialitate ca ocomponentă a riscului (Quarantelli, 2005).

Analiza riscurilorşi a hazardurilor naturale sau antropice a devenit o preocupare de mare interes, conturându-se nu doar arii de studiu, ci chiar undomeniu multidisciplinar, în care se vehiculează o terminologie de specialitate cese doreşte a fi cât mai precisă, chiar dacă nu există încă o unitate de opinieasupra conceptelor utilizate, iar ambiguităţile semantice creează dificultăţi decomunicare între teoreticienişi practicieni.

În cadrul acestui domeniu multidisciplinar de cercetare, metodologia(preluată din diferite domenii fundamentale) s-a perfecţionat treptat, au fostcreate noi metodeşi modele de analiză integrată, iar posibilităţile de aplicare arezultatelor cercetării au devenit multiple (planuri de amenajare teritorială, studiide impactşi planuri de prevenirea riscurilor naturale – PPR – necesare protecţieicivile).

Frecvenţa foarte mare a catastrofelor generate de diferite hazardurinaturale (inundaţii, secete, cutremure etc.)şi antropice justifică importanţa totmai mare acordată analizei acestora, mai ales, începând cu deceniul al optulea alsecolului trecutşi explică numărul mare de studii teoreticeşi aplicative care aparîn acest interval. În 1984 a fost propus un program internaţional în vedereareducerii pierderilor materiale sau umane datorate hazardurilor naturale, program

2

Stierlin E. (1909) – Uber Psycho-Nemopathischen Folgezustan de bei denUberlebenden der Katastrophe von Counieres an 10 Marz 1906 , Zurich, Elve ţia Prince Samuel (1920) –Catastrophe and social change. Based upon a SociologicalStudy of the Halifax Disasters, New York, SUA

30




ce a fost adoptat în formă finală în decembrie 1989 de către Adunarea generală a Naţiunilor Unite, care a proclamat ultimul deceniu al secolului al XX-lea cafiind Deceniul Interna ţ ional pentru Reducerea Dezastrelor Naturale(International Decade of Natural Disaster Reduction - IDNDR). Geosistemul se caracterizează printr-o structur ă bine definită, dată deelementele constitutive prin parametrii calitativişi cantitativi care lecaracterizează şi, în egală măsur ă, printr-o funcţionalitate (şi, implicit, dinamică) bazată pe relaţiile interactive dintre aceste elemente. Relaţiile în cauză,contradictorii sau compensatorii, precumşi dimensiunea sau calitatea intr ărilorşia ieşirilor din sistem impun acestuia o continuă organizare, indicând„existen ţ aunor for ţ e interne proprii sistemului, capabile să controleze şi să regleze

procesele, să-i confere autostabilitate prin mecanismul conexiunii inverse” ( Ro şu ş.a., 1977). Sistemul beneficiază astfel de capacitatea de autoreglare, princare procesele sunt orientate spre menţinerea unui echilibru dinamic. În situaţiaîn care însă anumite for ţe destabilizatoare depăşesc capacitatea de autoreglare –dată de diferite procese care se desf ăşoar ă între limite de toleranţă ale sistemului – apar disfuncţionalităţi şi dezechilibre ce pot contribui la dezorganizareaşidegradarea sistemului. În acest context, trebuie definite elementele care duc laapariţia dezechilibrelor în cauză (hazard sau asociere a unor factoriconjuncturali?), vulnerabilitatea sistemelor în cauză, precum şi riscul într-unsistem geografic, ca potenţial generator de ruptur ă funcţională sau structurală.

I.2.1. HazardTermenul dehazard, provenit din cuvântul arabaz-zahr(de joc de zaruri),

este definit în DEX (1984) ca„împrejurare sau concurs de împrejur ări(favorabile sau nefavorabile) a căror cauză r ămâne în general necunoscut ă;întâmplare neprevă zut ă , nea şteptat ă”.

Cel mai adesea, hazardurile sunt interpretate ca o sursă poten ţ ial ă de pericol,fiind asociate sau identificate cu acele procese şi fenomene naturale sauantropice care pot afecta calitatea mediului sau pot provoca pierderi materiale sau umane ( Z ăvoianu ş.a., 1994,Grecu, 1997, Smith, 1996, Arma ş Iuliana ş.a., 2003, Arma ş Iuliana, 2005). Acceptarea de la bun început a acestei interpretăriîn abordarea de faţă nu exclude însă o serie de completări sau rememorarea altoraccepţiuni, elemente care se impun ca o necesitate de înţelegere corectă aterminologiei, mai ales că persistă încă neclarităţi care împietează orice demersştiinţific. Astfel, spre exemplu, există cercetători care, considerând hazardul ca

pe o ameninţare la adresa societăţii, includ în sfera saşi impactul real al acestuia;în această accepţiune, hazardul rezultă din interacţiunea sistemelor naturale cucele sociale sau tehnologice (Cutter ş.a., 2001).

31




Hazardul trebuie asociat unor proceseşi fenomene aleatorii (cel puţin înaparenţă), care se produc într-un mediu bine determinatşi ale căror mecanismesunt cunoscute de către cercetător, dar pentru care momentulşi locul următoreiapariţii nu pot fi determinate prin simpla cunoaştere a stărilor anterioare alemediului respectiv ( Péguy, 1992).

Se poate trasa o limită între diferitele fenomeneşi procese (evenimentele)naturale aparent aleatorii, pe de o parte,şi hazarduri, pe de altă parte? Smith (1996) consider ă că distincţia se poate face relativ uşor, având în vedere că hazardurile sunt de cele mai multe ori tratate într-o abordare ecologică3 şi într-oviziune antropocentristă, iar amplitudinea de variaţie (frecvenţă, dar mai alesintensitate) poate fi luată în calcul pentru o astfel de diferenţiere, separând

evenimentele obişnuite de valorile extreme (hazarduri).Geosistemul funcţionează pe baza relaţiilor de tip interactiv care sestabilesc între componente, iar existenţa unui echilibru dinamic nu presupuneşilipsa variaţiilor, de obicei de amplitudine redusă, dar care pot ajungeşi la valoriextreme, depăşind chiar limitele de toleranţă ale sistemului în cauză, analizat lanivel global, regional sau local.

Limitele de toleranţă variază de la un sistem la altul, iar analiza acestorlimite presupune atât analiza vulnerabilităţii sistemului respectiv, câtşi transferulnoţiunii de hazard în sfera noţiunii de risc. Să presupunem însă că am ignoralimitele de toleranţă şi, implicit, vulnerabilitatea. Unde este pragul dintre valorileobişnuiteşi valorile extreme? Luând ca exemplu regimul de scurgere al unui râu,abordăm ca obişnuite variaţiile care se produc anualşi ca extreme valoriledebitelor care se înregistrează o dată la câţiva ani sau valorile ce pot fi atinse la oasigurare de 3%, 1%, 0,1 %? Dar pot fi cazuri în care nici una din aceste valorextreme produse la diferite asigur ări să nu determine inundaţii, să nu impliceconsecinţe cu potenţial destructiv, fie datorită morfologiei albiei minoreşimajore, fie datorită amenajărilor existente. În acest caz, se pierde, cel puţin par ţial, semnificaţia termenului de hazard ca eveniment extrem cu potenţialdestructiv. Acest aspect nu poate fi ignorat în interpretarea fenomenelor extremeînsă poate fi considerat lipsit de importanţă în analiza hazardurilor, având învedere că acestea nu presupun certitudinea unor consecinţe negative, ci,dimpotrivă, probabilitatea producerii acestora, adică existenţa unei anumiteincertitudini.

3 Prima lucrare realizată în această concepţie apar ţine lui Harlan H. Barrows (1923):Geography as Human Ecology, Annals , Association of American Geographers, vol. 13, pp. 1-14

32




Fig.I.2 Tutova la R ădeni – de la secetă la inundaţii.Exprimare logaritmică (Stâng ă , 2007)

Trebuie remarcat, de asemenea că, în anumite limite, un component algeosistemului poate fi considerat resursă, iar prin depăşirea unor limite, se poatemanifesta ca hazard: apa este resursa vieţii, dar în exces (inundaţii) sau în deficit(secete) poate conduce la consecinţe negative. Acest lucru poate fi pus inevidenţă prin intermediul unei parabole cubice sau prin intermediul unei funcţiilogaritmice. O astfel de reprezentare a debitelor medii lunare ale râului Tutova la postul R ădeni pentru perioada 1950–2004 ilustrează acest lucru.

În plus, calcularea sumei abaterilor lunare faţă de debitul mediumultianual, din punct de vedere al hazardurilor naturale, exprimă foarte binedualismul regimului de scurgere a râurilor.

În fapt, aproape orice variabilă a geosistemului, prin fluctuaţiile specifice,r ămâne un hazard, având în vedere că momentul apariţiei, durataşi intensitateamanifestărilor nu pot fi determinate cu precizie. Acest lucru presupune atâtexistenţa unor manifestări aleatorii, câtşi existenţa unei funcţionalităţi mult preacomplexe pentru a fi descifrateşi evaluate toate relaţiile sistemice.

De altfel, hazardul se asociază anumitor nedeterminări şi existenţei unorincertitudini de natur ă duală, fiind vorba pe de o parte de variabilitatea naturală aanumitor procese avute în vedere, iar pe de altă parte de incertitudini inerenteoricărui demers cognitiv. În primul caz este vorba de incertitudini stochastice,

33




obiective, induse de evoluţia non-liniar ă a diferitelor proceseşi fenomenenaturale, de modul de asociere a factorilor conjucturali care ar putea genera undezechilibru sau o ruptur ă în sistem. În al doilea caz avem de-a face cuincertitudini epistemice proprii fiinţei umaneşi datorate incapacităţii noastre de aînţelege complexitatea proceselor naturale sau lipsei unor date certe de analiză.De aici rezultă că acumularea unei baze de date tot mai solideşi descifrarea câtmai corectă a tot mai multor proceseşi fenomene naturale prin perfecţionareamijloacelor de investigare permit prognozarea diferitelor evenimente extremeDin acest punct de vedere, putem aprecia că progresul tehnico-ştiinţific şi celeconomic reduc ponderea hazardului ca element de nedeterminare, f ăr ă însă a-l putea anula. Diminuarea incertitudinilor epistemice permite totuşi descifrarea,

măcar par ţială, a variabilităţii naturale a fenomenelor de risc prin înţelegereamodului, aparent aleatoriu, de asociere a factorilor conjuncturali.Oricum, limitat de capacităţile sale senzitive, cognitive, metodologice sau

tehnologice, omul este nevoit să considere ca aleatorii multe din fenomenele carene înconjoar ă, deşi totul este determinat de un ansamblu de factori careacţionează într-o manier ă foarte precisă. Traiectoria unei pene purtate de vântsau a unui val care se sparge deţărm sunt determinate de o serie de raporturi demasă şi energie din atmosfer ă sau spaţiul acvatic;şi totuşi nu putem prevedea cuexactitate unde se vor afla la un moment dat pana din văzduh sau moleculele deapă din valul oceanic ( Poirier, 2001). Aceeaşi abordare se păstrează şi în cazulanalizei hazardurilor naturale, ale căror cauze ne sunt cunoscute, dar al cărormoment de apariţie sau mod de manifestare nu pot fi precizate cu exactitate.

Şi totuşi încercări de a elimina această incertitudine a hazardului datează de câteva secole. La cererea cavalerului de Meré, un împătimit al jocurilor denoroc, Blaise Pascal (1623–1662) elaborează, împreună cu Pierre Fermat (1601 –1665), primele noţiuni ale teoriei ştiinţifice a hazardului: calculul probabilităţilor. Utilitatea teoriei probabilităţilor ca model de evaluare aincertitudinilor s-a dovedit încă de la finele secolului al XVII-lea, când auapărut asigur ările de persoaneşi bunuri materiale, care au devenit de oimportanţă major ă în lumea comer ţuluişi a finanţelor.

Hazardul se caracterizează printr-o anumită probabilitate de apariţie şi oanumită intensitate (magnitudine), care se refer ă la for ţa de manifestare în timpşi spaţiu a hazardului. Având în vedere faptul că frecvenţa este apreciată pe bazavalorilor observate, iar probabilitatea rezultă în urma calculelor matematice bazate pe analiza frecvenţelor trebuie acordată atenţie deosebită exprimării. Deşi

în literatura de specialitate este abordată problematica frecvenţei hazardurilor, oastfel de abordare presupune dacă nu o confuzie, cel puţin o suprapunere determeni. Pornind de la semnificaţia matematică uzuală a frecvenţelor şi a

34




probabilităţilor, având în vedere sensul aproape unanim acceptat al hazardului,ne dăm seama că de fapt putem vorbi doar de frecvenţa unor evenimente extreme(deja produse, anterioare momentului cercetării) şi probabilitatea hazardurilor(care s-ar putea produce, ulterioare momentului cercetării).

Fig.I.3. Relaţia între frecvenţa şi intensitatea fenomenelor naturale extreme redată după ocurbă normală ipotetică (Stâng ă , 2007)

În general, cu cât magnitudinea unui anumit fenomen extrem (hazard) estemai mare, cu atât frecvenţa şi probabilitatea manifestării sunt mai reduse. Acestfapt poate fi ilustrat atât prin calcul statistic, câtşi sub formă grafică prinreprezentarea unei curbe normale.

Atât probabilitatea de ocurenţă, cât şi intensitatea hazardurilor suntdatorate asocierii factorilor conjuncturali care pot crea un dezechilibru potenţial,dar şi parametrilor specifici fiecărui factor, modului în care aceştia se impun înfuncţionalitateaşi, implicit, dinamica unor sisteme analizate dintr-un anumitspaţiu. Astfel, situl (tr ăsăturile concrete, intrinseci, ale unui anumit spaţiu bine precizat) şi poziţia geografică (prin relaţiile ce se stabilesc cu regiunileînvecinate) joacă un rol important în asocierea factorilor conjuncturali generatoride hazard.

Hazardul nu poate fi disociat de un anumit spaţiu (cu toate atributele salecalitative, cantitativeşi dinamice). Mai mult decât atât, poate fi utilă adoptareaunui concept frecvent folosit în geografie, respectiv acela deteritoriu. Conceptul presupune nu doar suprapunerea mediului fizic cu cel social, cişiîntrepătrunderea acestora prin aproprierea (însuşirea) spaţiului de către societate

( Le Berre, 1992). Teritoriul devine astfel un concept complex care secaracterizează prin localizare spaţială precisă, printr-un proces de apropriere decătre un anumit grup social, care are numeroase raporturi cu mediul fizic (omul

35




se adaptează mediuluişi îşi adaptează mediul pentru nevoile sale). Pe această direcţie, hazardurile şi riscurile naturale pot fi interpretate tocmai cadisfuncţionalităţi ale relaţiei om-teritoriu, pentru că oricât ar încerca, societatear ămâne dependentă, pe de o parte, de resurseleşi potenţialul unui anumit spaţiugeografic, iar pe de altă parte, de constrângerile pe care acesta le impune.

În concluzie, hazardurile naturale nu pot fi confundate cu evenimentelenaturale, nici cu dezastrele; hazardurile presupun existenţa unui dezechilibru potenţial, a unui eveniment care ar putea genera un dezastru în viitor. În acelaşitimp, existenţa hazardurilor naturale trebuie înţeleasă ca o rezultantă a relaţieiomului cu mediul ale cărui resurse (spaţiu, substanţă şi energie) le foloseşte.Hazardurile naturale reprezintă disfuncţionalităţi potenţiale ale teritoriuluişi ale

teritorialităţii, care rezultă din probabilitatea de manifestare a unor fenomenenaturale extreme.Aşadar hazardurile naturale reunesc toate acele proceseşi fenomene

naturale cu potenţial destructiv asupra sistemului social-economicşi a căror producere nu poate fi prevăzută cu certitudine.

Şi totuşi ... cât de naturale sunt hazardurile naturale? Dacă în privinţafenomenelor vulcanice sau a cutremurelor, societatea nu are nici o posibilitate dea le influenţa, totul fiind dependent de raporturileşi fluxurile de substanţă şienergie telurică, situaţia se schimbă evident în cazul altor procese sau fenomenenaturale care pot fi interpretate ca hazarduri. Spre exemplu, în zonele de versantgrefate pe un fond litologic predominant marno-argilos, manifestarea unor procese de deplasare în masă, în eventualitatea supraumectării deluviului printr-un aport excedentar de precipitaţii, poate fi mult accelerată sau chiar propriu-zisdeclanşată de defrişarea regiunii respective, crearea unor căi de acces prin masadeluvială sau supraîncărcarea cu clădiri de mare greutate. Care factori au un rolmai important: cei pregătitori sau cei cu potenţial declanşator? Putem vorbi înacest caz de un risc natural propriu-zis sau un risc natural indus?

Exemplul nu este unic. Defrişarea vegetaţiei forestiere dintr-un anumit bazin hidrografic permite apariţia şi propagarea mult mai facilă a undelor deviitur ă cu probabilitate crescândă de producere a inundaţiilor, având în vedereaccelerarea scurgerii de suprafaţă, în lipsa unei retenţii importante la nivelulcoronamentului arborilorşi a posibilităţii scăzute de infiltrare a apei în condiţiide pantă ridicată. Schimbările climatice globale, bulversarea circulaţieiatmosferice cu producerea tot mai frecventă a unor evenimente meteo-climaticecu impact catastrofal (secete, inundaţii, tornade etc.) sunt chiar atât de naturale

pe cât par? Sau omul, în mersul anevoios al progresului tehnico-ştiinţific,conştient sau nu, a tot dat câte o lovitur ă echilibrului planetei prin controlulşimanipularea în interes propriu a legilorşi for ţelor naturii.

36




Deci... cât de naturale sunt hazardurile naturale? Multe din catastrofelegenerate de diferite fenomene sau procese meteorologice sunt asociateschimbărilor climatice globale, efectului de ser ă şi încălzirii atmosferei saudistrugerii stratului de ozon. Procesele biopedogeochimice care au creatşi aumenţinut o anumită compoziţie de echilibru a atmosferei (asigurând instalareaşi permanentizarea vieţii pe Terra) sunt în prezent devansate de procesele de ardere(industrie, transport) care, prin infuzia de substanţe în atmosfer ă, dereglează funcţionalitatea naturală a acesteia pe termen mediuşi lung, cu implicaţii asupratuturor celorlalte componente sistemice.

Clasificarea hazardurilor naturale

Luând în considerare originea hazardurilor acestea pot fi grupate, după oschemă simplă, în hazarduri naturaleşi hazarduri antropogene, f ăr ă a excludeînsă interferenţe ale factorilor cauzali (pregătitori sau declanşatori).

Clasificarea hazardurilor naturale după origine este cel mai frecventutilizată, însă nu se poate realiza printr-un demersştiinţific facil, aşa cum ar părea, mai ales dacă se încearcă detalierea până la nivele taxonomice inferioare.O primă grupare a hazardurilor naturale se poate face înhazarduri endogene şihazarduri exogene.

Hazarduri endogene cuprind cutremureleşi vulcanismul, f ăr ă însă caacestea din urmă să reprezinte nivele taxonomice inferioare, ci doar forme alemanifestărilor endogene luate în considerare. Acest lucru se justifică prinîntrepătrunderea acestora: cutremurele pot preceda manifestările vulcanice, după cum se pot produceşi independent de acestea; la rândul lor erupţiile vulcanice pot fi precedate, aşa cum am anticipat, de cutremure de pământ, însă se pot produceşi f ăr ă a fi anunţate de accentuarea mişcărilor telurice.

Hazarduri exogene trebuie grupate atât funcţie de elementul sistemic acărui dinamică induce manifestarea hazardului, câtşi funcţie de agentul carestimulează această manifestare. Spre exemplu, eroziunea este un procesgeomorfologic, dar agentul morfogenetic este de cele mai multe ori de altă natur ă (eroziune hidrică, eroziune eoliană); ca hazard însă impactul potenţialdestructiv se manifestă în mod deosebit asupra solurilor, prin scăderea capacităţii productive a acestora. Viiturile sunt evident elemente ale dinamicii apelor, daragentul care reglează această dinamică este de origine climatică (precipitaţiitorenţiale sau temperaturi ridicate care determină topirea stratului de ză padă).Având în vedere că cele mai multe procese sau fenomene considerate a fi

hazarduri naturale se desf ăşoar ă la interfaţa dintre geosfere, orice clasificare ahazardurilor trebuie elaborată cu prudenţă.

37




Funcţie de specificul anumitor studii care abordează problematica unuisingur element geosistemic, clasificările au fostşi ele detaliate, funcţie de scopul propus. Astfel,Sorocovschi(2002) grupează fenomenele hidrice de risc astfel:fenomene hidrice extreme (inundaţiile, seceta hidrologică), fenomeneşi procesehidrodinamice (incluzând toate formele de mişcare a apei, indiferent de starea deagregare a acestei, de la valurişi curenţi, până la icebergurişi avalanşe),fenomene şi procese hidrice staţionare, asociate menţinerii apei la suprafaţaterenurilor (exces de umiditate, curgeri noroioase) sau sub suprafaţa acestora(alunecări de teren)şi procese şi fenomene legate de interferenţele hidrice,asociate amestecului apelor marine cu salinitate ridicată cu apele dulci dinregiunile costiere intens populate. Făr ă a ne exprima opinia privind gruparea

acestor fenomene din punct de vedere hidrologic, o astfel de gruparenemulţumeşte din perspectiva hazardurilor naturale, având în vedere faptul că nueste luată în considerare complexitatea funcţională a acestora (prin minimizarearolului altor elemente sistemiceşi a relaţiilor dintre acestea).

Este extrem de importantă evoluţia acestor procese prin manifestarearelaţiilor de tip interactiv dintre geosfere, iar un spirit prea analitic alclasificărilor nu face decât să dezintegreze complexitatea efectivă a hazardurilorşi a relaţiilor de la nivelul geosistemului. Funcţie de multitudinea relaţiilorexistenteşi de intensitatea acestora, funcţie de originea manifestărilor specificeanumitor hazarduri naturale, propunem o grupare a acestora în trei categorii:

a) hazarduri pedo-geomorfologice (morfodinamice şi pedologice):- eroziunea în suprafaţă;- eroziunea în adâncime;- procesele de deplasare în masă;- sedimentareaşi colmatarea. b) hazarduri hidro-climatice:- temperaturi extreme;- precipitaţii torenţiale;- fenomene de uscăciuneşi secetă;- fenomenele orajoase (inclusiv tornadeleşi ciclonii);- grindina;- alte fenomene cu impact deosebit (polei, ceaţă, brumă etc.).- inundaţiile;c) hazarduri biogeografice:- invaziile de lăcuste.

Analiza hazardurilor naturale nu are ca idee centrală analiza fenomenului,deşi de la acesta se pleacă, ci determinarea probabilităţii de apariţie şimanifestare într-un anumit spaţiu. Astfel, analiza diagnostică a proceselorşi a

38




fenomenelor enunţate anterior, deşi contribuie la cunoaşterea acestora prindiferitele studii de specialitate, nu reprezintă decât o analiză trunchiată ahazardurilor respective. Un studiu complet asupra hazardurilor naturale nu se poate face decât prin trecerea de la diagnoză la prognoză. Plecând de la acest punct de vedere, clasificarea hazardurilor naturale după probabilitatea şiintensitatea impactului, inclusiv după modul de manifestare a acestuia, reprezintă următorul pas al acestui demers.

După modul de manifestare (apariţie şi propagare în timp), hazardurilornaturale pot fi grupate în trei categorii (Stâng ă , 2007):

a) hazarduri cu impact rapid(cu manifestare violentă uneori): cutremure,erupţii vulcanice de tip plinianşi ultraplinian etc. Aceste hazarde necesită o

cunoaştere avansată în vederea elabor ării măsurilor preventiveşi a reduceriivulnerabilităţii societăţii umane în momentele predezastru, întrucât în timpuldezastrului, acţiunile de intervenţie fie nu sunt posibile, fie implică un grad marede risc. Din păcate tocmai pentru astfel de hazarde, posibilităţile predicţiei suntîncă limitate.

b) hazarduri cu impact progresiv: inundaţiile, alunecările de teren, secetaetc. Impactul progresiv permiteşi intervenţiile sincrone manifestării hazardului.Acest lucru nu presupune însă lipsa planurilor de prevenire, întrucât efectele potfi catastrofale, iar intervenţiile în cauză de multe ori nu sunt decât soluţii de criză (uneori evacuarea populaţiei sau sprijin umanitar). Caracterul progresiv rezultă din faptul că astfel de fenomene se propagă gradual, într-un interval de timp,care permite totuşi populaţiei luarea anumitor decizii.

Nu putem include aici inundaţiile accidentale rezultate prin ruperea unor baraje, având în vedere că mărirea debitelorşi a nivelurilor se realizează brusc,f ăr ă existenţa unor elemente de avertizare.

c) hazarduri cu impact latent cumulativ: eroziunea solului, efectul deser ă şi încălzirea globală, distrugerea stratului de ozon etc. Aceste hazarduri suntde cele mai multe ori ignorate, fie din necunoaştere, fie din dezinteres, având învedere că efectul pe termen scurt (care primează de cele mai multe ori) estenesemnificativ, deşi pe termen mediuşi lung consecinţele pot fi dintre cele maigrave. În cazul acestor hazarduri, incertitudinea nu este asociată probabilităţii producerii lor, întrucât, într-o formă sau alta, mai mult sau mai puţin vizibilă,acestea vizează procese care deja se manifestă şi care, în sens relativ, au uncaracter continuu, cu tendinţe de permanentizare. Incertitudinea se asociază înacest caz cu modulşi direcţia de evoluţie a acestor proceseşi de dimensiunea

dezastrelor pe care le-ar putea genera pe termen mediuşi lung.Funcţie de intensitate, hazardurile pot fi grupate în:

39




a) hazarduri cu intensitate redusă (care nu depăşesc capacitatea internă de refacere a unui sistem oarecare cu vulnerabilitate medie);

b) hazarduri cu intensitate medie (care depăşesc capacitatea internă derefacere, dar nuşi limitele de toleranţă ale unui sistem cu vulnerabilitate medie,acesta putându-se reface prin sprijin extern);

c) hazarduri cu intensitate mare, care depăşesc limitele de toleranţă aleunui sistem social-economic cu vulnerabilitate medie; în general, frecvenţafenomenelor luate în considerare este relativ scăzută (Stâng ă , 2007).

Funcţie de aria de manifestare, hazardele pot fi grupate astfel:a) hazarduri cu impact local : alunecări de teren, lichefierea unor

depozite superficiale etc.

b) hazarduri cu impact regional : cutremure, secete, cicloni tropicali etc.c) hazarduri cu impact global : efectul de ser ă şi încălzirea globală,distrugerea stratului de ozon (Stâng ă , 2007).

Gruparea hazardurilor în funcţie de aria de manifestare are un caracterrelativ, pentru că unul şi acelaşi fenomen extrem are forme diferite demanifestare, nu doar din punctul de vedere al magnitudinii, cişi din punctul devedere al arealului afectat. Astfel, spre exemplu, este deja bine cunoscut faptucă precipitaţiile torenţiale pot genera unde de viitur ă şi, implicit, inundaţii în bazine hidrografice mici (impact local). Topirea stratului de ză padă suprapusă maximumului pluviometric asociat intensificării circulaţiei oceanice potdetermina la latitudineaţării noastre inundaţii catastrofale pe arii mai extinse(impact regional).

I.2.2. VulnerabilitateVulnerabilitatea reprezintă un concept esenţial în analiza riscurilor

naturale, reprezentând un atribut al elementelor susceptibile de a fi afectate de unanumit hazard. Etimologic, cuvântul derivă din limba latină, de la verbulvulnero, -are, cu semnificaţia dea r ăni, sensul uzual fiind cel de susceptibilitatede a fi r ănit sau atacat. Vulnerabilitatea este un concept multidimensional alecărui definiţii ilustrează varietatea punctelor de vedere care au acordatimportanţă fie gradului de expunere, fie contextului economicşi accesului laresurse, fie investigaţiilor sociale (UNEP, 2002)

Dicţionarul IDNDR defineşte vulnerabilitatea ca fiind „ gradul de pierderi(de la 0 la 100%) rezultate dintr-un fenomen cu poten ţ ial destructiv”. Această definiţie poate fi considerată simplistă, mai ales având în vedere că dimensiunea

pagubelor depinde în foarte mare măsur ă şi de for ţa fenomenului perturbator

40




(hazardul)4. Totuşi, în literatura de specialitate apar două accepţiuni alevulnerabilităţii: biofizică şi socială ( Brooks, 2003). Vulnerabilitatea biofizică este interpretată ca fiind o funcţie a hazardului, a magnitudiniişi frecvenţeiacestuia în relaţie cu gradul de expunereşi senzitivitatea sistemelor antropice,fiind exprimată prin dimensiunea pagubelor produse în urma manifestării unuianumit hazard. Această accepţiune, apropiată de cea anterioar ă, creează însă oserie de confuzii, întrucât suprapune conceptele de hazard (ca eveniment extremşi dezastru (prin dimensiunea pagubelor înregistrate) cu cel de vulnerabilitate.Cea de-a doua accepţiune se dovedeşte a fi mai explicită, prin definireavulnerabilităţii ca funcţie a caracteristicilor interne ale unui sistem antropic. Înabordarea de faţă, consider ăm că cea de-a doua accepţiune redă mai explicit

semnificaţia vulnerabilităţii, de altfel cel mai frecvent acceptată în literatura despecialitate.Cele două accepţiuni prezentate anterior reprezintă de fapt două etape

diferite în abordarea problematicii vulnerabilităţii. Ideea vulnerabilităţii cafuncţie a hazardului a predominat până în anii ’80, când societatea eraconsiderată ca victimă a manifestării hazardurilor, în timp ce a doua accepţiunes-a impus în anii ’90, prin recunoaşterea rolului pe care caracteristicile intrinseciale unei societăţi le poate avea în dimensionarea pagubelor ( Haque ş.a., 2005).

Vulnerabilitatea este un atribut al structurilor antropice posibil a fi afectatede un anumit proces sau fenomen cu potenţial destructiv, indiferent dacă acestaare o manifestare violentă sau latentă. Astfel, vulnerabilitatea reuneştecaracteristicile unui individ sau ale unui grup social sau a situaţiei în care acestase află, caracteristici ce pot influenţa capacitatea de a anticipa, de a face faţă şide a-şi reveni în urma impactului unui hazard natural (Wisner, 2005). În aceeaşiaccepţiune, alţi autori au oferit definiţii mai succinte, subliniind însă explicitfaptul că abilitatea unui individ sau a unei societăţi de a-şi reveni în urmaimpactului unor hazarduri trebuie analizată atât pe termen scurt, câtşi pe termenlung ( Mileti, 1999), integrând astfel conceptul de vulnerabilitate în studiile dedezvoltare durabilă.

Conceptul este folosit însă şi într-un cadru mai largşi poate fi definit careprezentând susceptibilitatea ca un sistem funcţional (nu doar antropic) să fieafectat de un anumit factor intern sau extern care poate provoca un dezechilibruîn acel sistem. Ianoş (2000) defineşte vulnerabilitatea ca fiind „ gradul dereceptare internă a interven ţ iilor externe sau accidentelor interne”, iar Macş.a.(2002) definesc vulnerabilitatea ca fiind„susceptibilitatea sistemelor sociale şi

biofizice de a suferi pagube la nivel individual şi/sau colectiv”. Analiza4 A se vedea în cele ce urmează matricea riscului

41




vulnerabilităţii presupune astfel explicarea pierderilor diferenţiate produse laaceeaşi magnitudine a unui anumit hazard, evaluarea capacităţii unui sistem de aabsorbi (neutraliza) impactul dezastrelor concomitent cu menţinereafuncţionalităţii, precumşi determinarea măsurilor optime necesare minimizăriiefectelor dezastrelor.

Trebuie avut însă în vedere că există procese naturale geomorfice, hidrice,climatice etc.care nu reprezintă decât segmente spaţio-temporale ale uneidinamici normale, prin care geosistemul a evoluat în permanenţă şi doar prininterferenţa sisemelor naturale cu cele antropice, vulnerabilitatea devinefuncţională prin apariţia riscului (Stâng ă , 2007). În această accepţiune, utilizareatermenului de vulnerabilitate în sintagme precum „vulnerabilitatea versanţilor la

alunecări de teren” nu face decât să tr ădeze pragmatismul atât de caracteristic psihologiei omului modern. Alunecările de teren sunt procese cu potenţialdestructiv pentru aşezări, căi de comunicaţii, terenuri agricole etc., fapt care arată de fapt că noi, oamenii, suntem vulnerabili faţă de aceste procese. Aceste procese reprezintă o componentă a evoluţiei versanţilor şi a morfogenezei înansamblul ei, astfel încât abordările vizează „susceptibilitatea versanţilor laalunecări” şi vulnerabilitatea structurilor antropice faţă de acestea.

Devine aşadar foarte important punctul de vedere pe care îl adoptăm înanaliză: natura esteşi ea vulnerabilă, iar de multe ori chiar omul este factorul perturbator: infuzia de poluanţi în atmosfer ă este un exemplu extrem de sugestiv,dar se poate pune o întrebare: până unde suntem noi vulnerabili faţă de diferiteler ă bufniri (feed-back-uri) ale naturiişi de unde natura însăşi devine vulnerabilă?În ce măsur ă vulnerabilitatea unei anumite culturi nu reflectă vulnerabilitateacomunităţilor umane care beneficiază de pe urma culturii respective? Analizândevoluţia sistemelor de agricultur ă, se observă extrem de uşor faptul că omul aacordat în permanenţă o deosebită atenţie intervenţiei asupra constrângerilorhidro-climaticeşi pedogeomorfologice doar în situaţia în care intervenţia sedovedea necesar ă şi rentabilă din punct de vedere economicşi productiv, după cum a intervenit în modificarea genetică a plantelor înseşi în acelaşi scop. Omula acţionat doar atunci cândşi tocmai pentru că s-a simţit vulnerabil faţă dediferite dezechilibre potenţiale, modificând în permanenţă limitele de toleranţă ale sistemelor social-economice, datorită presiunilor interne tot mai marigenerate de creşterea populaţiei (Stâng ă , 2007).

Factorii care determină vulnerabilitatea difer ă în funcţie de contextulgeografic, social-economic etc.şi tipologia hazardurilor analizate. Factorii care

determină vulnerabilitatea la secete a comunităţilor rurale din regiunile arideşisemiaride ale Africii nu vor fi identici cu cei care determină vulnerabilitatea lainundaţii sau furtuni a regiunilor puternic industrializate precum Norvegia. Dacă

42




în primul caz, izolareaşi săr ăcia pot fi factori determinanţi ai vulnerabilităţii, înal doilea caz, esenţiale pot fi calitatea infrastructuriişi structura utilizăriiterenurilor ( Brooks ş.a., 2005).

Micile aşezări rurale din Colinele înalte ale Tutovei, cu o populaţie predominant rurală, ce practică o agricultur ă de subzistenţă cu caracter puternicautarhic sunt mult mai vulnerabile faţă de riscurile climatice decât populaţiaconcentrată în oraşele din vecinătate. Însă această populaţie, concentrată în blocuri construite din plăci de beton este mult mai vulnerabilă faţă de risculseismic decât populaţia rurală din aşezările r ăsfirate cu case realizate pe furcişivălătuci sau chirpici. În ceea ce priveşte gradul de expunere, în mod evidentgospodăriile din albiile majore ale râurilor sunt mult mai vulnerabile la inundaţii

decât cele amplasate pe glacisurile de racord.Aşadar, vulnerabilitatea se caracterizează prin dimensiuni spaţiale diferite,iar un demersştiinţific riguros nu se poate realiza decât prin analiza diferenţiată şi integrarea spaţială a acesteia. Diferite organisme internaţionale chiar definescvulnerabilitatea funcţie de sfera şi scopul cercetării, fapt care ilustrează relativitatea conceptului în cauză. Programul Naţiunilor Unite pentru HranaLumii (United Nations World Food Programme) şi Organizaţia pentru Hrană şiAgricultur ă ( Food and Agricultural Organization) definesc vulnerabilitatea prinluarea în considerare a acelor factori care determină nesiguranţa resurselor dehrană pentru diferite comunităţi umane. Panelul Interguvernamental pentruSchimbări Climatice ( Intergovernamental Panel on Climate Change) defineştevulnerabilitatea ca fiind nivelul la care un anumit sistem social sau natural estecapabil să susţină pagubele provocate de schimbările climatice.

Există totuşi o serie de factori cu caracter general care pot influenţa nivelulvulnerabilităţii în orice context geografic, social-economic sau politicşiindiferent de natura hazardului analizat. Variabilitatea acestor factori, raporturilecare se stabilesc între aceştia şi rolul lor determină o evoluţie în timp avulnerabilităţii, ceea ce, alături de diversitatea teritorială, nu permite analize precise decât la nivelul unui anumit sistem, într-un anumit interval de timpşi prin raportare la un anumit hazard.

I.2.3. Rezilienţă Termenul de rezilienţă este definit în Dicţionarul Larousse ca fiind

caracteristica mecanică a materialelor de a rezista la diferiteşocuri externeşi afost folosit în primă instanţă în această accepţiune. Abia începând din anii ’70,

acest concept a fost utilizat cu un sens metaforic pentru a descrie sisteme care seconfruntă cu diferiţi factori perturbatorişi care parcurg perioade variate dedezechilibru, având capacitatea de a rezistaşi a reveni la starea iniţială ( Klein

43




ş.a., 2003). Utilizarea noţiunii s-a lărgit treptatşi, în abordări relativ apropiate, a pătruns în foarte multe domenii, de laştiinţele inginereşti, la ecologie, studii demediu, psihologie, sociologie, economieş.a5.

În ecologie, termenul este folosit foarte frecvent, fiind de cele mai multeori interpretat ca o măsur ă a abilităţii ecosistemelor de a persista în timp prinabsorbţia schimbărilor; rezilienţa este pusă astfel în contrast cu stabilitatea, carereprezintă capacitatea ecosistemelor de a reveni la starea anterioar ă, prin diferite procese de reorganizare care se desf ăşoar ă pe parcursul unei perioade dedezechilibru ( Holling, 1973). De asemenea, rezilienţa a fost definită prinrapiditatea cu care un anumit ecosistem revine la starea iniţială după o perioadă de dezechilibru ( Pimm, 1984) sau prin raportare la magnitudinea unui eveniment

perturbator căruia un anumit sistem îi poate face faţă f ăr ă a-şi schimba structurasau funcţionalitatea (Carpenter ş.a., 2001). Conceptul este foarte frecventconsiderat un element cheie în managementul durabil al ecosistemelor, în timpce biodiversitatea contribuie la creşterea rezilienţei, a stabilităţii şi afuncţionalităţii ecosistemelor ( Peterson, 1998,Chapin, 2000).

Din sfera ecologiei, această noţiune a fost transferată în domeniul social pentru a descrie r ăspunsul comportamental al indivizilor, al comunităţilor, alinstituţiilor sociale sau chiar al economiilor confruntate cu diferite dezechilibre.

În domeniul psiho-social, termenul este folosit în mod obişnuit pentru adesemna abilitatea individuală de a face faţă unor situaţii de criză, inclusiv prinînsuşirea experienţei pentru a a r ăspunde unor factori de stres ce ar putea urma.Valoarea rezilienţei este considerată ca rezultând din raportul care se stabileşteîntre factorii de risc (singulari sau succesivi, individuali sau de mediu)şi factoriide protecţie (sprijin moral, financiar etc). Rezilienţa are o deosebită valoare în perioadele de tranziţie, de acumulare a stresului, care poate includeşievenimente neaşteptate, exterioare individului (dezastre naturale, pierderealocului de muncă, săr ăcie); aceste evenimente impun creşterea abilităţii de a leface faţă, în vederea menţinerii unei abordări pozitive (psihice, atitudinale saucomportamentale). În egală măsur ă, rezilienţa a fost considerată nu doar o stare,ci un proces de adaptare fizică sau emoţională a individului. Nu a fost ignorată nici dimensiunea spirituală a rezilienţei care rezultă din sprijinulşi încrederea pecare o pot oferi apartenenţa la o anumită religie ca sursă de speranţă, optimismşiîncredere în valorile vieţii.

În domeniul social-economic, conceptul de rezilienţă a fost asociatdezvoltării durabile (Common, 1995, citat de Klein, 2004)şi exploatat inclusiv în

5 În filosofieşi logică, spre exemplu, rezilienţa este interpretată ca un indicator destabilitate.

44




analiza hazardurilor naturale sau antropogene, prin realizarea a numeroase studiinterdisciplinare care vizează relaţiile dintre natur ă şi societate. Sistemeleantropice şi naturale se întrepătrund extrem de mult, iar rezilienţa acestorarezultă în primul rând din dinamicaşi dimensiunea relaţiilor interactive care daufuncţionalitate sistemului, stabilitatea componentelor – oricum relativă – jucândun rol secundar.

Importanţa conceptului de rezilienţă în studiile privind dezvoltareadurabilă explică înfiinţarea Alianţei pentru Rezilienţă ( Resilience Alliance) înanul 1999, o organizaţie a oamenilor deştiinţă şi a practicienilor din diferitedomeniişi care vizează cercetarea dinamicii sistemelor socio-ecologice. În acestcadru organizatoricşi de cercetare, o importanţă deosebită este acordată

capacităţii adaptative, ca element al rezilienţei (Carpenter ş.a., 2001). Alţi autoriconsider ă capacitatea adaptativă ca fiind de fapt influenţată de rezilienţă şidesemnând abilitatea de realizare a unor planuri de intervenţie şi deimplementare a măsurilor tehnice înaintea, în timpulşi după manifestareaevenimentelor extreme; capacitatea adaptativă este astfel considerată a fiinfluenţată de rezilienţă ( Klein ş.a., 2003).

În problematica riscurilor naturale, ISDR defineşte rezilienţa ca fiind„capacitatea unui sistem, a unei comunit ăţ i sau societ ăţ i de a rezista sau de a se schimba pentru a ob ţ ine un nivel func ţ ional şi structural acceptabil. Aceasta estedeterminat ă de gradul în care sistemul social este capabil de a se autoorganiza şi de abilitatea acestuia de a- şi mări capacitatea de învăţ are şi adaptare,incluzând capacitatea de a se reface în urma unui dezastru”. Totodată,investiţiile în domeniul managementului riscurilor naturale în vederea reduceriidezastrelor sunt considerate o necesitate care se impune pentru a îmbunătăţistandardele de viaţă şi condiţiile de siguranţă, pentru protecţia contrahazardurilorşi creşterea rezilienţei diferitelor comunităţi. Acest lucru presupunemanagementul eficient al resurselor naturale care ar putea conduce la creşterearezilienţei în faţa dezastrelor prin stoparea degradării mediului.

În opinia noastr ă, rezilienţa defineşte capacitatea unui sistem de aneutraliza dezechilibrele apărute prin consumarea riscurilor, sistemulmenţinându-şi caracteristicile structural-funcţionale prin mijloace proprii deautoreglare. Aceste mijloace de autoreglare rezultă din calitatea componentelorsistemice (resurse naturale, resurse financiare, capital uman)şi calitatea şidimensiunea relaţiilor interactive care îi asigur ă acestuia funcţionalitatea.

45




I.2.4. SenzitivitateSenzitivitatea reprezintă capacitatea unui sistem de a-şi modifica atributele

şi de a se adapta unei noi stări de echilibru, diferită de cea anterioar ă. Dacă,rezilienţa defineşete capacitatea sistemului de a reveni la echilibrul anterior unuianumit eveniment perturbator prin mijloace proprii de autoreglare, senzitivitatea presupune capacitatea sistemului de a-şi însuşi o nouă stare, de a-şi recalibra parametrii calitativi sau cantitativi ai elementelor componenteşi implicitfuncţionalitatea în condiţii noi. Atât rezilienţa, cât şi senzitivitatea suntdependente, mai mult sau mai puţin de vulnerabilitatea sistemelor în cauză, deşirelaţia de sens invers este la fel de viabilă: cu cât un sistem este mai capabil de a-şi însuşi o anumită experienţă şi de a se adapta unei noi stări de echilibru, cu atât

vulnerabilitatea sistemului în cauză este mai scăzută.I.2.5. RiscRiscul reprezintă, conform Dicţionarului Grand Larousse, un „ pericol,

inconvenient mai mult sau mai pu ţ in previzibil”. În mod cert, pentru un studiu dedetaliu care îşi propune identificarea anumitor riscuri, evaluarea acestora învederea prevenirii producerii unor dezastre, definiţia este incompletă şi necesită o serie de lămuriri, deşi în literatura de specialitate, definiţia riscului nu pare aridica probleme. Ea a fost preluată ca atare din câmpul teoriei economice, underiscul era considerat ca produs între mărimea pierderilor aşteptate şi probabilitatea de apariţie a pierderilor, noţiunea de risc fiind asociată unor factoridecizionali ( Mare ş , 1996).

Riscul este definit cel mai adesea ca fiind produsul dintre probabilitateaapari ţ iei unui fenomen şi consecin ţ ele negative pe care acesta le poate avea,asociind astfel două elemente distincte: pe de o parte hazardul, pe de altă parteelementul receptor al unor efecte destructive, care – datorită unui pragmatism justificat în cea mai mare parte – de cele mai multe ori este considerat omulCutter et.al., (2001) consider ă riscul ca parte a hazardului, reprezentând probabilitatea acestuia de apariţie.

Riscul corespunde astfel conceptului probabilist dezvoltat în anii 1950 decătre oamenii deştiinţă şi care au definit riscul ca pe o „speranţă matematică” a pagubelor posibile. În fapt, conform dicţionarului IDNDR, riscul reprezintă chiar„speranţa matematică a pierderilor de vieţi omeneşti, r ăniţi, pagube materialeşi

46




atingeri aduse activităţilor economice în cursul unei perioade de referinţă şi într-o regiune dată, pentru un anumit hazard”6

Pornind de la ideea de risc ca probabilitate de producere aunor pagubemateriale sau umane, terminologia utilizată în ingineria civilă

7 americană exclude suprapunerea între acestaşi incertitudine. Riscul este considerat ca fiind

potenţialul de realizare a unor consecinţe nedorite, iar estimarea sa se realizează pornind de la probabilitatea de apariţie a unui evenimentşi consecinţele pe careacesta le poate avea. Incertitudinea defineşte situaţiile care nu pot fi descrise prindistribuţie probabilistică, rezultatele fiind considerate nedeterminate;incertitudinea nu înseamnă altceva decât lipsa certitudiniişi derivă din lipsainformaţiilor sau din existenţa unor informaţii neadecvate.

Conceptul de risc nu poate fi redus doar la probabilitatea producerii unuifenomen, dar nici la cea de pericol. Se vorbeşte de riscul alunecărilor de teren,un risc real într-adevăr pentru anumite regiuni, cu implicaţii destructive în ceeace priveşte anumite structuri antropice; nu trebuie uitat însă că alunecările deteren sunt procese naturale cu un rol deosebit în evoluţia versanţilor dintr-oanumită regiune, iar declanşarea acestora este consecinţa atingerii unor praguride ajustare morfodinamică, pe parcursul unei evoluţii normale a versanţilor,încetinite sau accelerate de intervenţia antropică. Acolo unde există posibilitateamanifestării unor astfel de procese naturale care nu afectează în nici un felsocietatea, nu putem vorbi de risc. Această idee rezultă din interpretarea risculuica produs între hazardşi vulnerabilitatea structurilor antropice, fapt care presupune că atunci când unul din factorii produsului este nul, în mod normalşiriscul va fi nul. În realitate însă, nu există risc nul, iar problema cea maiimportantă care trebuie abordată este cea a identificării riscului admisibil.

Trebuie subliniat astfel faptul că riscul reiese doar prin întrepătrunderea adouă sfere diferite: prima în care procesele se desf ăşoar ă în liniile unei evoluţiinormale, legice (natura), al doilea, în care fenomeneleşi procesele naturale pot fiinterpretate ca anomalii, prin lezarea securităţii persoanelorşi a bunurilor(Charre, 2003).

6 International Decade for Natural Disaster Reduction, United Nations, Department ofHumanitarian Affairs, Internationally agreed glossary of basic terms related to DisasterManagement, sursa web:www.unisdr.org/unisdr/glossaire.htm 7 *** (1995) –Flood Risk Management and the American River Basin. An Evaluation ,

edited by Committee on Flood Control Alternatives in the American River Basin, WaterScience and Technology Board, Commission on Geosciences, Environment and Resources, National Research Council, National Academy Press, Washington D.C.

47

http://www.unisdr.org/unisdr/glossaire.htm






În această situaţie, ne punem însă întrebarea dacă nu cumva exager ămtotuşi cu pragmatismul, dacă nu cumva riscul există şi pentru sistemele naturale.Probabilitatea apariţiei unui dezechilibru, a unei dezordini prin depăşirealimitelor de toleranţă ale sistemelor naturale se traduce în cele din urmă cuexistenţa unui risc pentru aceste sisteme. În această accepţiune , riscul poate fidefinit ca probabilitatea depăşirii limitelor de toleran ţă ale unor sistemeanalizate şi a apari ţ iei unor st ări de dezorganizare şi dezechilibru(Stângă,2007).

De cele mai multe ori, riscul este văzut ca produsul simplu dintre hazardşivulnerabilitate:

R = H x V

Acest produs, poate fi reprezentat, în opinia noastr ă, atât în formă matricială, câtşi grafică. Modelul matricial presupune realizarea produsului întrehazardşi vulnerabilitate. Acest model permite reprezentarea grafică a celor două componente ale riscului, rezultanta acestora fiind reprezentată prin dimensiunea pagubelor posibile, în valori procentuale de la 1 la 100%.

În mod obişnuit prin realizarea produsului dintre hazardşi vulnerabilitate,ar rezulta valorile matriciale ale riscului, însă apare o neconcordanţă între faptulcă cele două variabile de pornire sunt exprimate printr-o dimensiune liniar ă, iarriscul apare precizat printr-o valoare punctuală. Riscul reprezintă însă o funcţie pătratică a hazardului şi a vulnerabilităţii şi trebuie analizat ca atare.Reprezentarea grafică a riscului pune în evidenţă faptul că acesta este o funcţieexponenţială de ordinul doi a hazarduluişi a vulnerabilităţii.

Pornind de la acest model conceptual, demersulştiinţific întâmpină doardificultatea (de altfel foarte însemnată) de a cuantifica cele două elemente aleriscului: hazardulşi vulnerabilitatea. În cazul unora dintre hazarduri, pot fiutilizaţi indicatori deja foarte bine cunoscuţi: intensitatea pe scara Richter sauMercalli pentru cutremure, indicele explozivităţii vulcanice pentru erupţiilevulcanice, hidrograful pentru inundaţii; toţi aceşti indicatori trebuie însă ponderaţi cu probabilitatea înregistr ării anumitor valori ale indicatorilor, pe bazaanalizei frecvenţei şi a factorilor conjuncturali.

În cazul vulnerabilităţii, trebuie cuantificaţi acei factori care au relevanţă funcţie de hazardul luat în considerare.

Combinarea celor două modele permite realizarea unui model matricialgrafic mult mai complex. Ideea de reprezentare opusă a arcelor de cerc (cu

origine diferită) a plecat de la faptul că impactul maxim produs în situaţiarealizării producerii efective a unui eveniment extrem (producerea unor pagube

48




materiale sau umane în propor ţie de 100%) trebuie să fie reprezentat în centrulcercului.

Fig.I.4. Matricea risculuişi dimensiunea pagubelor posibile (Stâng ă , 2007)

Fig.I.5. Exprimarea grafică a riscului (Stâng ă , 2007)

Variabilele risc, hazardşi vulnerabilitate îşi au originea în punctul defavorabilitate şi siguranţă maximă. Modelul presupune analiza relaţională (funcţie de magnitudinea hazarduluişi gradul de vulnerabilitate) a capacităţii de

49




refacere a oricărui sistem social-economic posibil a fi afectat de un anumithazard şi reprezentarea schematic-secvenţială sau secvenţial-cumulativă arelaţiei.

Fig.I.6. Relaţia între capacitatea de autorefacere, hazardşi vulnerabilitate (Stâng ă , 2007)

Creşterea riscului în orice sistem geografic presupune un impact real aflatîn creştere direct propor ţională şi o capacitate de refacere în scădere. Scădereacapacităţii de refacere este în mod evident dependentă de organizareaşifuncţionalitatea sistemului respectiv, darşi de magnitudinea hazarduluideclanşator de dezechilibre.

Capacitatea internă de refacere a sistemului este depăşită la o anumită valoare prag a dezastrului, f ăr ă un suport (input) extern de substanţă sau energie,sistemul îndreptându-se spre dezorganizare. Al doilea prag este reprezentat delimita maximă de toleranţă, dincolo de care nici sprijinul extern nu poate salvaun anumit sistem de la dezorganizare. În cazul societăţilor aflate în situaţii de

50




criză, de obicei sprijinul extern este solicitat înaintea atingerii pragului intern derefacere, pentru accelerarea procesului de refacere post-dezastruşi minimizareaefectelor destructive.

Necesitatea realizării unui model conceptual al riscului, complexşi viabil, bine argumentatştiinţific rezultă din complexitatea risculuişi din necesitateaabordării holistice a acestuia. Studiile vulcanologice, studiile privind alunecărilede teren, privind probabilitatea producerii inundaţiilor, siguranta barajelor sau privind vulnerabilitatea clădirilor la seisme nu reprezintă decât analizesecvenţiale ale sistematicii riscurilor.

În această accepţiune, r ămâne discutabil un aspect: situlşi poziţiageografică vor fi analizate ca păr ţi componente ale hazardului sau ca parte

componentă a vulnerabilităţii? Poziţia geografică şi situl implică existenţaanumitor condiţii geologice, geomorfologice, hidro-climatice etc. care prin parametrii specifici pot întreţine un „dezechilibru poten ţ ial ” (Tricart, 1965),adică pot susţine manifestările hazardului. Se poate vorbi astfel de existenţa uneifragilităţi naturale, determinată de existenţa unor condiţii pregătitoare pentrumanifestarea unor anumite procese cu impact destructiv, darşi probabilitatea deasociere a unor factori conjuncturali, care pot avea un rol deosebit în declaşareaunor astfel de procese, factorii din urmă intervenind ca adevăraţi „catalizatori”.

Totodată însă, poziţia geografică (situl) este specifică şi structurilorantropice. Specificul poziţiei geografice sau al sitului impun anumite tr ăsături aleclădirilor, ale formelor de economie etc., iar exploatarea unei poziţii geograficesau a unui sit mai mult sau mai puţin potrivit a depins de „liberul arbitru” uman,de factorul psihologic, social sau politico-administrativ de decizie (necunoaştere,ignoranţă sau necesitate). Astfel interpretată, vulnerabilitatea are o componentă dinamică, ce ţine de evoluţia sistemelor social-economiceşi se asociază uneicomponente mai puţin dinamică, ce ţine de locaţia precisă a structurilor spaţialeanalizate, în funcţie de existenţa unui anumit quantum de condiţii care permitdeclanşarea, manifestareaşi propagarea unui anumit proces cu posibileconsecinţe destructive, condiţii care nu sunt întrunite decât în anumite areale.

Dwyer et.al., (2004) prezintă tridimensional cele trei elemente (hazard,expunere, vulnerabilitate) într-o piramidă, a cărei volum redă dimensiuneariscului. Piramida aceasta este viabilă ca schemă, însă o problemă care trebuiediscutată este suprapunerea spaţială a hazardurilorşi a vulnerabilităţii. Risculrezultă din suprapunerea spaţială a hazardurilorşi a structurilor teritorialeantropice expuse hazardului, hazardurile fiind caracterizate prin frecvenţă şi

intensitate (putere de impact), în timp ce structurile teritoriale se caracterizează prin vulnerabilitate.

51




Fig.I.7. Piramida tridimensională a riscului ( Dwyer ş.a., 2004)

Pe de altă parte, există opinii care consider ă că limitarea noţiunii de risc

doar la probabilitatea apariţiei unor elemente nedorite nu este tocmai realistă întrucât există şi un sens pozitiv, nu doar negativşi chiar „evolu ţ ia societ ăţ iiumane, care a sporit complexitatea sistemelor teritoriale în mod exponen ţ ial esteun rezultat al riscului pozitiv pe care aceasta şi-l asumă” ( Iano ş , 2000). Salturileevolutive înregistrate de societatea umană sunt direct propor ţionale cudimensiunea riscului asumat pentru un astfel de salt. Migraţia omului până lacrearea oecumenei actuale a însemnat asumarea anumitor riscuri; schimbarearelaţiilor de producţie pe parcursul istoriei economice a omenirii a însemnat de

fiecare dată asumarea riscului unui conflict cu for ţele de producţie, maiconservatoare. Chiar dacă se insistă aproape întotdeauna pe pagube, naturaduală a riscului a fost semnalată şi de alţi cercetători geografişi chiar deconştiinţa popular ă a anumitor popoare, conştiinţă care se reflectă de cele maimulte ori prin limbă: limba chineză redă termenul de risc prinweijji, weij însemnând noroc, în timpce ji redă pericolul.

Directiva 96/82/CE8 defineşte riscul ca fiind probabilitatea ca un efectspecific să se producă într-o perioadă dată sau în circumstanţe determinate, ceea

8 Directiva 96/82/CE (Journal officiel n° L 010 du 14/01/1997 p. 0013 – 0033),referitoare la gestiunea riscurilor legate de accidentele majore care implică substanţe periculoase; sursa web:www.adminet.com/eur/loi/leg_euro/fr_396L0082.html

52

http://www.adminet.com/eur/loi/leg_euro/fr_396L0082.html






ce nu implică din start ideea unor pierderi, indiferent de ce natur ă ar fi acestea,contextul în care este redată această definiţie implicând însă existenţa factoruluiantropic.

În literatura de specialitate se regăsesc, din păcate, şi unele confuziiconceptualeşi terminologice. Astfel, se consider ă uneori că vulnerabilitatea esteo funcţie a poten ţ ialit ăţ ii fenomenelor naturale de a produce victime şi pagubemateriale (pp. 17), când această „potenţialitate” este o funcţie a risculuidependentă de magnitudinea hazarduluişi vulnerabilitatea propriu-zisă. Încontinuare, se menţionează că fenomenele naturale extreme susceptibile dedezastre sau calamit ăţ i au diferite grade de vulnerabilitate (pp. 18), ceea ce, înopinia noastr ă, este o alambicare confuză de concepte. Includerea furtunilor la

riscuri hidrice, ni se pare la fel de eronată. Aceste constatări apar totuşi,surprinzător, pe fondul definirii corecte a conceptelor utilizate. (Grecu, 2004, pp.14).

I.2.6. DezastruDezastrele naturale reprezintă impactul rapid şi profund al mediului

asupra sistemului socio-economic ( Alexander 1993, citat de Alcantara-Ayala,2002) undezechilibru rapid al balan ţ ei dintre for ţ ele dezl ăn ţ uite ale naturii şi for ţ ele de contracarare ale sistemului social , dezechilibru dependent atât deintensitatea fenomenului natural, câtşi de vulnerabilitatea structurilor social-economice faţă de un asemenea eveniment ( Albala-Bertrand , 1993 citat de Alcantara-Ayala, 2002). În cazul în care agentul declanşator este omul, iarcomponentul natural este cel afectat – chiar dacă toate consecinţele se r ăsfrâng încele din urmă şi asupra omului – avem de a face cu o catastrof ă ecologică şi nucu un dezastru natural.

Producerea efectivă a unor evenimente cu potenţial destructiv presupuneconsumarea, cel puţin par ţială, cel puţin temporar ă, a riscului,şi atingerea unor praguri, printr-o pregătire lentă, în aparenţă continuă, dar în general compusă dintr-o serie de discontinuităţi la scar ă mică; pragurile reprezintă sfâr şitul unoretape de evoluţie cu caracter continuuşi marchează începutul schimbăriistructurale şi funcţionale a unui sistem (Ungureanu, 2005). Probabilitateaatingerii unui anumit prag variază funcţie de modul în care evoluează relaţiileinteractive dintre componentele sistemice (implicit funcţie de parametriicantitativi, calitativişi dinamici care îi caracterizează pe fiecare în parte) saufuncţie de intervenţia unui catalizator, respectiv a unui anume factor ce

stimulează evoluţia unui proces spre depăşirea limitei pragşi producerea unuieviment care se abate de la evoluţia liniar ă a unui anume sistem.

53




Ce sunt însă acele evenimente cu potenţial destructiv care dezorganizează, par ţial sau total, temporar sau permanent, un anumit sistem? Pot fi toateconsiderate dezastre sau catastrofe?

După unii autori, pot fi luate în calcul două categorii de evenimente: celecare stau la baza unordezechilibre func ţ ionale (f ăr ă depăşirea limitelor detoleranţă ale sistemelor)şi dezechilibre disfun ţ ionale ( cu depăşirea limitelor detoleranţă şi dezorganizarea sistemelor în cauză (Ungureanu, 2005). După alţiautori, astfel de evenimente pot fi grupate pe trei trepte de manifestare: accidente banale, rupturi funcţionaleşi catastrofe ( Iano ş , 2000). Accidentuleste interpretatca fiind orice abatere de la evoluţia liniar ă a unui sistem, dar care nu reuşeşte să îl abată de la direcţia generală de evoluţie. Ruptura func ţ ional ă crează un

dezechilibru în sistem, f ăr ă însă a depăşi capacitatea acestuia de autoreglare.Catastrofa presupune însă restructurarea sistemuluişi schimbarea sensului deevoluţie; cu alte cuvinte, în această situaţie, este depăşită capacitatea deautoreglare a sistemului respectiv.

Alte opinii (Sheehan şi Hewitt, 1969) au considerat importantă luarea încalcul a unui prag cantitativ al pierderilor pentru definirea dezastrelor (cel puţino sută de mor ţi sau o sută de persoane afectate sau un milion de dolari pagubemateriale).

Precizia pragului este doar aparentă şi, în realitate, nu are mare relevanţă în aprecierea dimensiunii dezastrelor (Smith, 1996). Numărul victimelor unuidezastru nu poate include doar victimele directe, cişi victimile indirecte, al celorcare apar mai târziu, datorită efectului de durată sau a altor consecinţe indirectedezastrului în cauză. În cazul accidentului nuclear de la Cernobâl (Ucraina), careeste numărul real al victimelor afectate de emanaţiile radioactive? Implicaţiiledin perioadele următoare catastrofei manifestate asupra morbidităţii sau asupra procentului naşterilor copiilor cu malformaţii etc. nu poate fi ignorat în evaluareadimensiunii dezastrului. În privinţa echivalării „o sut ă de mor ţ i sau un milion dedolari pierderi materiale”, dincolo de imposibilitatea de a realiza o astfel deechivalare, trebuie păstrată o prudenţă de ordin moral.

Variabilele care trebuie luate în calcul pentru estimarea pierderilor suntmultiple: pierderile de vieţi omeneşti, pierderile materiale, dezechilibrelefuncţionale ale economiei. Distrugerea unorşosele, căi ferate sau poduri datorită inundaţiilor sau proceselor de versant include nu doar costul efectiv al lucr ărilorde reabilitare, reamenajare, cişi costurile induse de devierea circulaţiei de persoane sau mărfuri, ceea ce implică o creştere a preţului de transport, apoi

costurile induse de deficienţele apărute în serviciile medicale sau de orice alt tip.Pierderile pe care o firmă oarecare le poate înregistra datorită faptului că unanumit segment al angajaţilor nu se pot prezenta la lucru, eventuale victime

54




înregistrate datorită faptului că ambulanţa nu a putut ajunge în timp util sau chiardeloc la solicitanţi etc., toate acestea trebuie incluse în costul real al unui astfelde eveniment sau dezastru. Funcţie de naturaşi importanţa obiectivului afectat,se poate ajunge ca pagubele indirecte să depăşească valoric pagubele directe,datorită complexităţii relaţiilor care se stabilesc la nivelul unei anumite unităţiteritoriale.

Pe de altă parte, există o serie de efecte ale unor dezastre care pot fi multmai greu sesizate; funcţie de valoarea pagubelor directe sau indirecte, se poateinstala la anumite persoane o anumită psihoză post-catastrofică; este deja unanimacceptat faptul că anumite experienţe profunde (dezastre) pot provoca perturbări psihice pe termen lung la nivelul indivizilor implicaţi: şoc, anxietate, insomnii,

atitudini de revoltă, abuz de alcool, suicid etc.În ceea ce priveşte pierderile financiare, valoarea absolută a acestora nuare relevanţă decât dacă este plasată într-un cadru social-economic precizat. În primul rând, valoarea reală a unui milion de dolari este mult mai mare într-unstat ca Somalia sau Bangladesh faţă de un stat ca Japonia, SUA sau Elveţia; în aldoilea rând nivelul economic ridicat permite statelor dezvoltate să găsească multmai uşor resurse pentru a face faţă unor eventuale dezastre sau pentrureconstrucţie.

Centrul de Cercetări asupra Epidemiologiei Dezastrelor (Center ofResearch on the Epidemiology of Disasters, CRED) de la Universitatea Catolică din Louvain (Belgia) a creat o bază de date (EM-DAT) menită a sprijini acţiunileumanitare pe plan internaţional. În acest cadru, dezastrul este definit ca fiindo situa ţ ie sau un eveniment care depăşesc capacitatea local ă , necesitând o cererede sprijin exterior, la nivel na ţ ional sau interna ţ ional. Pentru includerea unuieveniment natural sau indus (antropic) în această bază de date sunt impuse patrucondiţii: cel puţin 10 persoane ucise sau dispărute şi considerate decedate; cel puţin 100 de persoane afectate (persoane care necesită sprijin în perioada stăriide urgenţă, inclusiv persoanele evacuate sau deportate); declararea stării deurgenţă; cereri pentru sprijin internaţional. Observăm aşadar că valoareafinanciar ă a pierderilor nu mai este considerată un criteriu pentru definirea unuidezastru, fiind însă incluse două criterii care se apropie mai mult de realităţiledirecte ale unei comunităţi afectate, întrucât decretarea stării de urgenţă şicererea pentru sprijin se fac din mijlocul comunităţii afectateşi nu de la distanţade la care se pot contabiliza doar pierderile de vieţi omeneşti sau pierderilemateriale.

55




56




Capitolul II: Baza de dateşi metodologia cercetării

II.1. Aplicaţii SIG (Adrian Ursu, Cristian Valeriu Patriche, Cristian Stoleriu, Lilian Niacşu)

II.1.1. Scurt istoricÎntre anii 1960-70 au apărut noi tendinţe în modul de evaluare, clasificare

şi planificare a resurselor naturale realizându-se faptul că numeroasele aspecteale suprafeţei terestre nu funcţionează independent. Pentru că în aceea perioadă nu existau metodologii adecvate de prelucrare a imensului material fapticacumulat, oamenii au încercat să le evalueze în mod integratşi multidisciplinar.

Reprezentarea suprafeţei Pământului se bazează pe unităţi naturale ce pot firecunoscute, descriseşi cartografiate pe baza interacţiunilorşi atributelor luate înstudiu.

În cadrul acestor unităţi naturale există combinaţii unice şiinterdependente ale componentelor de mediu (forme de relief, geologie, solurivegetaţie, hidrologie). Această metodă se adresează problematicii reduceriicantităţilor mari de date spaţiale în limite de omogenitateşi presupunereprezentarea acestora pe hăr ţi arealo-grafice. Reprezentarea în manier ă integrată are unele defecte moştenite şi de aceea se folosesc din ce în ce mai puţin, aşa-zisele reprezentări omogene, fiind extrem de generalizate, motiv pentru care nu permiteau extragerea de informaţii specifice sau particulare în legătur ă cusuprafaţa Pământului. De asemenea, divizarea în unităţi spaţiale depinde foartemult de subiectivitatea specialistului, de rezoluţia noilor hăr ţi obţinuteşi de scarahar ţilor topografice folosite ca suport. Presiunea crescândă asupra terenurilor adeterminat colectarea de date din ce în ce mai variateşi mai exacte. Concomitentcu creşterea volumului de date si cu apariţia de noi modele de abordare înanalizele spaţiale, s-au căutat metode simplificateşi reproductibile care să combine datele din surse diverseşi cu diferite nivele de rezoluţie.

Specialiştii în amenajarea teritoriului din S.U.A. au realizat faptul că datele incluse în studiile monodisciplinare pot fi combinateşi integrate foarteuşor prin suprapunerea de strate transparente, reliefându-se foarte bine contactuldintre areale. Dezvoltarea acestor tehnologii a f ăcut ca, în începând cu 1960,cartografii să accepte şi să utilizeze computerele, însă nu la modul general,menţinându-se în continuare unele curente de opinie contrare. Pentru cartografiatradiţională, noile tehnologii computerizate nu au determinat schimbări

fundamentale până in 1977, când Rhinda demonstrat numeroasele avantaje caredecurg din folosirea cartografiei computerizate.Avantajele cartografiei computerizate după Rhind(1977):

57




• întocmirea mai rapidă şi mai ieftină a hăr ţilor;• crearea de hăr ţi pentru utilizatori din diferite domenii de interes;• posibilitatea producerii de hăr ţi în situaţii de criză, când personalul

specializat nu este disponibil;• permiterea experimentului cu diferite reprezentări grafice ale aceloraşi

date;• întocmirea progresivă a materialului cartograficşi actualizarea datelor

încă din formă digitală;• facilitarea analizei datelor ce vizează interacţiunea dintre interpretarea

statistică şi întocmirea hăr ţilor;• folosirea minimală a hăr ţilor tipărite, prin datele stocate micşorându-se

efectele clasificării şi generalizării asupra calităţii datelor;• crearea hăr ţilor dificil de întocmit manual (ex. reprezentări

tridimensionaleşi stereoscopice);• generarea hăr ţilor în care procedurile de selecţionareşi generalizare sunt

definite explicitşi executate în mod constant;• automatizarea întregului proces de cartografiere ceea ce duce la

economiişi îmbunătăţiri calitative.Spre finalul anilor 70’ s-au f ăcut investiţii masive în acest domeniu în

special în America de Nord, deşi nu la acelaşi nivel, au apărut totuşi schimbăriimportante în Europaşi Australia, începând cu Suedia, Norvegia, Danemarca,Franţa, Olanda, Marea Britanieşi Germania. Aceste noi tehnologii au pătruns progresiv pe piaţă. S-au dezvoltat sute de programeşi sisteme destinatediferitelor aplicaţii cartografice, în special, în cadrul instituţiilor guvernamentaleşi în universităţi.

Introducerea cartografiei digitale nu a determinat imediat reducereacosturilor pe măsura aşteptărilor, deoarece introducerea noilor tehnici costă

foarte mult iar produsele nu erau încă perfecţionate, unii clienţi fiind nevoiţi să angajeze programatori pentru a se adapta programul la nevoile specifice.În următoarea perioadă, Sistemele Informaţionale au cunoscut un

tendinţă ascendentă datorită unei conjuncturi de factori dintre care amintim:• scăderea preţului componentelor hardwareşi creşterea performanţelor

acestora;• apariţia unor interfeţe grafice mai prietenoase;• crearea unor pachete software compatibile cu calculatoarele personale;

• schimbarea mentalităţii referitoare la utilitatea S.I.G., datorită unor publicaţii de referinţă în domeniul managementului acestor sisteme;

58




• apariţia Internetului, ceea ce a dus la creşterea comunicării dintre clientşi firma, câtşi la posibilitatea schimbului de informaţii foarte scumpe;

• existenţa posibilităţilor de schimb de date realizate în formate diferiteutilizând programe diferite;

• creşterea calităţii imaginilor satelitare, atât din punct de vedere alrezoluţiei spaţiale câtşi al apariţiei imaginilor multispectraleşi hiperspectrale, pede o parteşi îmbunătăţirea eficienţei algoritmilor de prelucrare a imaginilor, pede altă parte, ceea ce a contribuit la creşterea ponderii teledetecţiei ca sursă pentru S.I.G.

• stabilirea unui număr minimal de funcţii pentru fiecare produs softwareşi creşterea flexibilităţiii acestora facilitând utilizarea acestoraşi de persoane

nespecializate etc.II.1.2. DefiniţiiDe-a lungul timpului s-au înregistrat mai multe încercări de a defini cât

mai corect şi mai cuprinzător Sistemele Informaţionale Geografice. Acestadevărat mozaic se datorează, pe de o parte, faptului că S.I.G reprezintă undomeniu inderdisciplinar apărut la contactul dintre Geografie, Cartografie,Geodezie, Statistică, Teledetecţie, Informatică şi Matematică (ceea ce a condus

la accentuarea importanţei uneia dintreştiinţe în defavoarea alteia, în funcţie dedomeniul de competenţă a celui care a emis definiţia), iar pe de altă parte,datorită faptului că, iniţial, evoluţia S.I.G. a avut loc în paralel în cadrul unorcentre de cercetare care nu comunicau între ele.

Dintre acestea noi vom prezenta câteva definiţii în cele ce urmează:• Sistem proiectat pentru colectarea, pă strarea, manipularea, prelucrarea şi

reprezentarea datelor şi atributelor geografice(MacDonalt, Crain, 1985);• Sistem format din oameni, echipamente şi proceduri, care să permit ă

colectarea, sistematizarea, intrarea şi prelucrarea datelor în scopul ob ţ inerii deinforma ţ ii adecvate, pentru dezvolt ări ulterioare, în analiza geografică şi diverseaplica ţ ii practice (Konecny, Rais , 1985);

• Sistem care cuprinde baze de date, echipamente, pachete de programe specializate şi facilit ăţ i pentru gestiunea bazelor de date, pentru manipulareadatelor, vizualizarea lor sub formă de hăr ţ i şi tabele, având ca scop final luareadeciziilor legate de diferite variante privind unele activit ăţ i economice (Lillesand, Liefer,1987);

• Sistem capabil să realizeze colectarea, sistematizarea, pă strarea, prelucrarea, evaluarea, expunerea şi difuzarea de date prin intermediul cărora

59




se pot ob ţ ine informa ţ ii şi cuno ştin ţ e spa ţ iale despre desf ăşurarea în timp a unui fenomen ( Tikunov,1989);

• Sistem informatic special deoarece informa ţ iile sunt ob ţ inute prininterpretarea unor simboluri cartografice care reprezint ă entit ăţ i, obiecte şi forme(Benyon, 1990);

• S.I.G. reprezint ă un ansamblu de persoane, echipamente, programe, metode şi norme având ca scop culegerea, validarea, stocarea, analiza şi vizualizareadatelor geografice,(Săvulescu, 1996);

• Sistem informa ţ ional capabil, ca plecându-se de la datele provenite dindiverse surse, să le asambleze şi organizeze, să le analizeze şi să le combine, să elaboreze şi să prezinte informa ţ ii localizate geografic, contribuind astfel în mod

esen ţ ial la gestiunea teritoriului, Societatea Franceza de Fotogrammetrie siTeledetecţie.În 1998, Burough şi McDonnelîmpart definiţiile în trei categorii:

Definiţii bazate pe instrumente:• S.I.G-ul este un puternic set de instrumente pentru culegerea, stocarea,

interogarea, transformarea şi redarea datelor spa ţ iale prelevate lumii reale (Burrough, 1986);

• Un sistem pentru capturarea, stocarea, verificarea, manipularea, analiza şi

redarea de date care sunt spa ţ ial referen ţ iate la Terra (Departament ofEnvironment, 1987);• O tehnologie informatică care re ţ ine, analizează şi red ă datele spa ţ iale cât

şi cele non-spa ţ iale (Parker, 1988);Definiţii care pun accent pe baza de date:

• Un sistem de baze de date în care marea majoritate a datelor sunt marcate spa ţ ial, şi asupra cărora ac ţ ionează o serie de procedurii pentru a r ă spundediferitelor interog ări despre entit ăţ ile spa ţ iale în baza de date (Smith et

al.,1987);• Orice set de proceduri realizate cu ajutorul computerului sau manual ce sunt folosite pentru stocarea şi manipularea datelor referen ţ iate geografic (Aronnnoff, 1989);

Definiţii bazate pe organizare:• Un set automatizat de func ţ ii care ofer ă profesioni ştilor avansate capacit ăţ i

de stocare, extragere, manipulare şi redare a datelor localizate geografic (Ozemoy, Smith, and Sicherman, 1981);• Entitate institu ţ ionalizat ă care reflect ă o structur ă organiza ţ ional ă ce

integrează tehnologia cu baza de date, expertiza şi suportul financiar (Carter,1989);

60




• Sistem de suport decizional implicat în integrarea datelor referen ţ iate spa ţ ial, într-un mediu în care se solu ţ ioneaza problemele (Cowen, 1998);

Definiţia care ni se pare cea mai completă şi faţă de care ne manifestămacordul este cea oferită de ( Enviromental Systems Research Institute - SUA):unansamblu organizat de echipamente de calcul( hardware ), programe (software),date geografice şi personal destinat să asigure eficient achizi ţ ia, stocarea,validarea, manipularea, analiza şi prezentarea sub diferite forme a informatiilor georeferen ţ iate.

II.1.3. Componentele unui Sistem Informaţional GeograficUn Sistem Informaţional Geografic este alcătuit din:

I. Componenta hardware reprezintă suportul material ce stă la bazarealizării, funcţionării şi gestionării unui S.I.G. Aceasta cuprinde mai multeelemente:

a. pentru achiziţionarea datelor: planşetă de digitizare, scanner, tastatur ă; b. pentru stocare, validarea, manipularea, analiza datelor: hard disck,

procesor etc.;c. pentru restituireşi prezentare imprimantă, monitor etc.II. Componenta sofware este uneori identificată de către utilizatori, în mod

eronat, cu un S.I.G, doar pentru a face o distincţie între soft-uri care au si care nuau caracteristicile necesare. Astfel, orice software S.I.G. trebuie să conţină următoarele componente adaptate datelor georeferenţiate ( Haidu et.al., 1998):

a. sistem de intrare, editare, transformare, verificareşi validare a datelor;b. sistem de gestiune a bazei de date;c. sistem de procesareşi analiză a imaginilor;d. sistem de cartografiere computerizată;e. sistem de analiză statistică şi spaţială; f. sistem de afişareşi redare.III. Personalul specializat. Funcţionarea optimă a unui laborator în domeniu

necesită prezenţa unor specialişti în geografie cantitativă, geodezie, teledetecţie,informatică, darşi specialişti din domeniul căruia îi este destinat rezultatul final:urbanism, agricultur ă, resurse naturale, utilităţi, căi de comunicaţii etc.

IV. Datele .Achiziţionarea datelor reprezintă cea mai costisitoarecomponentă a unui S.I.G, fiind consumatoare de timpşi de resurse, ajungându-sesă se cheltuiască 50–80% din bugetul implementării proiectului.

Datele cu care operează un S.I.G.Un Sistem Informaţional Geografic operează cu două tipuri de date:

61




a. Date spa ţ iale, care se refer ă la poziţia pe globşi la caracteristicilegrafice ale entităţilor geografice (formă, poziţie), ce apar sub formă de hăr ţidigitale;

b. Date non-spa ţ iale, care se refer ă la atributele entităţilor graficeşi suntînregistrate sub formă tabelar ă.Datele spaţialeExistă mai multe metode de reprezentare a datelor spaţiale:Structura Raster reprezintă o imagine numerică stocată sub forma unei

matrice de valori. Aceasta se bazează pe descompunerea hăr ţii într-o reţea decelule fundamentale egale ca dimensiuni, cu forme regulate (de obicei pătrate,mai rar, hexagonale) cunoscute sub denumirea de pixeli. Fiecare pixel este

caracterizat prin date ce indică poziţia matematică (nr. coloană şi nr. linie )şi ovaloare numerică, ce indică valoarea altitudinală, de pantă, reflectanţă etc.corespunzătoare suprafeţei de teren pe care o reprezintă.

Fig.II.1 Reprezentarea unui raster binar

Rezoluţia spaţială reprezintă dimensiunea celor mai mici detalii ce pot fidetectate sau reprezentate în plan. Aceasta depinde de dimensiunea pixelilor,micşorarea dimensiunii pixelilor determinând creşterea rezoluţiei.

Reprezentareaşi stocarea informaţiei în format raster prezintă o serie de

avantajeşi dezavantaje: Avantaje:• structura simplă a datelor;

62




• facilitatea procesării datelor prin utilizarea diferitelor calcule matematiceaplicate unui singur sau mai multor strate tip raster;

• analiza spaţială facilă;• diversitatea reprezentărilor specifice similare imaginilor satelitareşi celor

obţinute prin scanare. Dezavantajele utilizării formatului raster sunt:

• rezoluţia fixă, care nu poate fi îmbunătăţită; astfel, în suprapunerea maimultor rastere cu rezoluţii diferite trebuie acceptată, ca rezoluţie finală, cea maigrosier ă dintre cele iniţiale;

• volum mare de date; reprezentările de mare rezoluţie necesită echipamente performante, cu posibilităţi de stocare a datelorşi viteză sporită de procesare ainformaţiei;• talia grilei raster depinde de elementul investigat, iar abordarea „obiect”(entitate spaţială) nu este posibilă.

Structura Quadtree reprezintă un raster mai sofisticat în care celulele auaceeaşi formă dar dimensiuni diferite.Quadrantul reprezint ă o structur ă decodificare ierarhică alcătuit ă din blocuri pătratice ierarhizate în func ţ ie denivelul (pragul) de similaritate/disimilaritate ( Haidu et.al., 1998 ).

O structur ă quadtree se obţine prin divizarea rectangular ă repetată a zonei pe care se lucrează. Dacă în această zonă este prezentă caracteristica urmărită,aria de studiu se împarte în patru zone egale ca mărime (sferturi), numitequadranţi. Fiecare quadrant este analizatşi dacă, în această nouă configuraţie, seregăseşte caracteristica urmărită, quadrandul respectiv se va diviza din nou în patru păr ţi egale. Fiecare quadrant se divide pană când în cuprinsul acestuia,caracteristica urmărită se dovedeşte a fi omogenă din punct de vedere spaţial.

Dacă un grup de patru celule învecinate se dovedesc similare din punct devedere al caracteristicilor reprezentate, atunci se memoreaz

ă coordonatele unei

singure celule. Fiecare iteraţie a acestui procedeu de subdivizare este referită canivel. Nivelul0 este echivalentul întregii zone de studiu, nivelul1 presupune 4celule, nivelul2 poate înseamnă maxim16 celule, nivelul3 poate deţine unmaxim de 64 de celuleş.a.m.d. (Fig.II.2.)

Creşterea nivelului determină creşterea rezoluţiei, întrucât aceeaşisuprafaţă va fi reprezentată printr-un număr mai mare de celule.

Structura vector are ca principală caracteristică definirea entităţilorspaţiale prin coordonate reale, acestea fiind continueşi nu discrete, ca în cazulrasterului, oferind o mai mare precizie.

Această structur ă se bazează pe schematizareaşi reprezentarea lumii reale prin intermediul unor elemente specifice, respectiv:

63




• punctuleste o unitate elementar ă f ăr ă dimensiunişi suprafaţă, diferenţiindu-se astfel de pixelul din structura raster. În cadrul sistemului informatic punctuleste înregistrat într-un tabel ce conţine informaţii referitoare la numărul său deordine şi la coordonatele din sistemul de referinţă ales. Este utilizat înreprezentarea spaţială a unor fenomene punctuale (distribuţia posturilor pluviometrice, hidrologice etc.), sau a acelor entităţi geografice ce nu pot fireprezentate din cauza dimensiunilor prea mici raportate la scara hăr ţii;

Fig.II.2. Exemplu de structur ă Quadtree

Fig.II.3. Structura ierarhică a Quadtree-ului din Fig.II.2 (Ursu, 2004)

64




• linia reprezintă elementul cu o singur ă dimensiune (lungimea)şi poate fialcatuită dintr-un singur sau mai multe segmente. Stocarea elementelor liniare presupune înregistrarea coordonatelor capetelor de segmente. Sunt folosite înreprezentareaşi analiza reţelelor hidrografice, de căi de comunicaţie, de utilităţi;

• poligonuleste un element cu două dimensiuni. În cazul acestuia, începutulşi sfâr şitul liniei coincid, iar spaţiul delimitat în interior reprezintă ariaelementului. Sunt folosite pentru hăr ţile pedologice, geologice, arealo-grafice.

O altă caracteristică a datelor geografice implementate în S.I.G., cu scopulsimplificării analizelorşi creşterii performanţei rezultatelor, se refer ă la relaţiilespaţiale dintre entităţile geografice. Ansamblul acestor relaţii de adiacenţă,

conectivitate, incluziune dintre elementele ce compun un strat în format vectoria- topologia. Există mai multe modele topologice:1. Topologie poligonală, care se caracterizează printr-o serie de legi foarte

stricte:• nu pot exista 2 noduri care să aibă aceleaşi coordonate;• liniile începşi se termină cu noduri în capete;• liniile nu pot intersecta alte liniişi nici pe ele însele (la intersecţia dintre

două linii apare un nou nod, ce va despăr ţi linia în doua linii noi);

• arealele închise reprezintă poligoane;• un punct poate să apar ţină unui singur poligon;Acest tip de topologie se utilizează în domenii precum cadastru, pedologie,

biogeografie etc.2. Topologie planară, cu următoarele caracteristici: • nu conţine informaţii referitoare la poligoane• liniile nu pot intersecta alte liniişi nici pe ele însele;• liniile începşi se termină cu noduri în capete;

Acest tip de topologie se poate utilize în trasarea reţelei hidrografice, a celeide utilităţi etc.3. Topologie de tip reţea, având anumite particularităţi:• nu au informaţii referitoare la poligoane;• pot exista două sau mai multe noduri cu aceleaşi coordonate geografice dar

cu valori z diferite;• liniile se pot intersecta cu alte liniişi cu ele însele;

Poate fi utilizată în trasarea reţelei de drumuri cu pasaje aerieneşi

subterane.Mai există si modele vectoriale f ăr ă topologie (spaghetti), care nu aurestricţii si nu pot fi folosite în geografie datorită unor dezavantaje pe care le

65




prezintă: două poligoane se suprapunşi nu pot avea aceeaşi limită, liniile se potdubla etc.

Avantajele sistemului vectorial:• reprezentare grafică precisă;• abordarea „obiect” (entitate spaţială) realizabilă;• topologie complet descrisă;• volum redus de date, prin stocarea „discretă” a perechilor de coordonate.• posibilitatea de extragere, aducere la zişi generare graficeşi atribute.

Dezavantajele se refer ă, în principal la:• complexitatea structurii datelor;• analiza spaţială mai laborioasă;• durată mare de analiză spaţială;• tehnologie scumpă şi de înaltă precizie grafică.

Datorită faptului că aceste structuri sunt complementare se recomandă utilizarea combinată a tuturor în funcţie de particularităţile fiecărei operaţiuni.Pentru aceasta este necesar ă transformarea stratelor raster în strate vectorialeşi astratelor vectoriale în strate raster, aceste operaţiuni fiind cunoscute subdenumirea de conversii.

Conversia raster–vector (vectorizarea)În cadrul acesteia pot fi distinse două situaţii: conversia stratelor rastercu reprezentări continuişi a celor cu reprezentări discrete.

Rasterele discontinui, în care variabila poate avea doar anumite valori înlimitele unor intervale sunt mai simplu de convertit în format vectorial. Există două metode de conversie :

• Auto-trace, trasează o linie ce va lega centrii pixelilor (care simbolizează olinie în format raster);

• Auto-boundaries, trasează o linie in jurul pixelilor cu aceaşi valoare (pixeli

ce reprezintă un poligon). Rasterele continui, unde variabila poate avea orice valoare în limiteleunui anumit interval), pot fi transformate în reprezentări vectoriale de izolinii prinConturing, specificarea unei valori de start în trasarea izoliniilor, a unui pas(interval) de trasareşi a unei valori de oprire. Dacă valorile specificate nu există în stratul raster, calculatorul poate aplica diferite procedee de interpolare.Matricea raster fiind rectangular ă, liniile rezultate prin conversia în formatvectorial vor fi frânte.

Conversia vector–raster (rasterizarea) presupune, în principiu,suprapunerea unei grile raster peste reprezentarea vectorială şi codificarea

66




pixelilor în funcţie de prezenţa sau absenţa elementelor spaţiale. Se folosesc înmod frecvent doi algoritmi de rasterizare:

• metoda punctului central este folosită pentru rasterizarea liniilor. Astfel,celulele care au punctele centrale mai aproape de linie vor fi codificate ca linie înformat raster, iar celelalte ca fundal.

• metoda unit ăţ ii teritoriale dominante se foloseşte pentru rasterizarea poligoanelor. Astfel, celulele care vor fi suprapuse peste un poligon într-o propor ţie de peste 50% vor fi codificate drept poligoane, iar celelalte vor ficodificate fundal.

Fig.II.4. Conversia raster-vector,vector-raster

Ambele metode au o serie de dezavantaje care pot fi îndepartate cel maiuşor prin îndesirea reţelei de pixeli.

Datele atributPentru stocarea informaţiei de tip atributşi legarea acesteia de informaţia

spaţială vectorială este necesar ă proiectarea uneibaze de date speciale. Bazelede date sunt structuri de fişiere organizate într-o colecţie ce permite o mai bună gestiune a datelor. Pentru exploatarea bazei de date, aplicaţiile SIG pot extragedatele necesare prin intermediul unuiSistem de Gestiune a Bazelor de Date (SGBD), reprezentate prin sisteme software, care pun la dispoziţie unelte pentrucrearea, accesulşi întreţinerea bazelor de date.

Principalele funcţii ale unui SGBD sunt:- crearea, modificareaşi ştergerea structurilor de date;- actualizarea informaţiei;- interogarea bazei de date, generare de rapoarteşi grafice;

67




- menţinerea integrităţii şi securităţii datelor (acces controlat la informaţii,verificarea consistenţei datelor);

- conectarea la aplicaţiile externe prin limbajulSQL (Structured Query Language) sau cu ajutorul altor limbaje de programare.După particularităţile structurale, bazele de date pot fi: ierarhice; de tipreţea; relaţionale; orientate pe obiecte.

Bazele de date ierarhice prezintă o structur ă arborescentă, care porneştede la o entitate de bază („părinte”)şi se ramifică progresiv în mai multe entităţisubordonate („copii”), aşezate pe diferite nivele ierarhice (Fig.II.5.). Fiecare„copil” nu poate avea decât un singur „părinte”, ceea ce se traduce prin faptul că interogarea unui anumit fişier, situat pe un nivel ierarhic inferior, presupune

parcurgerea tuturor nivelelor intermediare, începând cu cel al „părintelui”,neexistând o conexiune directă cu acesta. Pe de altă parte, examinarea fişierului prin intermediul altui „părinte” este imposibilă, cu excepţia cazului în carefişierul a fost duplicat.

A B

A1 A2 B1

A11 A12 A21 A22

B2

B11 B12 B21 B22

Fig. II.5. Structura bazelor de date ierarhice ( Patriche, 2000)

Neajunsul principal al acestei structuri de date, motiv pentru care ele nu

pot fi utilizate în cadrul SIG, îl reprezintă imposibilitatea interogării bazei dedate după un criteriu nou, neinclus de la bun început în arhitectura acesteia.Bazele de date de tip reţea au apărut ca r ăspuns la necesitatea de a

elimina duplicarea fişierelor din bazele de date ierarhice, atunci când se doreşteaccesarea acestuia de la nivelul altui „părinte”. În acest scop, au fost realizaţiaşa-numiţii pointers (adrese de memorie), care ofer ă posibilitatea accesăriioricărei înregistr ări, din orice punct al structurii de date (Fig.II.6.).

Această structur ă este mai puţin rigidă decât cea a bazelor de dateierarhice, însă utilizarea extensivă a sistemului de pointers crează o adevărată „pânză de păianjen” în baza de date, deoarece toate legăturile trebuie declarateexplicit .

68




69

Fig.II.6. Structura bazelor de date de tip reţea ( Patriche, 2006)

A B

A1 AB B2

A11 A12 AB1 AB2 B21 B22

Bazele de date relaţionale sunt cele mai utilizate în cadrul SIG. Datele

sunt stocate în cadrul unor tabele, care prezintă o serie de coloane comune (cheide identificare), specificându-se astfel relaţiile dintre înregistr ări. Fiecare tabelstochează, de regulă, informaţii de aceeaşi natur ă. Prezenţa coloanelor comuneintroduce o anumită redundanţă de informaţie, f ăr ă de care nu ar fi posibilă legarea tabelelor. Această structur ă relaţională este utilizată în baza de date privind utilizarea terenului ( Land Use Database), iniţiată de FAO (1996).

Avantajele acestora constau în facilitatea extinderii, accesării, ştergerii,actualizării informaţiei, prin funcţiile puse la dispoziţie de Sistemele deGestionare a Bazelor de Date Rela ţ ionale (SGBDR), care beneficiază de unfundament teoretic solidşi partiţionarea logică şi comprehensivă a datelor, înstructuri de fişiere specializate etc .

Dezavantajele derivă din disiparea informaţiilor interconectate semantic,suma informaţiilor ce caracterizează unicitatea unui obiect sau entităţi fiinddistribuite la o gamă de mici tabele.

Abordareabazelor de date orientate obiect este de mare actualitate,deoarece acestea permit manipularea unor obiecteşi structuri de date complexe,modelând mai fidel realitatea. În cazul acestora se tratează simultan atâtcomponenta grafică cît şi cea atribut a datelor geografice, astfel încât un obiect allumii reale va fi reprezentat în baza de date de un singur ansamblu informaţional.

Abordarea orientată pe obiecte necesită definirea clar ă a entităţilorgeografice, printr-un ansamblu de atributeşi caracteristici comportamentale, caresă precizeze dimensiunile spaţiale, grafice, temporaleşi textuale/numerice aleacestora (Worboys, 1994 ).

Există însă şi dificultăţi, precum cea a identificării obiectelor pesuprafeţe caracterizate prin continuitate, unde limitele dintre acestea sunt adesea

subiectiv trasate. Pe de altă parte, experienţa teoretică şi practică în abordareaorientată pe obiecte este mult mai redusă, în comparaţie cu cea referitoare la bazele de date relaţionale.




II.1.4. Analiza spaţială Analiza spaţială se poate defini ca o disciplină geomatică de studiuşi

prelucrare cantitativă şi calitativă a informaţiilor spaţiale, reprezentatecartograficşi informatic prin dateşi entităţi georeferenţiate şi geocodificate, înscopul descifr ării distribuţiei acestora în spaţiu şi al identificării de noiiinformaţii pentru diverse utilităţi practice.

Sunt două legi generale ce stau la baza analizei spaţiale şi a seriilor detimp:

• două elementev date învecinate se corelează mai bine decât două elementeîndepărtate, asupra gradului de corelaţie intervine efectul decalajului sau poziţionării în spaţiu şi timp;

• fenomeneleşi obiectele lumii reale care se modifică în timp variază deregulă, şi în spaţiu, prin urmare componentele specifice ale seriei de timp (în primul rând tendinţa şi sezonalitatea) îşi pun amprenta asupra variabilităţii înspaţiu a fenomenului sau obiectului, aici incluzându-se caşi in cazul precedentefectul de decalaj.

Analiza spaţiale are mai multe componente:• operaţii spaţiale singulare;• analize spaţiale singulare;

• analiza spaţială multiplă.Operaţiile spaţiale singulare sunt la rândul lor de două feluri:Operaţiile de spaţializare a informaţiei constau în extinderea

informaţiilor, sporadice, după anumite regulişi metode, la întreg spaţiul arealuluide studiu. Rezultatul spaţializării îl constituie obţinerea de informaţii în orice punct al arealului studiat. Prin spaţializare, întregul teritoriu, se va acoperi înmod uniform cu dateşi informaţii, rezultând, astfel, o suprafaţă de informaţiicontinue. Sunt două metode de a deduce un surplus de informaţie:

1. Metode de interpolare spa ţ ial ă Prin interpolare spaţială se înţelege un ansamblu de metode pe baza cărora

se pot estima valorile unei variabile în punctele în care nu există informaţie, pe baza celor cunoscute din alte puncte, situate în cadrul aceleiaşi suprafeţe destudiu .

Metodele de interpolare pot fi grupate în trei mari categorii, în funcţie deextinderea spaţială a valorilor, pe baza cărora se realizează interpolarea:

• Interpolarea spa ţ ial ă global ă utilizează o funcţie pentru submulţimea deobservaţii din vecinătatea punctului respectiv, rezultând o suprafaţă par ţială.Acestă operaţie trebuie repetată şi la celelalte submulţimi până când va acoperiîntreg spaţiu al layerului. După aceea, suprafeţele par ţiale obţinute vor ficoncatenate pentru a aproxima continuitatea spaţiului pe întreg layerul.

70




• Interpolarea spa ţ ial ă global ă utilizează tot o singur ă funcţie dar pentrutoate datele, dacă acestea sunt r ăspândite uniform. Riscul de eroare în acest caz provine de la distribuţia punctelorşi de la faptul că funcţia folosită s-ar putea să nu fie reprezentativă pentru întreaga zonă. • Interpolarea spa ţ ial ă diferen ţ iat ă se foloseşte atunci când variabilitateaobiectului sau fenomenului geografic poate fi exprimată în mod complet, doar prin utilizarea mai multor funcţii.

Tipuri de funcţii utilizate în interpolare:• interpolarea polinomială;• interpolare prin metoda TIN (Triangulated Iregular Network);• metoda Kriging;• metoda B-splines;• metoda mediei mobile ponderate.

2.Agregarea spa ţ ial ă Agregarea spaţială reprezintă o metodă de reducere a autocorelaţiei

spaţiale. Aceasta acţionează asupra datelor iniţiale care vor fi înlocuite cu dateregrupate. Astfel se pierde o parte din informaţia iniţială punctuală dar serecâştigă informaţia reală.

Operaţiile de filtrare a informaţiei au un rol major în analiza spaţială.

În principiu, un filtru reprezintă aplicarea unui algoritm de transformare a datelor pe un spaţiu limitat, numit fereastra filtrului. În spaţiul ferestrei, care trebuie sa fie regulată şi de latur ă impar ă (3x3,

5x5, 7x7 etc), se efectuează o anumită operaţie. În orice fereastr ă a rasterului saua imaginii rezultate, există o celulă centrală (în sens geometric) care va că pătavaloarea medie a ferestrei de intrare.

În continuare, fereastra se translează succesiv până la completarea liniei,apoi se trece la linia următoare şi aşa mai departe. Sunt mai multe categorii de

filtre:• filtre statisticecare calculează în cadrul ferestrei: maxima, minima, media,mediana, moda, amplitudinea, varianţa;

• filtre de convoluţie diversifică posibilităţile de interpretare a dateloraccentuând unele valori specifice (utilizând funcţii Laplace sau Gauss);

• filtre de suprafaţă calcularea pantelor, expoziţia versanţilor, umbrirea;• filtre de diversitate:entropia, diversitatea, delimitare.

Analizele spaţiale singulare sunt acele proceduri care operează cuinformaţia de pe un singur strat tematic.Şi în acest caz sunt mai multe tipuri deanaliză în funcţie de tipul datelor utilizate:

71




Analiza spaţială a informaţiilor punctuale :• analiza de densitate;• analiza ariilor de influenţă;• analiza spaţială de probabilitate;• analiza statistică prin agregare punctuală;• analiza spatială prin eşantionare circular ă;

Analiza spaţială a informaţiilor liniare:• analiza de vecinatate (buffer zone);• analiza de reţea.

Analiza spaţială multiplă se refer ă la mai multe aspect particulare. Overlay vectorial este o operaţie mai complexă, datorită necesităţii de a

determina noua topologie rezultată prin combinarea mai multor strate vectoriale, precumşi modificărilor ce survin la nivelul bazei de date de tip atribut. Acestaapelează fie la algebra cartografică ( Haidu et.al.,1998), în cadrul acesteiaefectuându-se operaţii artimetrice, trigonometrice, transformări logaritmiceetc.(+,-,*,/); fie laalgebra Booleană ce utilizează următorii operatori:

- AND (ŞI) realizează operaţia de intersec ţ ie a straturilor, care sunt, cel maifrecvent, de tip poligon. Unul dintre cele două strate reprezintă şablonul de

decupare a celuilalt strat;- OR (SAU) realizează operaţia de reunire a stratelor. Noul strat vectorial vaconţine suma elementelor geometrice din cele iniţiale;

- NOT (NEGAŢIE) are efectul unei „scăderi”, fiind eliminate elementelegeometrice dintr-un strat care sunt conţinuteşi în interiorul entităţilor din cel de-al doilea;

- XOR (SAU EXCLUSIV) este un operator complex, rezultat din combinareacelorlalţi operatori logici

Overlay matricial devine posibil atunci când rasterele au aceeaşirezoluţie şi dimensiune; când se aplică operaţii matematice (adunare, înmulţireetc.), stratele raster trebuie să fie reprezentări ale aceleiaşi variabile (ex:adunarea temperaturilor cu precipitaţii nu are sens, cu excepţia cazului în careaceste variabile sunt integrate într-un indice specific). Procedeul constă înoperaţii simple, algebrice sau logice. În cazul în care se folosesc funcţii maielaborate, care ponderează importanţa unor strate, se utilizează strateintermediare vorbind de o analiza multicriterială.

Overlay vector raster reprezintă în fapt o pseudo–integrare, un overlayvirtual (grafic), deoarece nu au loc modificări la nivelul bazelor de date. Stratulvectorial trebuie suprapus peste cel raster, deoarece, în caz contrar, stratul rasterva acoperi reprezentarea vectorială, care nu va fi vizibilă.

72




II.1.5. Crearea bazei de dateşi etape parcurseProiectul îşi propune reunireaşi completarea datelor existente până

în prezent despre zona studiată, cu scopul elabor ări unui studiu unitar, însensul cunoaşterii componentelor naturaleşi stabilirii interacţiunilor ce auloc între acestea. Este avută în vedere simularea efectelor directeşiindirecte ce apar ca urmare a manifestării fenomenelor naturale catastrofice,cu scopul de a obţine o ierarhizare a zonelor de riscşi a celor vulnerabile,activitate utilă pentru luarea deciziilor juste în cadrul problematiciiamenajării teritoriului.

Un aspect inovator pe care l-am introdus îl constituie utilizareacombinată a metodologiei clasice (deplasări în teren, metode deductive,

inductive, istorice), cu metodologia specifică teledetecţiei satelitare şiaeriene, Sistemelor Informaţionale Geografice, a GPS-ului (poziţionareglobală prin satelit) etc.

Lucrarea de faţă are drept obiectiv principal crearea pentru întreg bazinul hidrografic al Bârladului a unei baze de date cartografice, subforma unor strate vectoriale, rasterşi CAD, capabilă să reliefezemajoritatea însuşirilor fizico-geografice a acestuia, la care sa fie ataşată oserie de tabele cu atribute ce conţin tr ăsăturile nespaţiale a elementelereprezentate pe hăr ţi.

Etape de lucru:1. O primă activitate a constituit-odocumentarea din bibliografia de

specialitate existentă şi selectarea acelor informaţii care au fost folosite încercetare, apoi colectarea unor date primare introduse în sistem: hăr ţi topografice(1:25000), hăr ţi geologice, hăr ţi ale solului, planuri cadastrale aerofotograme,imagini satelitare, date climaticeşi hidrologice, referitoare la starea mediului, privind reţeaua de utilităţi şi cea a cailor de comunicaţii etc.

2. Realizarea unoractivit ăţ i de teren prin care s-a completat baza dedate. Aceste cercetări de teren au fost axate pe următoarele obiective deinteres:

- cartarea schimbărilor produse la nivelul suprafeţelor forestiere, autilizării terenuluişi a legăturii cu procesele geomorfologice actuale;

- identificarea zonelor cu un grad mare de susceptibilitate pentrualunecări de terenşi inundaţii, prin care s-a iniţiat crearea unui strat tematiccu r ăspândirea proceselor geomorfologiceşi hidrologice de risc, cu scopulde a realiza o evaluare a vulnerabilităţii bunurilor imobileşi a obiectiveloreconomice, urmărindu-se dacă acestea se află sau nu într-o zonă de risc.

73




3. Pe baza observaţiilor de terenşi prin compararea acestora cu imaginilesatelitare şi hăr ţile topografice avute la dispoziţie s-au realizat câteva strateinforma ţ ionale în format digital (reţea hidrografică, reţea de transport, alunecăride teren etc.).4. Prin combinarea acestor strate informaţionale, a vulnerabilităţii şi a proceselor naturale de risc au fost obţinute pentru areale eşantion hăr ţ i ale zonelor de risc la anumite fenomene (viituri)

În funcţie de metodele specifice S.I.G., vom prezenta fazele de lucruîn funcţie de formatul fişierelor rezultate.

În format raster s-au obţinut: modelul numeric al terenului, hartaadâncimii fragmentării reliefului, harta densităţii fragmentării reliefului,

harta pantelor, harta orientării versanţilor, harta iluminării versanţilor, hartaizoconcentratiilor diferiţilor agenţi poluanţi, hăr ţi arealografice etc.Modelul numeric al terenului a fost realizat pe baza hăr ţilor

topografice 1:25000, în modul următor:- au fost scanate hăr ţile topografice la o rezoluţie de 600 dpi, apoi au

fost importate în sofware-ul GIS utilizat (TNTmips v.6.9), după care au fostgeoreferenţiate în sistemul de coordonate Gauss-Kruger-27, având caelipsoid de referinţa elipsoidul Krasovski 1938-1940.

- fişierele rezultate au fost mozaicate în mod automat (Fig.II.7.) pe baza punctelor de georeferenţiere, pentru a avea o bază topografică reunită într-un singur fişier final;

- pornind de la această bază informaţională a fost realizat un stratvectorial al curbelor de nivel care are punctele de georeferenţieretransferate de pe suportul topografic digital.

Digitizarea curbelor de nivel a fost realizată utilizând metoda ON SCREEN,cât şi metoda semiautomată.

Metoda semiautomată a constat în mai multe etape:a. scanarea hăr ţilor topografice la o rezoluţie mare (600 dpi), datorită

necesităţii reprezentării fidele a curbelor de nivel. b. prelucrarea grafică a materialelor cartografice. Acolo unde hăr ţile

topografice erau cât mai omogene cromatic a fost posibilă o prelucrare grafică aimaginilor, care a presupus înlocuirea culorilor verde (pădure)şi albastru (râuri)cu alb, obţinându-se în acest fel o simplificare a imaginii, respectiv, o reducere anumărului de culori conţinute. Menţionăm imposibilitatea eliminării aşezărilorşireţelelor de căi de comunicaţii, datorită apropierii culorii acestora de cea a

curbelor de nivel. De asemenea, caroiajulşi toponimele nu au putut fi evitatedatorită faptului că nuanţele de gri din care se compun se regăsesc şi în cadrul

74




curbelor de nivel iar îndepărtarea acestora ar conduce la reprezentarea întreruptă a izohipselor.

c. binarizarea, care constă în selectarea din totalul nuanţelor existente aacelora ce au valoarea 1şi a celor care au valoarea 0.d. conversia raster–vector utilizând algoritmul Autotrace (Fig.II.8.), ceea ce presupune trasarea unor vectori care unesc centrii pixelilor vecini, dar care auvaloarea 1;

Fig.II.7. Mozaicarea hăr ţilor topografice 1:25000 cu ajutorul programului TNTMips în vederea realizării modelului numeric al terenului

75




Fig.II.8. Conversia Raster – Vector prin utilizarea algoritmului Autotrace;

76




e. filtrarea vectorului rezultat, eliminarea poligoanelor insulare, a segmentelorde linie prea mici, înmulţirea numărului de vertex-uri;

f. corectur ă manuală a presupus o validare a vectorului obţinut prin metoda Autotrace, pe baza evaluării ON SCREEN a diferentelor existente intre vectorulobţinut semiautomatşi hăr ţile topografice (Fig.II.9.).

Fig.II.9. Validarea vectorului (indigo) obţinut prin metoda semiautomată (negru)

Într-o fază ulterioar ă au fost atribuite valori altitudinalecorespunzătoare fiecărei curbe de nivel, rezultând în acest fel un stratvectorial tridimensional (Fig.II.10.).

Următoarea etapă a constat în realizarea propriu-zisă a modeluluinumeric al terenului prin operaţiunea Surface modelling, ce a fost aplicatavectorului ce conţine curbele de nivel 3D. S-a folosit metoda de interpolarea curburii minime, deoarece consider ăm că, dintre toate metodele pe care le putem aplica (linear, kriging etc.), aceasta se potriveşte cel mai bine înreprezentarea terenului. Dimensiunea unui pixel în fişierul raster (DEM)

astfel rezultat a fost de 10/10, deoarece o dimensiune mai mică nu esterelevantă, având în vedere scara de intrare a informaţiei (1:25000) şiechidistanţa dintre curbele de nivel de 10m (Fig.II.11.).

77




Modelul numeric reprezintă baza pentru o serie întreagă de stratetematice, după cum urmează: harta pantelor, harta expoziţiei versanţilor,harta adâncimii fragmentării reliefului, harta bazinelor hidrografice, hartadirecţiei scurgerii, harta umbririi etc.

Fig.II.10. Atribuirea valorilor altitudinale fiecărei curbede nivel pe baza hăr ţilor topografice

Harta hipsometrică s-a obţinut pornind de la modelul numeric alterenului, prin clasificarea valorilor altitudinii în mai multe clasealtitudinale alese de operator. Această operaţie a fost efectuată prin rulareaunui subprogram ( spatial manipulation language). În acelaşi timp cuclasificarea, s-a realizatşi trecerea de la 32 floating points la 8 bitsunsigned . Ultima fază în realizarea acestei hăr ţi a reprezentat-o crearea unuifişier de tipColor map.

Harta pantelor, harta expozi ţ iei versan ţ ilor şi harta umbrii au fostrealizate în mod automat de către soft, pentru finalizare fiind necesareaceleaşi etape de clasificareşi de atribuire a culorilor. Harta adâncimii fragment ării reliefului a fost realizată astfel:

- rularea unui SML pentru a calcula altitudinea minimă într-o căsuţă culisantă cu suprafaţa de 1 km, rezultând un fişier de tip raster, carereprezintă altitudinea minimă întâlnită, sub forma unei reţele de pătrate cus=1km ;

- rularea unui SML pentru calcularea altitudinii maxime, în modsimilar cu cele menţionate mai sus;

- derularea unui SML prin care s-au scăzut valorile din rasterulaltitudinii maxime, cele ale altitudinilor minime, obţinându-se în acest fel

78




un strat ce reprezintă adâncimea fragmentarii terenului, prin metoda pătratelor.

Fig.II.11. Modelul numeric al terenului pentru bazinul hidrografic al Bârladului

79




Pentru a obţine o reprezentare în izolinii, mult mai sugestivă, s-au parcurs următoarele etape:

- reducerea pătratelor la un singur pixel central de dimensiune minimă (prin derularea unui SML);- conversia acestora în poligoane de contur;

- transferarea valorilor de pe stratul raster pe stratul vectorial obţinut;- interpolarea prin metoda mediei ponderate, în urma căreia a rezultat

fişierul raster final;- clasificareaşi atribuirea culorilor. Harta densit ăţ ii re ţ elei hidrografice s-a obţinut pe baza stratului

vectorial al reţelei hidrografice, prin parcurgerea următoarelor etape:

conversia stratului vectorial într-unul de tip raster binar, derularea unuiSML, calcularea lungimii râurilor în interiorul unei căsuţe culisante cudimensiunea de 1km/1km, rezultând un strat care reprezintă densitateareţelei hidrografice prin metoda pătratelor. Trecerea la izoliniişi finalizareahăr ţii s-au executat în mod similar cu celelalte hăr ţi.

Harta bazinelor hidrografice, harta direc ţ iei scurgerii, hartaconcentr ării scurgerii au fost generate automat, după introducerea unor parametri minimali ce au ca bază modelul numeric al terenului.

Metoda bazinelor în cadrul S.I.G. s-a introdus în caracterizareamorfometrică a regiunii, realizându-se în acest sens harta adâncimiifragmentării, altitudineaşi panta medie a bazinelor de ordinul I. În acestsens, s-a folosit vectorul bazinelor hidrografice, care a fost convertit într-unraster care conţine mulţimi de pixeli cu aceeaşi valoare, respectiv numărulde ordine al poligoanelor bazinelor. S-a calculat adâncimea fragmentării pemodelul numeric, în cadrul mulţimilor corespondente cu cele de pe rasterul bazine.

Ulterior, s-a întocmit Harta energiei reliefului, care a fost obţinută pe baza hăr ţii pantelor, câtşi a adâncimi fragmentarii, în mod procentual faţă de valoarea maximă existentă în bazin, rezultând două strate raster ce aufost reunite prin însumare.

În format vector au fost obţinute: harta geologică, hartageomorfologică, harta reţelei hidrografice, harta vegetaţiei, harta solurilor.Stratele vectoriale au fost realizate fie prin digitizare on-screen de pefondul topografic, aerofotograme, imagini satelitare, fie în mod automat,folosind ca sursă de informaţii modelul numeric al terenului

Aceste strate au în mare parte ataşate o serie de tabele de atribute,care caracterizează parametrii ce nu pot fi sau nu necesită a fi cartografiaţi.

80




Studiului hazardurilor hidrologice a necesitat realizarea unor stratevectoriale care să reprezinte reţeaua de râuri, bazinele hidrografice sau punctele hidrometrice (Fig.II.12.şi Fig.II.13.).

Fig.II.12. Extras din harta reţelei hidrografice

Fig.II.13. Reţeaua hidrografică din bazinul Bârladului

81




Pentru a studia riscul erozional au fost întocmite strate vectoriale alehăr ţii solurilor (Fig.II.14.)şi ale fenomenelor geomorfologice actuale, detipul distribuţiei în cadrul bazinului Bârladului a deplasărilor în masă, aravenelor, a zonelor afectate de eroziune în suprafaţă etc.Harta solurilor are ataşate tabele care conţin caracteristicile fizice,chimice, morfologice, tipurile de sol, tipul de cultur ă etc.

După ce s-au realizat diferite strate cu arealele afectate de hazardurinaturale s-a continuat crearea unei baze de date a bunurilor imobile ce pot fiexpuse riscurilor naturale. Funcţie de scara de lucru folosită înreprezentarea hazardurilor s-au creat strate cu aşezările omeneşti la scara1 :50000 (Fig.II.15.), pentru a avea o imagine de ansamblu asupra

distribuţiei zonelor expuse riscurilor naturale, iar pentru anumite zone tests-au creat strate vectoriale cu fiecare imobil în parte, acest lucru fiind posibil prin utilizarea aerofotogramelor.

Fig.II.14. Exemplu de hartă a solurilor

82




Fig.II.15. Aşezările omeneşti în aria bazinului Bârladului

II.1.6. Aplicaţii SIG şi statistice în analiza învelişului de sol şi ariscurilor pedologice

În analiza învelişului de solurişi a riscurilor legate de acestea, s-a optat pentru denumirea unităţilor taxonomice de soluri conformSistemul Român deTaxonomie a Solurilor (SRTS , 2000), pe care îl consider ăm mai coerentşi maicomplet, în raport cuSistemul Român de Clasificare a Solurilor (1980)şi maiadecvat, datorită alinierii la terminologia consacrată pe plan internaţional prinintermediul clasificărilor elaborate de WRB-SR (World Reference Base for Soil Resources).

Distribuţia şi caracteristicile spaţiale ale învelişului de sol au fost analizate pe baza hăr ţii solurilor elaborată de ICPA (1986), la scara 1:200.000, într-o primă etapă, scanată, georeferenţiată şi vectorizată, folosind programul

83




TNTmips. După obţinerea reprezentării vectoriale a învelişului de sol, s-a trecutla identificareaşi corectarea erorilor introduse în procesul digitizării, respectiv laeliminarea poligoanelor false, parazite, rezultate din nesuprapunerea perfectă alimitelor dintre poligoanele reale. Pentru a rotunji limitele arealelor de soluri,care pe alocuri apăreau frânte, s-a procedat la filtrarea stratului vectorial,folosind funcţiile spline pătratice (Fig.II.16.)

Hăr ţile generaleşi cele tematice, indispensabile de altfel unui studiu, aufost elaborate în cea mai mare parte cu ajutorul programului TNTmips v.6.9.Astfel, la nivelul întregului areal sau al zonelor eşantionate s-au întocmit o seriede hăr ţi care vizează caracteristicile generale ale substratului geologic, alereliefului (harta hipsometrică, harta pantelor, harta orientării versanţilor, diverse

profile longitudinaleşi transversale etc.), ale condiţiile climatice (grafice)şi alecaracteristicilor reţelei de scurgere (hartă a reţelei hidrografice), darşi har ţi careredau repartiţia actuală a principalelor tipuri de vegetaţie. Suportul a fostconstiuit din Modelul numeric al terenului (MNT), realizat după hăr ţiletopografice la scara 1:25.000, etc.

Pentru multe areale s-au utilizatşi hăr ţi de soluri la scara 1:10000, cu unnivel superior de detaliere. Pentru a se ajunge la un rezultat real, poligoanele desol preluate de pe hăr ţi produse de oficiile judeţene de pedologie au fost validate prin efectuare de profile, în special în cazurile în care s-au bănuit a exista erori.Astfel, se prezintă mai jos două eşantioane de hartă, care prezintă acelaşi arealdin bazinul Bârladului (Fig.II.17.) cu taxonomia solurilor înainteşi după validarea în teren (diferenţele fiind notabile). În multe cazuri, validarea limitelordintre poligoanele de sol s-a efectuatşi prin analiza ortofotoplanurilor, mai ales pentru verificarea limitelor TEO-urilor (teritoriilor ecologice omogene).

În cadrul următoarei etape, a fost realizată o bază de date alfanumerică,cuprinzând diferite caracteristici necesare analizei spaţiale a învelişului de sol:denumirea unităţilor de sol, suprafeţele şi perimetrele arealelor, erozivitatea,favorabilitatea pentru diferite culturi etc. Aceste date au fost prelucrate atât încadrul TNTmips, câtşi în Excelşi Statistica for Windows 4.5 (Fig.II.18.).

În limitele regiunii de studiu, au fost identificate deocamdata peste 100 deunităţi taxonomice de soluri, denumite conformSistemului Român de Taxonomiea Solurilor (2003). Se constată predominarea cernisolurilor, care deţin jumătatedin suprafaţa regiunii, urmate de luvisolurişi aluviosoluri.

Pentru caracterizarea proprietăţilor diferitelor unităţi taxonomice desoluri, s-au utilizat fişe de profile reprezentative de sol, realizate de către ICPA

(Bucureşti) şi OJSPA Iaşi, pe baza probelor de sol recoltate din teren de echipade lucru. Analizele de sol au fost efectuate de către ICPA Bucureşti, în calitatede colaborator.

84




Fig.II.16. Trasarea poligoanelor de solşi baza de date alfanumerică automată

Fig.II.17. Eşantioane de hartă de sol înainteşi după validarea taxonomiei unităţilor

85




Fig.II.18. Aplicaţii statistice pe baza bazelor de date legate de proprietăţi ale solurilor

Analiza statistică a proprietăţilor învelişului de sol s-a bazat pe dateleextrase din profilele de sol. Au fost utilizate valorile medii ale proprietăţilor, ponderate în funcţie de grosimea orizonturilor pedogenetice în care apar. Încazul macroelementelor nutritive (azot total, fosforşi potasiu mobil) s-au utilizatmediile pe primii 25cm ai solului, având în vedere că determinările au vizat doarorizontul prelucrat de suprafaţă (Ap) (Tab.II.1.)

Statistica pune la dispoziţia cercetătorului o serie de metode de clasificareautomată a datelor. Spre deosebire de clasificările clasice, care au un scop binestabilit şi criterii clare de grupare, clasificările automate au drept unic criteriusimilitudinea dintre indivizii ce urmează a fi grupaţi. Există o varietate demetode ce pot fi utilizate pentru măsurarea similitudinii, cea mai folosită fiinddistanţa euclidiană, reprezentând, în fapt, aplicarea teoremei lui Pitagora la unspaţiu bi-dimensional sau multi-dimensional. De asemenea, clasificărileautomate pot fi realizate f ăr ă a avea în vedere un scop bine stabilit. Practic, o

86




clasificare automată realizează o grupare optimă de indivizi sub raportulsimilitudinii dintre ei. Numărul de grupe (clase) poate fi prestabilit (metodanorilor dinamici) sau poate fi ales dintr-o succesiune de grupări cu caracterierarhic (metoda ierarhizării ascendente).

Tab.II.1. Proprietăţi fizico-chimice ale unui profil de cernoziom proxicalcaricOrizont Ap Am A/C Cca1 Cca2 Media*

Adâncime (cm) 18 43 60 85 100Grosime (cm) 18 25 17 25 15Ng (%) 1.2 1.1 0.5 0.6 0.5 0.80Nf (%) 28.5 30.3 27.1 34 23.2 29.29

P (%) 27 26.6 29.2 26 30.6 27.56A (%) 43.3 42 43.2 39.4 45.7 42.34Textura TT TT TT TT ALCarbonaţi (%) 7 5.5 9.5 5.9 18.6 8.52pH 8.1 8.4 8.45 8.45 8.5 8.38Humus (%) 3.44 2.94 1.76 2.76C/N 9.8 9.80N total (%) 0.238 0.171

P mobil (ppm) 37 26.64K mobil (ppm) 458.5 330.12

* medie ponderată pe profilşi în primii 25cm pentru macroelementele nutritive (N, P, K)

În anumite analize, s-a optat pentru aplicareametodei norilor dinamici (k-means classification), cu măsurarea similitudinii dintre indivizi (tipurile de solşi variantele erodate), prin calcularea distanţelor euclidiene. Pentru a eliminaefectul unităţilor de măsur ă diferite ale proprietăţilor considerate, a fost necesar ă

standardizarea prealabilă a acestora prin calcularea scorurilor z. De asemenea, s-a convenit realizarea a trei grupe de soluri, în ideea obţinerii a două grupeextremeşi a uneia cu caracter intermediar.

Procedura de clasificare se derulează după cum urmează: se pleacă de laun aranjament arbitrar al indivizilor într-un număr prestabilit de grupe, după careindivizii sunt mutaţi dintr-o grupă în alta în vederea minimizării varianţei dininteriorul grupelorşi deci maximizării varianţei dintre grupe. Numărul de mutări poate fi, de asemenea, specificat de cercetător.

Rezultatele aplicării clasificării prin metoda norilor dinamici sunt redate întabelul de mai jos. Contribuţia proprietăţilor de sol la discriminarea grupelor esteinegală. Contribuţii statistic semnificative se constată la 7 din cele 10 proprietăţi

87




(conţinutul în nisip fin, praf, argilă, reacţia soluţiei solului, conţinutul în humus,azot totalşi potasiu mobil), marcate cu bold în cadrul tabelului II.2.

Tab.II.2. Componenţa grupelorşi valorile medii ale proprietăţilor de sol generate princlasificarea automată a datelor folosind metoda norilor dinamiciGrupe

A B CProprietăţi

CZtiCZcb

CZcb/e12 CZar

CZgrELtiLVst

ASka/G2

CZka/k 2 CZti/e13 ERcb

CZgr-cb/e11

ERarASenASenGSmo

CZka/k 1 CZgr-cb/e13

RZcbFZka

ASka-gc/G3

Nisip grosierNisip fin

PrafArgilă

CarbonaţipH

HumusAzot total

Fosfor mobilPotasiu mobil

3,3439,2924,1732,603,637,362,120,15515,73203,22

8,9157,5714,0819,515,598,331,340,07912,79137,0

1,6934,1323,0841,347,098,352,950,19622,83332,17

Inspectând valorile medii ale proprietăţilor solurilor din cadrul celor 3grupe, constatăm următoarele:

- Grupa A are caracter intermediar, valorile medii ale proprietăţilorsituându-se între cele proprii grupelor Bşi C. Din punct de vedere genetic, predomină solurile automorfe (cu caracter zonal), teoretic mai evoluate decâtsolurile celorlalte grupe;

- Grupa B cuprinde soluri cu textur ă mai grosier ă (lut nisipos), deci proprietăţi fizice destul de favorabile pentru cultura plantelor, însă mai deficitaresub aspect chimic (pH mai ridicat, humus, azot totalşi potasiu mobil în cantităţimai reduse). Din punct de vedere genetic, constatăm faptul că solurile din

această grupă sunt, în general, neevoluate sau slab evoluate, fie datorită timpuluiscurt de manifestare a proceselor de solificare (cazul aluviosolurilor entice), fiedatorită eroziunii accelerate (cazul erodosolurilor);

88




- Grupa C cuprinde soluri cu textur ă mai grea (lut argilos), deci cu proprietăţi fizice mai puţin favorabile pentru cultura plantelor, în comparaţie cusolurile grupei B, însă cu proprietăţi chimice destul de bune (cantităţi mai maride humus, azot totalşi potasiu mobil). Sub raportul reacţiei soluţiei solului, elesunt slab discriminate de solurile grupei B. Caşi acestea din urmă, solurilegrupei C au apariţii, în general, cu caracter azonal sau intrazonal, condiţionate defactorii ce concur ă la crearea unei texturi argiloase (materialul parental în cazulfaeoziomurilor calcarice, aluviosolurilor calcarice-gleiceşi cernoziomurilorepicalcarice; îmbogăţirea relativă în argilă prin îndepărtarea, pe calea eroziunii, aorizonturilor superioare cu texturi mijlocii, în cazul cernoziomurilor greice-cambice puternic erodate), sau care favorizează procesele de humificare (cazul

rendzinelor).Prin urmare, din punct de vedere genetic, clasificarea automată discriminează destul de clar solurile automorfe, cu caracter zonal, de celelaltesoluri, cu pedogeneză incipientă, frânată sau regresivă, datorită restricţiilorimpuse de factorul timp, factorii geomorfologicişi litologici. Clasificareaautomată, realizată prin metoda norilor dinamici, ne indică o separare destul declar ă între solurile automorfeşi cele erodate, însă discriminarea includeşi efectulunor tipuri de soluri ce nu au variante erodate. Astfel, aluviosolurileşigleiosolurile nu pot avea variante erodate, iar rendzineleşi faeoziomurilecalcarice nu prezintă variante erodate, cel puţin în cadrul eşantionului considerat.

Cuantificarea relaţiilor dintre proprietăţile solurilor, ca variabiledependenteşi altitudine – pantă, ca variabile independente, s-a realizat pe bazaregresiei multiple, în varianta integr ării progresive, pas cu pas, a variabilelorexplicative, pentru a minimiza astfel efectul coliniarităţii dintre acestea. Au fostidentificate relaţii statistic semnificative cu profunzimea solului, fracţiuneanisipoasă fină, conţinutul în carbonaţi, reacţia soluţiei soluluişi conţinutul înfosfor mobil (Fig.II.19).

PROFUNZIMEA

valori calculate

v a l o r i o

b s e r v a

t e

40

60

80

100

120

140

160

180

200

50 70 90 110 130 150 170

NISIP FIN

valori calculate

v a l o r i o

b s e r v a

t e

25

35

45

55

65

75

85

25 30 35 40 45 50 55 60 65 70

89




AD = 77,35 – 2,856 PANTA + 0,269 ALTIT ±26,627 p 0,017 0,008 0,058Β -0,713 0,483R 2 = 0,388 p<0,025

Nf = 67,25 + 1,013 PANTA – 0,123 ALTIT ±10,906 p 0,00.. 0,019 0,038Β 0,637 -0,554R 2 = 0,35 p<0,04

CARBONATI

valori calculate

v a l o r i o

b s e r v a

t e

-2

0

2

4

6

8

10

12

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9

CARB = 12,967 – 0,037 ALTIT + 0,142PANTA ± 2,441 p 0,00.. 0,007 0,122Β -0,729 0,385R 2 = 0,391 p<0,024

REACTIA SOLULUI

valori calculate

v a l o r i o

b s e r v a

t e

6

6.4

6.8

7.2

7.6

8

8.4

8.8

9.2

9.6

6 6.4 6.8 7.2 7.6 8 8.4 8.8 9.2 9.6

pH = 9,896 – 0,01 ALTIT + 0,064 PANTA ±0,427 p 0,00.. 0,00.. 0,00.Β -0,865 0,756R 2 = 0,648 p<0,00.

FOSFOR MOBIL

valori calculate

v a l o r i o

b s e r v a

t e

0

10

20

30

40

50

60

0 10 20 30 40 50

Pmob = 45,61 – 0,734 PANTA – 0,099 ALTIT ±9,376 p 0,00.. 0,043 0,048Β -0,438 -0,426R 2 = 0,566 p<0,00.

p: nivele de asigurare statistică; β: coeficienţi deregresie par ţială standardizaţi

Fig.II.19. Dependenţa statistică a unor proprietăţi de sol de altitudine – pantă

Ecuaţiile de regresie pot fi utilizateşi pentru estimareaşi/sau cartarea proprietăţilor învelişului de sol. Spre exemplu, ecuaţia de regresie având cavariabilă dependentă conţinutul în carbonaţi ne indică o levigare totală acarbonaţilor din profilul solurilor situate pe terenuri cvasi-orizontale, la altitudini

medii de 350 m. Este zona dominării nete a luvisolurilor mature. Reacţia soluţieisolului este neutrală (pH=7), pe terenurile cvasi-orizontale, la altitudini medii de290 m şi devine moderat alcalină (pH>8,5) la altitudini medii sub 140 m. Pe

90




pante de 10o însă, solurile pot avea reacţie neutrală – slab alcalină până laaltitudini de cca 350 m, deoarece procesul de eroziune aduce la suprafaţă materialul mai slab debazificat din profunzimea solului.

O altă relaţie statistic semnificativă a fost identificată între conţinutul în potasiu mobilşi conţinutul în argilă. Dependenţa este firească dacă avem învedere faptul că principala sursă de potasiu mobil din sol o constituie argilele, înspecial cele de tipul illitului.

CARB

p H

6

6.4

6.8

7.2

7.6

8

8.4

8.8

0 2 4 6 8 10

12

pH = 7,09 + 0,146 CARB ± 0,65 p 0,00.. 0,015R 2 = 0,303 p<0,015

Azot total

valori calculate

v a l o r i o

b s e r v a

t e

0.02

0.06

0.1

0.14

0.18

0.22

0.26

0.02 0.06 0.1 0.14 0.18 0.22 0.26

Ntot = 0,314 + 0,047 HUM – 0,035 pH± 0,031 p 0,007 0,00.. 0,009Β 0,634 -0,392R 2 = 0,766 p<0,00..

Argila

K m o

b

50

100

150

200

250

300

350

400

450

0 10 20 30 40 50

Kmob = 45,689 + 5,424 Argila ±64,047 p 0,352 0,003R 2 = 0,423 p<0,003

Fig.II.20 Dependenţa statistică a unor proprietăţi de sol de alte proprietăţi

91




II.2. Analiza unor parametri geomorfometrici în bazinul Bârladului(Mihai Niculiţă, Constantin Rusu, Iuliana Cornelia, Niculiţă)

II.2.1. IntroducereGeomorfometria este ramura geomorfologiei care se ocupă cucaracterizarea cantitativă a suprafeţei terestre ( Florinsky, 1998, Pike, 2000, Rădoane Maria şi al., 2006, Pike et.al., 2007). Caracterizarea cantitativă se facecu ajutorul parametrilor geomorfometrici. Dintre aceştia, cei mai importanţi suntcei derivaţi direct din altitudine. Pantaşi aspectul (expoziţia) sunt derivatele primare ale altitudinii ( Evans, Cox, 1998).

II.2.2. Metodeşi materialSursa de altitudine folosită pentru obţinerea parametrilor geomorfometricia fost modelul numeric al terenului SRTM, în format raster, reşapat la o rezoluţiede 30x30 m. Acest model numeric al terenului este obţinut prin interferometrieradar, şi reprezintă şi alte aspecte ale suprafeţei terestre (construcţii antropice,vegetaţia lemnoasă) (Documentaţie SRTM). Pentru a valida folosirea acestuimodel numeric al terenului (în figuri numit DEM SRTM), s-a folosit un modelnumeric al altitudinii terenului pentru o zonă din bazinul hidrografic studiat,f ăcându-se diferite comparaţii între cele două (Fig.II.21.). Modelul numeric alaltitudinii terenului reprezintă referinţa faţă de care se analizează fidelitateamodelului numeric al terenului SRTM. Modelul numeric al altitudinii terenului(în figuri este denumit DEM TOPO) a fost obţinut prin interpolarea curbelor denivel digitizate de pe hăr ţi topografice 25k, folosind algoritmul curburii minimeimplementat în softul TNTmips (Documentaţie TNTmips).

Comparaţia a fost f ăcută atât între date de altitudine, câtşi între derivatele primare, pantă şi aspect. Pe lângă scăderea rasterială a modelului numeric alterenului SRTM din modelul numeric al altitudinii terenului, s-a reprezentathistograma frecvenţelor relative ale diferenţei erorilor, corelaţia între rastere, profile comparativeşi statistica simplă ( Evans, 1996).

Pentru analiza parametrilor geomorfometrici ai bazinului hidrograficBârlad s-a folosit reprezentarea spaţială a valorilor sub formă raster, histogramafrecvenţelor relativeşi corelaţii raster-raster între parametri.

Corelaţia între rastere se face prin următoarea analiză efectuată pixel cu pixel: de câte ori un pixel de pantă xº are altitudinea de x m (această corelaţieeste implementată în softul TNTmips). Reprezentarea grafică se face sub forma

unei diagrame cu două axe (pe axaox valorile unui raster, pe axaoy valorileceluilalt raster), fiecărei perechi de coordonate(ox, oy) i se atribuie numărul de

92




corespondenţe aferent (ex: Z00 de pixeli de pantă yº au altitudinea de x m),folosindu-se o scar ă de culori.

Algoritmii pentru calcularea panteişi aspectului sunt cei implementaţi însoftul TNTmips,şi calculează panta unui pixel central dintr-o fereastr ă de 3x3 pixeli, folosind cei 8 pixeli vecini.

II.2.3. Analiză comparativă între modelul numeric al altitudiniiterenului bazat pe hărţile topograficeşi cel bazat pe datele SRTM

Analiza f ăcută între modelul numeric al terenului SRTMşi modelulnumeric al altitudinii terenului (pentru zona în care sunt disponibile cele două modele numerice, Fig.II.21.şi Fig.II.22.) scoate în evidenţă diferenţele

acceptabile între acestea, atât ca valoare, câtşi ca distribuţie (27,4% dintre erorisunt în intervalul ±2 m, 55% dintre erori sunt în intervalul ±5 m, 81,1% dintreerori sunt în intervalul ±10 m, 96,7% dintre erori sunt în intervalul ±20 m, 99,6%dintre erori sunt în intervalul ±30 m, valori apropiate de cele menţionate îndocumentaţia SRTM, Rodriguez et.al., 2005). Corelaţia raster-raster întrealtitudinea modelului numeric al altitudinii terenuluişi cea a modelului numerical terenului SRTM (Fig.II.22.a) are un coeficient cu semnificativitate raportat ladimensiunea eşantionului. Abaterile de la dreapta de regresie reprezintă diferenţele dintre cele două modele numerice,şi anume componenta antropică şicea de vegetaţie din modelul numeric al terenului SRTM. Se remarcă corelaţiamai bună la nivelul altitudinal 125-350 m. Acest fapt este explicabil prin faptulcă acest nivel are cea mai mare frecvenţă relativă, constituind versanţii cuestelorşi văile superioare ale râurilor (a se vedea histograma frecvenţei relative alealtitudinii DEM TOPOşi DEM SRTM, Fig.II.21. j şi k). De asemeneaaltitudinea minimă dintre cele două modele numerice este apropiată (114 m înDEM TOPOşi 117 m în DEM SRTM, Tab.II.3.).

Deviaţiile standard pentru cele două modele numerice sunt foarteapropiate: pentru DEM TOPO media este de 269,9 m, mediana de 262şi deviaţiastandard de 77 m, pentru DEM SRTM media este de 272,1 m, mediana de 263şideviaţia standard de 78,6 m (Tab.II.3.).

Atât în histograme (Fig.II.21. jşi k), cât şi în corelaţia rasterelor(Fig.II.22.b) se observă o neconcordanţă peste medie în partea inferioar ă a scăriialtitudinale, în intervalul de la 100 la 150 m, care par ţial poate fi pus pe seamaapariţiei lacului de acumulare R ăcăciuni.

93




Fig.II.21. Comparaţia parametrilor geomorfometrici obţinuţi de pe DEM TOPOşi DEMSRTM

94




Partea superioar ă a ecartului altitudinal, are o corelaţie mai slabă, deoareceare o frecvenţă relativă redusă, fiind constituită de partea superioar ă a cuestelor, bine împădurită, cât şi datorită faptului că altitudinea maximă din DEM TOPOeste 525, pe când în DEM SRTM est de 535 m.Analiza histogramei DEM TOPO (Fig.II.21.j) scoate în evidenţă artefactele datorate metodei curburii minime,şi anume o frecvenţă relativă maimare a altitudinilor corespunzătoare curbelor de nivel, faţă de altitudinile dintreacestea (ele apar ca „spini” în histograme); din acest punct de vedere se poatespune că modelul numeric al terenului SRTM prezintă o mai bună repartiţie aaltitudinilor.

Interesantă este analiza spaţială a diferenţelor DEM TOPOşi DEM SRTM

(Fig.II.21.c). Astfel se observă că diferenţele pozitive (altitudini mai mari înDEM TOPO decât în SRTM) apar pe versanţii revers de cuestă, cu expoziţieestică sau pe versanţii cu expoziţie sudică, iar diferenţe negative (altitudini maimici în DEM TOPO decât DEM SRTM) apar pe versanţii frunte de cuestă, cuexpoziţie vestică sau pe versanţii cu expoziţie nordică. Singura explicaţie aacestui fapt poate fi o neconcordanţă de georeferinţă spaţială a celor două modele numerice (Fig.II.21. aşi b), atât pe direcţia nord-sud, câtşi pe direcţiaest-vest. Vegetaţia lemnoasă nu se corelează aşa de bine cu erorile dintre celedouă modele numerice, aşa cum remarcă alţi autori ( Nelson et.al., 2007) probabildatorită neconcordanţei de georeferenţiere, câtşi rezoluţiei iniţiale a modeluluinumeric al terenului SRTM (90x60 m). Într-o singur ă zonă a fost găsită odovadă clar ă a existenţei unei păduri (Fig.II.23.).

Histograma diferenţelor dintre DEM TOPOşi DEM SRTM (Fig.II.21. l)are o repartiţie unimodală, cu asimetrie moderată de stânga, predominânddiferenţele negative. Acest fapt se poate pune pe seama remarcii de mai sus, aconcordanţei diferenţelor negative cu versanţii cu expoziţie nordică şi vestică,coroborată cu faptul că versanţii cu expoziţie vestică au o frecvenţă relativă mare, faţă de cei cu expoziţie sudică. Nu acelaşi lucru se poate spune despre ceicu expoziţie sudică şi nordică, care au o frecvenţă relativă mică. Apare problemaversanţilor cu expoziţie estică, care au şi ei frecvenţe relative mari,şi secorelează cu diferenţele pozitive. În această privinţă dacă analizăm histogramelefrecvenţei relative a expoziţiei (Fig.II.21. pşi q) se observă că versanţii cuexpoziţie nord-vestică au o frecvenţă chiar mai mare ca a celor estici sau vestici.Făcând această remarcă şi analizând corelaţia raster-raster a expoziţiei cudiferenţele DEM TOPOşi DEM SRTM (Fig.II.22.d), se observă că orientările

NE, E,şi SV se corelează foarte bine cu diferenţele negative.

95




Fig.II.22. Corelaţia raster-raster dintre parametrii geomorfometrici obţinuţi de pe DEM TOPOşi DEM SRTM

În ceea ce priveşte corelaţia raster a pantei cu diferenţele DEM TOPOşiDEM SRTM (Fig.II.22.c), cu cât panta creşte, cu atât diferenţele tind să devină negative, diferenţele apropiate de 0 corelându-se cu pantele mici (fapt observatşide Gorokhovich, Voustianiouk , 2006). Explicaţia acestui lucru se poate datorafaptului că înclinarea instrumentului cu care s-au obţinut datele SRTM variază de la 30º la 58º (documentaţie SRTM), fapt remarcatşi de Gamache, 2004 pentruzonele montane. Astfel, la valori mari de pantă poate interveni efectul de umbr ă topografică, care induce erori, deci diferenţe faţă de DEM TOPO (introducesurplusuri de altitudine, deci diferenţe negative la scăderea celor două rastere).

96




Fig.II.23. Areal cu vegetaţia lemnoasă relevat pe DEM SRTM

prin comparaţie cu DEM TOPOTab.II.3. Statistica simplă a rasterelor folosite în comparaţia DEM TOPO-DEM SRTM

Alt.TOPO

(m)

Alt.SRTM

(m)

Alt.TOPO-SRTM

(m)

PantaSRTM(grade)

PantaTOPO(id.)

Expoz.SRTM(id.)

Expoz.TOPO(id.)

PantaTOPO-SRTM(id.)

Expoz.TOPO-SRTM

(id.)Maxim 525 535 40 33 34 -1 -1 26 357Minim 114 117 -43 0 0 358 358 -19 -358

Media 269.9 272.1 -2.01 8.6 9.55 167.15 166.7 0.92 -0.399Mediana 262 263 -1 8 9 162 160 1 0St. dev. 77 78.6 8.4 4.9 5.27 93.73 94.3 3.45 67.98

Comparaţia DEM TOPO şi DEM SRTM poate fi completată decomparaţia între derivatele geomorfometrice obţinute pornind de la cele două modele numerice.

Panta DEM TOPO se corelează bine cu panta DEM SRTM (Fig.II.22.a),fapt indicat de coeficientul de corelaţie, dar nu aşa de bine ca altitudinea.Analizând histogramele frecvenţei relative a pantelor obţinute de pe DEM TOPO

97




şi DEM SRTM (Fig.II.21 mşi n) nu distingem artefacte asemănătoare cu cele alealtitudinii (datorate procedeului de interpolare). Histogramele frecvenţelorrelative sunt foarte asemănătoare. Histograma frecvenţei relative a diferenţelordintre panta calculată de pe DEM TOPOşi DEM SRTM are o repartiţie slabasimetrică spre stânga (Fig.II.21 o). Repar ţiţia spaţială a diferenţelor panteicalculate de pe cele două modele numerice (Fig.II.21.f) scoate în evidenţă zonelecu pantă accentuată, partea lor superioar ă având diferenţe pozitive, iar ceainferioar ă diferenţe negative (din nou credem că acest lucru se datorează unordiferenţe de georeferinţă).

Şi expoziţia calculată de pe cele două modele numerice se corelează. Dinanaliza corelaţiei raster (Fig.II.22.e) se observă un model repetitiv, spaţiat

regulat la aproximativ 45º, care reieseşi din analiza histogramelor expoziţieicalculate de pe cele două modele numerice (Fig.II.21.pşi q). Dacă pentrumodelul numeric al altitudinii terenului acest lucru este explicabil printransmiterea efectului datorat procedeului de interpolare, cu anumite intervalecare apar cu frecvenţă mare (şi a căror expoziţie va părea şi ea cu frecvenţă maimare), pentru modelul numeric al terenului SRTM prezenţa acestui artefact estecurioasă. Repar ţiţia spaţială a diferenţelor expoziţiei calculate de pe cele două modele (Fig.II.21.i) scoate în evidenţă văile şi interfluviile. Văile mari au atâtdiferenţe pozitive câtşi diferenţe negative (posibil efectul vegetaţiei şi alconstrucţiilor antropice), pe când văile mici au diferenţe negative, iarinterfluviile diferenţe pozitive (fapt curios ce poate fi pus doar pe seama unordiferenţe de georeferenţiere).

II.3. Metodologia de analiză fizică şi chimică a probelor de sol în vederea caracterizării pedologice

(Mihaela Lungu, Nineta Rizea, Rodica Lazăr, Monica Mihaela Aldea,Venera Mihaela Stroe)

Înainte de efectuarea anlizelor, fizice sau chimice, probele de sol, prelevate pe orizonturi genetice, sunt pregătite într-un compartiment special allaboratorului. Probele în aşezare naturală, pentru determinări fizice şihidrofizice, sunt trecute imediat în laboratorul de analize fizice.

Probele de sol recoltate în structur ă modificată pot fi analizate laumiditatea naturală (de recoltare) sau la umiditatea corespunzătoare uscării laaer. Uscarea la aer se face într-un spaţiu amenajat special, în rafturi, cu ajutorul

unei aeroterme cu aer cald. Solul este trecut apoi prin moar ă şi cernut prin sita de2 mm, formă sub care va fi preluat în majoritatea analizelor. Solul astfel pregătitse păstrează în încă peri speciale, în rafturi bine aerisite, în cutii de plastic.

98




Pentru determinarea conţinutului de forme totale (materie organică –humus, azot total, fosfor total, forme totale de microelemente), solul se trece prinsita de 0,2 mmşi se păstrează în pliculeţe de hârtie. Din fracţiunea trecută prinsita de 2 mm se determină formele mobile de fosfor, potasiu, microelemente.

II.4.1.Analize fizice Pentru cartări la scări mici şi mijlocii, se efectuează următoarele

determinări fizice: conţinutul de schelet, alcătuirea granulometrică, densitateaaparentă, coeficientul de higroscipicitate.

În cartările la scar ă mare, caracterizarea fizică a solurilor se completează cu determinarea (sau estimarea) densităţii, porozităţii de aeraţie, capacităţii de

apă în câmp, capacităţii totale pentru apă, conductivităţii hidrauliceşi rezistenţeila penetrare.Rezultatele determinărilor pot fi folosite ca atare, sau se calculează media

ponderată pe strate de diferite grosimi (0-25; 0-50; 0-80; 0-100 sau 0-150 cm). Determinarea scheletului Scheletul mărunt, cu particule al căror diametru este cuprins între 2şi 4-5

mm, fin diseminat în masa solului, se determină în laborator în proba de solnemojarată, prin cântărirea particulelor cu diametrul mai mare de 2 mm.Rezultatele se exprimă în procente din masa totală a solului uscat la aer. Prinînmulţirea cu densitatea rocii dominante, din care este alcătuit scheletul (în modobişnuit, 2,72 g/cm3), rezultatul se transformă în procente volum. În cazulsolurilor cu schelet, rezultatele analizelor se refer ă la materialul fin efectiv luat înanaliză.

Analiza granulometrică Se efectuează în probe de material fin (<2 mm). Se determină prin cernere

şi pipetare, după pretratamentulşi dispersia probei de sol, separându-sefracţiunile: 2-0,2 mm; 0,2-0,02 mm; 0,02-0,002 mm; <0,002 mm; <0,01 mm.

Pretratamentul pentru dispersia particulelor de sol urmăreşte distrugereacarbonaţilor alcalino-pământoşi, oxidarea materiei organiceşi debazificareasolului; dispersia sollului se realizează, după caz, cu soluţie de hidroxid de sodiusau cu hexametafosfat de sodiu.

Separarea fracţiunilor granulometrice se face prin:- cernere, pentru fracţiunile cu diametrul peste 0,02 mm;- pipetare, pentru fracţiunile cu diametrul de 0,02 mmşi mai mic.

Rezultatele se exprimă în procente de masă, raportate la partea minerală

silicatică, suma fracţiunilor granulometrice fiind totdeauna 100.

99




Compoziţia granulometrică a solului este necesar ă la stabilirea claselortexturale; încadrarea se face pe baza conţinuturilor în fracţiunile < 0,002 mm;0,002-0,02 mmşi 0,02-2 mm, conform indicatorului 23.

Densitatea aparent ă (DA)Se determină raportând masa solului uscat în etuvă la volumul cilindruluicu ajutorul căruia s-a recoltat proba de sol în aşezare nederanjată la umiditateadin teren. Valoarea astfel determinată reprezintă densitatea aparentă laumiditatea de recoltare.

Valorile densităţii aparente servesc la aprecierea stării de aşezare (afânată,tasată), la determinarea prin calcul a porozităţii totaleşi de aeraţie şi la calcululnecesar exprimării în procente de volum. Aprecierea densităţii aparente se face

conform indicatorului 44. Determinarea umidit ăţ ii solului (W)Se face prin uscare în etuvă, la temperatura de 105°C. Rezultatele se

exprimă în procenteşi se raportează la masa solului uscat la 105°C. Determinarea coeficientului de higroscopicitate (CH)Se face prin uscarea la 105°C a unei probe de sol umezită în prealabil la

echilibru cu o atmosfer ă saturată cu vapori de apă (în prezenţa unei soluţii deacid sulfuric 10%). Rezultatele se exprimă în procente de masă.

Coeficientul de higroscopicitate este folosit la calculul coeficientului deofilire.Coeficientul de ofilire (CO)Se determină indirect, prin calcul, folosind valoarea coeficientului de

higroscopicitate. Se mai poate estimaşi pe baza conţinutului de argilă < 0,002mm. Aprecierea valorilor sale se face conform indicatorului 46.

Echivalentul umidit ăţ ii (EU)Se determină în mod direct, prin centrifugarea unei probe de sol cu o for ţă

centrifugă de 1000 de ori mai mare decât acceleraţia gravitaţională. Rezultatelese exprimă în procente de masă.

Se consider ă că, pentru solurile cu textur ă medieşi f ăr ă tasare excesivă,echivalentul umidităţii are valori aproximativ egale cu ale capacităţii de apă încâmp.

Capacitatea de apă în câmp(CC)La solurile f ăr ă umezire freatică şi cu profil textural omogen, capacitatea

de apă în câmp se stabileşte prin metoda directă, prin determinarea umidităţiisolului (în aşezare naturală, pe o platformă de determinare) umezit în excesşidupă scurgerea gravitaţională a excesului de apă.

100




La solurile cu aport freatic, prin metoda de mai sus se obţine capacitateade câmp capilar ă (CCPF), iar la cele cu profil textural neomogen, capacitateacapilar ă de discontinuitate texturală (CCPD).

În absenţa determinărilor directe ale capacităţii de câmp, valorile acesteiase pot estima pe cale indirectă.Capacitatea de apă util ă (CU)

Se stabileşte prin calcul, reprezentând diferenţa dintre umiditatea soluluicorespunzătoare capacităţii de apă în câmp (CC) şi cea corespunzătoarecoeficientului de ofilire (CO). Se exprimă în procente de masă. Apreciereavalorilor sale se face folosind indicatorul 49.

Interpretarea rezultatelor se realizează în conformitate cu Metodologia

elabor ării studiilor pedologice, vol. I-III, Bucureşti.II.4.2. Analize chimice Gama de analize chimice efectuate pentru descrierea pedologică a

solurilor cuprinde: conţinutul în carbon organic (humus), cel de azot total, pH-ul,conţinutul în carbonaţi alcalino-pământoşi, caracteristicile proprietăţilor deschimb cationic: cationi bazici de schimb determinaţi individual (Ca2+, Mg2+, Na+, K +) sau suma lor (SB), aciditatea de schimb totală (SH), aciditatea deschimb extractibilă la pH-ul solului (în soluţie de clorur ă de potasiu 1 N ),capacitatea de schimb cationic; sărurile solubile, conţinutul în gips, conţinutul în bor solubil în apă (acolo unde este cazul), conţinuturile de fosfor total, fosforşi potasiu accesibil (ultimele două determinări se fac numai în orizontul superior).

Determinarea carbonului organic din soluri Se efectuează prin metoda oxid ării umede şi dozării titrimetrice (după

Walkley-Black , în modificareaGogoa şă). Rezultatele se exprimă în procentecarbon organic sau în procente humus (% carbon organic× 1,724).

Pentru aprecierea conţinutului de humus, se foloseşte indicatorul 70. Determinarea con ţ inutului de azot total Conţinutul de azot total se determină prinmetoda Kjeldahl (mineralizarea

solului se face prin fierbere cu acid sulfuric concentrat în prezenţa unuicatalizator), urmată de distilare în mediu alcalin, absorbţia amoniacului în acid boricşi titrare cu acid sulfuricn/14.

Conţinutul de azot total este folosit la estimarea stării de asigurare asolului cu azot, conform indicatorului 71.

Conţinutul în azot total (împreună cu carbonul organic) este folosit la

calculul unui indice pedogenetic important, raportul C:N (obţinut prin împăr ţireanumărului de atomi gram de C la numărul de atomi gram de N din 100 g sol), prin care se obţin indirect informaţii asupra naturii humusului din sol, a

101




condiţiilor în care s-a realizat acumularea materiei organice în sol; raportul C:N,alături de alte caracteristici chimice ale solului, este folosit la stabilirea tipului dehumus forestier. Limitele valorilor raportului C:N se utilizează pentru apreciereatipului de humus (pe orizonturi genetice) atât în solurile agricole câtşi celeforestiereşi de pajişti

Determinarea pH-ului solului Se determină în suspensii de sol (apoase sau saline), cu diferite rapoarte

sol:fază lichidă (masă:volum), prin metoda potenţiometrică. Valoarea pHreprezintă logaritmul cu semn schimbat al activităţii ionilor de hidrogen dinsuspensia de sol.

Determinarea pH-ului în suspensii saline de sol se face:

- în soluţie de clorur ă de potasiu 0,1n, raport sol:soluţie 1:2,5, metodă folosită în cazul solurilor acide;- în soluţie de fluorur ă de sodiu, raport sol:soluţie 1:50, determinare folosită

pentru probele de sol care conţin material amorf.Pentru solurile zonelor aride, afectate de procese de salinizareşi/sau

alcalizare, se foloseşte determinarea pH-ului în pastă de sol la saturaţie. pH-ulsuspensiei apoase de sol, raport sol:apă 1:2,5, este folosit ca valoare numerică deapreciere a reacţiei solului.

Valori pH în suspensie apoasă (1:2,5) mai mici de 5,8 indică prezenţaaluminiului schimbabil. pH-ul suspensiei de sol în soluţie de fluorur ă de sodiumai mare de 10 (10,8), determinat după două minute, asociat cu altecaracteristici fizice ale solului, indică predominarea materialului amorf încomplexul adsorbtiv al solului.

Determinarea con ţ inutului total de carbona ţ i alcalino-pământo şi Se efectuează prin metoda gazovolumetrică (metoda Scheibler).Conţinutul în carbonaţi de calciu, asociat cu adâncimea de apariţie a

acestora, constituie element de diagnostic la nivel inferior (indicatorii 61şi 18). Determinarea mărimilor care caracterizaează propriet ăţ ile de schimb

cationic Se efectuează pe grupe de soluri:a) Soluri (probe de sol) nesaturate în cationi bazici (Ca2+, Mg2+, Na+, K +),

caracterizate prin valori V < 100, pH < 7 (7,4), lipsa carbonaţilor alcalino- pământoşi şi a sărurilor solubile (total săruri solubile determinate în extract apos1:5 de sub 0,090-0,170 la 100 g sol)şi saturaţia în Na+ schimbabil < 5%.

Se folosesc două variante. Prima variantă cuprinde:

- determinarea individuală a cationilor bazici de schimb (Ca2+

, Mg2+

, Na+

,K +), prin extracţie cu acetat de amoniu 1 N la pH = 7, după metoda Schollenberg – Dreibelbis – Cernescu;

102




- determinarea acidităţii de schimb totale (SH sau A8,3) prin percolare până laepuizare cu soluţie de acetat de potasiu 1 N , tamponată la pH = 8,3;

- determinarea acidităţii de schimb extractibilă în soluţii de săruri neutre,netamponate (H

+ + Al

3+), prin percolare cu soluţie de clorur ă de potasiu 1 N ,după metoda Coleman. Această determinare se efectuează pe probe de sol cu pH

< 5,8 şi ofer ă posibilitatea determinării atât a sumei H+ + Al3+, cât şi a Al3+ extractibil (schimbabil). În literatura română de specialitate, aceasta este numită aciditate de schimb efectivă (Ae).

Pentru aprecierea conţinutului de aluminiu schimbabil, se foloseşteindicatorul 65.

- determinarea capcităţii de schimb cationic (T) prin saturarea solului cu

amoniu ( +4 NHT ) şi dozarea +4 NH reţinut sau prin însumarea cationilor bazici

deteminaţi individual (Ca2+ + Mg2+ + Na+ + K + = S) cu aciditatea de schimbtotală (SH), deci T = S + SH.

Aprecierea mărimii capacităţii de schimb cationic (T) se face conformindicatorului 66.

A doua variantă cuprinde:- determinarea directă a sumei cationilor bazici de schimb, denumită şi suma

bazelor de schimb, notată cu SB (SB = Ca2+ + Mg2+ + Na+ + K +), prin extracţiecu acid clorhidric 0,1 N (metoda Kappen) sau prin extracţie cu acid clorhidric0,05 N (metoda Kappen – Schöfield – Chiri ţă). Este folosită în special pentrusolurile acide forestiereşi de pajişti cu SB < 12 me la 100 g sol. Pentruaprecierea valorilor sumei bazelor schimbabile, se foloseşte indicatorul 67.

- determinarea mărimilor SH (H+ + Al3+), , se efectuează ca în prima

variantă;

+4 NHT

b) Soluri (probe de sol) saturate în cationi bazici (V = 100), caracterizate

prin prezenţa carbonaţilor alcalino-pământoşi, absenţa sărurilor solubile (totalsăruri solubile determinate în extract apos 1:5 este sub 0,090-0,170 g la 100 gsol), pH-ul cuprins în intervalul 7,4-8,7 (dependent de conţinutulşi propor ţia decarbonat de calciuşi carbonat de magneziu), saturaţia în sodiu schimbabil < 5%.La această grupă de soluri sunt necesare:

- determinarea capacităţii de schimb cationic; se poate determina ca ,

prin metoda Scholenberg , modificată de Cernescu (extracţie cu acetat de amoniu1 N la pH = 7 cu distrugerea prealabilă a carbonaţilor alcalino-pământoşi) sau caT Na prin metoda Bower (extracţie cu acetat de sodiu 1 N la pH = 8,3);

+4 NHT

103




- determinarea sodiuluişi potasiului schimbabil prin metoda Scholenbergmodificată de Cernescu;

- stabilirea sumei Ca2+ schimbabil + Mg2+ schimbabil = T – (Na+ schimbabil+ K

+ schimbabil);În cazuri speciale, se poate determina Ca2+ schimbabil după metoda

Chapmanşi Kelley (extracţie cu soluţie alcoolică de clorur ă de potasiu). În acestcaz, valoarea Mg2+ schimbabil = - (Ca2+ schimbabil + Na+ schimbabil +

K + schimbabil).

+4 NHT

c) Soluri (probe de sol) cu conţinut de săruri solubile determinate înextract apos 1:5 peste 0,090-0,170 g la 100 g sol; conţin frecvent carbonaţialcalino-pământoşi şi/sau gips, V = 100. La această grupă de soluri suntnecesare:

- determinarea capacităţii de schimb cationic ca T Na prin metoda Bower sauca prin metoda Scholnberg modificată de Cernescu;+

4 NHT- stabilirea valorii sodiului schimbabil prin diminuarea valorii Na+ determinat

în extractul de acetat de amoniu. Determinarea sărurilor solubile din sol Determinarea sărurilor solubile se face în extract apos, la un raport sol

apă stabilit convenţional între 1:1şi 1:20. Conţinutul de săruri solubilizate (înspecial cele cu solubilitate redusă, cum sunt carbonatul de calciuşi sulfatul decalciu) este dependent de raportul sol:apă folosit. Raportul frecvent folosit este1:5.

Prin analiza extractului apos 1:5, se determină conţinuturile în ionii, , , , , ,−2

3CO −3HCO −2

4SO −Cl +2Ca +2Mg +K , (şi, în cazuri speciale,

, , , , , (în soluri cu pH < 3,8), (în

soluri cu pH < 5,8 sau în soluri cu pH > 8 în care poate apare ionul aluminat).Conţinutul în ionii determinaţi se exprimă în mg la 100 g sol, în me la 100 g solşi în procente din suma ionilor determinaţi.

+ Na−3 NO −

2 NO +4 NH −2

4SO +2Fe +3Fe +3Al

Suma totală a anionilorşi cationilor determinaţi în extractul apos 1:5raportată la 100 g sol, din care se scade conţinutul de CaSO4 solubilizat în acestextract, reprezintă conţinutul total de săruri. Acesta este folosit la apreciereaintensităţii de salinizare a solului.

Salinitatea şi alcalinitatea solurilor se poate exprima prin

electroconductibilitateaşi valoarea SAR determinate în extractul apos obţinut laconţinutul de apă corespunzător procentului la saturaţie. Electroconductibilitateaspecifică a extractului la saturaţie se notează ECe şi se exprimă în mmho/cm la

104




25ºC (sau dS/m la 25ºC). Electroconductibilitatea specifică a extractului apos 1:5este folosită la estimarea conţinutului total de săruri din sol.

Valoarea ECe este folosită la aprecierea intensităţii de salinizare ( s) asolului, conform indicatorului 16.Rezultatele determinării conţinuturilor de anionişi cationi în extract apos1:5 sunt folosite la stabilirea intensităţii de salinizare ( s) şi a tipului de salinizarea solului conform inidcatorului 147.

Conţinutul în carbonat de sodiu (mg la 100 g sol) este folosit, împreună cuV Na, la aprecierea intensităţii de alcalizare (a), conform tabelului anexă lainidcatorul 17.

Intensitatea de alcalizare (a), asociată cu adâncimea la care apare, este

folosită la stabilirea gradului de alcalizare a solului (A). Determinarea con ţ inutului de fosfor total Solul se dezagregă cu amestec de acid percloricşi acid sulfuric

concentraţi, pe baie de nisip. Dozarea fosforului se face colorimetric, caalbastrude molibden, prin reducerea complexului fosfo-molibdenic cu amestec de clorur ă stanoasă şi acid ascorbic sau numai cu acid ascorbic. Rezultatele se exprimă în gla 100 g sol.

Conţinutul de fosfor total se foloseşte la estimarea gradului deaprovizionare cu fosfor a soluluişi la calculul rezervei de fosfor total în sol.

Determinarea fosforului accesibil (mobil) Proba de sol se supune extracţiei în acetat-lactat de amoniu (PAL), după

metoda Egnér – Riehm – Domingo (1950); anionul fosfat exras se determină colorimetric, caalbastru de molibden. Rezultatele se exprimă în mg/kg sol.

Valorile PAL în stratul arat sau în primii 20 cm sunt folosite la apreciereastării de asigurare cu fosfor a solurilor minerale conform indicatorului 72.

Determinarea potasiului accesibil (mobil) Determinarea potasiului accesibil se face în aceeaşi soluţie în care s-a

extras solul pentru determinarea fosforului accesibil, după aceeaşi metodă.Rezultatele se exprimă în mg K la kg sol.

Aprecierea stării de asigurare cu potasiu mobil se face conforminidcatorului 73.

105




106




Capitolul III: Riscuri climatice

III.1. Scurt istoric al metodelor aplicate în studiul riscurilor climatice(Elena Mateescu, Daniel Alexandru, Gheorghe Stăncălie)

Riscul meteorologicinclude producerea fenomenelor meteorologice într-un moment episodic, precumşi, potenţialitatea hazardului respectiv de a produceefecte negative, în diferite grade, funcţie de cauzele genetice, condiţiile locale,evoluţie, etc.

Riscul climaticeste caracterizat de parametrii specifici, care permitstabilirea unor caracteristici mediişi extreme de producere, mod de acţiune,frecvenţă în timpşi spaţiu, durată, etc., caracteristici extrase dintr-unşir de datestatistice şi perioadă comună, date diferenţiate pentru fiecare zona climatică,funcţie de evoluţia în dinamica sezonier ă sau multianuală a fenomenelor.

Riscul agrometeorologic/agroclimatic implică analiza unui fenomen derisc/stres meteorologic pe baza investigării unor serii lungi de date climaticeşi a parametrilor agrometeorologici derivaţi din aceste date, cu ajutorul căroraevaluarea permanentă sau periodică a unui interval de timp prezintă situaţia reală a efectelor singulare sau cumulative, precumşi vulnerabilitatea la producereariscurilor a speciilor vegetale. Impactul variabilităţii climatice asupra productivităţii agricole se cuantifică deci, prin potenţialitatea parametrilormeteorologici/climatici de a asigura condiţii optime de creştere şi dezvoltare pentru culturile agricole sau a produce consecinţe diferite, funcţie de gradul deintensitate al factorului perturbator, modulşi durata de acţiune, precumşivulnerabilitatea speciilor vegetale la producerea riscurilor sau evenimentelorextreme.

În literatura de specialitate, asemenea fenomene sunt studiate sub diversedenumiri, ce pot fi simple/asociateşi/sau compuse/complexe, precum: fenomenenaturale de risc, fenomene meteorologice/climatice periculoase, hazardurimeteorologice/climatice, fenomene de risc/stres agrometeorologic/agroclimaticfenomene extreme/record, etc. ( Bulletin de l’OMM , 1986, 1990; Bulletin deSociete Languedocienne de Geographie, 1991). Toate aceste denumiricaracterizează producerea unui fenomen natural extrem, cu elementele de riscspecifice si potenţialul distructiv sau consecinţele gradate.

Ca urmare,Organiza ţ ia Mondial ă a Mediului (OMM) în colaborare cualte foruri internaţionale (ONU, UNEP, etc.) sunt permanent angajate în programe complexe de protecţia mediului şi asigurarea unei dezvoltări

107




economice şi sociale durabile pentru toateţările. Pentru aceste organisme, prevenirea şi diminuarea dezastrelor este o prioritate absolută, deoareceintegrarea evaluării riscurilorşi a avertizarilor timpurii asupra evoluţiei vremii,în măsurile de prevenţie şi diminuare, poate impiedică transformarea acestorhazarduri în dezastre. În fapt, aceasta înseamnă că se pot lua măsuri directe caresă reducă în mod considerabil pierderile de vieţi omeneşti şi pagubele socio-economice. Astfel, devine imperativă cerinţa privind “o mai bună înţelegere asistemului climatic”, precumşi dezvoltarea capacităţii de a prognozavariabilitatea climatică naturală şi schimbările climatice de natur ă antropică.

Studiul riscurilor climatice a evoluat paralel cu dezvoltarea climatologieişicu evoluţia conceptelor generale de analiză a riscului. Se pot distinge câteva etape

în dezvoltarea cercetării riscurilor climatice:- Etapa pre-instrumentală: cercetările erau empirice, lipsind o reţea de staţiimeteorologice organizată pentru măsur ători sistematice; în România, etapa pre-instrumentală datează până în secolul al XIX-lea, când se înfiinţează mai multestaţii meteorologice (Bucureşti-Filaret, Iaşi, Sulina, Sibiu etc.);

- Etapa instrumentală: reţeaua de staţii meteorologice acoper ă întregteritoriul naţional, măsur ătorile se efectuază sistematic, iar rezultatele suntcentralizate.

Cercetarea aplicativă reprezintă valorificarea rezultatelor privind utilizareadurabilă a resurselor naturale în generalşi în domeniul agricol în particular.Elaborarea unor sisteme expertşi sisteme suport de decizie pentruimplementarea, în condiţii optime, a tehnicilorşi practicilor agricole diferenţiatezonal se bazează pe date privind potenţialul agropedoclimaticşi socio-economic, precumşi cerinţele de dezvoltare durabilă a spaţiului ruralşi economic.

Metodologiile de managementul risculuişi efectele producerii factorilorde risc/stres agrometeorologic/agroclimatic asupra activităţilor şi practiciloragricole, precumşi cercetările privind variabilitatea climatului (incluzândevenimentele extreme) în domeniul agricol, includ o abordare integrată acercetărilor în domenii diverse de specialitate: Climatologie, S.I.G.,agrometeorologie, fitotehnie, modelare matematică, genetică, ameliorare, biologie, economie agrar ă, ecologieşi protecţia mediului.

Pe plan internaţional si naţional, elaborarea studiilor privind impactulriscurilor hidro-climatice asupra ecosistemelor naturale necesită metode decercetare aplicativă, modele statisticeşi de predicţie (INSTAT, CERES,AFRCWHEAT 2, WOFOST, STICS, etc.). Astfel, modelele de simulare a

formării recoltelor sunt bazate îndeosebi pe modele mecaniciste de circulaţie aapei în sistemul sol-plantă-atmosfer ă, iar noile cercetări au în vedere perfecţionarea acestor modele, crearea de noi modele incluzând o gamă lărgită

108




de intr ări (date de cultur ă, sol şi management agricol)şi ieşiri (dezvoltareafenologică, dinamica apei în sol, producţii, strategii manageriale, etc.),elaborarea de soluţii pentru utilizarea acestor modele în predicţia recolteloragricole, regimul de apă al solurilorşi avertizarea irigaţiilor.III.2. Caracteristici termo-pluviometrice generale ale bazinului Bârladului

(Cristian Valeriu Patriche)

Pentru caracterizarea condiţiilor pluvio-termice medii lunareşi anuale, precum s-au utilizat ca date de intrare temperaturişi precipitaţii medii lunareşianuale, extrase după limitele bazinului Bârlad, dintr-o bază de date climatică la

nivel mondial ( Hijmans, Susan Cameron, Parra, Jones, Jarvis, 2005),disponibilă pe website-ulhttp://www.worldclim.org/ .Această bază de date, cuprinzând, pe lângă temperaturişi precipitaţii, şi o

serie de indici bioclimatici, a fost realizată la o rezoluţie spaţială de 30 secundede arc (în medie 1 km la nivel globalşi 797 m la nivelul Romaniei), folosindmediile lunareşi anuale ale parametrilor climatici pe perioada 1956-2000 de laun număr foarte mare de staţii meteorologice. Spaţializarea informaţiei s-arealizat prin funcţii spline (thin-plate spline), cu altitudinea, latitudineaşilongitudinea ca variabile explicative, folosind programul ANUSPLIN( Hutchinson, 2004).

Deşi rezoluţia este destul de grosier ă pentru regiunea studiată, totuşi,având în vedere gradul redus de fragmentare al reliefului privit ca factor dediferenţiere spaţială a caracteristicilor climatice, consider ăm că aceasta estesuficientă pentru a caracteriza climatul regiunii la nivel mediu lunarşi anual.

Distribuţia spaţială a elementelor climatice este controlată, în primulrând de altitudine. Astfel,temperaturile cele mai scăzute sunt caracteristicealtitudinilor mari, de peste 400 m (Fig.III.1.), prezente pe rama vestică a bazinului, iar temperaturile cele mai ridicate sunt prezente în extremitatea sudică a regiunii, în zona de confluenţă a Bârladului cu Siretul. Se resimte desigurşi oinfluenţă latitudinală în cadrul distribuţiei spaţiale a temperaturilor, însă aceastaeste subordonată rolului etajării altitudinale.

Temperaturile medii anuale variază între 7,4şi 10,9oC, media pe bazinfiind de 9,3oC. Maximul din luna iulie oscilează între 18,3şi 22,1oC, cu o mediede 20,4oC, în timp ce minima din ianuarie coboar ă la –3,6oC, putând varia între5,1 şi –2oC.

Maximeleşi minimele din iulie, respectiv ianuarie, se explică în primulrând prin valorile maxime, respectiv minime ale bilanţului radiativ în aceste luni.

109

http://www.worldclim.org/

http://www.worldclim.org/




Deşi radiaţia incidentă netă este mai mică în decembrie, totuşi minimultermic mediu lunar se plasează în ianuarie, ca urmare a inversiunilor termice maifrecventeşi mai intense, condiţionate de pătrunderea aerului foarte receşi uscatdinspre nucleul anticiclonului siberian, care creează premisa r ăcirii radiativeaccentuate a suprafeţei active, darşi datorită iner ţiei factorului de r ăcire.

Deşi maximul radiaţiei incidente nete se produce în iunie, plasareamaximului termic mediu lunar în iulie, se explică prin umezeala relativă maiscăzută şi durata de str ălucire a Soarelui mai ridicată din această lună, carefavorizează încălzirea accentuată a suprafeţei active. Umezeala mai accentuată alunii iunie măreşte iner ţia termică a suprafeţei activeşi a aerului de deasupra.

Diferenţierile spaţiale ale temperaturilor medii, judecate prin prisma

deviaţiei standard, sunt mai accentuate vara, când temperaturile medii lunaredifer ă de valorile medii pe ansamblul regiunii cu cca ± 0,7oC şi mai estompate însezonul rece, când aceste diferenţe se reduc la cca ± 0,5-0,6oC, ca urmare ainterferenţei inversiunilor termice din timpul iernii.

Modelul spaţial al distribuţiei precipita ţ iilor atmosferice medii lunareşianuale este relativ asemănător cu cel al temperaturilor. Totuşi, maximul de precipitaţii se înregistrează în partea nordică şi nord-estică a regiunii,corespunzătoare depresiunii de contact Bârnova-Voineşti, care prin formă şiorientarea ramei deluroase în raport cu circulaţia nord-vestică dominantă,determină intensificarea orografică a precipitaţiilor (Fig. III.2., Tab.III.1.).

Annual Ianuarie IulieFig.III.1. Distribuţia spaţială a temperaturilor medii anualeşi a temperaturilor medii în

lunile extreme

110




Tab.III.1. Statistici descriptive privind distribuţia spaţială a temperaturilor medii lunare(°C)şi anuale în bazinul Bârladului

Luna Media Minima Maxima Deviaţia standardIanuarie -3,6 -5,1 -2,0 0,55Februarie -1,9 -3,6 -0,2 0,65

Martie 3,2 1,5 4,8 0,63Aprilie 9,9 7,9 11,4 0,64

Mai 15,5 13,3 16,8 0,63Iunie 18,8 16,6 20,3 0,66Iulie 20,4 18,3 22,1 0,69

August 19,9 17,7 21,5 0,71

Septembrie 15,9 13,9 17,7 0,70Octombrie 10,0 8,1 11,7 0,64Noiembrie 4,1 2,4 5,7 0,60Decembrie -0,9 -2,3 0,5 0,54

An 9,3 7,4 10,9 0,63

Anual Iunie Octombrie

Fig.III.2. Distribuţia spaţială a precipitaţiilor medii anualeşi a precipitaţiilor medii înlunile extreme pluviometric

111




Tab.III.2. Statistici descriptive privind distribuţia spaţială a precipitaţiilor atmosfericemedii lunareşi anuale în bazinul Bârladului

Luna Media Minima Maxima Deviaţia standardIanuarie 28,5 23 34 1,84Februarie 29,8 24 36 2,16

Martie 20,0 25 34 1,56Aprilie 48,3 40 55 2,98

Mai 63,8 56 74 3,56Iunie 82,4 70 97 5,47Iulie 71,4 55 85 6,49

August 55,5 48 64 3,37Septembrie 46,8 43 50 1,35Octombrie 27,9 27 31 0,67Noiembrie 33,6 31 37 0,99Decembrie 29,7 25 35 1,87

An 546,7 487 611 23,93

Media multianuală a precipitaţiilor la nivelul bazinului este de 547 mm,valorile oscilând între 487şi 611 mm. Maximul pluviometric este localizat în

luna iunie, valoarea medie a acestuia fiind de 82,4 mm, cu un interval de variaţiecuprins între 70-97 mm.Cantitatea sporită de precipitaţii de la sfâr şitul primăverii şi începutul

verii se explică prin pătrunderea frecventă a ciclonilor mobili desprinşi dinfrontul polar, însoţiţi de advecţii de mase de aer umede dinspre Atlantic. Par ţial, precipitaţiile suntşi de natur ă convectivă, cauzate de intensificarea proceselorconvective termice, consecinţă a creşterii temperaturii aerului, pe fondul uneiumezeli ridicate a suprafeţei active, care poate alimenta astfel, fluxul caloricconvectiv. Precipitaţiile de var ă, mai ales cele din august, sunt cauzate deciclogeneza locală şi au un pronunţat caracter torenţial.

După maximul din iunie, precipitaţiile încep să scadă până în a doua parte a toamnei, când se înregistrează un minim, plasat în luna octombrie, cuvalori cuprinse între 27şi 31mm. Scăderea este condiţionată de reducereaadvecţiilor de mase de aer umede dinspre Atlantic, în favoarea celor tropicaleuscate (vara), de predominarea regimului baric anticiclonic (mai ales toamna)reducerea fluxului convectiv prin scăderea treptată a temperaturii aerului,scăderea progresivă a umezelii suprafeţei active în urma evapotranspiraţieiridicateşi decişi a alimentării cu umezeală a fluxului convectiv.

În timpul iernii, precipitaţiile cresc uşor în urma pătrunderii frecvente aaerului umed mediteranean, adus de ciclonii mediteraneeni, sau a pătrunderii

112




aerului atlantic umed peste cel continental uscat, de origine est-europeană, cuformarea unui plafon consistent de nori stratiformi la joasă altitudine. Totuşi,cantităţile de precipitaţii se menţin scăzute datorită temperaturilor coborâte, carefrânează procesele de evaporareşi reduc mult tensiunea de saturaţie a vaporilor,astfel încât aerul are o capacitate redusă de a înmagazina vapori de apă. Deasemenea, mai ales în ianuarieşi februarie, este caracteristică dominarearegimului baric anticiclonal, prin dezvoltarea anticiclonului siberian, careacaparează, prin intermediul unei dorsale,şi teritoriul Moldovei. Masele de aerformate în cadrul acestui câmp baric deosebit de vast sunt de natur ă continental polar ă, deci uscateşi foarte reci, iar presiunea atmosferică ridicată împiedică manifestarea proceselor de condensare-precipitare.

Diferenţierile spaţiale ale precipitaţiilor medii, judecate prin prismadeviaţiei standard, sunt mai accentuate vara (iunie-iulie), când precipitaţiilemedii lunare difer ă de valorile medii pe ansamblul regiunii cu cca ± 5,5-6,5 mmşi mai estompate toamna, când aceste diferenţe sunt, în medie, de ± 0,7-1 mm.

III.3. Resurse necesare analizei riscurilor climatice(Elena Mateescu, Daniel Alexandru, Gheorghe Stăncălie)

Analiza riscurilor climatice se efectuează pe baza unor informaţii specificecare, în funcţie de originea lor, pot fi grupate în mai multe categorii: dateobţinute din măsur ători la staţiile meteorologice (a), date provenite din imaginisatelitare (b) şi date obţinute din alte surse (documente istorice, dendro-cronologie etc.) (c).

Datele obţinute din măsur ători efectuate la staţiile meteorologice au uncaracter punctual, au o reprezentativitate spaţială limitată şi sunt restrânse întimp, dar prezintă avantajul că sunt sistematice (măsur ătorile au un caractercontinuu în timp)şi acoper ă o mare varietate de elemente meteorologice(temperatur ă, precipitaţii, vânt, umezeală etc.). Pot fi completate cu date obţinutedin măsur ători expediţionare, care au aceleaşi tr ăsături, mai puţin caracterulcontinuu.

Datele provenite din imagini satelitare sunt foarte utile în interpolareadatelor punctualeşi în identificarea riscurilor climatice. Ele reprezintă dateobţinute din măsur ători directe, acoperind o suprafaţă mai mare sau mică dată derezoluţia spaţială a imaginilor. Principale dezavantaje sunt constituite decaracterul discontinuu al informaţiei (imaginile satelitare depind de momentul

scanării suprafeţei terestre de către satelit) şi de caracterul generalizator alinformaţiei (de exemplu, o imagine cu o rezoluţie de 1 km este o sinteză a

113




informaţiei de pe o suprafaţă de 1 km2, neputând surprinde detaliile de la scar ă mai mare).

Datele obţinute din alte surse sunt utile pentru acoperirea perioadelor încare într-un areal nu au funcţionat staţii meteorologice, iar principalul dezavantajeste caracterul nestandardizat al datelor.

Este necesar ă ulterior omogenizarea datelor climatice, în scopul selectăriidatelor utile. Pot apărea erori în date, provenite din schimbarea amplasamentuluistaţiilor meteorologice, din erori de măsurare sau de interpretare etc. Realizareaunei baze de date de încredere este resursa fundamentală pentru analiza riscurilorclimatice.

Studiul riscurilor agrometeorologice/agroclimatice implică o problematica

vasta care permite o analiza obiectiva si complexa a acestora avand in vederemai multe aspecte:- utilizarea unuişir lung de date statistice – observaţii directe de la statiile

meteorologice cu program agrometeorologic si cu perioada comună demăsur ători care să permită analize comparative si stabilirea anilor agricolianalogi;

- stabilirea caracteristicilor medii ale fiecărui parametruagrometeorologic/agroclimatic care defineşte în ansamblu producerea singular ă sau combinată a riscurilor termice si hidrice în domeniul agricol;

- determinarea cazurilor/valorilor extreme sau a pragurilor maxime/minimede producere care reprezintă limite extreme de variaţie, considerate singulare sicu caracter de unicat, fiind extrase dintr-unşir de date statistice ale unei perioadede referinţă si constituie manifestarea extremă a unui fenomen agrometeorologic;

- stabilirea valorilor letale (minime/ maxime de risc) ale parametrilormeteorologici, funcţie de cerinţele biologice ale fiecărei specii agricole pe fazeşiinterfaze specifice de vegetaţie, precumşi a pragurilor minime/maxime saulimitelor de referinţă, de la care un fenomen meteorologic/climatic devine risc,graduat diferenţiat pe clase/nivele de risc, funcţie de tipul de risc, gradul de potenţialitate a parametrilor de a provoca daune par ţiale/totale asupra stării devegetaţie şi productivităţii culturilor agricole;

- analiza spaţio-temporală şi evoluţia în dinamică, pe perioade diferite detimp – pentadă, decadă, lună, sezon, an, valori multianuale etc., a parametriloragrometeorologici de risc/stres, pe baza datelor zilnice, lunare, sezoniere, peintervale caracteristice pentru agricultur ă, anuale şi multianuale, funcţie descopul şi obiectivele cercetărilor şi utilizatorul informaţiei de specialitate, în

vederea stabilirii zonalităţii în spaţiu şi timp a factorilor/fenomeneloragrometeorologice/agroclimatice de risc/stresşi determinarea arealelor cu gradulcel mai mare de risc la producerea acestora. În acest scop se elaborează hăr ţi de

114




specialitate pentru fiecare tip de risc, care evidenţiază totodată şi zonele,arealele, suprafeţele sau judeţele vulnerabileşi/sau afectate;

- aprecierea intervalului de riscşi cuantificarea calitativă şi cantitativă,graduată pe claseşi nivele de riscşi calificativele corespunzătoare gradului devulnerabilitate a speciilor cultivateşi arealelor agricole la producerea riscuriloragrometeorologice/agroclimatice, atât pe baza cauzelor geneticeşi a variabilităţiicaracteristicilor medii/extreme, câtşi a datelor statisticeşi istorice;

- monitorizarea arealelor agricole cu probabilitatea cea mai mare de producere a unor riscurişi a consecinţelor producerii acestora prin formarea unor bănci de date de specialitate – meteorologice/climaticeşi specifice – agrotehnice,sisteme de cultura, caracteristicile solurilor, utilizarea terenurilor, etc., care să

permită studierea fenomenelorşi a efectelor, precumşi stabilirea unor măsuri de protecţie pe termen scurt, mediuşi lung pentru expunerea la riscurile specifice de producere în cadrul zonelor supravegheate;

- fundamentarea deciziilorşi evaluarea corectă a daunelor/pagubelor provocate de riscurile meteorologice/climatice în agricultur ă prin crearea unorcomisii de specialitate de evaluareşi managementul riscurilor în domeniulagricol în scopul dezvoltării asigur ării producţiei agricole, vegetale sau animale,funcţie de fenomene, riscurişi consecinţe.

Aplicaţiile agrometeorologiei/agroclimatologiei constau în furnizareainformaţiilor corespunzătoare cu preocupările dezvoltării durabile în domeniulagricol, iar aplicabilitatea acestora nu poate fi recunoscută ca o bază singular ă devaloriştiinţifice de specialitate, ci vor putea fi utilizate de o manier ă optimală încombinarea cu informaţiile agricole, tehnice, ecologice, socio-economice, etc.Aceste aplicaţii au un caracter multidisciplinar particular marcat în problematicade mediu-agricultur ă-dezvoltare durabilă.

III.4. Clasificarea riscurilor climatice(Elena Mateescu, Daniel Alexandru, Gheorghe Stăncălie)

În funcţie de obiectivele urmărite, pot fi alese mai multe criterii declasificare a riscurilor climatice. Astfel, se pot stabili drept criterii de clasificarefenomenul declanşator; extinderea spaţială a riscului; viteza de declanşare;frecvenţa riscului climatic într-un anumit areal.

Clasificarea riscurilor climatice după fenomenul declanşatorRiscurile climatice sunt rezultatul efectelor manifestărilor extreme ale

unuia sau mai multor fenomene atmosferice în contextul unui areal geograficDin această perspectivă, riscurile climatice se clasifică în: riscuri termice, riscuri

115




pluviometrice, riscuri eoliene, riscuri generate de alte fenomene atmosferice(ceaţă, brumă, chiciur ă etc.)şi riscuri complexe.

a) riscurile termice sunt generate de abateri semnificative, pozitive saunegative, ale temperaturii aerului faţă de media multianuală dintr-un anumitareal; intensitateaşi consecinţele riscurilor termice sunt direct propor ţionale cuvaloarea abateriişi cu extinderea spaţială a fenomenului; în Podişul Bârladuluisunt posibile atât riscuri termice pozitive (valuri de căldur ă, temperaturi foarteridicate etc.), câtşi negative (valuri de frig, temperaturi foarte scăzute etc.);

b) riscurile pluviometrice au la bază manifestarea precipitaţiiloratmosferice; acestea generează efecte negative asupra mediului prin intensitate,cantitate şi extindere spaţială; în Podişul Bârladului sunt posibile precipitaţii

torenţialeşi cantităţi mari de apă;c) riscurile eoliene sunt rezultatul vitezelor mari de vânt; Podişul Bârladuluieste supus adesea advecţiilor de mase de aer de origine est-europeană sau polar ă,instalate uneori prin pasaje frontale cu viteze mari ale vântului;

d) alte fenomene atmosferice pot fi la rândul lor generatoare deriscuriclimatice prin diferite elemente cantitative caracterisitice (cantitate, durată,intensitate, frecvenţă etc.); ceaţa, bruma şi poleiul sunt fenomene obişnuite pentru Podişul Bârladului;

e) riscurile climatice complexe sunt generate de acţiunea conjugată a două sau mai multe fenomene atmosferice; astfel, seceta este rezultatul unor cantităţireduse de precipitaţii în condiţii prelungite de deficit de umezeală, deficitfavorizat de temperaturi relativ marişi de vânt activ; viscolul este generat deninsori abundente sincrone cu temperaturi suficient de scăzute pentru precipitaţiisolide şi cu viteze semnificative ale vântului; Podişul Bârladului este expusşiunor astfel de riscuri climatice complexe.

Clasificarea riscurilor climatice după extinderea spaţială Scara spaţială de manifestare a riscurilor climatice are o importanţă

practică deosebită. Ecartul spaţial de manifestare este cuprins între punctualşiglobal. Astfel, se pot deosebi:

a) riscuri climatice punctuale, care se dezvoltă şi afectează suprafeţeextrem de restrânse, până la 1 km2; căderile de grindină şi ceaţa pot avea astfelde manifestări;

b) riscuri climatice locale, au extinderi de ordinul sutelor de km2, precipitaţiile advectiveşi viscolul putând îmbr ăca astfel de forme;

c) riscuri climatice regionale,cu dezvoltări spaţiale care depăşesc mii dekm2, acoperind uneori mai multeţări; valurile de căldur ă sau de frig au uneoriaceastă caracteristică;

116




d) riscuri climatice globale, care afectează întreaga planetă, aiciîncadrându-se schimbarea climei.

Nu există o relaţie definită între impactul riscurilorşi extinderea spaţială a fenomenului; fenomene punctuale sau locale pot fi mult mai violente decâtaltele regionale, consecinţele fiind pe măsur ă.

Clasificarea riscurilor climatice după viteza de declanşareUnele fenomene atmosferice se declanşează rapid şi evoluează foarte

dinamic, altele se instalează lent şi persistă mai mult timp într-un areal. După viteza de declanşare, riscurile climatice pot fi clasificate astfel:

a) cu declanşare în intervale de timp de ordinul minute-ore (ploi torenţiale,

grindina, tornadele); momentulşi mai ales locul de manifestare sunt foarte dificilde prognozat în timp util; b) cu declanşare în intervale de timp de ordinul ore-zile (intensificări ale

vântului, valuri de frig, viscole, ceaţa etc.); manifestarea acestor riscuri climaticeeste de prognozată în mod operativ;

c) cu declanşare în intervale de timp de ordinul luni-ani (seceta); astfel defenomene sunt greu prognozabile.

Nu există o relaţie definită între impactul riscurilorşi viteza dedeclanşare a acestora. Totuşi, este mai dificilă adoptarea unor măsuri de reducerea consecinţelor negative atunci când fenomenele se declanşează rapid.

Clasificarea riscului după frecvenţa sa într-un anumit arealÎn funcţie de acest criteriu de clasificare, pentru un anumit spaţiu

geografic, se deosebesc riscurile pot îmbr ăca o gamă extinsă de forme, de la permanente, până la întâmpl ătoare. Pentru Podişul Bârladului, regiune predominant agrar ă, seceta este un risc climatic permanent, în timp ce tornadele,deşi posibile, sunt considerate riscuri cu manifestare întâmplătoare.

***Pentru agricultur ă, clasificarea fenomenelor meteorologice sau climatice

de risc şi/sau stres, cu efecte nefavorabile asupra vegetaţiei şi productivităţiiculturilor agricole, cuprinde definirea caracteristicilor principale, nivelul de riscşi perioada calendaristică sau intervalul de risc, corelat cu intervalecalendaristice specifice (sezon rece sau cald)şi desf ăşurarea fazelor de vegetaţieale speciilor cultivate:

fenomene agrometeorologice sau agroclimatice de risc care se produc în

sezonul rece al anului agricol (XI-III):• bruma şi înghe ţ ul – datele medii de producere (toamnaşi primavara),

durata medie a intervalului cuşi f ăr ă îngheţ/brumă, datele extreme de producere,

117




intervalul de risc pentru îngheţ/brumă, frecvenţă, intensitate, cazuriextreme/record;

• stratul de ză pad ă – data medie a primului/ultimului strat de ză padă,durata medieşi maximă posibilă, cel mai timpuriu/târziu strat de ză padă, datamedie de apariţie şi durata medie a stratului de ză padă stabil, cazuriextreme/record;

• viscolul – data medieşi intervalul mediu anual cu viscol, datele extremede producere, intervalele de risc, numărul mediu/maxim annual de zile cu viscol,direcţia şi viteza vântului, durata viscolului, grosimea medie/maximă a stratuluide ză padă, cazuri extreme/record.

fenomene agrometeorologice sau agroclimatice de risc care se produc însezonul cald al anului agricol (IV-X):• vântul tare, furtuna, vijelia – viteza şi direcţia vântului, frecvenţa

cazurilor/zilelor pe diferite praguri minime de risc specifice culturilor de câmpşi pomiviticole, durataşi tipul de acţiune mecanică, cazuri extreme/record;

• grindina – numărul mediu/maxim de zile cu grindină, seonul critic de producere, durataşi dimensiunea bobului de grindină, cazuri extreme/record;

• ploile toren ţ iale – intensitate, durată, cantitatea de apă, frecvenţa şisezonul critic de producere, cazuri extreme/record. fenomene agrometeorologice sau agroclimatice de risc posibile pe tot

parcursul anului agricol (IX-VIII):• fenomenele de uscăciune şi secet ă – intensitate, durată, frecvenţă,

succesiune de producere, cazuri extreme/record• excedentele de umiditate – suma anuală a precipitaţiilor, media

multianuală, numar de zile cu precipitaţii, cantitatea maximă (24, 48şi 72 ore)şi probabilitatea de producere anuală, distribuţia frecvenţei pe clase de valori,sezonul critic de producere, variabilitatea spaţio-temporală a cantităţilor totaleşiutile/efective (≥ 5.0 mm/zi)şi a maximelor produse în 24, 48şi 72 de ore;cazurile maxime / minimeşi anul producerii ca situaţii extreme de risc.

118




III.5. Indici meteoclimatici de stresşi risc agrometeorologic(Elena Mateescu, Daniel Alexandru, Gheorghe Stăncălie)

Pentru monitorizarea informaţiilor adiţionale asupra ciclului sezonalşianual se utilizează indici meteorologici/climatici şi respectiv, agrometeorologici /agroclimatici care se bazează pe acţiunea combinată a parametrilor meteorologici/climatici, date zilnice, lunare, sezoniere, anualeşimultianuale de precipitaţii, temperatur ă, evapotranspiraţie, starea apei în sol,respectiv bilanţul apei în sol, stadiul (fenofaza) de creştere şi dezvoltare aculturilor agricole, îndeosebi perioada “critică“, care corespunde cu perioada de

formare a organelor generative (de rod) la majoritatea speciilor cultivate.O privire generală asupra unor definiţii ale indicilor agrometeorologicişiagroclimatici arată că, un fenomen poate fi clasificat conform criteriului de bază folosit în analizaşi evaluarea efectelor asupra fiecărei specii agricole.

În literatura de specialitate, definiţiile acestora sunt numeroaseşi au la bază parametrii meteorologici, singularişi/sau în combinaţie, dar în corelaţiedirectă cu cerinţele faţă de condiţiile de vegetaţie ale plantelor pe fazeşiinterfaze specificeşi sezonul activ în ansamblu.

Utilizarea unor indici agrometeorologici sau agroclimatici în scopulevaluării calitativeşi cantitative a efectelor produse speciilor cultivate are învedere următoarele:

• evaluarea riscului suprafeţelor agricole şi a speciilor cultivate la producerea fenomenelor periculoase prin stabilirea gradului de vulnerabilitate ateritoriilor cultivateşi a repartiţiei spaţio-temporale a fenomenelor de risc;

• evaluarea gradului de risc, intensitatea, modul de acţiune, persistenţa,frecvenţa, durataşi probabilitatea de producere a factorilor perturbatori.

Astfel de indici sunt grupaţi funcţie de anotimpşi, implicit, relevanţă pentru plantele de cultur ă. Pentru perioada de toamn ă – iarn ă , care corespundecu perioada activă a vegetaţiei în toamnă şi din timpul iernii (criptovegetaţia) aculturilor cerealiere de toamnă (grâu, secar ă, orz, ovăz, triticale):

a. Stres termic:• îngheţul/bruma de toamnă şi de primăvar ă (Tmin <0°C), X-III (± 7- 21

zile) zonalitatea datelor mediişi a frecvenţei de producere, durata, dateleextreme de producere, intervalul de risc pentru îngheţ/brumă, frecvenţă,intensitate, cazuri extreme;

• unităţi de frig (∑Tmed <0°C) >40°C, XI-III;• unităţi de ger (∑Tmin <-15°C) >50°C, XII-II;

119




b. Stres hidric:deficite de precipita ţ ii:

♦ precipitaţii <50 mm, IX-X;♦ precipitaţii <150 mm, XI-III;

excedente de precipita ţ ii:♦ precipitaţii >200 mm, IX-X;♦ precipitaţii >400 mm, XI-III;

c.Stres mecanic:♦ viteza maximă a vântului≥10 m/s, XI-III;♦ stratul de ză padă ≥10 cm grosime, XI-III;♦ viscolul, XI-III;♦ grindina, XIşi II - III.Pentru perioada de prim ăvar ă – var ă, care corespunde cu perioada de

regenerare în primăvar ă şi creşterea intensă a cerealierelor de toamnă, precumşicu sezonul de vegetaţie al culturilor pr ăşitoare (porumb, floarea-soarelui, sfeclă de zahăr, etc.), incluzândşi perioadele critice (V-VIII):

a) Stres termic:• unităţi de “ar şiţă” (∑Tmax≥32°C) >10°C, VI;• unităţi de “ar şiţă” (

∑Tmax

≥32

°C) >16

°C, VII;• unităţi de “ar şiţă” (∑Tmax≥32°C) >16°C, VIII;

• unităţi de “ar şiţă” (∑Tmax≥32°C) >30°C, VI-VIII;b) Stres hidric:

deficite de precipita ţ i - precipitaţii <150 mm, V-VIII;• secet ă atmosferică - umezeala relativă a aerului (UR %) <30-40% , V-VIII;• secet ă pedologică - valori <50% fata de CAU (capacitatea de apa utila a

solurilor) ale rezervelor de umiditate în sol (mc/ha) pe diferite profileşi la datecalendaristice specifice fiecărei culturi de câmp, corelate cu perioadele cu cerinţemaxime faţă de apă ale semănăturilor de toamnă şi primăvar ă - însamânţări şiînflorire-fructificare ;excedente de precipita ţ ii - precipitaţii >400 mm, V-VIII;

c) Stres mecanic:• viteza maximă a vântului >10 m/s, IV-X;• grindina, IV-X.

Pentru întreg anul agricol, IX-VII, în vederea stabilirii gradului defavorabilitate pluviometrică pentru agricultur ă şi analiza comparativă a anilor

120




analogi, este luată ca prag valoarea de 450 mm în intervalul IX-VIII, pentru adiferenţia anii agricoli deficitari de cei excedentari.

Pentru exemplificare redăm 2 hăr ţi care redau zonalitatea cantităţilor de precipitaţii căzute în luna august 2005 în Moldova (lună ploioasă) şi rezerva deumiditate în cultura de porumb, pe profilul de sol 0-100 cm, la data de 11 august2006, unde se evidenţiază grade diferite de aprovizionare cu apa a solului (secetă pedologică/exces de umiditate) la nivelul suprafeţelor de interes agricol dinMoldova (Fig.III.3şi Fig.III.4.).

Fig.III.3. Precipitaţii căzute în intervalul 1-31 august 2005 lastaţiile meteorologice representative pentru agricultur ă din Moldova

Analiza fenomenelor agrometeorologice/agroclimatice de risc/stresimplică deci, identificarea parametrilorşi pragurilor critice, pe intervalecalendaristice specifice, care corespund cu parcurgerea proceselor de creştere şi

121




dezvoltare a plantelor, precumşi pe întreaga perioadă de vegetaţie, caresemnifică analiza în ansamblu a unui an agricol, stabilindu-se totodată şi gradulde favorabilitate din punct de vedere agrometeorologic pentru agricultur ă.

Evaluarea efectelor fenomenelor meteorologice de risc/stres înagricultur ă constă în:• identificarea modului de acţiune a factorilor perturbatorişi a efectelor

asupra plantelorşi productivităţii agricole pe baza efectuării unor observaţii despecialitate - biometrice, fenologice, componente de productivitate, funcţie despecie, respectiv pentru grâul de toamnă - plante/m2, spice/m2, boabe/spic,MMB, etc, iar pentru porumb - plante/m2, nr. rândurişi boabe/ştiulete, MMB,MH si floarea-soarelui - plante/m2, nr. seminţe/calatidiu, etc.;

Seceta pedologica puternicaSeceta pedologica moderata

Aprovizionare satisfacatoare Aprovizionare apropiata de optim Aprovizionare optima

Exces de umiditate

Fig.III.4. Rezerva de uniditate în stratul de sol 0-100 cm în cultura de porumb la data de11 august 2006

122




• analiza frecvenţei, pe grupe de intensitate (valori cumulate)şi durata(număr de zile totaleşi consecutive) fenomenelor de stres meteorologic pe bazainvestigării unor serii lungi de date climaticeşi a parametrilor agrometeorologiciderivaţi din aceste date;

• distribuţia şi extinderea fenomenelor agrometeorologice de risc termic,hidricşi mecanic prin monitorizarea informaţiilor la scar ă locală şi regională înscopul evidenţierii variabilităţii spaţio-temporale.

III.6. Fenomenele de risc agrometeorologicşi efectele asupra agriculturii (Gh.Stăncălie, Elena Mateescu. D. Alexandru)

Producţia vegetală variază an de an, fiind influenţată semnificativ de fluctuaţiilecondiţiilor climaticeşi, în special, de producerea evenimentelor meteorologiceextreme. De aceea, analiza complexă a potenţialului agroclimatic prin interrelaţionarearezultatelor cu biotopul agricol, permite repartizarea speciilor cultivate în zone agricolcu potenţial diferenţiat, astfel încât modalităţile de identificare a zonelor cu gradul celmai mare de risc la producerea fenomenelor meteo periculoase să asigure reducereaefectelor pe termen scurt, mediuşi lung.

Prin rolulşi funcţiile sale, agricultura este un utilizator major de resurse

naturale, viabilitatea pe termen lung depinzând de existenţa unei baze de resursedurabile, regenerabile, îndeosebi solulşi apa. În România, pe aproximativ 14,7milioane ha teren agricol, din care 9,4 milioane ha teren arabil (64% dinsuprafaţa arabilă), solurile sunt afectate, într-un grad mai mare sau mai mic, desecete frecvente, pe perioade lungişi în ani consecutivi (>7 milioane ha dinsuprafaţa agricolă- 48%) sau exces de umiditate în anii ploioşi (≈6 milioane ha).Extindereaşi intensitatea fenomenelor meteorologice extreme diminuează anual producţia agricolă cu cel puţin 30-50%, iar pentru conservarea durabilă a

resurselor naturale în agricultur ă este necesar ă asigurarea unei fundamentăriştiinţifice a tuturor acţiunilor şi măsurilor de prevenireşi diminuare aconsecinţelor.

S-au prelucrat de la staţiile meteorologice cu program agrometeorologic,reprezentative nu doar pentru bazinul Bârladului, ci pentru toată regiuneaMoldovei, date de temperatura aerului (°C), precipitaţii (l/mp), umezeala relativă a aerului (%), rezerva de umiditate (mc/ha), în valori zilniceşi lunare perioadaseptembrie 2006 - august 2007.

Regimul pluviometric este indicatorul hidric care exprimă gradul de

favorabilitate din punct de vedere al necesarului de apă al plantelor pe parcursulunui interval agricol specific sau perioadă de vegetaţie, în ansamblu, corelat cu

123




cerinţele plantelor faţă de apă pe parcursul principalelor faze de creştere şidezvoltare.

Pe baza limitelor critice deficitare, optimeşi ploioase ale cantităţilor de precipitaţii totalizate pe parcursul intervalelor de interes agricol se identifică caracteristica predominantă a regimului pluviometric corelat cu necesarul de apă al plantelor pe parcursul fazelor de vegetaţie. În acest sens, relaţia între genetica plantelor, practicile agricoleşi condiţiile locale de mediu reprezintă bazacantitativă şi calitativă a producţiei agricole. De aceea, analiza complexă a potenţialului agroclimatic prin interrelaţionarea rezultatelor cu biotopul agricol permite repartizarea speciilor cultivate în zone agricole cu potenţial diferenţiat,astfel încât modalitaţile de identificare a zonelor cu gradul cel mai mare de risc

la producerea fenomenelor meteorologice extreme să asigure reducerea efectelor pe termen scurt, mediuşi lung.Analiza complexă a duratei şi intensităţii riscului termicşi hidric s-a

efectuat în scopul evidenţierii variabilităţii spaţio-temporale a condiţiilorlimitative de vegetaţie la principalele culturi de câmp, respectiv grâu de toamnă, porumbşi floarea soarelui. Factorii climatici restrictivi au fost:

• stres termic / fenomenul de “ar şiţă”;• stres hidric / deficite de precipitaţii şi secetă pedologică;

Situaţiile extreme de producere, au influenţat intensitatea şi duratafactorilor de risc termicşi hidric. Zonalitatea factorilor de risc termicşi hidric a permis identificarea arealelor agricole cele mai vulnerabile faţă de fenomenul de“ar şiţă”, deficitul pluviometricşi seceta pedologică.

Fenomenul de „arşiţă” este caracterizat prin evoluţia în dinamică atemperaturile maxime zilnice ale aerului≥32°C, care semnifică cuantumulunităţilor de “ar şiţă” (∑Tmax ≥32°C) şi exprimă intensitatea de producere afenomenului pe parcursul sezonului activ de vegetaţie (aprilie-septembrie) sauintervale caracteristice pentru principalele culturi de câmp:

- culturi cerealiere de toamnă, ex. grâul de toamnă, lunile mai-iunie carecorespund fenologic cu perioada de înspicare - înflorire-formareaşi umplerea boabelor;

- culturi pr ăşitoare, ex. porumbul, floarea-soarelui, lunile iulie-august, deci perioada de înflorire-formareaşi umplerea boabelor/seminţelor.

Temperaturile maxime din aer peste pragul biologic critic de 32°C/”ar şiţă”, asociate cu deficite mari de umiditate în aer/secetă atmosferică şisol/secetă pedologică, caracterizează complexitatea fenomenului de secetă agricolă care provoacă efecte vătămătoare asupra plantelorşi anume:

- la grâul de toamnă, îndeosebi pe parcursul lunilor maişi iunie, suntafectate procesele de fecundare-polenizare, cu o defectuoasă acumulare a

124




substanţelor uscate în bob; accentuarea fenomenului de pălire /"şiştăvire" a boabelor; for ţarea proceselor de maturizareşi coacere, în final, o diminuaresever ă a recoltelor agricole;

- la porumb, în special în lunile iulieşi august, aceste condiţii reprezintă unfactor de stres hidric deosebit de nefavorabil când se produce în mai multe zileconsecutive (≥5 zile). În aceste condiţii, polenul se scutur ă înaintea apariţieimătăsii, ceea ce înseamnă gr ă birea formării inflorescenţei masculeşi apariţiaacesteia cu mai multe zile înaintea stigmatelor (10-12 zile), multe plantedevenind astfel sterile sau auştiuleţi cu multe boabe lipsă.

Studiul prezintă evoluţia condiţiilor agrometeorologice în anul agricol2006-2007şi efectele asupra stării de vegetaţie la principalele culturi de câmp,

respectiv grâu de toamnă şi porumb din bazinul Bârladului. Analiza datelor despecialitate a inclus informaţii privind resursele de temperatur ă, precipitaţii şirezerva de apă pe parcursul principalelor faze de vegetaţie ale culturilorcerealiere şi pr ăşitoare, specii cu ponderea cea mai însemnată în structuraculturilor de câmp din această regiune.

În anul agricol 2006-2007, caracteristica agrometeorologică predominantă a fost seceta agricolă complexă (atmosferică şi pedologică)deosebit de accentuată şi persistentă. Fenomenul s-a menţinut pe tot parcursulverii şi a afectat îndeosebi culturile pr ăşitoare neirigateşi care nu au fostsemănate în epoca optimă, iar tehnologia de cultivare a fost greşit aplicată (densitatea plantelorşi lucr ările solului în primăvar ă – ar ături).

Toamna 2006. În intervalul septembrie-octombrie, ce corespunde perioadei pentru desf ăşurarea campaniei de semănat la culturile de toamnă (1 Septembrie – 31 Octombrie) regimul pluviometric a fost pe ansambludeficitar(15...80 l/mp- foarte secetos, secetos şi moderat de secetos), în raport cucerinţele optime ale cerealierelor la nivelul întregii regiuni.

În aceste condiţii, starea de vegetaţie a culturilor de toamnă s-a prezentatmedie şi slabă, procesele de creştere şi dezvoltare evoluând lent, localsemnalându-se pierderi de plante. De asemenea, s-au înregistrat neuniformităţi privind procesul de r ăsărire, seminţe negerminate, goluri în culturi, plante firaveîndeosebi în semănăturile efectuate în afara epocii optimeşi cu un grad redus deînfr ăţire.

Iarna 2006 – 2007.În sezonul rece, regimul termic mediu diurn al aeruluia fost mai ridicat decât în mod normal în aproape toate zonele agricole aleMoldovei. În general, absenţa sau insuficienţa precipitaţiilor, insolaţia persistentă, precum şi intensificările temporare ale vântului au determinatcreşterea evaporaţiei la suprafaţa solului şi implicit, diminuarea rezervei deumiditate accesibilă plantelor de grâu de toamnă, atât în stratul de sol 0-20 cm,

125




cât şi în profunzime (0-100 cm). Pe fondul acestor condiţii, uniformitateaşivigurozitatea culturilor de toamnă s-a menţinut medie şi slabă, plantele prezentând o înr ădăcinare slabă, frunze bazale îngălbeniteşi uscate, precumşi otalie redusă.Primăvara 2007.Caracteristica perioadei “critice” de acumulare a apei însol (1 septembrie 2006 – 31 mai 2007) a fost regimul pluviometric foarte secetos(sub 350 l/mp), comparativ cu necesarul de apă al culturilor agricole, pe aproapeîntreg teritoriul agricol al regiunii, fapt ce a determinat menţinerea deficitelor deapă în sol în cultura grâului de toamnă, pe profilul 0-100 cm. În culturile detoamnă, datorită regimului termic al aerului mai ridicat decât în mod normal, pefondul deficitelor ridicate de apă în sol, îndeosebi în lunamai s-a produs ofilirea

temporar ă şi r ăsucirea frunzelor în orele de amiază, îngălbenirea şi uscarea par ţială/totală a aparatului foliar, precumşi for ţarea proceselor de acumulare asubstanţelor uscate în bob. În aceste condiţii, plantele prezentau o talie mai mică faţă de cea specifică soiului, spiculeţe slab dezvoltate, cu boabeşiştave şisubdimensionate, densitatea culturilor redusă şi un potenţial slab de producţie, peterenurile agricole din Moldova. În culturile pr ăşitoare, stresul termic asociat cucel hidric din aerşi sol a afectat procesele de germinareşi r ăsărire, culturileavând neuniformităţi pronunţate, goluri mari (seminţe negerminate), fapt ce adeterminat reînsămânţarea acestora pe suprafeţe agricole extinse din această regiune.

Vara 2007. Regimului termic mediu diurn al aerului mai ridicat faţă denormal, asociat cu insolaţia persistentă şi precipitaţiile reduse cantitativ auafectat culturile de toamnă aflate în fazele de înflorire-formareaşi umplerea boabelor-maturitate lapte-cear ă, determinând apariţia fenomenului de “sistăvire”a boabelor, for ţarea proceselor de coacereşi chiar compromiterea par ţială/totală (50-100%), pe arealele din sudulşi estul Moldovei. Starea de vegetaţie aculturilor pr ăşitoare, pe fondul stresului termicşi hidric s-a depreciat treptat, peareale extinse din această regiune, semnalându-se for ţări stadiale, ofilirea,r ăsucireaşi uscarea par ţială sau totală a aparatului foliar, creşterea procentului de boabe “şiştave” la porumbşi seminţe seci la floarea-soarelui, precumşi un procent ridicat de plante sterile. Pe suprafeţele agricole unde ofilirea plantelor afost ireversibilă, culturile de porumb neirigat au fost compromise aproape întotalitate (90-95%), acesta fiind recoltat ca furaj.

Fenomenul de “ar şi ţă”(Tmax≥ 32° C) s-a produs cu o intensitate ridicată (51-90 unităţi) şi accentuată (91-150 unităţi) în intervale cuprinse între 12-41

zile, valori deosebit de ridicate comparativ cu media multianuală (1961-2000).Cele mai multe zile cu ar şiţă s-au semnalat la staţiile meteorologice Vasluişi Galaţi, 41 de zile, respectiv 39 de zile. Frecvenţa cea mai ridicată de zile

126




consecutive cu “ar şiţă” s-a înregistrat la Galaţi (10 zile/16-25 iulieşi 17-26august), precumşi la staţiile meteo situate în sudulşi estul Moldovei (Tab.III.3).

Tab.III.3. Intensitateaşi durata “ar şiţei” în intervalul 1 Iunie – 31 August 2007Staţiameteorologică

Intensitatea „ar şiţei”(∑Tmax≥32°C /unităţi de ar ţiţă)

Numărul total de zilecu „ar şiţă” /

1 Iunie-31 August

Numărul de zileconsecutive cu „ar şiţă” /intervalul de producere

TECUCI 100.2 unităţi 30 zile 10 zile/16-25 iulieADJUD 104.2 unităţi 32 zile 10 zile/16-25 iulieGALAŢI 137.5 unităţi 39 zile 10 zile/16-25 iulie,

17-26 augustBÂRLAD 103.4 unităţi 31 zile 10 zile/16-25 iulieBACĂU 85.6 unităţi 30 zile 10 zile/16-25 iulieVASLUI 125.1 unităţi 41 zile 10 zile/16-25 iulieROMAN 70 unităţi 23 zile 7 zile/16-22 iuliePIATRA NEAMŢ 43.4 unităţi 18 zile 7 zile/16-22 iulieTG. NEAMŢ 30.9 unităţi 14 zile 6 zile/17-22 iulieIAŞI 118.3 unităţi 37 zile 10 zile/16-25 iulieCOTNARI 53.1 unităţi 20 zile 10 zile/16-25 iulieSUCEAVA 23.9 unităţi 12 zile 6 zile/17-22 iulieBOTOŞANI 53.4 unităţi 21 zile 7 zile/16-22 iulieDARABANI 24.8 unităţi 13 zile 7 zile/16-22 iulie

Pe parcursul verii, respectiv perioada iunie-august, ce corespundeintervalului cucerin ţ e maxime faţă de apă la culturile de câmp, cantităţile de precipitaţii au fost puternic deficitare pe suprafeţe agricole extinse din Moldova,unde s-a menţinut secetă atmosferică şi pedologică extremă, puternică şi moderată.De menţionat că, deşi regimul pluviometric în luna august a fost ploiosşi chiarexcesiv de ploios pe areale agricole extinse,distribu ţ ia neuniformă a precipitaţiilorcomparativ cu cerinţele plantelor nu a asigurat necesarul de apă pe parcursul perioadei critice, pe fondul stresului termicşi hidric din aerşi sol, de lungă durată din intervalele anterioare. Pe parcursul întregului an agricol (1 septembrie 200631 august 2007) cele mai mici cantităţi de precipitaţii s-au înregistrat la Bârlad(321,8 l/mp)şi Galaţi (312,9 l/mp), ceea ce semnifică un regim pluviometricexcesiv de secetos pentru necesarul de apă al culturilor agricole. La aceste staţii,luna cea mai secetoasă a fost iulie, când au căzut numai 7,7 l/mp la Bârladşi 0,6l/mp la Galaţi faţă de un necesar optim de precipitaţii în luna iulie (perioadă critică pentru culturile pr ăşitoare) de 100...120 l/mpşi cu o distribuţie uniformă aacestora.

Conform obiectivelor din planul de realizare, problematica a vizatidentificarea suprafeţelor agricole cele mai vulnerabile la producereafenomenului de secetă pedologică sau excese de umiditate în zona Moldovei, pe

127




baza analizei resurselor de temperatur ă, precipitaţii (1961-2000), precumşi arezervelor de umiditate din sol (perioada 1970-2000).

Analiza complexă a duratei si intensităţii riscului termicşi hidric s-aefectuat în scopul evidenţierii variabilităţii spaţio-temporale a condiţiilorlimitative de vegetaţie la principalele culturi de câmp, respectiv grâu de toamna, porumb si floarea soarelui. Factorii climatici restrictivi au fost analizaţi prinindicatori agrometeorologici specifici si anume:

• fenomenul de “ar şiţă” / stres termic;• deficite/excedente de precipitaţii si secete pedologice sau excese de

umiditate / stres hidric.În acest scop s-au prelucrat de la staţiile meteorologice cu program

agrometeorologic, reprezentative pentru regiunea Moldovei, date de temperaturaaerului (°C), precipitaţii (l/mp), umezeala relativa a aerului (%), rezerva deumiditate (mc/ha), in valori zilnice, lunare si an agricol (septembrie – august).

INTENSITATEA FENOMENULUI DE “ARSITA”• 1 - 10 unitati de arsita / intensitate redusa• 11 - 50 unitati de arsita / intensitate moderata• 51 - 90 unitati de arsita / intensitate ridicata• 91 -150 / intensitate accentuata

Fig.III.5. Intensitatea fenomenului de “ar şiţă” in vara 2007, comparativ cuintervalul 1961-2000

În Fig.III.5 este redată zonalitatea intensităţii fenomenului de „ar şiţă”, învalori medii multianuale/1961-2000, observându-se faptul că, la nivelul zonei deinteres riscul termic generat de temperaturile maxime ale aerului≥32°C în perioada critică înregistrează în general o intensitate redusă pe suprafeţele

128




agricole din jumătatea nordică şi moderată în cele sudice. În anii extremi însă,spre ex. vara 2007, intensitatea ar şiţei a fost deosebit de ridicată (51-90 unităţi dear şiţă) şi chiar accentuată (90-150 unităţi) în cea mai mare parte a Moldovei.

Cele mai multe zile cu „ar şiţă” s-au semnalat la staţiile meteorologiceVaslui si Galaţi, 41 de zile, respectiv 39 de zile. Frecventa cea mai ridicata dezile consecutive cu “ar şiţă” s-a înregistrat la Galaţi (10 zile/16-25 iulie si 17-26august), precumşi la staţiile meteo situate în sudulşi estul Moldovei (Tab.III.3.).

În ansamblu, anul agricol 2006-2007 a fost un an excesiv de secetos pentruculturile agricole din zona Moldovei, seceta pedologică de lungă durată şiintensitate accentuată afectând producţia vegetală până la compromiterearecoltelor de cerealiereşi pr ăşitoare (grâu, porumbşi floarea soarelui) pe suprafeţe

extinse.Efectele complexe ale climatului asupra agriculturii fundamentează procesuldecizional privind reducerea riscurilor în vederea asigur ării procesului de producţie. Producţia vegetală variază an de an, fiind influenţată semnificativ defluctuaţiile condiţiilor climatice şi în special de producerea evenimentelorclimatice extreme.

Utilizarea de către genotipuri (soiuri/hibrizi) a investiţiilor care se pot faceîn tehnologiile de cultivare (fertilizare, combaterea buruienilor, bolilorşidăunătorilor, irigare, etc.) se realizează cu randamente superioare în condiţii demediu care corespund optimului fiziologic al plantelorşi respectiv, scăzute încondiţii climaticeşi edafice nefavorabile.

Măsuri de prevenire şi diminuare a fenomenelor de riscagrometeorologic.

• Gestionarea resurselor naturale în agricultur ă – sistem unitar demonitorizareşi evaluare curentă a variabilelor de mediu.

• Prognoza meteorologică şi agrometeorologică - identifică în timp realsituaţiile de risc agrometeorologic / secetă pedologică sau excese de umiditate.

• Produse specializate, funcţie de utilizator:- pachet de bază - în scop decizional / la nivelul întregului teritoriu agricol al

ţării, întreaga gamă de culturi agricole- pachete specializate - la cerere / regiuni agricole, tipuri de culturi de câmp

şi specii pomiviticole• Perfecţionarea modalităţilor de diseminare a prognozelorşi avertizărilor

privind fenomenul de secetă pedologică prin instrumente moderne, respectiv“ sistem wireless”, având în vedere cerinţele de calitate, acurateţe şi transmitere întimp real a avertizărilor. Acest concept integrat asigur ă monitorizarea în timp realşi la o rezoluţie spaţială de o mai mare acurateţe a parametrilor agrometeorologici,funcţie de condiţiile locale. Totodată, având în vedere prognoza vremii pentru

129




posibile fenomene meteo severe, utilizatorul agricol este avertizat prin sistemGSM.

• În domeniulCERCET Ă RII este necesar ă dezvoltareaşi perfecţionareametodelor de evaluareşi predicţie a impactului variabilităţii climatice (incluzândevenimentele extreme) asupra creşterii, dezvoltării şi formării recoltelor agricole.

• Din luna noiembrie 2007, agricultorii beneficiază de un „Cod deAtitudini privind adaptarea tehnologiilor agricole la schimbările climatice”, produselaborat în cadrul proiectului european INTERREG IIIB–ACCRETE/” Agriculture and Climate Changes: how to Reduce human Effects and Threats”(2005 – 2007).

• În capitolul 3 din acest cod se găsesc informaţii specializate privindmanagementul culturilorşi utilizarea terenurilor, solulşi fertilizarea, valorificarearesurselor de apă în producţia vegetală, precumşi tehnologii noişi nepoluanterecomandate pentru desf ăşurarea activităţilor agricole în condiţiile climaticeviitoare. Ceea ce este de reţinut, codul va cuprindeşi referiri privind beneficiileaplicării acestor noi măsuri, dar mai ales riscurile în condiţiile nerespectăriiacestora. Un alt aspect important îl reprezintă educarea populaţiei şi creştereaconştientizării privind schimbarea atitudinilor faţă de mediul natural, consideratecerinţe obligatorii în procesul de adaptare la schimbările climatice.

Regimul pluviometric este indicatorul hidric care exprimă gradul defavorabilitate din punct de vedere al necesarului de apă al plantelor pe parcursulunui an agricol sau interval specific de vegetaţie şi se caracterizează princantităţile de precipitaţii cumulate între diferite limite de referinţă, respectivvalori deficitare, optimeşi ploioase, aceste praguri fiind totodată corelate cucerinţele plantelor faţă de apă pe parcursul principalelor faze de creştere şidezvoltare, precumşi anul agricol in ansamblu.

Tab.III.4. Regimul pluviometric – limite deficitareşi optime pe intervale specificeculturilor agricole

Semnificaţia cantităţilor de precipitaţii (mm) – praguri de referinţă Intervalulagricol excesiv secetos secetos moderat secetos optim

IX – X < 40 41 – 60 61 – 80 81 – 120V – VI < 50 50 – 100 101 – 150 151 – 200

IX – VIII < 350 351 – 450 451 – 600 601 – 700 IX - X: perioada semănat-r ă sărire culturi cerealiere de toamnă;V - VIII: perioada cu cerin ţ e maxime fa ţă de apă (perioada critică ); IX (an anterior) - 31 VIII (an curent): anul agricol

130




În Figurile III.6şi III.7, sunt exemplificate zonalitatea cantităţilor de precipitaţii pe intervale de interes agricol înregistrate în Moldova, perioada1961-2000. Se observă faptul că, pe parcursul fiecărui interval analizat, respectiv perioada însămânţărilor de toamnă (septembrie-octombrie), perioada critică pentru cerealiere (mai-iunie)şi anul agricol (septembrie-august) predomină suprafeţele deficitare din punct de vedere al regimului pluviometric, cele maisecetoase intervale fiind lunile mai-iunie care corespund cu perioada cerinţelormaxime faţă de apă la culturile de grâu de toamnă şi anul agricol. În acestecondiţii se impune aplicarea irigaţiilor pentru completarea necesarului de apă al plantelor, îndeosebi în anii extremi secetoşi, spre ex. 2007.

Fig.III.6. Zonalitatea precipitaţiilor în intervalul 1 septembrie – 31 octombrie (1961-2000)

În intervalul septembrie-octombrie 2006, ce corespunde perioadei pentru desf ăşurarea campaniei de semănat la culturile de toamna (1 Septembrie –31 Octombrie),regimul pluviometric a fost pe ansambludeficitar(15...80 l/mp- foarte secetos, secetos şi moderat de secetos), în raport cu cerinţele optime alecerealierelor la nivelul întregii regiuni (Fig.III.6.). În aceste condiţii, starea devegetaţie a culturilor de toamnă s-a prezentat medieşi slabă, procesele de

creştere şi dezvoltare evoluând lent, local semnalându-se pierderi de plante. Deasemenea, s-au înregistrat neuniformităţi privind procesul de r ăsărire, seminţe

131




negerminate, goluri în culturi, plante firave îndeosebi în semănăturile efectuateîn afara epocii optimeşi cu un grad redus de înfr ăţire.

Fig.III.7. Zonalitatea precipitaţiilor în intervalul 1 mai – 30 iunie (1961-2000)

Fig.III.8. Zonalitatea precipitaţiilor în intervalul 1 septembrie – 31 august (1961-2000)

132




Fig.III.9. Zonalitatea precipitaţiilor în intervalul 1 septembrie – 31 octombrie (2006)

În 2007, în perioada critică a grâului de toamna (mai-iunie) precipitaţiileau fost puternic deficitare (sub 100 l/mp) pe aproape întreg teritoriul agricol alMoldovei.

Fig.III.10. Zonalitatea precipitaţiilor în intervalul 1 mai – 30 iunie 2007

133




Fig.III.11. Aspectul culturilor de porumb în judeţul Vaslui la data de 16 iunie 2007

În lunile mai-iunie 2007, regimul termic mediu diurn al aerului mairidicat faţă de normal, asociat cu insolaţia persistentă şi precipitaţiile redusecantitativ, au afectat culturile de toamnă aflate în fazele de înflorire-formareaşiumplerea boabelor, respectiv maturitate lapte-cear ă, determinând apariţiafenomenului deşiştăvire a boabelor, for ţarea proceselor de coacereşi chiarcompromiterea par ţială/totală (50-100%) a culturilor cerealiere, îndeosebi pearealele din sudulşi estul Moldovei.

Figura III.12 redă zonalitatea cantităţilor de precipitaţii căzute înintervalul 1 septembrie 2006-31 iulie 2007, reliefând faptul că, în cea mai mare, parte a zonei valorile de precipitaţii s-au situat sub 350 l/mp, ceea ce semnifică

caracterul de regim pluviometric excesiv de secetos al perioadei. În acestecondiţii, starea de vegetaţie a culturilor agricole (cerealiereşi pr ăşitoare), pefondul stresului termicşi hidric s-a depreciat treptat pe areale extinse din aceastaregiune, semnalându-se for ţări stadiale, ofilirea, r ăsucireaşi uscarea par ţială sautotală a aparatului foliar la pr ăşitoare, creşterea procentului de boabeşiştave la porumbşi seminţe seci la floarea-soarelui, precumşi un procent ridicat de plantesterile. Pe suprafeţele agricole unde ofilirea plantelor a fost ireversibilă, culturilede porumb neirigat au fost compromise aproape în totalitate (90-95%), acesta

fiind recoltat ca furaj.Pe parcursul întregului an agricol (1 septembrie 2006- 31 august 2007)cele mai mici cantităţi de precipitaţii s-au înregistrat la Bârlad (321,8 l/mp)şi

134




Galaţi (312,9 l/mp), ceea ce semnifică un regim pluviometric excesiv de secetos pentru necesarul de apă al culturilor agricole. La aceste staţii, luna cea maisecetoasă a fost iulie, când au căzut numai 7,7 l/mp la Bârladşi 0,6 l/mp la Galaţifaţă de un necesar optim de precipitaţii în luna iulie (perioada critică pentruculturile pr ăşitoare) de 100-120 l/mpşi cu o distribuţie uniformă a acestora.

De menţionat că, deşi regimul pluviometric în luna august 2007 a fost ploiosşi chiar excesiv de ploios pe areale agricole extinse din Moldova, distribuţianeuniformă a precipitaţiilor comparativ cu cerinţele plantelor, nu a asiguratnecesarul de apă pe parcursul perioadei critice, pe fondul stresului termicşi hidricdin aerşi sol, de lungă durată din intervalele anterioare.

Fig.III.12. Zonalitatea precipitaţiilor în intervalul 1 septembrie - 31 iulie 2007

Zonalitatea conţinutului de umiditate din sol (mc/ha) exprimat învalori medii multianuale (1970-2000) a inclus staţiile meteo cu programagrometeorologic din Moldova, iar selectarea acestora a avut în vedere atâtreprezentativitatea pentru principalele culturi agricole (grâu de toamnă şi porumb), câtşi condiţiile agroclimatice locale diferenţiate, în scopul stabiliriigradului de favorabilitate sub aspectul resurselor de umiditate din sol la nivelulariei de interes.

135




Analiza variabilităţii rezervelor de umiditate din sol în intervalul 1970-2000 şi identificarea anilor secetoşi pe baza deficitelor de umiditate din sol s-a bazat pe:

• calculul valorilor medii multianuale privind umiditatea solului(exprimate in m3/ha si % din capacitatea de apa utilă -CAU) în intervalul 1970-2000, analizate pe diferite adâncimi de solşi la date calendaristice specificefazelor fenologice la culturile de grâu de toamnă şi porumb;

• analiza evoluţiei spaţio-temporale a datelor istorice privind umiditateasolului din perioada 1970-2000şi identificarea intervalelorşi suprafeţelor cu riscmajor faţă de producerea deficitelor/exceselor de umiditate din sol.

Semnificaţia si limitele claselor de umiditate sunt:

- secetă pedologică extremă - 0-20%CAU;- secetă pedologică puternică - 20-35%CAU;- secetă pedologică moderată - 35-50%CAU;- aprovizionare satisf ăcătoare - 50-70%CAU;- aprovizionare apropiată de optim - 70-85%CAU;- aprovizionare optimă - 85-100%CAU;- excedente de umiditate - peste 100% din capacitatea de apa utilă

(CAU) a solului.

De asemenea, analiza rezervelor de umiditate accesibilă plantelor de grâude toamnă şi porumb a inclus următoarele coordonate de referinţă:- date calendaristice specifice, respectiv 30 septembrie, 28 februarie, 31

martie, 31 maişi 30 iunie pentru grâul de toamnaşi 31 martie, 30 aprilie, 30iunie, 31 iulie, 31 augustşi 30 septembrie pentru cultura de porumb;

- perioada 1970-2000;- stratul de sol 0-20 cm, 0-50 cm si 0-100 cm, conform stadiului de

creştere si dezvoltare al plantelor pe parcursul sezonului de vegetaţie.S-au elaborat astfel, un număr de 5 hăr ţi regionale privind zonalitatea

rezervei de umiditate accesibilă plantelor de grâu de toamnă şi 7 hăr ţi regionale pentru cultura porumbului, în valori medii multianuale/perioada 1970-2000, decun total de 12 hăr ţi regionale pentru suprafeţele de interes agricol din Moldova.Staţiile meteo cu program agrometeorologic analizate au fost: Adjud, Bacău,Bârlad, Botoşani, Cotnari, Darabani, Focşani, Galaţi, Iaşi, Piatra Neamţ, R ădăuţi,Roman, Tecuci, Suceavaşi Vaslui (15 staţii agrometeorologice).

Zonalitatea rezervelor de umiditate din sol (perioada 1970-2000)evidenţiază următoarele aspecte:

- în cultura grâului de toamnă, la sfâr şitul lunii septembrie aprovizionareacu apă a solului pe profilul 0-20 cm este deficitar ă în cea mai mare parte aregiunii, iar la datele de 28 februarieşi 31 martie, pe adâncimea 0-100 cm

136




rezerva de apă se situează la valori satisf ăcătoare, apropiate de optimşi optime pe întreg teritoriul agricol al regiunii. Datorită cerinţelor ridicate faţă de apă ale plantelor din perioada mai-iunie, conţinutul de apă în sol pe profilul 0-100 cmeste predominant deficitar, astfel că la 31 mai aprovizionarea cu apă a solului sesituează în limite satisf ăcătoare în jumătatea nordică a Moldovei, iar în ceasudică se înregistrează secetă pedologică moderată. La sfâr şitul lunii iunie,secetă pedologică moderată şi local chiar puternică (sud-estul regiunii) sesemnalează pe majoritatea suprafeţelor agricole, cu excepţia unor areale dinnord-vest, unde aprovizionarea cu apă este satisf ăcătoare (Fig.III.13.).

- la porumb, în perioada martie-iunie, conţinutul de umiditate accesibilă plantelor se situează în limite optime, apropiate de optimşi satisf ăcătoare pe

întreg teritoriul agricol al regiunii, iar în intervalul iulie-septembrie, datorită consumului de apă ridicat al plantelor, rezerva de umiditate este în generalscăzută (seceta pedologică moderată şi puternică) pe suprafeţele din sudulşiestul regiuniişi satisf ăcătoare în rest (Fig.III.14.).

În anul agricol 2006-2007, în perioada cu cerinţe maxime faţă de apă aleculturilor cerealiereşi pr ăşitoare, în regim neirigat, rezerva de umiditate din sols-a situat la valori scăzute şi chiar deosebit de scăzute, seceta pedologică fiindextremă, puternică şi moderată la nivelul întregii regiuni la datele de 27iunie/grâu de toamnă şi 31 iulie/porumb (Fig.III.15.).

137




Semnifica ţ ia legendei

Secetă pedologică puternică

Secetă pedologica moderată

Aprovizionare satisf ăcătoare

Aprovizionare apropiată de optim

Aprovizionare optimă

Fig.III.13. Zonalitatea rezervei de umiditate (1970-2000) în cultura de grau de toamnă,în Moldova

138




139



Constantin Rusu et al.Constantin Rusu et al.

Semnifica ţ ia legendei

Secetă pedologică puternică

Secetă pedologică moderată

Aprovizionare satisf ăcătoare

Aprovizionare apropiată de optim

Aprovizionare optimă

Exces de umiditate

Fig.III.14. Zonalitatea rezervei de umiditate (1970-2000) în cultura de porumb

140




Graul de toamna /perioada “critica”

Porumb /perioada critica”

Secetă pedologică extremă Secetă pedologică puternică Secetă pedologică moderată Aprovizionare satisf ăcătoare

Fig.III.15. Dinamica rezervei de umiditate în intervalele cu cerinţe maxime faţă de apă ale plantelor de grâu de toamnă şi porumb în anul agricol 2006-2007

La sfâr şitul lunii iulie seceta pedologică era extremă (sub 200 mc/ha înaproape toată Moldova. În aceste condiţii ofilirea plantelor a fost ireversibilă,culturile de porumb neirigat fiind compromise aproape în totalitate (90-95%)şirecoltate ca furaj.

Caracteristica agrometeorologică predominantă a anului agricol 2006-2007 a fost seceta agricolă complexă (atmosferică şi pedologică) deosebit deaccentuată şi persistentă. Fenomenul s-a menţinut pe tot parcursul anuluişi aafectat îndeosebi culturile cerealiereşi pr ăşitoare neirigate care nu au fostsemănate în epoca optimă, iar întregul complex de măsuri tehnologice nu a fost

141




respectat (densitatea plantelor necorespunzătoare, neaplicarea de udări învegetaţie, etc).

Zonalitatea factorilor de risc termicşi hidric a permis astfel identificareaarealelor agricole cele mai vulnerabile faţă de fenomenul de ar şiţă, deficitul pluviometricşi seceta pedologică din acest an agricol excesiv de secetos.

Fig.III.16. Indicele de vegetaţie NDVI în vara anului 2007 în regiunea Europei de SE(comparaţie cu situaţia normală din perioada respectivă)

III.7. Condiţii sinoptice de producere a fenomenelor meteorologiceextreme în bazinul Bârladului

(Lucian Sfîcă, Iulian Cătălin Stângă)

Pentru o înţelegere mai clar ă a condiţiilor sinoptice în care se producfenomenele meteorologice extreme asociate condiţiilor de instabilitate s-arealizat o clasificare a acestora plecând de la situaţia sinoptică existentă desupracontinentului la momentul în care acestea au fost observateşi înregistrate. Înaceastă analiză am folosit următoarele date meteorologiceşi materiale sinoptice:

- datele lunare la care au fost înregistrate aceste fenomene meteo-climatice extreme, preluate fie din registrele de observaţie de la posturilehidrometriceşi de la staţiile meteorologice din regiune, darşi date auxiliare, aşacum sunt cele în care s-au produs unde de viitur ă pe râurile din regiune;

- hăr ţile sinoptice arhivate pentru perioada 1960-2005, realizate pe baza prelucr ării materialelor sinoptice zilnice ale Global Forecast System, cel maicomplex model de prognoză numerică folosit şi în prezent de către NOAA;

142




aceste materiale cuprind hăr ţi ale suprafeţei de izopotenţial de 500 hPa, 700 hPaşi 850 hPa precumşi hăr ţile barice de la sol.

Clasificarea condiţiilor sinoptice de producere a fenomenelor meteo-climatice extreme se bazează pe utilizarea a 3 criterii, fiecare având mai multevariante notate codat cu cifre, pentru o mai uşoar ă identificare a lor.

a. Condiţiile barice de la sol în regiunea României ce impun condiţiilegenerale de circulaţie atmosferică la scar ă sinoptică. În acest sens am stabiliturmătoarele 5 situaţii în care se poate regăsi România:

- cuplaj baric (1-C) situaţie în care dinamica atmosferică estedeterminată de alăturarea la nivelul solului a două formaţiuni barice majorediferite (ciclon-anticiclon), în funcţie de poziţia centrilor barici faţă de România

depinzând componenta cardinală pe care se realizează circulaţia la sol;- ciclon la sol (2-L), situaţie în care o astfel de formaţiune prezintă izobare închise în regiuneţării noastre, iar teritoriul României se află sub acţiunedirectă a acestuia;

- anticiclon la sol (3-H), în condiţii de presiune atmosferică ce depăşeşte1020 hPa ce fac parte din formaţiuni anticiclonale, chiar dacă centrul acesteiformaţiuni barice este situat la o distanţă apreciabilă de sud-estul Europei;

- dorsal ă la sol (4-R), atunci când o astfel de formaţiune barică seextinde peste sud-estul Europei, chiar dacă originea formaţiunii barice estesituată în centri barici de presiune atmosferică la nivelul continentului;

- talveg la sol (5-T), formaţiune barică extinsă de obicei din cicloniimobili care str ă bat Europaşi care ating în acest felşi ţara noastr ă.

b. Circulaţie atmosferică la sol cu mai multe variante în funcţie de poziţia României faţă de centrii barici care acţionează în Europa la un momentdat:

- calm atmosferic (0) situaţie în care nu se poate vorbi de o advecţie propriu-zisă a maselor de aer datorită gradientului baric redus;

- nord (1-N);- nord-est (2-NE);- est (3-E);- sud-est (4-SE);- sud (5-S);- sud-vest (6-SV);- vest (7-V);- nord-vest (8-NV).

c. Condiţiile barice în altitudine la nivelul suprafeţei izobarice de500 hPaau fost folosite pentru a surprinde starea generală a troposferei mediişimijlocii desupra României în momentul în care se înregistrează temperaturile

143




extreme lunare. Fiind situată la latitudini temperate,ţara noastr ă se află lacontactul dintre presiunile ridicate din regiunea tropicală şi cele reduse dinregiunile polare astfel încât, nu se poate vorbi de persistenţa acestor formaţiuni.Schimburile termice se realizează prin intermediul undelor Rossby ce au la bază legile fluidelor. În această idee am identificat următoarele situaţii posibile:

- calm atmosferic (0) situaţie aproape imposibilă la altitudinea curenţilorde tip jet, pe care am luat-o însă în considerare pentru coerenţa analizei;

- cuplaj baric (1-C) situaţie specifică perioadelor cu circulaţie zonală lanivelul continentului, atunci când curenţii jet str ă bat de la vest la est întroposfera superioar ă centrul continentului;

- dorsal ă de altitudine (2-R) este o situaţie specifică de cele mai multe

ori perioadelor calde, atunci când o astfel de formaţiune barică se prelungeştespe nord din brâul de presiune ridicată de la latitudini tropicale, transportând petoată troposfera mase de aer cald până la latitudini mari;

- talveg de altitudine (3-T) specific perioadelor mai reci, acestea fiind prelungiri ale marii depresiuni polare;

- anticiclon de altitudine (4-CH) situaţie în care un nucleu de presiuneridicată se desprinde dintr-o dorsală de altitudineşi r ămâne izolat deasupraRomâniei;

- ciclon de altitudine (5-CL) situaţie complementar ă cu cea precedentă, corespunzătoare situaţiilor în care un nucleu de presiune redusă r ămâne izolat înaltitudine în regiunea României; de cele mai multe ori aceste situaţii conduc laapariţia unui gradient termic vertical foarte ridicat ce conduce la o puternică instabilizare a atmosfereişi la perioade cu cantităţi ridicate de precipitaţii.

Ţinând cont de aceste 3 criterii, condiţiile existente în momentul producerii sau desfaşur ării unor fenomene meteo-climatice extreme au fostanalizate prin intermediul unei combinaţii de 3 cifre ce sintetizează condiţiilesinoptice la scar ă troposferică în care acestea s-au produs.

În mod teoretic, plecând de la numărul de criteriişi de la varianteleacestora, se poate ajunge la un număr de 571 de combinaţii fiecare dintre elesintetizând caracteristicile troposferei la data analizată. Spre exemplu, ocombinaţie de gen 171 frecvent întâlintă de altfel (Fig.III.17.), pune în evidenţă faptul că regiunea României se afla la contactul dintre o formaţiune barică anticiclonală şi una cilonală (1) dispuse astfel încât circulaţia atmosferică serealizează de la vest la est (7), întregul sistem fiind susţinut de un cuplaj baricsimilar celui de la sol în troposfera mijlocie (1). În aceeaşi idee, o combinaţie de

genul 302 reprezintă existenţa unui anticiclon la sol (3) în interiorul căruiagradientul baric este foarte redus, corelat cu persistenţa calmului atmosferic (0),în timp ce în altitudine persistă o dorsală anticiclonică (2).

144




Fig.III.17. Model sinoptic schematic al tipului de circulaţie 171

Este evident însă că foarte multe combinaţii sunt practic imposibile iaraltele chiar dac

ă teoretic se pot produce nu au fost reg

ăsite pe h

ăr ţile sinoptice

analizate.

I.Condiţii sinoptice pentru producerea viiturilor pe râul TutovaPentru această analiză au fost folosite date referitoare la viiturile produse

pe râul Tutova în perioada 1969-2005. S-au folosit în acest sens date referitoarela debitul râului înregistrat la R ădeni, Pogoneşti şi Puieşti. În această perioadă detimp s-au produs 85 de viituri ceea ce înseamnă, în medie cca 2,2 viituri pe an.Date fiind caracteristicile morfograficeşi morfometrice ale acestui bazin, la carese adaugă şi gradul redus de împădurire, producerea acestor unde de viitur ă reprezintă r ăspunsul hidrografic imediat al producerii unor cantităţi de precipitaţii excepţionale.

De altfel, cantităţile maxime de precipitaţii înregistrate în 24 ore la principalele staţii meteorologice din bazinul Bârladului (Tab.III.5.) scot înevidenţă tocmai acele valori care ar putea conduce, prin scurgerea pe versanţi laapariţia acestor unde de viitur ă. Cantităţile maxime absolute în 24 de ore potechivala şi chiar depăşi cantităţile medii lunare de precipitaţii. Analizacondiţiilor sinoptice - conform metodologiei prezentate mai sus - ce semanifestau în momentul producerii celor 85 de unde de viitur ă conduc spreurmătoarele concluzii:

145




A. În ceea ce priveşte condi ţ iile sinoptice de la sol , 48 de viituri (52,7%)s-au produs în condiţii de cuplaj baric (Fig.III.18.) ce presupun de cele mai multeori pasaje frontale reci, calde sau ocluse care pot determina precipitaţii de peste30-40 mm; aceste cantităţi generează unde de viitur ă simple ce se propagă înlungul râului pe parcursul a 24 de ore.

Tab.III.5. Cantităţi maxime de precipitaţii în 24 de ore în bazinul Bârladului (1964-1999)

Statia I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII MaximaPlopana 35,5 24,6 22,8 39,6 53,4 77,0 77,9 79,8 53,1 42,6 40,9 36,6 79,8Onceşti 33,4 29,0 34,0 55,6 69,7 63,7 89,9 61,7 135,7 35,7 40,7 29,8 135,7Bârlad 26,2 22,4 33,4 46,6 53,2 59,7 82,3 86,4 39,5 62,6 54,9 31,5 86,4

Totuşi, în cazul undelor de viitur ă de peste 30 mc/s, ce prezintă un gradînsemnat de risc hidrologic, ponderea acestor condiţii este mai redusă. Condiţiileciclonale au condus la apariţia a 27 de unde de viitur ă, remarcându-se în acestcaz ponderea mai mare a acestor condiţii în apariţia undelor de viitur ă de peste30 mc/s.

După cum esteşi firesc apariţia undelor de viitur ă în condiţii anticiclonalereprezintă o raritate, acestea fiind legate de dezvoltarea unor celule convectivecu acţiune locală, mai ales când regiunea se află la periferia unui câmp baricanticiclonal acolo unde stabilitatea atmosferică, specifică acestor formaţiuni, estemai redusă.

0

10

20

30

40

50

60

C L H R T

Vi i tu r i o b se r v a te Vi i tu r i > 3 0 m c/ s

Fig.III.18. Condiţii sinoptice la sol de producere a viiturilor pe râul Tutova

B.Referitor la cel de-al doilea criteriu al analizei sinoptice, respectivdirec ţ ia de advec ţ ie a masei de aer (Fig.III.19.), iese în evidenţă ponderea

însemnată a advecţiilor pe componentă estică (1/4 din număru total de cazuri) ceindică faptul că multe din aceste viituri s-au produs sub influenţa unor cicloni

146




mediteraneeni care în înaintarea lor spre estul Europei determină şi advecţiamaselor de aer pe o astfel de componentă.

0

5

10

15

20

25

30

0 N NE E SE S SV V NV

Vii turi observate Vi i tur i cu debi t>30mc/s

Fig.III.19. Direcţia de advecţie a maselor de aer în regiunea sinoptică a ţării noastre înmomentul producerii viiturilor pe râul Tutova

Direcţiile sudiceşi sud vestice (10 cazuri) sunt legate de înaintarea unordepresiuni atlantice, precipitaţiile ce au condus la producerea respectivelorviituri producându-se în sectorul cald al acestora, în timp ce direcţiile vestşinord-vest (19 cazuri) subliniază producerea precipitaţiilor din fronturile reci aleacestora.

Cu toate acestea, cele mai multe viituri (24 cazuri) s-au produs f ăr ă să se poată vorbi de o advecţie de masă de aer pe o direcţie cardinală oarecare.Acestea sunt situaţiile când viiturile au fost determinate de precipitaţiile căzutedin depresiuni ce au traversat cu centrul lor regiunea sinoptică a României,situaţie în care nu putem vorbi de advecţie. De multe ori poate fi vorba deacluderea unor formaţiuni ciclonale în regiuneaţării noastre, situaţie în care, dinfrontul oclus se pot acumula cantităţi importante de precipitaţii pe timpîndelungat.

C. Situa ţ ia sinoptic ă în altitudine (nivelul de 500 hPa) joacă, după opinianoastr ă, cel mai important rol în producerea unor cantităţi excepţionale de precipitaţii într-o perioadă scurtă de timp, precipitaţii care conduc invariabilşi laapariţia undelor de viitur ă, mai întâi în bazinele mici,şi ulterior, prin propagareşi pe cele mari.

Dacă la sol condiţiile sinoptice favorabile producerii viiturilor sunt foartevariate, în altitudine precipitaţiile excepţionale se produc în cele mai multecazuri, fie în condiţiile existenţei unui talveg depresionar (32 de cazuri) ce se

prelungeşte din minima depresionar ă circumpolar ă, fie în condiţiile desprinderiiunui ciclon de altitudine (cutt-off low-34 de cazuri) localizat deasupra României,ciclon desprins din aceeaşi minimă polar ă (Fig.III.21.)

147




0

5

10

15

20

25

30

35

0 C R T CH CL

Vii tur i observa te Vi i tu r i cu debi te >30 mc/s

Fig.III.20. Situaţia sinoptică în altitudine (500 hPa) în momentul producerii

viiturilor pe râul Tutova

Subliniem importanţa pe care o au ciclonii izolaţi, de altitudine, în producerea unor cantităţi excepţionale de precipitaţii. Se poate observa de altfel,că viiturile cu debite peste 30 mc/s se produc în peste 50% din cazuri în prezenţaunei astfel de formaţiuni depresionare în altitudine, chiar în lipsa unei formaţiunicorespunzătoare la sol. Instabilitatea pe care o deţin este determinată de prezenţaaerului rece în altitudine ce conduce la un gradient termic deosebit de ridicat maales când la sol, mai ales în semestrul cald, temperaturile sunt foarte ridicate.

Trebuie să menţionăm că în astfel de condiţii s-au produs cantităţile excepţionalede precipitaţii din anul august 2005 din regiunea Moldovei, cele din septembrie2007 din sudul Podişului Bârladului sau cele din luna iulie 2008 din nordulMoldovei.

Pe baza acestor trei criterii ale condiţiilor sinoptice am realizatşi o analiză integrată a acestora în care sunt scoase în evidenţă condiţiile sinoptice dinîntreaga troposfer ă în momentul producerii undelor de viitur ă.

Astfel, cel mai frecvent (10 cazuri) se produc sub acţiunea tipului de

circulaţie 203 (ciclon la sol-lipsă de advecţie-talveg de altitudine-Fig.III.21.).Sub influenţa unor astfel de condiţii sinoptice a fost înregistrat cel mai ridicatdebit pe râul Tutova-97,5 mc/s la R ădeni pe 5 mai 1981, dată la care în regiuneasinoptică a României acţiona o puternică depresiune de origine atlantică – presiune mai mică de 995 mb la sol – susţinută de un talveg de altitudine.

148




Fig.III.21. Model sinoptic schematic al tipului ce circulatie 203

Un tip de circulaţie auxiliar celui prezentat mai sus este tipul 205 (ciclonla sol-lipsă de advecţie-ciclon în altitudine –Fig.III.22.) care au condus laapariţia unor unde de viitur ă cu debite de peste 30 mc/s, aşa cum s-a întâmplat pe

date de 21 iulie 1974 când la postul hidrometric Pogoneşti s-au înregistrat 48mc/s.

Fig.III.22. Model sinoptic schematic al tipului ce circulatie 205

149




Aceste două tipuri de circulaţie sunt cele mai importante pentru producerea unor precipitaţii destul de însemnate cantitativ pentru a conduce, prinscurgere pe versanţi la apariţia unor unde de viitur ă. Totuşi, unde de viitur ă dedimensiuni mai mici, concretizate prin debite sub 30 mc/s sunt generateşi de altetipuri de circulaţie. Astfel, un rol apreciabil îl deţine circulaţia de tip 171 (cuplaj baric la sol-advecţie nord-vestică-cuplaj baric în altitudine) căreia îi sunt asociate7 din cele 85 de viituri studiate pe râul Tutova. De asemenea, circulaţiile de tip115 sau 125 (cuplaj baric la sol- advecţie nord-estică sau nordică –ciclon dealtitudine) au determinat 10 cazuri de viitur ă.

b. Condiţii sinoptice de producere a vijeliilor însoţite de grindină

Instabilitatea atmosferică ridicată, specifică sezonului cald, poateconduce la fenomene meteorologice extreme, denumite în literatura despecialitate vijelii sau gren, cărora le sunt specifice manifestări extreme alevremii ce se manifestă prin rafale deosebit de intense de vânt, darşi frecventecăderi de grindină. Chiar dacă aspectul de risc meteorologic este indus în specialde căderile de grindină, nu trebuie să neglijăm nici daunele materiale pe care le provoacă prin efect mecanic rafalele de vănt care pot atingeşi depăşi pentru o perioadă scurtă de timp 100 km/h. Practic, aspectele de risc meteorologicdeterminate de vânt se maninfestă prin intermediul vijeliilor în sezonul caldşi alviscolului în sezonul rece.

Tab.III.6. Privire sinoptică asupra vijeliilor însoţite de grindină în bazinul Tutovei pe baza observaţiilor de la posturile pluviometrice din regiune

Localitatea Data EvenimentulRoşiesti 31 iulie 1985 Furtună care a rupt copaciişi

stâlpii de curent electricPungeşti 22 VI 1993; 16.55-17.10 Grindină Pungeşti 7 mai 1997, orele 17.25-17.40 Grindină cu diametrul de 2-3 mm

si descarcari electriceMar ăşeni 10 iunie 1987, orele 18.50-19.00 Grindină Valea Ursului 9 iulie 1984, orele 19.00-19.10 Grindină Valea Ursului 25 iunie 1992, orele 14.35-14.45 Grindină Valea Ursului 30 iunie 1993, orele 14.35-14.40 Grindină Lipovăţ 6 iulie 1997, orele 17.00-17.10 Aversă însoţită de grindină Antoheşti 17 august 1988 Furtună care a rupt arborişi stâlpi

de telegraf.Antoheşti 26 aprilie 1987 Vijelie

Lipova 25 iunie 1986, orele 17.00-17.05 Grindină Lipova 16 august 1987, orele 16.20-16.25 Grindină Lipova 2 aprilie 1988, orele 17.35-17.40 Grindină Lipova 13 iulie 1988, orele 15.20-15.25 Grindină

150




Lipova 26 august 1991 Grindină Lipova 28 august 1991 Grindină Lipova 28 septembrie 1991 Grindină Lipova 22 mai 1992, orele 18.05-18.10 Grindină Lipova 14 iunie 1992, orele 9.50-10.00 Furtună însoţită de grindină Lipova 25 iunie 1992, orele 13.55-14.05 Grindină însoţită de vânt puternicLipova 23 august 1992 Grindină Ghergheşti 25 iulie 1987, orele 17.30-17.35 Grindină foarte puternică Ghergheăti 6 iulie 1997, orele 18.10-18.20 Aversă însoţită de grindină şi

intensificări ale vântului Nicoreşti 15 iulie 1984, orele 17.30-17.35 Grindină Nicoreşti 25 iunie 1986, orele 12.45-12.50 Grindină Nicoreşti 22 mai 1992, orele 15.15-15.20 Grindină

Ivăneşti 25 iulie 1987, orele 16.30-16.35 Grindină Ivăneşti 30 august 1989, orele 12.50-13.10 Grindină Pogoneşti 21 iulie 1987, orele 17.25-17.30 Grindină Pogoneşti 14 iunie 1992, orele 8.00-8.05 Grindină AlexandruVlahuţă

14 iunie 1989, orele 16.10-16.17 Grindină

Lipova 29 aprilie 1990, orele 13.10-13.20 Grindină Valea Ursului 29 aprilie 1990, orele 14.40-14.50 Grindină Gîrceni 29 aprilie 1990, orele 15.30-15.34 Grindină Gîrceni 11 iunie 1990, orele 13.15-14.50 Aversă însoţită de grindină Valea Ursului 11 iunie 1990, orele 13.30-13.40 Grindină

Tab.III.7. Frecvenţa medie a numărului de cazuri de grindină în bazinul Bârladului

Staţia I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Med.Plopana 0 0 0 0 0,2 0,2 0,1 0,1 0,1 0 0 0 0,7Onceşti 0 0 0 0,1 0,1 0,1 0,2 0,1 0 0 0 0 0,6

Bârlad 0 0 0 0,1 0,2 0,3 0,2 0 0 0 0 0 0,8

Parte estică a României, se înscrie în mod teoretic ( Bogdan, 1999) înregiunile cu o frecvenţă a fenomenului de grindină(< 1 caz annual), aşa cum putem observa şi din datele înregistrate la cele mai importante staţiimeteorologice din bazinul Bârladului (Tab.III.7.).

Ţinând cont de amplasarea generală a staţiilor meteorologice din Moldova preponderent în regiuni joaseşi adă postite, de cele mai multe ori în lungul văilor,credem că frecvenţa acestui fenomen este mai ridicată, fapt atestatşi prinînregistr ările mai numeroase de la posturile pluviometrice din regiune(Tab.III.6.).

În plus, producerea grindinei este asociată unor formaţiuni noroase apăruteca urmare a unei instabilităţi deosebit de accentuate la nivelul troposferei, în care

151




se încadrează nu numai norii Cumulonimbus, darşi celulele multiconvectiverezultate din acţiunea reunită a mai multor nori de tip Cumulonimbus. Grindinaeste observată în spaţiul de acţiune a unor astfel de formaţiuni, însă doar cucaracter areal sau chiar punctual, producându-se pe benzi înguste de teren. Acesmod de producere, coroborat cu densitatea redusă a punctelor de observaţie, neîmpiedică să avem o imagine climatică reală a frecvenţei acestui fenomen.

Cert este că acest fenomen este asociat sezonului cald, grindina producându-se din observaţiile existente din mai până în septembrie. Nu trebuieconfundată cu măzărichea, specifică sezonului rece aceloraşi tipuri de formaţiuninoroase.

Cauzele genetice ale producerii fenomenului de grindină sunt explicate în

mod clasic prin apariţia formaţiunilor noroase menţionate asociate fronturilorreci ( Iliescu, Popa, 1983, Bogdan, 1999). Din analiza proprie a condiţiilorsinoptice în care se produce grindina, putem spune că fronturile reci ale unordepresiuni atlantice, mediteraneene sau retrograde explică doar o parte dinnumărul total de cazuri de grindină din regiunea studiată. Astfel, din cele 27cazuri de grindină consemnate la posturile pluviometrice analizate, doar 5 au fostdeterminate direct de pasajul unor fronturi reci.

Cel mai frecvent, grindina se produce în celulele multiconvective ce iaunaştere în sectorul cald al unor depresiuni atlantice (15 din cele 27 de cazuri), înfaţa frontului rece. În condiţiile în care depresiunea atlantică este foarte binedezvoltată, ea aspir ă în sectorul său anterior – corespunzător sectorului cald –mase de aer de origine tropicală ce se prelungesc sub forma unei dorsale de aercald din nordul Africii până pe teritoriul României (Fig.III.23.). Dinamicaspecifică acestor depresiuni aduce un aer mai rece dinspre vest, deasuprasectorului cald. Juxtapunerea pe verticală a aerului rece peste cel cald de la solconduce la o instabilitate foarte ridicată ce reprezintă sursa de energie pe care se bazează dezvoltarea celuleor multiconvective din care se produce gindina. Peteritoriu Moldovei, la adă postul Carpaţilor Orientali, contrastul termic peverticală poate fi mult mai accentuat deoarece aerul cald de la sol este dislocatmult mai greu, în timp ce aerul rece pătrunde mai rapid peste culmea carpatică.

Pe lângă aceste condiţii, prezenţa unor cicloni de altitudine determină,deopotrivă, o instabilitate ridicată ce se concretizează în dezvoltarea unorformaţiuni noroase care pot determina producerea fenomenului de grindină.

152




Fig.III.23. Condiţii genetice favorabile producerii furtunilor de var ă însoţite de căderi degrindină în România

III.8. Fenomene de uscăciune şi secetă în bazinul Bârladului(Lucian Sfâcă, Ionut Minea, Iulian Cătălin Stângă,

Cristian Valeriu Patriche, Ionuţ Vasiliniuc,)

Bazinul hidrografic Bârlad se caracterizată printr-un climat temperatcontinental cu nuanţe excesive, dată fiind poziţia sa în estulţării şi deschideriilargi spre masele de aer continental, a căror influenţă se manifestă prinamplitudini termice accentuate, prin regimul neregulat al precipitaţiilor şi alscurgerii râurilor, darşi prin frecvenţa fenomenelor de secetă.

Apariţia şi evoluţia acestor fenomene este determinată de un cumul defactori naturali dintre care cei mai importanţi sunt reprezentaţi de: factoriiclimatici (radiaţia solar ă, precipitaţiile atmosferice, umezealaşi temperaturaaerului, evapotranspiraţia, viteza vântului dependente de circulaţia atmosferică),morfologici (care definesc unele particularităţi ale suprafeţei subiacente: aspectecantitative şi calitative ale reliefului, gradul de acoperire cu vegetaţie); pedologici (textura, structura, unii indici hidrofizici ai solului)şi hidrologici(prezenţa surselor de apă de suprafaţă, adâncimea pânzei freatice). Un rolimportant în manifestarea acestor fenomene îl deţine şi activitatea umană maiales prin tipul de agrotehnică utilizată, care poate influenţa starea terenuluişidiminua accelerat rezervele de apă din sol.

În funcţie de complexitatea factorilor enumeraţi, fenomenul de secetă semanifestă mai întâi în aer ( seceta atmosferică), apoi, dacă aceasta persistă timpîndelungat,şi în sol ( secet ă pedologică). Prin contopirea secetei atmosferice cu

153




cea pedologică seceta devine mixtă, iar efectul se accentuează: rezerva de apă din sol se epuizează treptat, până la coeficientul de ofilire, când atingeintensitatea maximă, ducând la ofilirea ireversibilă a plantelor. Acest lucru estecaracteristic tuturor secetelor care se produc în perioada de vegetaţie, dar trebuieavut în vedere faptul că şi secetele produse în afara acestei perioade, contribuiela diminuarea rezervelor de apă din sol, având consecinţe negative în prima partea perioadei de vegetaţie a plantelor (Stâng ă , Minea, 2004).

Geneza secetelor atmosferice nu se leagă de un singur factor, ci de uncomplex de factori care acţionează interactiv, fiind identificate cinci situaţii barice diferite care contribuie la apariţia fenomenelor de secetă în partea de est aRomâniei,şi implicit în Podişul Moldovei ( Donciu, 1962):

- câmp anticiclonal în Europa centrală (inclusiv România)şi arii ciclonaleîn Oceanul Arcticşi Groenlanda;- câmp anticiclonal în Europa estică, sud-estică şi nordică şi arii ciclonale

în Atlanticul de Nord, Europa de Vestşi Marea Mediterană;- dorsală anticiclonică din Oceanul Atlantic până în România şi arii

ciclonale în nord-estulşi sud-estul continentului (primăvaraşi vara);- câmp de mare presiune în nordul Mării Caspice, în timp ce în Oceanul

Arcticşi Marea Mediterană predomină arii ciclonale;- brâu de mare presiune format prin asocierea anticiclonului Azorelor cu

cel siberian.Ideea de bază a clasificării de mai sus indică faptul că secetele apar ca

urmare a instalării în regiuneaţării noastre a unui câmp de presiune atmosferică ridicată ce poate avea origine diversă (dorsale ale anticiclonului Azorelor sau aleanticiclonului est-european la care se adaugă persistenţa unor anticicloni polarimobili în estul continentului sau situaţiile de blocaj generate de anticicloni ce seinstalează în nordul Europei).

Din studiile realizate asupra asupra circulaţiei atmosferice în nord-estulRomâniei pentru perioada 1980-2005 (Sfîcă , 2007) rezultă că situaţiile sinopticeanticiclonale au frecvenţa medie anuală cea mai ridicată, aproximativ 25%,depăşind chiar situaţiile sinoptice cu circulaţie vestică (cca. 23%). Din această frecvenţă ridicată rezultă susceptibilitatea ridicată a păr ţii de est a României laapariţia fenomenului de secetă.

154




Fig.III.24. Situaţie barică specifică instalării secetelor în România

Regimul baric anticiclonal se caracterizează în general prin instalarea lasuprafaţa terestr ă a unui câmp baric de presiune atmosferică ridicată sau chiarnucleu anticiclonal centrat pesteţara noastr ă (Fig.III.24.). În această situaţiegradientul baric foarte redus nu permite advecţia maselor de aerşi determină instalarea mecanismelor radiative în mersul elementelor meteorologice,

circulaţia vestică fiind deviată spre latitudini mari în Europa. Situaţiileanticiclonale persistente sunt marcate de existenţa în altitudine, la nivelul degeopotenţial de 500 hPa, peste sud-estul Europei, a unei dorsale de aer cald saua unui câmp baric de presiune ridicată cu izohipse închise.

Frecvenţa medie anuală a acestui regim baric este de 25% cu maximul înluna august (cca 35%) – ceea ce determină frecvenţa ridicată a instalării seceteiîn a doua parte a veriişi începutul toamnei –şi minimul in aprilie (cca 20%),însă aceste episoade sunt mult mai defavorabile pentru culturile agricole care seaflă în fazele iniţiale de dezvoltare (germinare, înmugurire). Trebuie să subliniem că aceste condiţii sinoptice se remarcă prin persistenţa deosebită, ce poate ajunge la peste 10 zile toamna (12 zile în 1995)şi la peste o să ptămână vara (8 zile în 1999)şi iarna (8 zile în 1994).

Pentru analiza acestor fenomene de risc au fost utilizateşiruri de date(între 1961şi 2004) de la o serie de staţii din cuprinsul bazinului Bârlad(Negreşti, Vaslui, Plopana, Onceşti, Bârladşi Tecuci) sau situate în imediatavecinătate (Iaşi, Podu Iloaiei, Huşi, Galaţi, Roman, Bacău, Adjud). Prelucrareastatistică şi analiza comparată au permis relevarea unor aspecte particulare cuajutorul indicilor de ariditateşi al climogramelor (Walter-Lieth), precumşicartografierea fenomenelor în cauză.

155




Regimul anual al cantităţilor de precipitaţii (Fig.III.13.) se caracterizează prin valori maxime în lunile iunie sau iulieşi valori minime în lunile ianuarie saufebruarie, valorile medii anuale ale precipitaţiilor atmosferice scăzând de la nordla sud, de la 570 mm la Vaslui la 477 mm la Tecuci. Frecvenţa şi intensitateafenomenelor de secetă variază aproximativ pe aceeaşi direcţie, având în vederegradienţii latitudinalişi altitudinali de variaţie a temperaturii.

Radiaţia solar ă globală variază de la circa 125 kcal/cm2/an în sudşi la 115kcal/cm2/an în partea nordică a bazinului, în timp ce, pe aceeaşi direcţie, duratade str ălucire a Soarelui scade cu 250 de ore (de la circa 2150 ore/an în sudul bazinului la sub 1900 de ore în extremitatea nordică), iar valorile nebulozităţiimedii cresc cu 1–1,5 zecimi. Pe aceeaşi direcţie, temperatura aerului scade de la

9,7°C în sud (la Tecuci) la 9,0°C în nord (la Negreşti), înregistrându-se astfel odiferenţă medie de sub 1°C. Toate aceste aspecte determină şi o variaţie afrecvenţei şi intensităţii fenomenelor de secetă pe aceeaşi direcţie, înconcordanţă cu zonalitatea latitudinală, diferenţierea altitudinală şi depărtarea derama carpatică.

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

mm

Negresti Plopana Oncesti Vaslui Barlad Husi Tecuci

Fig.III.24 . Regimul anual al precipitaţiilor atmosferice la

staţiile meteorologice din bazinul Bârladului

Seceta meteorologică în bazinul Bârladului este destul de frecventă maiales în arealele situate la sub 200 m altitudine din partea centrală şi sudică a bazinului unde precipitaţiile nu depăşesc în medie 500 mm (477,7 mm la Tecuci,474,2 mm la Bârlad) (Tab.III.8.), iar temperaturile sunt de peste 9°C.

156




Tab.III.8. Precipitaţii medii, maximeşi minime anuale înregistratela staţiile meteorologice din bazinul hidrografic Bârlad

Nr.crt.

Staţia Precipitaţiimedii anuale

(mm)

Precipaţiimaxime

(mm)/ anul

% Precipitaţiiminime

(mm)/anul

% )(mm P Δ

1 Negreşti 519.0 693.8/1972 134.3 324.3/1973 65.8 356.02 Vaslui 570.2 849.8/1972 149.0 317.4/1968 55.7 532.43 Huşi 520.1 690.2/1971 123.1 362.0/1973 69.6 278.24 Bârlad 474.2 790.8/1968 166.8 388.1/1967 81.8 402.75 Plopana 521.0 712.8/1972 136.8 357.2/1973 68.6 355.66 Onceşti 576.8 887.9/1972 153.9 367.1/1963 62.6 526.37 Tecuci 477.7 739.0/1972 154.7 362.0/1975 75.8 377.0

după C.M.R. Moldova-Iaşi

Din analiza datelor pluviometrice, rezultă că diferenţierile sunt introdusede apariţia unor cantităţi mai mari de precipitaţii la unele dintre staţii, ca urmarea unor mişcări convective locale sau ca urmare a intensificării activităţii frontaledatorită condiţiilor morfologice la nivel regional. Ploile torenţiale aducmodificări locale, atenuând din intensitatea fenomenelor de secetă pe anumiteareale, dar nu întotdeauna efectele sunt benefice, având în vedere impactuldeosebit în declanşarea proceselor erozionale, precumşi asocierea frecventă a ploilor torenţiale de var ă cu fenomenele de grindină.

Utilizând criteriul Hellmann, au fost analizaţi din punct de vedere pluviometric anii din perioada 1961-2004, de la cele patru staţii meteorologice principale din bazinul hidrografic Bârlad, în funcţie de abaterea faţă de mediamultianuală a cantităţilor de precipitaţii căzute. Astfel, dacă valoarea anuală acantităţii de precipitaţii căzute la o staţie meteorologică a avut o abatere de ±5%faţă de media multianuală, anul respectiv a fost considerat un an normal din punct de vedere pluviometric, iar dacă această abatere a depăşit -5,1% sau+5,1%, faţă de media multianaulă, acesta a fost considerat un an deficitar pluviometric, respectiv, excedentar pluviometric (Fig.III.25,).Pentru staţiile meteorologice din bazinul hidrografic Bârlad, cei mai puţinnumeroşi sunt anii normali (15% la Negreşti, 23% la Bârlad), cu valoriintermediare se înscriu anii excedentari pluviometric (35% la Vaslui, 39% laTecuci), iar cei mai numeroşi sunt anii deficitari pluviometric (49% la Bârlad,51% la Negreşti).

157




0%10%20%30%40%50%60%70%

80%90%

100%

Negresti Vaslui Barlad Tecuci

ani excedentar i pluviometr ic >5,1 ani normali ± 5,0 ani def ici tar i pluviometr ic <5,1

Fig. III.25. Anii excedentari, normalişi deficitari pluviometric, după criteriul Hellmann,la staţiile meteorologice din bazinul hidrografic Bârlad

Aplicând acelaşi criteriu Hellmann, au fost analizate din punct de vedere pluviometric un număr de 540 de luni pentru fiecare din cele 4 staţiimeteorologice luate în considerare: Negreşti, Vaslui, Bârlad,şi Tecuci. Conformacestui criteriu s-au acordat calificative pluviometrice tuturor lunilor analizate,luând în considerarea doar cantitatea lunar ă de precipitaţii, fiecare lună fiind

încadrată în funcţie de cantitatea de precipitaţii căzută, în clasa lunilor excesiv de ploioase (LEP), foarte ploioase (LFP), ploioase (LP) puţin ploioase (LPP),normale (LN), puţin secetoase (LPS), secetoase (LS), luni foarte secetoase(LFS), excesiv de secetoase (LES), în funcţie de raportul dintre cantitatea de precipitaţii căzută în luna respectivă şi media multianuală a lunii. Valorileobţinute (Tab.III.9.) scot în evidenţă faptul că la nivelul acestui bazin hidrografic ponderea cea mai mare o au lunile excesiv de secetoase (cu o pondere de peste25% la toate staţiile), urmate de lunile excesiv de ploioase (cu o pondere de 16-17%)şi cele normale (cu o pondere de 13-14,5%).

Tab.III.9. Ponderea calificativelor pluviometrice pentrustaţiile meteorologice din bazinul hidrografic Bârlad

Staţia/Clasa LES LFS LS LPS LN LPP LP LFP LEPNegreşti 25.7 12.8 7.7 6.5 14.6 4.9 3.9 6.9 17.0Vaslui 26.9 13.5 8.2 6.7 13.2 4.4 3.3 7.0 16.8Bârlad 27.2 13.8 8.5 7.0 12.9 4.2 3.1 6.8 16.5Tecuci 27.3 13.9 8.6 7.0 13.2 4.1 3.3 6.9 15.9

Analiza caracteristicilor pluviometrice ale diferiţilor ani din intervalulconsiderat a fost realizată şi cu ajutorulindicelui pluviometric(Ia), propus deTopor (1964), calculat pe baza formulei:

158




I a=(N+2P)/(N+2S),în care:

Ia= indice caracteristic al anului; N = numărul lunilor normale (LPS+LN+LPP);P = numărul lunilor ploioase(LP+LFP+LEP);S = numărul lunilor secetoase (LES+LFS+LS).Pentru valori ale indicelui pluviometric (Ia) mai mici de 0,33, anii sunt

consideraţi excepţional de secetoşi, pentru Ia cuprins între 0,33şi 0,41, anii suntexcesiv de secetoşi, pentru Ia cuprins între 0,41şi 0,70, anii sunt consideraţifoarte secetoşi. Dacă Ia este cuprins între 0,71şi 0,84, anii sunt consideraţisecetoşi, iar dacă indicele pluviometric calculat are valori cuprinse între 0,85şi

1,0 anii sunt consideraţi puţin mai secetoşi. Anii normali au Ia cuprins între 1,01şi 1,17, iar cei puţin mai ploioşi au valori ale indicelui pluviometric mai mare de1,18 ( Apostol , 2000).

Valorile medii multianuale ale acestui indice calculat pentru cele 4 staţiisunt relativ omogene, cuprinse între 0,71 la staţia meteorologică Negreşti şi 0,74la staţia meteorologică Tecuci. Pe fondul distribuţiei spaţiale relativ uniforme aacestor valori, variaţia în timp cunoaşte oscilaţii foarte mari pentru unaşi aceeaşistaţie, cu un ecart între 0,3şi peste 1,5 (Fig.III.26.).

0.69 0.7 0.71 0.72 0.73 0.74

Tecuci

Barlad

Vaslui

Negresti

Fig.III.26. Valoarea medie a indicelui Topor (IA) la staţiile

meteorologice din bazinul hidrografic Bârlad

Indici climatici de tipul factorului de ploaie Lang sau indicele de ariditatede Martonne corelează, de asemenea, deficitul pluviometric cu valoriletemperaturii aerului.

159




În cazul factorului de ploaie Lang , valorile calculate pentru principalelestaţii meteorologice din bazin sunt de: 58,7 la Negreşti, 53,7 la Bârlad,şi ajungchiar sub 47 (46,8) la Tecuci. Dacă se ţine cont de faptul că, în general, seconsider ă că valorile sub 70 ale acestui indice pun în evidenţă prezenţa unuiclimat semiarid, iar valorile situate peste această limită indică prezenţa unuiclimat umed, putem sublinia că întregul bazin se află din acest punct de vedereîntr-un climat deficitar pluviometric.

Pentru nuanţarea acestor date, s-a realizatşi calcularea valorilor lunareale acestui factor, pe baza formulei:

F=12P/T

unde: F este factorul de ploaie Lang, P şi T reprezintă precipitaţiile, respectivtemperatura lunii analizate.

Această formulă s-a putut aplica doar pentru lunile cu valori termice pozitive, întrucât cele negative introduc o serie întreagă de erori. Ceea ce s-aobţinut este extrem de concludent, lunile august, septembrieşi octombrie avândvalori extrem de scăzute (sub 40), pentru toate cele 4 staţii meteorologiceanalizate (Tab.III.10.). Chiar mai mult, se observă o creştere a acestui intervaldin luna iulie până în luna octombrie la staţia meteorologică Bârlad,şi din lunamai până în luna octombrie la staţia meteorologică Tecuci.

Tab. III.10. Valorile “factorului de ploaie Lang” pentru staţiile meteorologice din bazinul hidrografic Bârlad

STAŢIA/LUNA III IV V VI VII VIII IX X XI ANNegreşti 121,4 64,3 48,4 53,9 50,0 34,4 37,5 36,1 101,0 58,7Vaslui 123,4 59,6 45,2 57,8 48,1 34,5 42,1 38,4 105,9 56,3Bârlad 104,1 59,5 45,5 55,5 39,3 34,6 31,9 35,0 86,5 53,7Tecuci 102,5 63,8 38,9 38,5 37,8 34,5 39,2 37,2 102,1 46,8

Aceleaşi diferenţieri spaţiale sunt puse în evidenţă şi prin analizaindicelui anual de ariditate „de Martonne” calculat pe baza formulei:

Ia=P/(T+10)

unde: Ia este indicele annual de ariditate “de Martonne”; P şi T reprezintă precipitaţiile, respectiv temperatura medie anuală.

Pentru staţiile din bazinul Bârladului, valorile oscilează între 24,6 laTecucişi 27,0 la Vaslui. Valorile cresc de la sud spre nord, corespunzător zonăriilatitudinale fiind caracteristice unui climat ce variază de la stepă la silvostepă

160




până spre zona forestier ă din Colinele înalte ale Tutoveişi Podişul CentralMoldovenesc. Se poate observa totodată, rolul evident pe care îl are relieful maiînalt din partea nordică a Podişului Central Moldovenesc (partea nordică a bazinului Bârladului) în diminuarea intensităţii fenomenelor de secetă (Fig.III.16.).

Valorile lunare ale acestui indice au fost calculate pe baza formulei:

Ialunar = 12p/(T+10)

unde: Ialunar este indicele lunar de ariditate “de Martonne”; P şi T reprezintă precipitaţiile, respectiv temperatura medie lunar ă.

Valorile obţinute sunt redate în tabelul de mai jos (Tab.III.11.) pentrufiecare staţie meteorologică în parte. Se observă, ca şi în cazul indicilor anterioranalizaţi, valorile extrem de reduse pentru lunile septembrie, dar mai ales pentruluna octombrie (sub 20).

Tab.III.11. Variaţia medie lunar ă şi anuală a indicelui de ariditate “de Martonne” pentru principalele staţii meteorologice din bazinul Bârladuluişi din zona limitrof ă

Staţia/Luna I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII MEDIaşi 42,8 32,8 23,8 28.7 26,3 35,4 31,2 21,7 22,2 17,7 25,6 33,3 27,8

Podu Iloaiei 42.9 33.7 23.8 29.8 26.3 36.0 32.4 22.2 20.9 17.4 25.7 33.1 27,7

Roman 39.1 29.5 19.8 26.9 30.8 32.8 28.8 25.5 22.7 17.6 26.4 33.3 27,2Bacau 40,4 35,8 26,4 31,6 34,4 33,8 31,3 24,0 23,1 18,5 26,5 38,6 29,3

Negresti 37,9 32,9 25,3 23,4 24,1 35,4 29,4 22,4 21,6 19,0 26,5 37,6 26,6Vaslui 42,1 36,9 24,0 25,3 28,4 32,9 29,0 22,4 21,7 18,4 27,4 32,8 27,0Barlad 42,6 36,1 25,1 25,3 26,9 33,1 25,3 20,3 20,5 19,2 28,3 41,8 26,4Adjud 41,3 35,8 24,6 27,1 33,4 31,7 26,7 23,8 22,4 18,2 29,3 36,9 27,7Tecuci 40,0 34,4 20,8 24,8 25,8 26,9 22,9 19,2 18,7 18,9 26,4 41,7 24,6Galati 43,5 35,7 19,5 23,1 22,9 26,2 17,7 15,3 15,5 18 28,3 40,1 22,5

Un rol important în analiza fenomenelor de secetă îl auşi reprezentărilegrafice de tipul climogramelor Walter-Lieth (Fig.III.27.). Utilizarea acestor

reprezentări grafice pune în evidenţă generalizarea fenomenelor de uscăciuneşisecetă pe întreaga suprafaţă a bazinului. Pe baza acestor climograme, plecând dela valorile medii lunare multianuale, s-a observat că perioada cuprinsă întresfâr şitul lunii augustşi începutul lunii septembrie se caracterizează prin prezenţafenomenului de secetă, mai mult sau mai puţin accentuată în funcţie de condiţiilefizico-geografice locale.

Pentru că analiza climogramelor la nivelul mediilor multianuale detemperatur ă şi precipitaţii atmosferice scoate în evidenţă numai prezenţa sauabsenţa perioadelor secetoaseşi de uscăciune, s-au analizat climogramele de tipWalter-Lieth la nivelul fiecărui an, evaluându-se astfel cantitativ, numărul şifrecvenţa perioadelor de secetă şi uscăciune (Tab.III.12. şi Tab.III.13.).Perioadele de secetă şi uscăciune cele mai numeroase au fost evidenţiate pentru

161




staţia meteorologică Tecuci (87 perioade secetoase, respectiv 145 perioade deuscăciune), iar perioadele cele mai puţine au fost evidenţiate pentru staţiameteorologică Negreşti (69 perioade secetoase, respectiv 124 perioade deuscăciune). Diferenţierea spaţială a numărului de perioade de secetă şi deuscăciune în cadrul bazinului se poate pune pe baza diferenţierilor locale îndistribuţia precipitaţiilor atmosferice, care uneori sufer ă o serie de “anomaliilocale” în funcţie de potenţarea orografică locală, favorizată fie de energia marede relief, fie de orientarea versanţilor.

Fig.III.27. Harta distribuţiei indicelui de ariditate de Martonne în PodişulMoldovei (Stâng ă , Minea, 2004)

162




Din punct de vedere meteorologic, perioadele secetoase au o durată decirca 14 zile în partea de nord a bazinuluişi de 16 zile în partea de sud.Abaterile faţă de medie pot fi însă uneori foarte însemnate aşa cum s-a întâmplatîn unii ani. Exemplul cel mai citat, în literature de specialitate, este cel din anii1945–1946 care reprezintă cea mai secetoasă perioadă, nu numai la nivelulPodişului Moldovei sau a bazinului Bârladului, ci la nivelul întregiiţări. Un altexemplu poate fi datşi în cazul secetei din vara anului 2000şi cea din varaanului 2007, cât periodele secetoase au depăşit 20 de zile,şi chiar 25 de zile pentru anumite staţii meteorologice.

Tab.III.12. Numărul perioadelor de secetă, determinate cu ajutorul climogramelorde tip Walter-Lieth, la staţiile meteorologice din bazinul hidrografic Bârlad

Staţia/Luna Perioada deobservaţii

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII TOTAL

Negreşti 1963-2004 0 1 4 4 6 3 5 12 15 16 2 1 69Vaslui 1961-2004 0 1 4 4 5 4 6 14 15 18 2 1 74Bârlad 1961-2004 0 1 4 4 5 4 6 16 17 19 2 1 79Tecuci 1961-2004 0 1 6 3 7 3 5 21 19 20 2 0 87

Tab.III.13. Numărul perioadelor de uscăciune, determinate cu ajutorulclimogramelor de tip Walter-Lieth, la staţiile meteorologice din bazinul hidrografic

Bârlad

Staţia/Luna Perioada deobservaţii I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII TOTALNegreşti 1963-2004 0 3 8 9 13 10 14 21 20 19 6 1 124Vaslui 1961-2004 0 3 8 9 14 11 15 21 21 21 7 1 131Bârlad 1961-2004 0 3 8 9 14 13 15 21 22 22 7 1 135Tecuci 1961-2004 0 3 8 10 15 15 16 23 24 23 7 1 145

În concluzie, analiza fenomenelor de secetă cu ajutorul unor indicatorisintetici de tipul factorului de ploaie Lang sau indicele de ariditate Martonne, oriutilizarea unor produse cartografice de tipul climogramelor Walter-Lieth (Fig.III.28.) sau hăr ţii distribuţiei inidcelui de ariditate de Martonne, relevă prezenţa

aproape anuală a acestor fenomene în bazinul Bârladului, cu unele difenţierispaţiale în funcţie de poziţia latitudinală şi influenţa locală sau regională acirculaţiei maselor de aer.

Pe baza temperaturilorşi precipitaţiilor medii lunareşi anuale au fostderivate valorile medii aleindicelui de ariditate de Martonne (Fig.III.29., Fig.III.30., Fig.III.31., Fig.III.32.) Pe ansamblul bazinului, media multianuală aindicelui de ariditate este de 28,4, cea mai mare parte a regiunii prezentândvalori cuprinse în intervalul 24-32, corespunzător unui climat subumed, de

silvostepă. Doar extremitatea sudică a regiunii prezintă valori ale indicelui deariditate mai mici de 24, indicând un climat uscat, de stepă. Valorile de peste 32,corespunzătoare unui climat mai umed, specific zonelor forestiere, sunt prezente

163




pe areale restrânse, insulare, în extremitatea nordică şi vestică a regiunii(Tab.III.14., Fig.III.33.).

Fig.III.28. Climograme de tip Walter-Lieth, caracteristice unor anideficitari pluviometric în bazinul hidrografic Bârlad

Distribuţia spaţială a valorilor medii lunare ale indicelui de ariditate afost reprezentată cartografic într-un interval comun (15-76), corespunzătorvalorilor medii lunare extreme, pentru o vizualizare mai sugestivă a evoluţiei

anuale. Remarcăm faptul că lunile de iarnă se caracterizează prin valori maimari de 32, indicând lipsa condiţiilor de ariditate. În luna martie,corespunzătoare unui minim pluviometric secundar, ariditatea creşte,extreminatea sudică a bazinului prezentând condiţii pluvio-termice specificeunui climat arid, de stepă. Creşterea precipitaţiilor de la sfâr şitul primăverii şiinceputul verii determină scăderea corespunzătoare a valorilor indicelui deariditate, astfel încât în luna iunie, cca. trei sferturi din suprafaţa regiuniicorespunde climatului umed, specific zonelor forestiere, media indicelui deariditate pe ansamblul bazinului fiind de 34,4. În luna iulie, caracterul umed serestrânge pe rama nordică şi vestică a regiunii, corespunzătoare zonelor mai

164




înalte, iar condiţiile de stepă avansează din partea sudică, urmând ca în lunaaugust, acestea să acapareze mai bine de 80% din suprafaţa bazinului. Condiţiilede ariditate caracterizează lunile de toamnă, cu deosebire lunile septembrieşioctombrie, când valorile indicelui de ariditate specifice climatului de stepă (<24)cuprind întreaga regiune de studiu, ariditatea cea mai pronunţată fiindcaracteristică lunii octombrie, când valoarea medie a indicelui de aridiate scadela 16,7. În luna noiembrie, valorile indicelui de ariditate cresc la nivelulclimatului de silvostepă, pentru ca în decembrie acestea să indice prezenţa unuiclimat umed pe întreaga suprafaţă a regiunii.

Fluctuaţiile spaţiale cele mai importante ale caracterului umed/arid, judecate prin prisma deviaţiei standard, sunt specifice lunilor de iarnă, când

valorile medii lunare ale indicelui de ariditate difer ă de valorile medii peansamblul regiunii cu cca. ±3,1-6,1, în timp ce caracterul arid este relativgeneralizat în lunile de toamnă, când mediile lunare ale indicelui de ariditatedifer ă faţă de mediile pe ansamblul regiunii cu cca. 0,8-1,5.

Tab.III.14. Statistici descriptive privind distribuţia spaţială a valorilor medii lunareşianuale ale indicelui de ariditate de Martonne în bazinul Bârladului

Luna Media Minima Maxima Deviaţia standard

Ianuarie 53,9 40,7 76,3 6,1Februarie 44,6 34,8 61,3 4,7Martie 26,4 21,9 34,6 2,3Aprilie 29,1 22,4 36,9 2,7Mai 30,1 25,1 38,0 2,4Iunie 34,4 27,7 42,0 2,9Iulie 28,3 20,6 35,7 3,1August 22,3 18,3 27,7 1,9Septembrie 21,7 18,6 25,1 1,1

Octombrie 16,7 15,3 20,2 0,8Noiembrie 28,7 25,4 33,9 1,5Decembrie 39,3 33,4 50,9 3,1

An 28,4 23,2 35,6 2,2

165




Fig.III.29. Distribuţia spaţială a valorilor medii anuale ale indicelui de ariditate de

Martonne

166




Ianuarie Februarie

Martie Aprilie

Fig.III.30. Distribuţia spaţială a valorilor medii lunare ale indicelui de ariditate deMartonne în intervalul ianuarie-aprilie

167




Mai Iunie

Iulie August

Fig.III.31. Distribuţia spaţială a valorilor medii lunare ale indicelui de ariditate deMartonne în intervalul mai-august

168




Septembrie Octombrie

Noiembrie Decembrie

Fig.III.32. Distribuţia spaţială a valorilor medii lunare ale indicelui de ariditate deMartonne în intervalul septembrie-decembrie

169




0

10

20

30

40

50

60

70

I a n u a r i e

F e b r u a r i e

M a r t i e

A p r i l i e

M a i

I u n i e

I u l i e

A u g u s t

S e p t e m b r i e

O c t o m b r i e

N o i e m b r i e

D e c e m b r i e

media

-1 dev.std.

+1 dev.std.

Fig.III.33. Regimul mediu anual al aridităţii climatului confrom indicelui de ariditate deMartonne pe ansamblul bazinului Bârlad

Iulie August

170




Septembrie OctombrieFig.III.34. Dinamica zonei cu uscăciune în intervalul iulie-octombrie

Tab.III.15. Extinderea zonelor cu uscăciune în intervalul iulie-octombrieLuna Suprafaţa (km2) % din suprafaţa totală Iulie 940 12,8August 5699 77,5Septembrie 4308 58,6Octombrie 6187 84,2

Condiţiile medii de ariditate au fost analizateşi prin prisma criteriuluiWalter-Lieth. Rezultatele demonstrează o legătur ă foarte strânsă cu cele obţinute prin analiza indicilor de aridiate de Martonne. Climogramele Walter-Liethsepar ă caracterul umed al climatului de cel uscat prin valorile temperaturilormedii lunare mai mari decât o treime din valoarea precipitaţiilor medii lunare,şide cel secetos prin prezenţa unor valori ale temperaturilor medii lunare mai maridecât jumătate din valoarea precipitaţiilor medii lunare.

Prin aplicarea acestor criterii la nivelul regiunii studiate se constată lipsa perioadelor secetoase la nivel mediu multianual, acestea fiind, desigur, prezenteîn ani particulari. Perioadele de uscăciune caracterizează însă climatul mediu alregiunii. Acestea îşi fac apariţia în perioada iulie-octombrie, propagându-sedinspre sud spre nord, înglobând progresiv suprafaţa bazinului.

171




Astfel, dacă în luna iulie zona de uscăciune cuprinde doar 13% dinsuprafaţa regiunii, în august aceasta ajunge să înglobeze mai bine de trei sferturidin suprafaţă. În septembrie, zona de uscăciune se restrânge, pentru a se dezvoltala maxim în octombrie, când suprafaţa ocupată ajunge la cca 84% (Tab.III.15,Fig.III.34.).

III.9. Secetaşi ploile din varaşi toamna anului 2007 - factori determinanţi(Lucian Sfâcă, Eugen Rusu)

În anul 2007 au fost înregistrate în regiunea de NE a României, fenomenemeteorologice contrastante, pe fondul de vulnerabilitate a regiunilor de la estşi

sud de Carpaţi la riscuri climatice majore. Rolul de baraj orografic al Carpaţiloreste relevat de frecvenţa si intensitatea diferită a unor fenomene meteorologicede risc, produse de o parteşi de alta a munţilor.

Aşa, de exemplu, calculul frecvenţei r ăcirilor masive din ultimul secol, înraport cu influenţele climatice exterioareşi rolul de baraj orografic, indică faptulcă aproape jumătate din cazuri (53 din totalul de 112, respectiv 47.3 %) s-au produs în regiunile din sudul, estulşi sud-estul României, supuse influenţelorcontinentale directe ale aerului polar sau arctic, ajuns aici, mai ales pe traiectorimeridionale sau ultrapolare, limitate de barajul carpatic; în regiunile cu influenţeoceanice din vestul, nord-vestulşi centrul României, ponderea acestora estesimţitor redusă, la aproape un sfert (32 de cazuri, respectiv 28,6 %), diferenţa de24,1 % revenind regiunilor montane, în special depresionare (Bogdan, 1998).

Tot astfel, încălzirile masive din ultimul secol (în timpul căroratemperatura maximă absolută a fost de peste 40°C) au avut frecvenţa cea maimare (peste 2/3, respectiv 49 cazuri din numărul total de 71, ceea ce reprezintă 69,0 %) în aceleaşi regiuni supuse influenţelor continental-excesive din sudul,estulşi sud-estulţării şi mai puţin de 1/3 (12 cazuri, respectiv 17 %) în regiuniledin vestul, nord-vestulşi centrul României; diferenţa de 10 cazuri (14 %) revineregiunilor montane, în special culoarelor de vale, care facilitează pătrundereaaerului cald tropical ( Bogdan, 1998).

Şi în cazul producerii secetelor s-au constatat aceleaşi diferenţieri întreregiunile intraşi extra carpatice. Luând ca bază de comparaţie seceta din 1946,în regiunile din estulşi sud-estul României, au căzut mai puţin de 50% din precipitaţiile medii anuale, în timp ce în Banat precipitaţiile au totalizat peste80% din totalul anual. Aceleaşi asimetrii s-au constatatşi în cazul secetelor din

anul 2000şi a celei din 2007.Conform unor accepţiuni stabilite pe baza unor concepte aproapeneschimbate de o jumătate de secol, regiunile de la sudşi est ale României sunt

172




mai expuse unor riscuri climatice majore datorită influenţelor continentaleexcesive. Această afirmaţie se verifică doar par ţial şi doar pentru anumite tipuride risc climatic. Astfel, invaziile de aer rece au o dublă origine, fiind transportatefie pe fondul extinderii anticiclonului asiatic spre vest pe timp de iarnă, fie deanticiclonii polari mobili, responsabili de transportul de aer rece în toateanotimpurile. Uneori, extinderea anticiclonului asiatic spre vest este barată deCarpaţi, iar diferenţele termice dintre ariile intraşi extramontane suntsemnificative, înregistrând chiar un ecart de 10ºC. În acest caz se poate vorbi deinfluenţele continentale excesive dinspre est.Şi anticiclonii polari mobili se,,preling” prin estul lanţului montan spre sud, dar în acest caz influenţele reci vindin nordşi nu au nici o legatur ă cu caracterul continental din est.

Invaziile de aer fierbinte, de origine tropicală, sunt datorate expansiuniianticiclonului saharian spre nord, f ăr ă legătur ă cu excesivitatea din est. Există însă şi situaţii când, prin difuzia aerului încălzit în estul continentului, regiuniledin afara Carpaţilor cunosc valuri de încălzire de origine est-europeană.

Nici producerea unor precipitaţii cu intensitate şi grad ridicat detorenţialitate din regiunile esticeşi sudice nu are origini exclusive în influenţelecontinentale (convecţii termodinamice), deoarece uneori sunt provocate deciclogeneza retrogradă de origine mediteraneană.

Trei fenomene meteorologice extreme dar contrastante au afectat regiuniledin estul României în anul 2007. O secetă f ăr ă precedent s-a instalat în primeleopt luni ale anului, creând un deficit de apă în sol care a compromis, în cea maimare parte, producţia agricolă din estulţării. Lunile iunie, iulieşi august au fostmarcate de o caniculă împinsă aproape de limita suportabilităţii prin valoriletermice şi prin persistenţă. Iar, pentru completarea contrastului, precipitaţiivirulente au lovit sudul Moldovei la începutul lunii septembrie, provocândinundaţii şi aluvionări masive.

Faţă de alte fenomene similare, canicula din 2007 a avut cea mai marederulare în timp, ocupând, cu mici intreruperi, aproape întreaga var ă. Din ultimadecadă a lunii mai si până la începutul lunii septembrie, temperaturile de peste30ºC au devenit aproape obişnuite, pe alocuri depăşind 40ºC. Putem distingeexistenţa a trei intervale de încălzire masivă: 20 mai şi 28 iunie (valoareamaximă a atins 36ºC pe 24.V); în acelaşi interval s-au înregistrat 36,8C laCraiova, 41,1C la Băileşti, 41,3C la Calafat, 41,6C la Turnu Măgureleşi 41,9Cla Giurgiu; 15 – 30 iulie (valoarea maximă a atins 40ºC pe 20.VII); 10–28 august(valoarea maximă a atins 38ºC pe 24.VIII).

Remarcăm faptul că toată vara s-a remarcat printr-o constanţă deosebită aabaterilor termice pozitive de temperatur ă, în intervalul 1 iunie-1 septembrieînregistrându-se doar 16 zile cu abateri negative de temperatur ă.

173




Canicula din 2007 a fost pusă şi pe seama deplasării spre centrulAtlanticului a Anticiclonului Azorelor, care a lăsat câmp liber pătrunderii unor perturbaţii nord-atlantice spre sud pe latura vestică a Europei. Acest fenomen aîmpins aerul rece spre sud, în regiunile din vestul continentuluişi a generat unfenomen de refulare a aerului fierbinte, de origine sahariană spre nord. A fost omişcare compensatorie, proprie mecanicii fluidelorşi care a generat fenomenemeteorologice contradictorii. În timp ce în vestul Europei se inregistrau ploiabundente, care au generat inundaţii masive în Marea Britanie, sudulşi centrulEuropei a fost cuprins de valuri succesive de caniculă cu temperaturi ce au ajunsla 46ºC în Greciaşi Macedoniaşi la 44,2ºC la Caracal, în România.

Cercetările asupra condiţiilor de formare a perioadelor caniculare din

2003, din 2006şi din 2007 au ar ătat că toate aceste perioade fierbinţi au fost precedate de ierni uscateşi mai calde decât media multianuală. La nivelulEuropei de sud, ciclogeneza mediteraneană nu a mai funcţionat la parametriinormali şi precipitaţiile de iarnă au fost mult reduse cantitativ.Şi în spaţiultemperat al Europei precipitaţiile au fost mult sub media multianuală de iarnă.Masele de aer dinspre sud au fost caldeşi uscateşi au contribuit la accentuareadeficitului de apă din sol.

Canicula din 2007 s-a derulat pe fondul unui an extrem de secetos pentruestul României, în primele sale 8 luni. Totalul pluviometric indică totuşi un annormal, însă valoarea medie a precipitaţiilor nu are relevanţă datorită repartiţieideficitare în timp.

În România, hazardurileşi riscurile climatice pot aveaşi alte caracteristici.Astfel, sunt posibile, relativ frecvent, producerea succesivă a două anomalii desens contrar, ale aceluiaşi tip de risc (termic sau pluviometric). Aşa, de exemplu,un val de căldur ă excepţional este succedat la scurt timp de un val de frigexcepţional, sau invers, încât o anomalie termică extremă pozitivă este înlocuită cu o altă anomalie termică negativă.

Un caz destul de recent îl reprezintă valul de căldur ă, care s-a produs în prima decadă a lunii ianuarie 2005, ceea ce a determinat o maximă termică de+22.2°C/8.I.2005 la Oraviţa în sud-vestul României, care apoi a fost succedat, lascurt timp, de valul de frig din a doua decadă a lunii februarie din acelaşi an,când în Depresiunea Întorsurii din Carpaţii de Curbur ă s-a înregistrat tempera-tura minimă de -36.2°C în aerşi temperatura minimă pe sol de -38.0°C, pentru prima dată aici devenind minima absolută pentru staţia Întorsura Buzăului.

O situaţie asemănătoare se remarcă şi în cazul hazardurilorşi riscurilor

pluviale. Astfel, după o perioadă de secetă (cu anomalii pluviale negative), este posibilă o perioadă rece cu exces de precipitaţii (cu anomalii pozitive) sauinvers. Nu întâmplător Berbecel (1970) spunea:Seceta se na şte din ploaie. Un

174




exemplu concludent îl reprezintă anul 2002 în care, după caniculaşi absenţa precipitaţiilor din prima jumătate a anului, cu vârful în iunie, când s-a înregistratmaxima termică de 43.0°C (cu numai 1.5°C mai mică decât recordul termicabsolut alţării de +44.5°C prezentat mai sus), iar seceta a compromis, în cea maimare parte, culturile agricole (în general păioase), a urmat partea a doua a anuluicaracterizată printr-un regim pluviometric excedentar, însoţit de averse de ploaie,vijelii, grindină şi chiar tornade.

Fig.III.35. Efecte ale secetei din 2007 asupra secării lacurilor de acumulare

Acelaşi fenomen a fost semnalat la începutul lunii septembrie 2007 în partea sudică a Moldovei, unde canicula a fost întreruptă printr-o perioadă extrem de instabilă generată de o depresiune mediteraneană ce s-a alimentat cuaer cald dinspre Marea Neagr ă, aceasta fiind întreţinută de un curent jet cetraversa regiunile extracarpatice de la SSV-NNE peste sectorul cald aldepresiunii. În aceste condiţii s-au înregistrat precipitaţii care au totalizat valoride de peste 200mm/24h (Gohor – 222,6 l/mp, Tecuci – 105 l/mp). Pe lângă aceste valori impresionante în 24 h se remarcă intensitatea deosebită a

precipitaţiilor pe anumite intervale orare din ziua respectivă. Astfel, la Nicoreştiîn intervalul orar 12:15-12:45 au căzut 56 l/mp ceea ce înseamnă o intensitatemedie de 1,88 mm/min, fiind depăşită de 4-5 ori pragul de torenţialitate conformcriteriului Hellmann. De asemenea, la Galbeni (jud. Vrancea) s-au înregistrat92,2 l/mp în intervalul 11:30-12:30 (intensitate de 1,53 mm/min), la Gohor (judGalaţi) – 97 l/mp în intervalul 11:45-14:00(intensitate de 0.71 mm/min) sau laAdjudu Vechi (jud. Vrancea) – 92.6 l/mp în intervalul 8:20-11:10 (intensitate0.54 mm/min).

Regimul anual al precipitaţiilor a suferit unele perturbaţii în ultimile două decenii, maximul obişnuit din lunile mai – iunie deplasându-se spre iulieşi chiaraugust. Mecanismul interacţiunii dintre Anticiclonul Azorelorşi Depresiunea

175




Islandeză, generator al vânturilor de vest, nu a mai funcţionat corect la începutulverii, datorită mobilităţii şi pendulării latitudinale a Anticiclonului Azorelor. Esteo arie de mare presiune deosebit de mobilă şi de instabilă, cu o mare variabilitatespaţială şi temporală de manifestare.Conform aprecierii multor specialişti climatologi, evoluţiile contradictoriiale regimului elementelor climatice din ultimile 3 – 4 decenii, la nivel europeanşi mondial, indică f ăr ă îndoială parcurgerea unei etape de turnur ă climatică,demonstrată de acutizarea fenomenelor meteorologice, mai ales prinrecrudescenţa frecvenţei, intensităţii şi duratei unor manifestări de risc climatic.

Fig.III.36 Sistemul multiconvectiv ce a determinat precipitaţiile din5 septembrie 2007-prelucrare imagine Terra Modis

176




Fig.III.37 Situaţia sinoptică la suprafaţa solului în data de 5 septembrie 2007

În concluzie, seceta din 2007 a fost cauzată de o situaţie de blocaj baricla nivel continental, blocaj determinat de instalarea peste sudulşi sud-estulcontinentului a unor formaţiuni barice anticiclonale persistente. Acest blocaj ainhibat apariţia formaţiunilor barice mediteraneeneşi a determinat împingereacirculaţiei vestice spre nord, astfel încât partea nordică a Moldovei a fost ferită de secetă. Din analiza imaginii se mai poate observa că regiunea cea mai afectată de secetă este tocmai cea a Podişului Bârladului,şi mai ales Culoarul Bârladului.

177




178




Capitolul IV: Riscuri hidrologice

IV. 1. Evaluarea resurselor de apă din bazinul hidrografic Bârlad(Emilian Veniamin Panaitescu, Constantin Rusu, Ionuţ Minea)

Cu toate că apar ţine din punct de vedere hidrologic bazinului hidrografic alrâului Siret, bazinul Bârladului (Fig.IV.1.) este monitorizatşi manageriat decătre Direc ţ ia Apelor Prut-Iasi (componentă a Administra ţ iei Na ţ ionale „Apele Române”) din considerente administrative.

Fig.IV.1. Harta bazinului hidrografic Bârlad cu reprezentarea reţelei hidrografice

Activitatea de monitorizare hidrometrică care a avut loc în bazinul derecepţie Bârlad este caracterizată prin două perioade distincte. Prima perioadă

179




până în 1952, când existau doar 3 staţii hidrometriceşi a doua după 1952 cânds-a trecut la organizarea bazinuluişi realizarea unei reţele de staţii şi posturihidrometrice, atât pe cursul principal, câtşi pe afluenţii importanţi (Crasna,Vaslui, Tutova, Zeletin, Berheci). Cele 3 staţii hidrometrice cu o importantă perioadă de funcţionare (peste 50 ani) erau toate situate pe râul Bârlad.

În prezent activitatea de monitorizare a bazinului se bazează pe un program de observaţii şi măsur ători hidrologice la un număr de 35 de staţiihidrometrice (Tab.IV.1.) unde se efectuează măsur ători asupra nivelurilorşidebitelor de scurgere ale apei pe râul Bârladşi pe afluenţii acestuia, un număr de17 staţii hidrometrice unde se realizează şi măsur ători asupra debitelor solideşi13 staţii hidrometrice amplasate în zona lacurilor de acumulare din acest bazin.

Fluxul de informaţii provenite de la majoritatea staţiilor este permanent,zilnic efectuându-se transmisii: la ore standard (6şi 18), în situaţii normale, sau,în situaţii excepţionale, ori de câte ori este nevoie.

Tab.IV.1. Statiile hidrometrice din bazinul Bârladului (după D.A.Prut-Iaşi)Bazin de recepţieNr.

crtRâul Statia

hidrometrică

D i s t a n ţ a

d e

l a

c o n f l u e n ţ

ă

Supr.(km2)

Alt.(m)

A l t . p

l a n u

l u i

" 0 " g r a f i c

( m )

P o z . m

i r e i f a t a

d e p

l a n u

l " 0 "

a l g r a f i c u l u i

D a t a

i n f i i n t a r i i

1 Barlad Baceşti 229 138 292 141.80 +100 8.V.19482 Barlad Negresti 209 817 252 111.03 +100 1.X.19533 Barlad Vaslui 176 1550 236 90.30 +200 1.IX.19734 Barlad Barlad 103 4017 226 58.48 +200 3.VII.19235 Barlad Tecuci 39.6 6778 220 29.53 +100 11.VIII.19216 Birlad

Br. RatesTecuci 30.3 7000 218 29.50 0 1.I.1980

7 Sacovat Tibana 20.0 130 247 159.34 +100 16.II.19868 Sacovat Tungujei 16.0 215 250 145.80 +100 26.III.19879 Stavnic Frenciugi 14.0 164 256 132.25 +100 1.I.198110 Stavnic Cazanesti 11.5 186 252 121.69 +200 1.I.198111 Rebricea Ratesu Cuzei 4.0 135 228 111.64 0 1.I.1992

12 Racova Oprisita 11.0 246 262 116.54 +100 1.VII.199913 Racova Puscasi 6.0 313 257 99.92 +100 1.I.197814 Vaslui Satu Nou 55.5 105 270 154.80 +100 1.IX.196115 Vaslui Codaesti 43.3 362 252 123.15 +100 1.I.197716 Vaslui Solesti 35.0 429 245 109.23 +100 1.I.198517 Dobrovat Codaesti 1.0 184 248 125.26 +100 1.I.198618 Crasna Vinetesti 15.4 298 227 99.42 +100 14.I.196119 Crasna Manjesti 7.0 401 216 95.00 0 1.I.198120 Lohan Curteni 10.0 75.0 243 121.47 0 1.VIII.196621 Simila Bacani 8.0 246 252 79.60 +100 1.I.197822 Simila Barlad 2.5 265 250 65.44 +100 1.I.197823 Tutova Plopana 76.5 20.0 220 219.50 0 1.I.1975

24 Tutova Radeni 65.0 172 281 150.56 0 1.XI.195925 Tutova Puiesti 40.0 290 258 111.24 +100 1.I.199026 Tutova Ciocani 19.8 593 255 87.60 0 1.I.198627 Lipova Lipova 16.7 33.0 286 225.32 0 1.I.1975

180




28 Pereschiv Fichitesti I 15.0 73.0 230 94.72 +100 16.VI.197829 Pereschiv Fichitesti II 11.0 159 226 78.63 +100 4.IV.197930 Berheci Bosia 56.0 234 296 145.94 +100 29.X.195931 Berheci Feldioara 26.3 495 261 79.61 +100 6.III.195432 Zeletin Galbeni 7.0 402 268 80.08 0 10.VII.195833 Tecucel Tecuci 2.0 110 179 38.87 +100 23.VIII.196034 Geru Cudalbi 25.8 120 152 61.68 +100 1.I.197835 Suhu Pechea 8.6 312 158 34.53 +100 1.I.1961

Pe lângă măsur ătorile de niveluri, debite lichideşi solide, 34 de staţiihidrometriceşi 12 staţii hidrometrice, amplasate în zona lacurilor de acumulare,efectuează şi măsur ători cu privire la chimismulşi calitatea apei. Toate acestestaţii au şi un rol de avertizare important în cazul producerii unor fenomenehidrologice extreme (viituri, inundaţii etc) darşi în cazul producerii unor poluăriaccidentale.

Tab.IV.2. Debite multianualeşi debite specifice în bazinul hidrografic Bârlad(după D.A.Prut-Iaşi)

Nr.ctr.

Cursulde apă

Staţiahidrometrică

F (km2) Q medmultianualmăsurat(m3/s)

Q med.multianualreconstituit

(m3/s)

q(l/s/km2)

Perioada(ani)

1 Bârlad Băceşti 138 0,34 - 2,4 1950-20062 Bârlad Negreşti 817 1,54 1,56 1,9 1950-20063 Bârlad Vaslui 1550 2,77 2,85 1,8 1950-20064 Bârlad Bârlad 4017 6,04 6,35 1,6 1950-20065 Bârlad Tecuci 6778 8,39 10,2 1,5 1950-20066 Sacovăţ Ţibana 130 0,347 - 2,6 1987-20067 Sacovăţ Tungujei 215 0,520 0,555 2,6 1950-20068 Stavnic Frenciungi 164 0,375 - 2,3 1950-20069 Stavnic Căzăneşti 186 0,419 0,439 2,4 1950-200610 Rebricea Rateşu-Cuzei 135 0,241 - 1,8 1986-200611 Racova Oprişiţa 246 0,299 0,308 1,2 1950-200612 Racova Puşcaşi 313 0,393 0,460 1,5 1950-200613 Vaslui Satu Nou 105 0,285 - 2,7 1950-200614 Vaslui Codăeşti 362 0,272 0,860 2,4 1950-200615 Vaslui Soleşti 429 0,257 0,883 2,1 1985-200616 Dobrovăţ Codăeşti 184 0,445 0,461 2,5 1950-200617 Crasna Vineţeşti 298 0,354 - 1,2 1950-200618 Crasna Mânjeşti 401 0,420 0,443 1,1 1950-200619 Lohan Curteni 75 0,083 - 1,1 1950-200620 Simila Băcani 246 0,288 - 1,2 1950-200621 Simila Bârlad 265 0,169 0,329 1,2 1978-200622 Tutova R ădeni 172 0,276 - 1,6 1950-200623 Tutova Puieşti 290 0,428 0,445 1,5 1950-200624 Tutova Ciocani 569 0,450 0,621 1,1 1986-200625 Berheci Bosia 234 0,426 0,426 1,8 1950-200626 Berheci Feldioara 495 0,867 0,867 1,7 1950-200627 Zeletin Galbeni 402 0,639 - 1,7 1950-2006

28 Tecucel Tecuci 110 0,147 - 1,3 1978-2006

181




Scurgerea anuală a râurilor este asigurată în propor ţie de 70-90% din precipitaţii, repartizate neuniform latitudinalşi longitudinal. Astfel, procentul de participare a ză pezilor la realizarea scurgerii creşte de la nord spre sud undeajunge la 45-50% din totalul acestui tip de alimentare. De asemenea, în contextugeneral, aportul precipitaţiilor la formarea scurgerii scade cu creşterea altitudinii,f ăcând loc alimentării subterane.

Sursele subterane contribuie mult mai puţin la constituirea scurgerii desuprafaţă (între 10şi 30%). Participarea acestor surse este condiţionată de maimulţi factori locali printre care amintim: caracteristicile morfologiceşimorfometrice, constituţia litologică, valoarea coeficientului de filtraţie adepozitelor din substratşi, nu în ultimul rând, cantitateaşi tipul de precipitaţii. În

general, aportul apelor subterane în realizarea scurgerii de suprafaţă creşte de lasud spre nord. Acest aport este scăzut în zonele sărace în ape freatice dinColinele Tutoveişi Dealurile Fălciului. Interesant de urmărit este aportulsezonier diferenţiat, în zonele de luncă.

Tab.IV.3. Repartiţia anotimpuală a scurgerii medii anuale în bazinul BârladuluiScurgerea anotimpuală %Nr.

crt.Râul Postul

Iarnă Primăvară Vară Toamnă Volumul

anualmil m3

1 Sacovăţ Sofroneşti 13,5 50,3 27,6 8,6 19,85122 Bârlad Negreşti 15,4 46,4 26,6 11,6 44,53123 Vaslui Moara

Domnească 18,5 41,2 28,8 11,5 29,8558

4 Crasna Cordeni 20,2 42,0 24,3 13,5 12,56095 Bârlad Bârlad 18,0 46,4 23,6 12,0 167,14186 Tutova R ădeni 16,0 48,0 22,2 13,8 8,26877 Tutova Pogoneşti 22,3 41,7 21,2 14,8 30,64488 Berheci Feldioara 19,6 42,5 21,4 16,5 29,72959 Zeletin Galbeni 19,9 41,1 23,2 15,8 30,991910 Bârlad Tecuci 18,4 42,2 21,0 18,4 294,4864

Tab.IV. 4 Debite maximeşi frecvenţa acestora în bazinul hidrografic BârladNr.ctr.

Cursulde apă

Staţiahidrometrică

F(km2)

Dataproducerii

Q max(m3/s)

Frecvenţa(o dată lanr de) ani

K*

1 Bârlad Negreşti 817 19.06.1985 420 67 4,122 Bârlad Vaslui 1540 20.061985

13.071969410290

10031

5,36-

3 Bârlad Bârlad 3952 23.06.198515.07.1969

430380

3629

3,61

4 Sacovăţ Sofroneşti 299 19.06.1985 250 50 -

5 Vaslui Moara Domnească 497 20.08.1972 320 67 -6 Berheci Feldioara 519 11.10.1972 94 33 -7 Zeletin Galbeni 397 11.10.1972 122 29 -

* coeficientul k reprezintă raportul dintre debitul maxim multianualşi debitul maxim mediu

182




În perioadele secetoase, când scurgerea de suprafaţă atinge valori minime,se realizează o alimentare dinspre subteranul freatic spre râu; în perioadele descurgere maximă, alimentarea se face dinspre râu spre acviferul freatic, mai alesacolo unde coeficientul de înmagazinare o permite.Regimul hidrologic al râurilor se caracterizează prin valori minime înlunile de toamnă (între 8-18% din volumul total al scurgerii medii anuale)şiiarnă (între 13-22%)şi valori maxime în lunile de primăvar ă (între 41-50%).

Scurgerea maximă anuală (perioada apelor mari) se poate produce în oriceanotimp, dar cel mai frecvent se înregistrează la începutul primăverii, de multeori chiar la sfâr şitul iernii, când topirea ză pezilor este însoţită de precipitaţii bogate. În general, în perioada de scurgere maximă, se înregistrează două unde.

Prima se produce la sfâr şitul ierniişi începutul primăverii, fiind caracterizată printr-o alimentare dublă, atât din precipitaţii, câtşi din topirea ză pezii. Are locla altitudini mai joase pe cursul mijlociuşi inferior al râurilor. A doua undă sesuprapune peste perioada mai târzie de topire a ză pezilor, din cursul superior alrâurilorşi la altitudini mai mari.

Scurgerea minimă are loc în condiţiile diminuării sau lipsei îndelungate aalimentării superficiale, fie ca urmare a producerii secetelor. În aceste perioadecreşte procentual contribuţia alimentării subterane, cu excepţia secetelor prelungite care afectează inclusiv acviferul freatic. Acest tip de scurgere semanifestă atât în perioada secetoasă de la sfâr şitul veriişi din prima parte atoamnei, câtşi în perioada îngheţului din timpul iernii. Datorită condiţiilorclimatice, în bazinul hidrografic Bârlad, în special în Colinele Tutovei, seînregistrează cele mai scăzute valori ale scurgerii minime specifice din totPodişul Moldovei (0,01 l/s/km2 la Feldioara pe Berheci).

Având în vedere poziţia geografică şi contextul regional care definesc particularităţile climatului, darşi condiţiile locale de litologie, relief, înveliş biogeografic, în Podişul Bârladului s-au creat condiţii deosebit de favorabile proceselor erozionale. Rezultatul acestui proces se regăseşte, în mare parte, încadrul scurgerii solide care se realizează prin intermediul reţelei hidrografice, înmajoritatea cazurilor sub formă de suspensii. Cantitatea materialului aluvionartransportat de râu în suspensie, în unitatea de volum, formează turbiditatear ăurilor (g/m3).

Diaconu et.al. (1980) au elaborat pentruţara noastr ă o hartă a distribuţieispaţiale a turbidităţii pe râurile din România, identificând astfel patru mariraioane, în funcţie de altitudine. Podişul Bârladului se încadrează în zona a III-a,

cu valori ridicate ale turbidităţii cuprinse între 2000-4500 g/m3

, datorită degradării accentuate a terenurilor. Valori extreme se întâlnesc în ColineleTutovei (de exemplu râul Zeletin cu o medie de 18,8 kg/m3 în perioada 1968-

183




1972, cu un maxim de 24,2 kg/m3 în 1972) unde sunt întâlnite condiţiifavorizante.

Scurgerea solidă specifică se realizează în funcţie de scurgerea specifică lichidă şi turbiditatea. Valori ridicate se întâlnesc în partea vestică a ColinelorTutoveişi în partea sudică a bazinului, undeşi turbiditatea are valori ridicate. Înaceste regiuni scurgerea solidă specifică înregistrează valori cuprinse între 1şi 5t/ha/an. Valori ridicate ale scurgerii solide au drept consecinţă o mobilitate pronunţată a albiilor minore.

Regimul termic al apelor de suprafaţă reflectă în mare măsur ă regimultermic al aerului, urmărind îndeaproape variaţiile acestuia. Astfel, temperaturilemedii anuale au valori cuprinse între 8şi 12°C, scăzând odată cu creşterea

altitudinii şi a latitudinii. Bazinul hidrografic Bârlad este traversat dehidroizoterma de 11°C. Amplitudinile termice caracteristice apelor de suprafaţă au valori mult mai scăzute decât amplitudinile termice ale aerului.

Fig.IV.2. Evoluţia scurgerii solide (medii anuale, g/l) pe râul Bârlad la staţiahidrometrică Bârlad între 1969şi 2004

Regimul de îngheţ al râurilor din bazinul hidrografic Bârlad se manifestă sub toate formele sale specifice (ace de gheaţă, gheaţă la mal, pod de gheaţă,sloiuri etc.). În cele mai multe cazuri, fenomenele legate de îngheţ apar în a doua jumătate a lunii noiembrieşi dispar în primele 20 de zile ale lunii martie. În aniifoarte reci, aceste limite se extind, fenomenele în cauză durând în medie între 60şi 90 de zile.

Scurgerea chimică, ca element al regimului hidrologic, are în vederegradul de mineralizare, ionii dizolvaţi şi gradul de duritate al apei. Principalelecaracteristici hidrochimiceşi calitatea apei în bazinul hidrografic Bârlad sunt

184




determinate în cea mai mare parte de factorii naturalişi, doar secundarşi local,de factorii uman-geografici, având în vedere gradul scăzut de urbanizareşi practicile agricole curente (f ăr ă lucr ări semnificative de îmbunătăţiri funciare).

Factorii naturali care îşi pun amprenta asupra chimismului apelorsubteraneşi de suprafaţă sunt condiţiile climaticeşi litologice locale. Datorită faptului că în bazinul Bârladului se găseşte o gamă variată de forme de relief,compoziţia chimică a apei reflectă caracteristicile zonelor de origine pe cursurilesuperioareşi a zonelor de tranzit pe cursurile mediişi inferioare.

Bazinul hidrografic Bârlad are în substrat roci friabile (gresii, marne,argile, nisipuri, cu un conţinut ridicat de săruri moştenite din Marea Sarmatică)care determină apariţia în apele râurilor a unor cantităţi însemnate de săruri

solubileşi suspensii minerale. Valoarea mineralizării depinde în primul rând devaloarea scurgerii lichide. Bazinul hidrografic Bârlad, după clasificarea f ăcută deUjvari (1972) se înscrie în zona râurilor cu mineralizare ridicată, cu valoricuprinse între 500şi 1000 mg/l. Acest fapt este posibil datorită precipitaţiilorreduse, câtşi aportului apelor subterane freaticeşi de stratificaţii, care participă la alimentareaşi au un grad mai ridicat de mineralizare.

În funcţie de determinarea ionilor dizolvaţi, apa râurilor din bazinulhidrografic Bârlad se încadrează aproape în totalitate în clasa apelor bicarbonatate. Doar local s-au identificatşi ape ce apar ţin clasei sulfatateşiclorurate.

Duritatea apelor reprezintă valoarea concentraţiei de săruri de calciuşimagneziu, dependentă, evident, de gradul de mineralizare. Ape cu duritateridicată, cu valori peste 20 grade germane se întâlnesc în partea de sudşi ceacentrală a bazinului, undeşi gradul de mineralizare este ridicat.

În secţiunea Negreşti, mineralizarea totală are valori cuprinse între 350-800 mg/l, iar suspensiile măsoar ă valori de 148-2800 mg/l, ceea ce face caoxidabilitatea să fie crescută (6-18 mg/l), iar concentraţia de oxigen dizolvat să fie scăzută (7-9,4 mg/l). Duritatea înregistrează valori cuprinse între 15şi 20grade germane, iar apa se încadrează în clasa apelor bicarbonatat-sulfatată.

Pe cursul inferior, aval de Tecuci, oxidabilitatea măsoar ă 10-39 mg/l,oxigenul dizolvat se menţine între 2şi 12 mg/l, reziduul fix între 380şi 880mg/l, iar duritatea atinge cele mai mari valori, peste 30 grade germane.

În Podişul Bârladului, datorită caracteristicilor fizico-geografice specifice,nu sunt întrunite condiţii favorabile formării lacurilor naturale. Singura categoriede lacuri naturale o constituie lacurile apărute în meandrele păr ăsite, care

însoţesc luncile râurilor în care s-au format, cu adâncime de până la 2,5 m.Datorită lucr ărilor hidrotehnice de desecareşi drenaj executate în cadrul luncilor,

185




majoritatea lacurilor au dispărut, terenul fiind cedat agriculturii (ex. bălţileCrasna, Frunzeasca, Trestiana etc.).

Datorită regimului scurgerii, regimului precipitaţiilor şi condiţiilorclimatice, în bazinul hidrografic Bârlad sunt create premise favorabile producerifrecvente a viiturilor. În acest context s-a impus construirea unor bazine deacumulare care au ca scop principal atenuarea viiturilor, darşi alte utilizări cumar fi: alimentarea cu apă (Cuibul Vulturilor pentru alimentarea cu apă amunicipiului Bârlad, Râpa Albastr ă pentru alimentarea cu apă a Fabricii derulmenţi Bârlad, acumularea Soleşti pentru alimentarea cu apă a municipiuluiVaslui, acumularea Puşcaşi pentru alimentarea cu apă a zonei industriale Vaslui) piscicultur ă, irigaţii, agrement etc.

Regimul hidrologic al acumulărilor antropice este legat pe de o parte, deregimul scurgerii naturale a râurilor pe care au fost amenajate, pe de altă parte,de managementul (manevrele de golire sau umplere) impuse de regulile deexploatareşi condiţiile de proiectare. Amplasarea acestor acumulări s-a realizatţinând cont de substratul litologic pentru a preîntâmpina eventualele pierderi.

Tab.IV.5. Caracteristici morfometrice ale principalelor acumulări antropice din bazinulhidrografic Bârlad (după D.A.Prut-Iaşi)

Nr.

crt

Denumire

acumulare

Curs de apă Suprafaţa

la N.N.R.(ha)

Volumul

la N.N.R.(mil m3)

Volumul

atenuat(mil m3)

Volumul

total(mil m3)1. Acumulări permanente

1 Cr ăieşti Râş 27 0,726 0,984 1,9752 Pereschiv Pereschiv 109 4,93 9,55 16,63 Mânjeşti Crasna 344 10,129 27,471 38,784 Roşieşti Idrici 12 0,247 0,803 1,105 Ruşcaşi Racova 185 6,251 10,773 17,4966 Soleşti Vaslui 457 15,569 30,321 46,897 Căzăneşti Durduc 184 5,532 14,774 21,218 Trohan Racova 21 0,610 1,36 1,762

9 Râpa Albastr ă Simila 208 8,876 14,674 24,8010 Cuibul Vulturilor Tutova 316 6,640 41,509 50,53111 Tungujei Sacovăţ 315 9,00 24,848 42,0012 Delea Delea 7 0,143 1,917 2,4813 Pungeşti Gârceneanca 40 0,83 2,049 3,0414 Antiheşti Berheci 9 0,40 0,54 0,94

2. Acumulări nepermanente15 Valea Seacă Valea Seacă - - 6,05 6,05

3. Poldere16 Polder Vultureşti Durduc - - 23,5 26,5017 Polder Prodana Bârlad - - 1,20 1,2

*N.N.R. – nivel normal de retenţie

186




Bazinul hidrografic Bârlad dispune de rezerve relativ modesteşi limitatede ape subterane. Condiţiile geomorfologiceşi geologice variate din acest bazinau determinat formarea unor strate acvifere freatice cu caracteristicihidrodinamice diferite de la o zona la alta.Având în vedere puterea de înmagazinareşi capacitatea de restituire astratelor acvifere freatice, în bazinul hidorgrafic Bârlad au fost identificate maimulte unităţi hidrogeologice ( Panaitescu, 2007):

- unitatea hidrogeologică a apelor freatice din depozitele aluvionare aleluncilor râurilor;

- unitatea hidrogeologică a apelor freatice din depozitele de terasă;- unitatea hidrogeologică a apelor freatice de la baza depozitelor loessoide

situate pe interfluvii.În bazinul superior al râului Bârlad, ape freatice se găsesc prioritar în albiamajor ă a râului Bârlad, darşi a unor afluenţi (Vaslui, Rebricea). Depozitele încare se acumulează apa freatică sunt de vârstă holocenă şi sunt alcătuite dinnisipuri cu diferite granulometrii, uneori cu unele intercalaţii subţiri de pietrişuri. Nivelul piezometric este situat la adâncimi cuprinse între 0şi 2 m în şesulBârladului, între 2şi 5 m pe terasele inferioare, 5şi 10 la baza teraselor înalteşichiar mai mult pe interfluvii. Fluxul subteran este orientat de pe ambele maluricătre râul Bârlad, acesta având un rol drenant.

Depozitele aluvionare din lunca Bârladului mijlociu au o extindere maimare faţă de bazinul superior (lăţimea luncii are valori medii de 1500-2000m).Depozitele cuaternare sunt alcătuite din nisipuri mediişi grosiere cu pietrişuri(cu grosimi de 7-14 m)şi prezintă în bază depozite sarmaţiene constituite dinargile marnoaseşi nisipuri.

Formaţiunile aluvionare de luncă în care este cantonatşi acviferul freatic,au grosimi cuprinse între 5,5şi 14,0 m, apar ţin Holocenuluişi sunt alcătuite dinargile, praf argilosşi nisipuri în amestec cu pietrişuri.

Adâncimea nivelului piezometric cunoaşte aceeaşi dispunere în adâncime,ca şi în bazinul superior, de la 0-2 m în albia major ă a râului, până la circa 10 m pe interfluvii.

În cursul inferior al Bârladului hidrostructurile freatice au cea mai maredezvoltare, fiind extinse în depozitele aluvionare ale luncii Bârladului, darşi îndepozitele apar ţinând teraselor inferioare de pe stânga Bârladului sau la bazadepozitelor loessoide de pe interfluviile dintre Bârladşi Prut, pe de o parte,Bârladşi Siret, pe de altă parte. Deşi nivelul hidrostatic este destul de coborât

(sub 10 m), debitele de apă sunt destul de consistente, ajungând la peste 5 l/s ladenivelări de 0,6 m.

187




Apele freatice din zona Colinelor Tutovei sunt slab reprezentate datorită factorilor climaticişi condiţiile de zăcământ restrictive. Acestea sunt cantonate prioritar în aluvionarul principalelor râuri Berheci, Tutova, Zeletin, Simila.Aluviunile acestor râuri sunt constituite din nisipuri fine până la grosiereşiuneori din pietrişuri cu structuri încrucişate, având grosimi variabile, în generalîntre 2şi 6 m.

Situate de cele mai multe ori sub nivelul de bază, hidrostructurile de profunzime au fost interceptate prin foraje de exploatare executate, cu odensitate mai mică sau mai mare, pe tot cuprinsul bazinului hidrografic Bârlad.Principalul criteriu de diferenţiere îl constituie vârsta depozitelor în care suntcantonate. Din acest punct de vedere se deosebesc ape cantonate în formaţiuni

presiluriene, siluriene, cretacice, neogeneşi cuaternare. În general,hidrostructurile de adâncime sunt de acvifer multistrat, cu grosimi apreciabile, cuape sub presiune, manifestându-se uneori artezian. De cele mai multe ori suntalimentate pe la capetele de strat, dar primesc uneorişi aporturi mai mici, dinreţeaua hidrografică, inclusiv sprijin pluvio-nival de pe interfluvii. Presiunea lorcreşte constant de la nord la sud (din Podişul Central Moldovenesc spre CâmpiaTecuciului).

IV.2. Consideraţii metodologice(Ionuţ Minea)

Problematica riscurilor hidrologice naturaleşi induse se află în atenţiacercetătorilor dinţara noastraşi din str ăinătate cu scopul găsirii unor solutii învederea reducerii efectelor negative directe sau indirecte ale acestora cuminimum de mijloace materialeşi umane.

Plecând de la o serie de studiiştiinţifice asupra unor bazine hidrografice,tematica acestui proiect îşi propune elaborarea unei analize complexe a riscurilorhidro-climaticeşi pedo-geomorfologice, la nivelul bazinului hidrografic Bârlad, prin utilizarea tehnicilor moderne. Creşterea populatiei, precumşi dezvoltareacontinuă a economiei au ca rezultat creşterea nevoii de spaţiu pentru amplasarealocuinţelor şi întreprinderilor sau pentru terenurile agricole etc. ceea ce duce laocuparea unor suprafeţe de teren care sunt expuse în mod direct sau indirectdiferitelor riscuri hidrologice. Studiul distribuţiei spatialeşi a evaluarii riscurilorhidrologice naturale nu reprezintă o noutate în cercetarea româneasca, însă gradul de noutate al proiectului propus constă în maniera nouă de abordare a

acestei tematici prin utilizarea unor tehnici de analiză spaţială, în speţă Sistemele Informatice Geografice şi statistica matematică, aplicate la bazine hidrograficeamenajate sau neamenajate din punct de vedere hidrotehnic (bazinul hidrografic

188




Bârlad este amenajat în propor ţie de peste 15%). Arealul de studiu este totuşiafectat la intervale regulate de fenomene hidrologice extreme (îndeosebi viiturişi inundaţii etc.), cu implicaţii asupra elementelorşi activităţilor antropice.

Studiul riscurilor hidrologice implică o problematică vastă menită să permită o analiză obiectivă a fenomenologiei. O asemenea analiză trebuie să înceapă cu observaţia hidrologică şi să se încheie cu monitorizarea factorilor derisc hidrologic, pentru a face posibilă trecerea de la analiza diagnostică la cea de prognoză. Această activitate este foarte laborioasă şi are în vedere mai multeaspecte:

- prezen ţ a unui şir lung de date de observa ţ ii la fiecare sta ţ iehidrometrică în parte din bazinul hidrografic analizat , sau cel puţin la staţiile cu

perioade comune care să permită o analiză comparativă, mai completă şi uncalcul mai eficient al probabilităţii de producere a unui anumit risc. În ansamblu, pentru bazinele hidrografice din România staţiile hidrologiceşi hidrogeologiceau o perioadă de funcţionare de peste 50 de ani, astfel încât analiza riscurilorhidrologiceşi hidrogeologice se poate realiza pe baze destul de obiective. Pentruunele aspecte (modalităţi de manifestare, suprafeţe afectate, pagube produse) seapelează şi la documente scrise, care nu au neapărat caracterştiinţific, ceea ceimplică o atenţie sporită în filtrarea informaţiei (date istorice, cronici, însemnări, jurnale de călătorie, articole de presă ş.a.). Pentru a avea o imagine generală, deansamblu,şi o interpretare cât mai corectă a datelor, trebuie avută în vedere oanaliză mai amplă, care să vizeze spaţii mai largi decât zona propriu-zisă destudiu.

- calcularea valorilor medii ale fiecărui parametru hidrologic şihidrogeologic, valori absolut necesare pentru o imagine generală asupra unuielement hidrologicşi care constituie valoarea standard faţă de care sunt evaluateşi interpretate manifestările extreme ale diferitelor elemente de risc.

- identificarea valorilor extreme (cele mai marişi cele mai mici mediilunare şi anuale, caşi valorile maximeşi minime absolute). În cazul datelormedii, valoarea riscului se omogenizează, pe când, prin analiza valorilor extremeşi a frecvenţei acestor, se realizează primul pas în studiul probabilisticşievaluarea riscurilor.

- calculul abaterilor parametrilor hidrologici fa ţă de media multianual ă, permite de asemenea stabilirea pragurilor de riscşi cuantificarea acestora.

- calculul frecven ţ ei abaterilor cuprinse între diferite limite, care permite clasificarea riscurilor cu frecvenţe cuprinse între diferite limiteşi grad de

periculozitate;- identificarea pragului de la care un fenomen hidrologic poate deveniun risc. Pentru aceasta se au în vedere prelucr ările efectuate anterior cu privire la

189




datele medii, cele mai marişi cele mai mici valori medii, valorile extremeabsolute, mărimea abaterii faţă de normală, la care se vor adăuga şi gradul de probabilitate a riscului respectiv de a produce pagube;

- analiza factorilor genetici pentru fiecare risc studiat . Prin cunoaştereacondiţiilor genetice ale unui risc hidrologic se facilitează posibilitatea de prognozareşi clasificare a lui. În plus complexitatea apariţiei lui, generată demultitudinea de factori care îi dau naştere, determină intensitatea cu care unfenomen hidrologic de risc debutează, evoluează, şi implică anumite efecte(pagube). Aceasta permite, în final, luarea unor măsuri operaţionale decombatereşi diminuare a efectelor negative;

- analiza modului de manifestare spa ţ ial ă şi temporal ă a fenomenului

hidrologic de risc. Acest lucru se realizează pe baza datelor orare, zilnice, lunareanuale (după caz) cu ajutorul cărora se întocmesc hăr ţi hidrologice speciale (careindică zonele afectate), hăr ţi de regionare a riscurilor hidrologice (care scot înevidenţă teritorile afectate de mai multe riscuri hidrologiceşi pe cele cu marevulnerabilitate), hăr ţi de expunere a unor teritorii la anumite riscuri hidrologice(care se realizează pentru fiecare tip genetic de risc, permiţând o imagine deansamblu a repartiţiei gradului de vulnerabilitate în valori relative faţă de risculrespectiv). Nu sunt excluseşi materialele graficeşi tabelele care prezintă datelecantitative sau calitative referitoare la modul de manifestare a riscului analizat.

- stabilirea intervalului de risc. Din suprapunerea curbei de variaţie avalorilor medii (zilnice, lunare anuale) cu cea a variaţiei valorilor extreme(zilnice, lunare, anuale) se poate constata grafic care este intervalul posibil derisc, în care, fenomenul luat ca atare, sau în corelaţie cu altele poate reprezentaun anumit grad de periculozitate

- cuantificarea gradului de vulnerabilitate (de pierderi materialeşi chiarvictime) înregistrate ca urmare a producerii unor astfel de riscuri hidrologice. Unrol important din acest punct de vedere îl au datele statistice (din anuare sau dinalte surse) care pot furniza informaţii corecte.

- consecin ţ ele de ordin psihologic şi rolul educa ţ iei în mass-media fa ţă de aceste riscuri hidrologice. Cu cât gradul de civilizaţie a unui grup social estemai ridicat, cu atât mai uşor se poate trece peste anumite situaţii de riscşi invers.Agitaţia, panica, pierderea controlului scot în evidenţă, pe de o parte, neputinţaomului în faţa anumitor fenomene extreme ale naturii, faţă de care adoptă oatitudine pasivă, iar pe de altă parte, ignoranţa ei, lipsa de cunoştinţe necesare cu privire la asemenea fenomen. Experinţa umană a ar ătat că panica în astfel de

cazuri poate provoca mai multe pierderişi victime decât autoliniştirea, păstrareaechilibrului psihicşi pregătirea premergătoare (materială, organizatorică şi psihologică) pentru preîntâmpinarea lor.

190




- rolul prognozei hidrologice în prevederea, preîntâmpinarea şidiminuarea consecin ţ elor riscurilor hidrologice(tehnici de monitorizare aeriană a spaţiului terestru etc.)

- monitorizarea factorilor de risc hidrologic, prin supraveghereasinoptică globală a fenomenelor ce au loc (prin măsur ători cantitative într-o reţeade monitorizare)şi urmărirea arealelor cu frecvenţa cea mai mare a acestorfenomene, caşi a pagubelor produseşi realizarea unor baze de date care să permită studierea fenomenului, darşi luarea unor măsuri protective pentru populaţia şi teritoriilor expuse riscurilor hidrologice ;

- evaluarea costurilor materiale pentru reducerea şi redresareabunurilor distruse şi a mediului înconjur ător datorit ă producerii unui fenomen

hidrologic de risc, prin stabilirea pierderilor imediate suportate de societate.Acestea însă ar fişi mai mari dacă s-ar lua în vedereşi investiţiile ulterioare carese vor face sau care trebuie să se facă pentru refacerea sănătăţii persoanelorafectate, pentru punerea în funcţiune a unităţilor economice avariate, pentrurestabilirea calităţii mediului care a suportat diverse consecinţe (inundaţii, procese de eroziune, alunecări de teren, refacerea digurilor, a reţelei de cabluriaeriene, a reţelei de canalizare etc.

În vederea estimării unei variabile hidrologice de interes pot fi utilizatediferite tipuri de metode, ce pot fi grupate în trei categorii majore ( Liliana Zaharia, 2006): metode empirice, metode statisticeşi metode geostatistice.

La acestea pot fi adăugate metodele hidro-meteorologice şi metodeleanalitice.

Metodele empirice se bazează pe o reprezentare conceptuală a bazinuluihidrografic, valorificând informaţiile de ordin general rezultate din analiza unuimare număr de bazine hidrografice.

Metodele statistice se utilizează atunci când se dispune de serii destulde lungi de date rezultate din masuratori cantitative directe. Utilizatea acestormetode are ca finalitate definirea relaţiilor dintre caracteristicile hidrologice(debiteşi niveluri)şi cele fizico-geografice ale bazinelor hidrografice. Un aspectimportant al metodelor statistice este acela de a permite calcularea probabilităţilor de producere a unui eveniment hidrologic (timpul de revenire).

Metodele geostatistice constau în interpolarea informaţiilor din locurileunde se dispune de informaţii directe prin intermediul produselor cartografice.

Metodele hidro-meteorologiceau la bază relaţia precipitaţii-debit şirolul acesteia în producerea viiturilor extreme.

Metodele analitice sunt bazate pe modelele matematice de analiză arelaţiei ploaie-debit. Utilizând informaţiile de la staţiile şi posturile

191




pluviometrice dintr-o anumită regiune, permit estimarea debitelor maxime (saucaracteristicilor morfo-hidrografice a unei viituri) generate de o anumită ploaie.

Resursele de apă din Podişul Moldovei sunt dispropor ţionat distribuitespaţial. Doar zonele de confluenţă dintre principalele râuri (Bahlui-Jijia- Prut,Bârlad-Vaslui, Bârlad-Siret etc.) dispun de resurse de apă bogate reprezentate printr-o reţea hidrografică cu o densitate ce depăşeşte 1km/km2 şi un acvifer bogat cantonat în depozitele conurilor aluvialeşi ale teraselor râurilor. În zoneleinterfluviale resursele de apă sunt disparate, reţeaua hidrografică are o densitateredusă (sub 0,5km/km2), iar grosimea depozitelor acvifere este redusă, apacantonată aici fiindşi de calitate inferioar ă.

Pe lângă rolul pozitiv pe care îl are în evoluţia şi dezvoltarea unui bazin

hidrografic (în funcţie de bogăţia de resurse), apa exercită şi o serie de acţiunicare fac parte din manifestările naturale, dar sunt interpretate ca nefavorabile saulimitative la nivelul societăţii umane: viituri, inundaţii, exces de umiditate,modificări hidromorfologice, supraîncărcare chimică şi solidă etc.

În general, fenomenele hidrologice extreme (de risc) sunt considerateacele fenomene care se manifestă la intervale de timp neregulate, aparent cucaracter aleatoriu,şi care se pot manifesta fie spontanşi violent, fie cu caracterlatent-cumulativ. Riscurile hidrologice sunt luate în discuţie atunci cândmanifestările extreme ale unor procese sau fenomene hidrice afectează sistemulsocial-economic, gradul de risc fiind cu atât mai ridicat cu cât sunt mai ridicateamploarea fenomenului vizatşi vulnerabilitatea structurilor antropice.

În cadrul riscurilor hidrologice care se manifestă în arealul bazinuluihidrografic Bârlad putem include: riscul producerii viiturilorşi inundaţiilor,fenomene de risc hidrologic induse de scăderea temperaturii apei, fenomene derisc asociate scurgerii minime, excesul de umiditate, supraîncărcarea chimică aapelor de suprafaţă şi subteraneşi supraîncărcarea cu material solid a pânzelorfreatice.

Riscul producerii viiturilor şi inunda ţ iilor are o frecvenţă destul deridicată, având în vedere că regimul scurgerii este strict condiţionat de regimulelementelor climatice (în special de precipitaţii şi de temperatur ă). Genezaacestor fenomene este, în peste 90% din cazuri, pluvială, în urma producerii unorînsemnate cantităţi de precipitaţii într-un interal scurt de timp (valori de100mm/24 ore sunt frecvente în regiune). Intervalul caracteristic de producere aviiturilor este iunie-august (peste 85% din cazuri), însă sunt înregistrate viiturişiîn anotimpul rece, condiţionate de producerea unor fenomene legate de regimul

de îngheţ al râurilor (ză poare, pod de gheaţă), în special pe râurile care nu suntamenajate hidrotehnic. Atunci când valorile nivelelorşi debitelor, în timpul producerii viiturilor depăşesc anumite praguri, în luncile râurile se produc

192




inundaţii. Frecvenţa acestora este mai redusă fiind condiţionată de parametriimorfometrici şi morfologici caracteristici albiilor minoreşi majore, însă impactul şi modificările asupra peisajului geograficşi sistemului social-economic pot fi majore, ca în timpul viiturilorşi inundaţiilor din 1969, 1970,1971, 1972, 1973, 1974, 1979, 1985şi 1991 care s-au produs pe râurile dinPodişul Bârladului. În cazul în care viiturile sunt asociateşi cu ruperi de baraje,scurgerea maximă ajunge la valori record, provocând inundaţii catrastofale.

Cunoaşterea scurgerii maxime (cu toate fenomenele hidrologice induse deaceasta - ape mari, viituri, inundaţii) prezintă un interes practic major, întrucât decaracteristicile sale trebuie să se ţină cont la proiectarea, execuţia şi exploatareaconstrucţiilor hidrotehnice, la gospodărirea judicioasă a apelor, la stabilirea

arealelor cu vulnerabilitate pentru inundaţii în vederea protejării lor. În acestecondiţii, evaluarea scurgerii maxime, constituie o prioritate a activităţii degospodărire a apelorşi de protecţie împotriva evenimentelor extreme de tipulviiturilorşi inundaţiilor. Metodologia utilizată în evaluarea riscurilor hidrologiceeste bazată în cea mai mare parte pe utilizarea de tehnici statisticeşi a Sistemelor Informatice Geografice (SIG). Acest tip de analiză completează şi actualizează metodele utilizate până în prezent care au fost dezvoltate în cea mai mare partela începutul anilor 1970şi care sunt bazate îndeosebi pe formule empirice. În plus, seriile de debite maxime anuale depăşeau rar 15 ani, iar reţeauahidrometrică era mai puţin densă decât în prezent, astfel încât, în aceste condiţiis-a considerat utilă dezvoltarea pentru această regiune a unei noi metodologii deestimareşi evaluare a debitelor maxime anuale cu diferite perioade de revenirecare să corespundă mai bine condiţiilor actuale, respectiv serii de date cedepăşesc în general 35 de anişi un număr mai mare de staţii hidrometrice.

Metodele statistice includ analizeşi prelucr ări ale seriilor de debitemaxime anuale ce vizează îndeosebi determinarea parametrilor statisticispecifici, identificareaşi ajustarea legilor de distribuţie, aplicarea de testestatistice (de omogenitate a seriilor de date, de discordanţă, de verificare acalităţii ajustării legii de distribuţie etc.)

Analiza datelor valorificate constă într-o primă etapă în verificareacalităţii datelor măsurate la staţiile hidrometriceşi eliminarea staţiilor undecalitatea datelor este discordantă în raport cu celelalte staţii din regiunea studiată.În a doua etapă din cadrul analizei datelor se urmăreşte identificarea distribuţieiteoretice care ajustează cel mai bine datele din regiunea de studiu. În acest scopse utilizează metoda analizei vizuale a graficelor pe care s-au reprezentat, la

fiecare staţie hidrometrică, diferite distribuţii teoretice (Gumbel sauexponenţială) şi distribuţia empirică a datelor observate. Pe baza acestor metodese realizează şi diferite matrici de corelaţii care au permis pe de o parte,

193




identificarea caracteristicilor geografice cu influenţă importantă asupra producerii debitelor maxime, iar pe de altă parte, posibilele interdependenţe întrevariabilele considerate. Ele pot fi realizate pentru fiecare din perioadele derevenire stabilite (2, 33, 10, 20, 30, 50şi 100 de ani).Un aspect foarte important care priveşte scurgerea maximă, utilizat maiales în practica amenajării bazinelor hidrografice îl constituie cunoaştereadebitelor maxime anualeşi lunare.

Printre metodele frecvent utilizate de estimare a debitelor maxime seînscriu: formulele de tip reducţional, formulele de tip volumetricşi metodaraţională.

Începand cu anii 90’ Diaconu a propus metoda statistică temporalo-

spaţială pentru evaluarea debitelor maxime. Tot din anii 1990 au început să fieutilizateşi modelele de regionalizare Debit-Durată-Frecvenţă.In practica hidrologică românească se utilizează frecvent curba teoretică

Pearson III, recomandată ca fiind cea mai adecvată condiţiilor hidrologice dinRomania (Giurmă et.al., 2003).

Conform acestei curbe teoretice, debitul cu probabilitatea de depăşire-asigurare p%, care se poate calcula cu ajutorul relaţiei:

Q p%=Qm[ ]1)%,(* +Cs pCv ϕ

unde: Q p% - debitul cu asigurarea p%;Qm - debitul mediu;Cv - coeficientul de variaţie;Cs - coeficientul de asimetrie;ϕ (p%, Cs) - ordonatele curbei de asigurare pentru Cv=1.Într-o primă etapă se determină asigur ările empirice cu ajutorul formulei

propusă de Weibull(1939): pi=i/(n+1)*100unde: pi – asigurarea empirică;

i – numărul de ordine al debitului dinşirul ordonat crescător;n – numărul total de termeni aişirului.Următoarele etape presupun, calcularea coeficienţilor moduli şi a

coeficienţilor de variaţie şi de asimetrie pentruşirul de debite luat în considerareşi determinarea valorilor cu diferite probabilităţi în care se folosesc tabelele Foster-Rîbkin sau tabelele Krî ţ kii-Menkel , în funcţie de valoarea coeficientuluide variaţie (Giurma et.al.., 2003).

194




Ultima etapă constă în ajustarea curbei empirice cu ajutorul curbelorteoretice de asigurare de tip Pearson III , care pot fi extrapolate în domeniulasigur ărilor mici, pentru a determina debitele excepţionale, cu o probabilitate dedepăşire într-un an din 100, 1.000 sau chiar 10.000 de ani.În Fig.IV.3şi Fig.IV.4. sunt prezentate două exemple de extrapolare acurbelor empirice cu ajutorul curbelor teoretice de tip Pearson III , pentrudebitele maxime anuale, pe râul Bârlad, la staţiile hidrometrice Negreşti şiVaslui.

Conform calculelor efectuate, debitele maxime anuale cu asigurare de 1%,adică cu o probabilitate de depăşire în unul la 100 de ani, sunt de 60-80 ori maimari decât debitele medii anuale, reprezentând volume de apă ce depăşesc cu 60-

70% volumele scurgerii medii anuale. Debitele maxime anuale cu asigurare de20%, adică cu probabilitatea de depăşire în 1 din 5 ani, sunt de 25-60 ori maimari decât debitele medii anuale.

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

0.01 0.1 1 10 100

Qmed=1.54 m 3 /sCv=0.6Cs=1.12

Qmax1%=301,8 m3

/s

logpi logQpt

curba de probabili tate empirica curba de probabili tate teoretica Pearson III

Fig.IV.3 Curba de probabilitate empirică şi teoretică de tip Pearson III a debitelormaxime anuale, pe râul Bârlad, la staţia hidrometrică Negreşti

Fenome de risc hidrologic induse de scăderea temperaturii apei suntcaracteristice sezonului rece al anului când temperatura medie a aerului scadefrecvent sub 0ºC sau chiar sub -5ºC, favorizând apariţia şi dezvoltareaformaţiunilor de gheaţă (ace de gheaţă, gheaţă la mal, pod de gheaţă, sloiuri degheaţă, ză poare, etc.). Apariţia acestor formaţiuni împiedică scurgerea naturală a

râurilor şi pot favoriza producerea altor fenome de risc hidrologic (apariţiază poarelor împiedică scurgereaşi permite acumularea apei în spatele barajuluide gheaţă; dislocarea barajului permite volumului de apă acumulat să se scurgă

195




în masă spre aval producând viiturişi uneori chiar inundaţii de scurtă durată).Riscul viiturilor produse astfel nu este exclus nici în cazul râurilor din bazinulhidrografic Bârlad.

0

0.5

1

1.5

2

2.5

3

3.5

0.01 0.1 1 10 100

Qmed=6.04 m 3 /sCv=0.77Cs=1.54

Qmax1%=375.5 m 3 /s

logpi logQpt

curba de probabilitate empirica curba de probabilitate teoretica Pearson III

Fig.IV.4 Curba de probabilitate empirică şi teoretică de tip Pearson III a debitelormaxime anuale, pe râul Bârlad, la staţia hidrometrică Bârlad

Fenomene de risc hidrologic asociate scurgerii minime sunt legate înspecial de secarea râurilor. Fenomenul de secare este caracteristic numai pentru bazinele hidrografice de dimensiuni micişi se manifestă în special în perioadaiulie-septembrie, fiind condiţionat de lipsa alimentării provenite din precipitaţii.În cazul bazinelor hidrografice cu suprafeţe mai mici de 5km2, din bazinulBârladului, riscul producerii fenomenului de secare este de peste 90%, iar încazul bazinelor hidrografice cu suprafeţe de peste 5 km2, riscul este de 40-50%.Durata medie a fenomenului de secare oscilează între 120 de zile pentru bazinelehidrografice cu suprafeţe de sub 100 km2 şi de 10-15 zile pentru bazinelehidrografice cu suprafeţe mai mari de 500 km2.

Riscul excesului de umiditate poate fi determinat fie de reţeaua descurgere de suprafaţă, în cazul în care se produc viiturişi inundaţii, fie deridicarea pânzei freatice aproape de suprafaţa topografică. Acest tip de risc poate fi accentuat de intervenţia antropică prin utilizarea iraţională a irigaţiilordeterminând modificarea regimului hidrologic al terenurilor respective.

Riscul supraîncărcării chimice a apelor de suprafa ţă şi subterane are o

frecvenţă redusă, manifestându-se numai în arealele unde reţeaua hidrografică de suprafaţă sau pânza freatică intersectează depozite solubile în apă (sare, gips,dolomite, calcar etc.)

196




Riscul supraîncărcării cu material solid a pânzelor freatice este strânslegat de manifestarea unor fenomene hidrologice de tipul viiturilorşiinundaţiilor, când scurgerea maximă bogată în aluviuni încarcă pânzele freaticedin zonele riverane. Poate fi asociată şi cu scurgerea de pe versanţi, în timpulmomentelor pluviale maxime. Evaluarea acestui tip de risc se poate realiza în puţurileşi forajele situate în luncile râurilor sau la baza versanţilor.

Analiza riscurilor hidrologice naturale si induse dintr-un bazin hidrograficcu ajutorul tehnicilor S.I.G. face posibilă evidenţierea mult mai uşoara a zonelorvulnerabile sau de risc si evitarea acestora în cadrul programelor de amenajareteritorială, iar în cazul în care aceste zone sunt deja înglobate în cadrul reţelei deaşezări permite un management eficient în momentul producerii unor dezastre,

prin analiza informaţiilor în timp util, elaborarea unor materiale cartograficederivate, modelarea variabilităţii spaţiale a unor parametri de baza în producereafenomenelor de risc hidrologicşi nu numai, evaluarea cauzelor sau a efectelornegative ale producerii unor astfel de fenomene, f ăr ă implicarea unui efortmaterial sau uman deosebit, toate acestea cu scopul reducerii pierderilor de vieţiomeneşti şi a pagubelor materiale.

Simularea efectelor directeşi indirecte ce apar ca urmare amanifestării unor fenomene hidrologice naturale, atunci cand se depăşescanumite praguri dezastruoase pentru societate, cu scopul de a obţine oierarhizare corectă a zonelor de riscşi a zonelor vulnerabile reprezintă obiectivul principal al acestui proiect.

IV.3. Scurgerea maximă în cadrul bazinului hidrografic Bârlad(Ionuţ Minea, Mihai Niculiţă)

Bazinele hidrografice cu suprafaţă mare (în care includemşi bazinulhidrografic Bârlad) se caracterizează printr-o diversitate de condiţii fizico-geografice astfel încât evaluarea riscurilor hidrologice la nivelul întregului bazin prin intermediul modelelor de tip precipitaţii-scurgere este dificilă. Dificultateasurvine din faptul că diversitatea de condiţii fizico-geografice (structurigeologice de suprafaţă diferite de la o zona la alta, tipuri diferite de reliefşi desoluri, modalităţi diferite de utilizare a terenului etc.) nu mai permit oomogenizare a parametrilor cu care operează astfel de modele pentru că erorilede evaluare ar fi foarte mari. Un alt aspect important survine din distribuţiilealeatorii ale fenomenelor hidrologice care sunt obţinute dintr-un set limitat de

date rezultat al observaţiilor şi înregistr ărilor. Lipsa unor staţii de monitorizare aelementelor hidroclimatice cu o densitate relativ bună (cel putin o astfel de staţiela 25 km2) duce astfel la imposibilitatea validării rezultatelor obţinute. Având în

197




vedere aceste aspecte se recurge la divizarea bazinelor hidrografice dedimensiuni mari într-o serie de subbazineşi zone interbazinale, fiecare fiindcaracterizată de valori specifice ale parametrilor hidrologici utilizaţi. Evaluarearicurilor hidrologice prin intermediul modelelor de tip precipitaţie-scurgere(rainfall-runoff) în bazinele de dimensiuni mari presupune astfel parcurgerea mamultor etape:

- descompunerea sistemului (bazinului hidrografic) într-o serie desubsisteme (subbazineşi zone interbazinale);

- evaluarea scurgerilor hidrologice din cadrul fiecărui subsistem; - evaluarea riscurilor hidrologice din cadrul fiecărui subsistem; - realizarea graficelorşi hăr ţilor de risc la nivelul întregului bazin

hidrografic. În vederea evaluării riscurilor hidrologice bazinul hidrografic Bârlad afost descompus într-o serie de subsisteme, cât mai omogene din punct de vederefizico-geografic.

Întrucât la nivelul fiecărui subsistem nu există măsur ători şi observaţiicontinue asupra parametrilor hidrologici necesari evaluării riscurilor hidrologiceam utilizat modelul hidrologic genetic de tip intrare-ieşire pentru bazinehidrografice mici folosind formula raţională (STAS 4068/1-82):

)//(7,16 23%

max% km sm I q p p ⋅⋅= α

unde: - debitul specific maxim cu probabilitate de depăşire;max% pq

- intensitatea ploii de calcul calculată pe baza standardului STAS940-73;

% p I

16,7 - factor de transformare a dimensiunilor.α este coeficientul de scurgere superficială pe zone omogene din punct

de vedere al scurgerii (a căror suprafaţă este notată cu f ) calculat cu formula:

F

f n

iii∑

=

⋅

= 1α

α ,

unde: α i - coeficienţii de scurgere superficială par ţiali care caracteriează suprafeţele omogene;

f i - o suprafaţă considerată omogenă dacă pentru o serie de elemente aleterenului (tipul de folosinţă, panta, textura etc.) sunt omogene.

198




Coeficienţii de scurgere par ţiali α i sunt prezentaţi în literatura despecialitate ( Hâncu et.al, 1971, Musta ţă et.al, 1981, citaţi de Giurmă et.al., 2003), în funcţie de folosinţa, panta, texturaşi permeabilitatea terenului.

În ceea ce priveşte intensitatea ploii de calcul I p% se stabileşte pentrudurata ploii egală cu timpul de concentrare al scurgerii superficiale. Un aspectimportant ce trebuie reţinut în modalitatea de calcul a ploii de calcul este faptulcă, în general ploaia de calcul este considerată ca fiind uniforma distribuită peîntreaga suprafaţă a bazinului de recepţie aferent secţiunii de control, astfel încâtdurata ploii de intensitate maximă care se utilizează în vederea determinăriidebitului maxim este egală cu timpul de concentrare (tc) al scurgerii superficiale(şi se numeşte ploaie de calcul).

Timpul de concentrare reprezintă timpul în care apa provenită din precipitaţii şi care se scurge, ajunge din cel mai îndepărtat punct al bazinului până la secţiunea de calcul a debitului maxim. Acest timp se determină prinintermediul relaţiei:

tc=tcv+tca

unde: tcv – timpul de concentrare a apei pe versant, calculat pe baza raportuluiLv/vv (lungimea versantului/viteza apei pe versant);

tca – timpul de concentrare a apei în albie, calculat pe baza raportului L

a/v

a

(lungimea albiei/viteza apei în albie).Formula raţională utilizată în determinarea debitului maxim cu

probabilitatea de depăşire de 1% :

m F F I K

Q)1(1% ,60

%1 +⋅⋅⋅

= α

unde: K - 0,28 coeficient de transformare a intensităţii ploii din mm/or ă în m/sşi a suprafeţei din kmp în mp;α - coeficient global de scurgere;I60,1% intensitatea maximă orar ă a ploii cu probabilitatea de depăşire1%;F - suprafaţa bazinului în kmp.Totodată, pentru determinarea debitului maxim cu probabilitatea de

depăşire de 1% se mai poate utilizaşi formula de tip volumetric:

199

1

0%max,)(28,0

t F H H

Q p p p

− α ⋅λ =




unde: Qmax p% - debitul maxim cu probabilitatea p% care urmează a fi calculat(m3/s);

Hp - înălţimea precipitaţiilor cu probabilitatea p% (mm);H0 - înălţimea pierderilor iniţiale (mm) (15);α p - coeficientul de scurgere cu probabilitatea p%;F - suprafaţa bazinului hidrografic aferentă profilului în care se calculează

debitul maxim [kmp]; t1- durata de creştere a viiturii (ore);0,28 - coeficient de transformare a dimensiunilor;λ - parametru al formei viiturilor (1,0434)

În hidrologie, însă, estimarea variabilelor (parametrilor) care intervin înfuncţiile de repartiţie teoretice are la bază prelucrarea informaţiilor conţinute în

şirul de date măsurat.

Fig.IV.5. Delimitarea bazinelor hidrografice aferente posturilor hidrometrice

200




Plecând de la valorile înregistrate se calculează o serie de valori tipice(caracteristice) ale variabilelor de selecţie cum sunt: valoarea medie, dispersia,

abaterea medie pătratică etc. Se consider ă apoi că aceste valori tipice sau parametri ai repartiţiei empirice sunt în acelaşi timp şi parametrii repartiţieiteoretice, utilizate pentru ajustareaşi extrapolarea repartiţiei empirice (cu altecuvinte, parametrii populaţiei statistice sunt estimaţi pe baza selecţiei de care sedispune prin măsur ători); evident acest procedeu constituie o aproximaţie, careconstituie o sursă de erori a calculului statistic (Giurma, Giurma, 2002). Pentru bazinul hidrografic Bârlad valoarea intensităţii ploii de calcul pe bazaşirului dedate cu privire la intensitateaşi durata medieşi maximă a ploilor la unele staţii

meteorologice şi posturi pluviometrice (Negreşti, Vaslui, Bârlad, Tecuci,Onceşti, Plopana etc).Pentru utilizarea formulei raţionale, mai întâi am determinat intensitatea

medieşi maximă a ploilor torenţiale din acest bazin hidrografic. În acest sens aufost determinate cantităţile maxime de precipitaţii în 24 de ore cu diferite probabilităţi (Tab.IV.6.)

Tab.IV.6. Cantităţi maxime de precipitatii (mm) în 24 de ore cu diferite probabilităţi (%)la staţiile meteorologiceşi posturile pluviometrice din bazinul hidrografic Bârladşi din

zona limitrof ă (1961-2005)Cantităţi max. de pp(mm) în 24 de ore

cu diferite probabilităţi (%)Nr.crt.

Statia meteo./Postul pluvio.

Pp max. abs. în 24 ore (mm)(valoare/data) 0,1 1 5 10 20 50

1 Bârnova 167,9/7.08,1989 194,3 158,9 136,9 127,9 118,7 104,62 Negreşti 91,4/20.08.1972 144,3 107,5 87,0 79,4 72,0 62,63 Vaslui 91,9/22.07.1980 112,3 93,9 82,4 77,8 72,9 66,44 Barlad 86,4/20.08.1968 107,2 89,6 78,7 74,2 69,6 63,35 Plopana 81,9/12.07.1969 106,3 88,8 78,0 73,6 69,0 62,86 Oncesti 135,7/1.09.1968 114,7 82,8 75,8 70,3 65,2 58,57 Husi 123,6/12.07.1969 136,2 92,5 87,3 80,4 73,9 64,98 Nicoresti 93,1/2.07.1971 110,7 91,3 79,3 74,4 69,2 62,3

Tab.IV.7. Cantităţi maxime de precipitatii (mm) în 48şi 72 de ore cu diferite probabilităţi la staţia meteorologică Bârlad (după Dragotă, 2006)

Cantităţi maxime de precipitatii (mm) orecu diferite probabilităţi (%)

Durata

1 2 5 10 2048 ore 122,8 111,2 95,9 84,3 72,772 ore 128,6 116,9 101,4 89,7 78,0

Intensitatea medie se calculează pe baza valorilor intensitatăţii fiecărei ploi în parte, numai în condiţiile în care au fost notate corect momentele de

201




început şi de sfâr şit ale ploii. Intensităţile maxime ale ploilor se produc înmajoritatea cazurilor în timpul ploilor torenţiale.

Tab. IV.8 Limitele de torenţialitate ale ploilor în România (după Dragotă, 2006)Nr.crt.

Durata(min.)

Intensitatea(mm/min)

Durataminimă (min)

Durata(min.)

Intensitateamm/min

Cantitateaminimă(mm)

1 1-5 1 5,0 46-60 0,4 24,02 6-15 0,8 12,0 61-120 0,3 36,03 16-30 0,6 18,0 121-180 0,2 36,04 31-45 0,5 22,5 >180 0,1 36,0

Pentru calculareaindicelui maxim al intensit ăţ ii ploilor , la nivelul bazinului hidrografic Bârlad au fost extrase din perioada analizată (1977-1995)cele mai mari cinci valori de intensitate a ploilor (cantitatea de apă căzută îninterval de un minut) de la 4 staţii meteorologice: Bârlad, Huşi, PlopanaşiOnceşti. Pentru fiecare staţie au fost extraseşi apoi calculate media celor maimari cinci valori ale intensităţii maxime a ploilorşi parametrii corespunzători(durata intervalului cu intensitate maximă şi cantitatea de apă căzută, în mm)( Dragot ă , 2006).

Tab. IV.9. Media celor mai mari 5 valori ale intensităţii maxime a ploilorşi parametrii

corespunzători la staţiile meteorologiceşi posturile pluviometrice din bazinul Bârladşidin zona limitrof ă Nr.crt.

Statiameteorologică

Media intensităţiimaxime (mm/min)

Durata intervalului cuintensitate max. a ploii (min.)

Cantitateade apă (mm)

1 Barlad 6,4 2 10,52 Oncesti 7,6 1,6 9,03 Plopana 5,5 1,9 9,24 Huşi 4,3 1,8 7,2

În etapa următoare s-au calculat debitele maxime absoluteşi cele maximespecifice cu diferite probabilităţi la principalele staţii hidrometrice din cadrul bazinului, identificându-se totdată şi relaţiile dintre scurgerea maximă specifică cu asigurarea de 1%şi altitudinea medie a bazinelor.

Tab. IV.10. Debite maxime absolute (m3/s) cu diferite probabilităţi (%) la staţiilehidrometrice din bazinul hidrografic Bârlad (1950-2006)

Q max. abs. (m3/s) cu diferite probabilităţi (%)Statiahidro.

Râul Alt.(m)

Q max. abs. (m3/s)(valoare/data)* 0,01 0,1 1 5 10 20

Băcesti Bârlad 292 164/17.07.1970 329,0 254,2 178,1 123,2 99,0 74,1 Negresti Bârlad 252 390/19.06.1985 588,7 445,6 301,8 202,3 158,7 115,7Vaslui Bârlad 236 316/10.04.1979 682,5 525,8 366,8 251,9 201,3 149,1Bârlad Bârlad 226 380/15.07.1969 690,2 534,0 375,5 260,9 210,5 158,4Tecuci Bârlad 220 331/12.10.1972 697,3 526,4 354,8 235,9 183,9 132,7Tecuci Tecucel 179 122/2.07.1971 232,0 174,1 115,9 75,6 57,9 40,6

202




Galbeni Zeletin 268 122/11.10.1972 257,4 196,4 135,1 92,6 74,1 55,7Feldioara Berheci 261 97,3/24.09.1996 244,2 185,9 127,4 86,8 69,1 51,6Curteni Lohan 243 29,7/3.06.1988 64,2 48,0 31,7 20,4 15,5 10,6Mânjeşti Crasna 216 87,3/29.03.1969 166,2 126,3 85,8 56,6 43,7 30,4R ădeni Tutova 281 97,5/7.05.1981 250,7 188,5 125,9 82,6 63,7 45,0

Tab. IV.11. Debite specifice maxime absolute (l/s/km2) cu diferite probabilităţi (%) lastaţiile hidrometrice din bazinul hidrografic Bârlad (1950-2006)

Q max. abs. (l/s/km2) cu diferite probabilităţi (%)Statiahidro.

Râul Supr.(km2)

Q max. abs.(l/s/km2) 0,01 0,1 1 5 10 20

Băcesti Bârlad 138 1188.4 2384.0 1842.0 1290.5 892.7 717.3 536.9 Negresti Bârlad 817 477.3 720.5 545.4 369.4 247.6 194.2 141.6Vaslui Bârlad 1550 203.8 440.3 339.2 236.6 162.5 129.8 96.2Bârlad Bârlad 4017 94.5 171.8 132.9 93.4 64.9 52.4 39.4Tecuci Bârlad 6778 48.8 102.8 77.6 52.3 34.8 27.1 19.5Tecuci Tecucel 110 1109.0 2109 1582.7 1053.6 687.2 526.3 369,0Galbeni Zeletin 402 303.4 640.2 488.5 336.0 230.3 184.3 138.5Feldioara Berheci 495 196.5 493.3 375.5 257.3 175.3 139.5 104,2Curteni Lohan 75 396 856 640 422.6 272 206.6 141,3Mânjeşti Crasna 401 217.7 414.4 314.9 213.9 141.1 108.9 75.8R ădeni Tutova 172 566.8 1457.5 1095.9 731.9 480.2 370.3 261.6Pogoneşti Tutova 593 240.3 520.4 396.1 284.1 183.6 140.9 100.5

y = 0.055x + 226.01

R 2 = 0.662

0

50

100

150

200

250

300

350

0 200 400 600 800 1000 1200 1400

m

l/s/km 2

Fig.IV.6. Relaţia dintre scurgerea maximă specifică cu asigurarea de 1%şi altitudineamedie a bazinelor

Apoi pe baza datelor de la staţiile hidrometrice privitoare la cota deatenţie de inundaţie şi de pericolşi având în vedere cheile limnimetrice specificefiecărei staţii au fost calculaţi coeficienţii de scurgereşi identificate situaţiile dedepăşire a acestor cote (prin intermediul celor trei formule propuse) la cele maiimportante staţii hidrometrice

203




Tab.IV.12. Valorile debitelor maxime corespondente principalelor cote la staţiilehidrometrice din bazinul Bârladului

Statiahidro.

Râul Supr.(km2)

CA(cm)

Q (m3/s)coresp.

CI(cm)

Q (m3/s)coresp.

CP Q (m3/s)coresp.

Băcesti Bârlad 142,31 340 33.1 440 62.7 600 125.0 Negresti Bârlad 812,21 330 34,2 410 66,3 575 135,9Vaslui Bârlad 1533,2 320 35,4 420 70,2 550 147,7Bârlad Bârlad 4094,39 310 39,6 410 83,9 525 183,4Tecuci Bârlad 6797,16 300 44.0 400 99 500 235.0Galbeni Zeletin 403,53 300 15.5 400 36.5 500 75.0Feldioara Berheci 518,77 300 21.8 400 35,6 500 55.7R ădeni Tutova 171,75 250 14 310 53,0 400 80

y = 0.0002x 2 + 0.0305x - 2.1586

0

5

10

15

20

25

30

35

0 50 100 150 200 250 300 350 400

cm

m3 /s

Fig.IV.7. Cheia limnimetrică pentru râul Barlad, la staţia hidrometrică Băceşti

y = 0.0002x 2 + 0.0791x - 7.2878

0

10

20

30

40

50

60

70

80

0 100 200 300 400 500 600

m 3 /s

cm

Fig.IV.8. Cheia limnimetrică pentru râul Bârlad, la staţia hidrometrică Tecuci

204




y = 0.0003x 2 + 0.0152x - 0.3657

0.0

10.0

20.0

30.0

40.0

50.0

60.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400 450

m3 /s

cm

Fig.IV.9. Cheia limnimetrică pentru râul Berheci, la staţia hidrometrică Feldioara

y = 0.0002x 2 + 0.0038x - 0.4122

0.0

5.0

10.0

15.0

20.0

25.0

30.0

35.0

0 50 100 150 200 250 300 350 400 450

m3 /s

cm

Fig.IV.10. Cheia limnimetrică pentru râul Zeletin, la staţia hidrometrică Galbeni

y = 0.0003x 2 - 0.0077x + 0.0645

0

5

10

15

20

25

30

35

40

0 50 100 150 200 250 300 350 400 450

m/s

cm

Fig.IV.11. Cheia limnimetrică pentru râul Tutova, la staţia hidrometrică R ădeni

205




206




Fig.IV.12. Situaţiile de depăşire a principalelor cote la unele staţii şi posturi hidrometricedin bazinul Bârladului

IV.4. Riscul inundaţiilor în bazinul râului Bârlad(Maria R ădoane, Nicolae R ădoane, Ionuţ Cristea)

Pentru abordarea acestei problematici sunt necesare baze de date extremde complexe privind formarea ploilor torenţiale, apoi realizarea scurgeriişi

compunerea undelor de viitur ă în lungul reţelei de drenaj. O asemenea analiză serealizează atât prin prelucrare statistică a bazei de date, câtşi prin interpretarearezultatelor obţinute până acum şi publicate de-a lungul timpului în reviste despecialitate ( Ichim, 1968; Alexandrescu, 1974; Băloiu, 1980; Chiriac et al., 1980; Diaconu, 1988; Musteţea, 1996; Giurma, Bartha, 2003;Chelcea et al., 2006).

În bazinul râului Bârlad cursurile apelor sunt caracterizate prin regimuriledominante semi-permanentşi temporar al scurgerii, chiar daca Bârladul este principala arter

ă de drenaj a podi

şului, el are un regim de scurgere semi-

permanent datorită cantităţilor mici de precipitaţii. Pe de altă parte, regimultorenţial al bazinului hidrografic Bârlad, mici pante longitudinale, albia care estecolmatată în multe sectoare, contribuie la inundarea unor mari suprafeţe ale bazinului.

Configuraţia geomorfologică a bazinului râului Bârlad conduce ladezvoltarea lacurilor de acumulare numai pe afluenţi, şi nu pe cursul principal alrâului. De aceea, atenuarea efectului acestor lacuri de acumulare nu ar proteja întotalitate albia major ă a râului Bârlad împotriva inundaţiilor, aici fiindşi celemai multe obiective economice. De aceea soluţia complexă de dezvoltareurmăreşte creşterea capacităţii de transport a patului albiei, prin regularizări şi

207




îndiguiri ale râului Bârladşi ale afluenţilor principali: Vaslui, Crasna, Racova,Durducşi Tutova în aval de lacurile de acumulare.

Tab.IV.13. Debite maxime înregistrate sau reconstituite la staţiile hidrometrice din bazinul râului Bârlad (Chelcea et al., 2006)Râul Staţia

hidrometrică Suprafaţa

bazinului (km2)Anul Q max

(m3/s)1969 3011970 1721971 2121972 1031973 135

Bârlad Negreşti 817

19.06.1985 39013.07.1969 290

1970 1861971 2761972 1521973 180

Bârlad Vaslui 1550

20.06.1985 41015.07.1969 380

1970 2651971 281

1972 2141973 263

Bârlad Bârlad 4017

23.06.1985 4301969 2681970 1901971 1851972 3311973 322

24.06.1985 350

Bârlad Tecuci 6778

26.06.1999 382Sacovăţ Sofroneşti 299 19.06.1985 250Vaslui Moara Domnească 497 20.08.1972 320Berheci Feldioara 495 11.10.1972 94Zeletin Galbeni 402 11.10.1972 122

Analizele asupra scurgerii maxime în bazin realizate de Chelcea et al.(2006) au ar ătat că există unele diferenţieri, datorită pe de o parte, fenomenuluiatenuării care are loc în albia major ă pe sectoarele din aval,şi pe de altă parte,datorită viiturilorşi apelor marişi chiar succesiunii obişnuite în timp. Valorilecaracteristice care se refer ă la scurgerea maximă au fost înregistrate atât peafluenţi, câtşi pe râul principal în aproape fiecare an în perioada 1969-1973şi de

208




câteva ori în acelaşi an, ceea ce este rar întâlnit în succesiunea normală a unorasemenea evenimente în alte regiuni.

Ocurenţa cvasi-periodică a inundaţiilor a condus în timp, în special după inundaţiile din 1969-1975, la reorganizarea schemei de dezvoltare a spaţiuluihidrografic prin promovareaşi executarea a numeroase lucr ări hidrotehniceşicontrolul efectelor distructive ale inundaţiilor. După producerea inundaţiilor din1985 (viitura cu cel mai mare debit din timpul anilor 1950-2004) (Tab.IV.13.) la Negreşti–sectorul Vaslui, digurile din această zonă au fost inundate, cauzândimportante pagube.

Construcţia diguluişi lucr ările de regularizare de pe acest sector au fostredimensionate la importanţa clasei pentru care au fost create. În prezent râul

Bârlad, de la Negreşti până la confluenţa cu râul Siret este regularizat, caşicursurile inferioare ale afluenţilor direcţi. Cele mai mari viituri care au avut loc pe râul Bârlad au fost: 1969, 1970, 1971, 1972, 1973, 1974, 1979, 1985şi 1991.Aceste inundaţii au fost cauzate de cantităţi importante de precipitaţii căzuteneregulat pe întreaga suprafaţă a bazinului râului Bârlad. În general, precipitaţiile care determină producerea inundaţiilor cu un debit maximimportant prezintă o variaţie spaţială similar ă, caracterizată prin căderea unorimportante cantităţi de precipitaţii în partea nordică a bazinului, descrescândspre sud.

Variaţia în timp a analizei ploilor torenţiale a fost accidentală, caracterizată printr-un nucleu central (care cauzează inundaţiile) cu o durată între 10 h (viituradin iulie 1974)şi 30 h (viitura din 1985) (Fig.IV.13.). Cu toate că ploiletorenţiale aveau un singur nucleu important, inundaţiile cauzate pe anumite râuridin interiorul bazinului râului Bârlad, au avut mai multe unde de viituri, datorită modului în care sunt formate.

În 1985, pe 18-20 iulie, ca rezultat al precipitaţiilor bogate căzute în bazinul superior al Bârladului, inundaţia a cauzat colapsul unor diguri amonte deoraşul Vaslui, la Măr ăşeni în zona localităţii Ştefan cel Mare.

Din tabelul IV.13 putem observa că debitul maxim înregistrat la staţiahidrometrică pe râul Bârlad prezintă probabilităţi de excesivitate în jur de 2%şichiar mai mică. În figura IV.14. sunt reprezentate izohietele din 17-19.06.1985care au produs inundaţiile din perioada 17-28.06.1985. Nucleul ploii era poziţionat în partea nordică a bazinului râului Bârladşi depăşea 210 mm. Înacelaşi timp se poate observa că în partea de sud a bazinului, cantităţile de precipitaţii erau mai mici, sub 80 mm.

209




Fig.IV.13. Distribuţia temporală a precipitaţiilor căzute în perioada 17 – 19. 06.1985şi înregistrate la posturile pluviometrice din bazinul râului Bârlad

(Chelcea et al., 2006)Rezultatul acestor precipitaţii record se vede în modul în care se compun

undele de viitur ă în lungul râului Bârlad (Fig.IV.15). La postul hidrometric Negreşti s-a înregistrat pe 19.06.1985, la ora 18.20 cea mai mare cotă a apelor,de 978 cm, corespunzător unui debit de 420 m³/s. Din cauză că s-au spartdigurile din amonte, o mare cantitate de apă a ajuns în albia major ă, de la unversant la altul, astfel că nivelul maxim înregistrat la staţia hidrometrică Vasluinu a fost cel corect. Vârful viiturii depăşeşte de asemenea 430 m3/s pe23.06.1985, la cinci zile de la trecerea ei prin secţiunea Negreşti. La Tecuci,vârful viiturii de 350 m3/s s-a înregistrat în data de 24.06.1985.

210




Fig.IV.14. Izohietele precipitaţiilor căzute în perioada 17 – 19.06.1985 în bazinul râuluiBârlad (Chelcea et al., 2006)

Astfel, pentru traversarea întregului bazin al Bârladului, undeiexcepţionale de viitur ă i-a fost necesar ă o să ptămână. Cu excepţia digurilor dinzona Negreşti – Vaslui, toate celelalte lucr ări au f ăcut faţă acestui fenomenextrem. De altfelşi afluenţii Bârladului din bazinul superior precum Sacovăţ şiVaslueţ au trebuit să facă faţă unor debite de 250 m³/sşi peste 300 m³/s, care au perioade de recurenţă de o dată la 100 de ani.

Viteza producerii unei viituri depinde de caracteristicile morfologice ale bazinului hidrografic. Pentru o analiză care să cuprindă elementele demorfologie se pleacă de la faptul că importanţa unei viituri este dată de raportuldintre debitul maxim (Q, m3/s) al acestoraşi suprafaţa bazinului hidrografic (S ):

QS

= max

211




unde: Qmax - debitul maxim al viiturii (m3/s);S - suprafaţa bazinului (km2).

Fig.IV.15. Compunerea undelor de viitur ă în lungul râului Bârlad în perioada 17 –

28.06.1985 (Chelcea et al., 2006).În cazul viiturilor din bazinul Bârlad, indicele de mărime a variat între

14.69 la Negreşti şi 4.64 la Tecuci. Comparativ cu alte viituri, de exemplu, celedin anul 1970, pe Mureşul Superior acest indice a variat între 7,73 - 18,3 la AlbaIulia; pe Dunăre, după 100 ani de măsur ători s-a ajuns la un coeficient maxim de21. De aici, rezultă foarte clar evidenţierea factorului mărimiişi formei bazinuluihidrografic în evaluarea importanţei unei viituri.

În urma analizei efectuate reiese că în bazinul hidrografic Bârlad albiilemajore ale râului principalşi ai afluenţilor sunt vulnerabile la viituri a căror probabilitate depăşeşte 10% (adică o dată la 10 ani). Lucr ările de rectificareşiîndiguire a albiilor principale asigur ă un control al inundaţiilor cu asigur ări de0,1%, dar aşa cum s-a întâmplat în avale de Negreşti în 1985, există riscul ca ladebite maxime ce depăşesc o probabilitate de 2% (adică o dată la 50 ani),digurile să cedezeşi pagubele să fie cu mult mai mari.

212




IV.5. Analiza diagnostică a viiturilor din bazinul Bârladului.Studiu de caz: bazinul Tutovei

(Iulian Cătălin Stângă)

Din punctul de vedere al riscurilor naturale, bazinul Bârladului seconfruntă îndeosebi cu fenomenele de uscăciune şi secetă, intense şi active procese erozionaleşi inundaţiile. Acestea din urmă, se impun în mod deosebit prin impactul rapidşi violent, fapt pentru care în perioada actuală sunt destul deintens mediatizate, deşi efectele pe termen lung trebuie asociate de multe orialtor procese cu impact latent-cumulativ. Întrucât însă valoarea directă sauindirectă a pagubelor umane sau materiale poate fi uneori foarte ridicată, este

extrem de importantă identificarea condiţiilor de geneză şi propagare a undelorde viitur ă, precumşi vulnerabilitatea structurilor antropice posibil a fi afectate ladiferite amplitudini ale debitelorşi nivelelor. Studiul de caz vizează unul din ceimai importanţi afluenţi ai Bârladului, axă a Colinelor Tutovei, afluent ce are olungime de 86 km, un bazin hidrografic cu o suprafaţă de 687 km2 şi un raportde formă relativ scăzut (0,299), ceea ce, teoretic, nu ar favoriza concentrarea bruscă a apelor într-un anumit punct. Suprafeţele forestiere, cu areale restrânse,şi modul defectuos de utilizare a terenurilor (lucr ări agricole efectuate perpendicular pe curbele de nivel), în condiţiile unor versanţi cu lungimişi panteapreciabile, grefaţi pe depozite friabile, toate acestea întreţin o puternică scurgere de suprafaţă (areolar ă sau în adâncime), cu manifestare violentă uneoriîn cazul ploilor torenţiale.

Pentru realizarea acestui studiu, s-a avut în vedere utilizarea combinată ametodologiilor clasiceşi moderne de cercetare. Astfel, de la documentări bibliografice, s-a trecut la cercetări de teren şi, cu o pondere apreciabilă, prelucrarea informatizată a datelor. Acest din urmă palier se refer ă atât la prelucrarea statistico-matematică şi proabilistică a datelor hidro-climatice, câtşila teledetecţie, aerofotointerpretareşi S.I.G. Suportul informatizat îl constituiemodelul numeric al terenului (MNT), realizat pe baza hăr ţilor topografice1:25000 (ediţiile publicate într 1975şi 1984), cu ajutorul programului TNTmips6.9. Prelucrarea statistico-matematică a datelor hidro-climatice a avut în vedereanaliza tipologiei viiturilor în bazinul hidrografic al Tutoveişi probabilitatea de producere a diferitelor debite cu grad diferit de risc (posturile R ădeni, Puieşti,Pogoneşti). Utilizarea terenurilor din bazin a fost analizată pe baza imaginilorsatelitare (Corine Land Cover, 2000), în timp ce pentru detalii din perimetrele

eşantion s-au folosit ortofotoplanurile 1:5000, ediţia, 2005. S-au putut astfelextrage în program informatizat detalii precum reţeaua de drumuri, construcţiietc. pentru determinarea gradului de vulnerabilitate.

213




Analizând un număr de 279 de viituri produse în intervalul 1969-2005 în bazinul hidrografic al Tutovei, se constată frecvenţa deosebită a acestora(79,93%) în semestrul cald (intervalul aprilie-septembrie), în timp ce înintervalul octombrie-martie se înregistrează doar 20,07% dintre viituri. Peanotimpuri, domină viiturile de var ă (42,29%), urmate îndeaproape de cele de primăvar ă (39,07%), în timp ce viiturile de toamnă deţin 11,83%, iar cele deiarnă, produse în prima parte a lunii decembrie sau, mai ales, ultima decadă alunii februarie reprezintă doar 6.81% din cazuri. În distribuţia lunar ă a viiturilorse remarcă două maxime (aprilieşi iunie), precumşi lipsa totală a acestora înluna ianuarie, dată fiind influenţa condiţiilor climatice est-europene generate deciclonul ruso-siberian.

Din punct de vedere genetic, cea mai mare parte a viiturilor analizate aucauză pluvială (ploi torenţiale de convecţie termică sau frontală, în condiţiileunui complex de factori sinoptici ce determină scăderea accentuată a presiunii, o pondere mai redusă având-o cele pluvio-nivale sau nivo-pluviale, extrem de rarfiind vorba doar de creşteri rapide de debit cauzate doar de topirea stratului deză padă. În ceea ce priveşte vârful viiturii, acesta se găseşte în general în limitevalorice modeste.

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Fig.IV.16. Frecvenţa lunar ă a viiturilor în bazinul hidrografic al Tutovei (1969-2005)

Tab.IV.14. Frecvenţa debitelor maxime de diferită amplitudine≤ 10 10-20 20-30 30-40 40-50 50-60 60-70 70-80≥80Q (m3 /s)

Postul 1 2 3 4 5 6 7 8 9Total

R ădeni

(%)

35,71 18,57 14,29 10,00 7,15 1,43 1,43 5,71 5,71 100

Puieşti(%)

28,81 23,73 18,64 10,17 6,78 3,39 1,69 5,09 1,70 100

Total(%)

32,85 21,17 16,79 9,49 7,30 2,19 1,46 5,11 3,64 100

214




0

5

10

15

20

25

30

35

40

1 2 3 4 5 6 7 8 9

Radeni Puiesti Fig.IV.17. Frecvenţa debitelor cu diferite amplitudini (1969-2005)

În condiţii sinoptice care să permită analiza modalităţii de propagare aundelor de viitur ă, se remarcă un decalaj al producerii momentului de maximhidrologic dinspre aval spre amonte, o dată cu scăderea vitezei de propagare caurmare a scăderii pantei, lărgirii albiei şi creşterii capacităţii de tampon a

acesteia. Astfel, atunci când Tutova a depăşit 40 m3

/s la toate posturile pluviometrice analizate (R ădeni, Puieşti, Pogoneşti), decalajul între cele trei posturi variază de la 5 la 12 ore.

Tab.IV.15. Parametrii viiturii din 21-31 iulie 1974 din bazinul TutoveiPostul Qmax.

(m3/s)Data

(ziua, ora)Viteza undei

de viitură Tcr. (ore)

R ădeni 41,2 22 iulie, 400 - 44Puieşti 46,0 22 iulie, 1500 1,96 km/or ă 32

Pogoneşti 43,6 23 iulie, 1700 1,43 km/or ă 48

În general, creşterea şi descreşterea rapidă a debitelor nu este însoţită şide producerea inundaţiilor. Luând în calcul cotele de atenţie, de inundaţie şi de pericol, aplicând corecţiile impuse de evenimente anterior produse, se constată faptul că, în general, doar 5-15% dintre viituri producşi inundaţii. Pentrudeterminarea probabilităţii de producere a unor debite cu diferite amplitudini, aufost realizate curbele de probabilitate empirică şi teoretică a debitelor maximeanuale. Probabilitatea de producere a unor viituri cu grad ridicat de risc variază pentru cele trei posturi între 10şi 20% (o dată la 5-10 ani).

215




0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35 37 39 41 43

Ră deni Puie ş ti Pogone ş ti

Fig.IV.18. Hidrograful viiturii râului Tutova din 21-31 iulie 1974 la posturile:R ădeni, Puieşti şi Pogoneşti

Tab.IV.16. Debite corespunzătoare nivelelor de riscşi frecvenţa depăşirii

Nivelul caractersitic(cm) Q echivalent(m3/s) Frecvenţa depăşiriiCota de atenţie (CA) 14 57,65%

Cota de inundaţie (CI) 53 12,49%Cota de pericol (CP) 80 5,79%

O dată cu lărgirea albiei majore, mai ales în condiţiile supraînălţării prin procese de versant (de la parazitarea cu depozite coluvio-proluviale până lacrearea unor adevărate şesuri coluviale), apar condiţii, unele cu caracter evident

temporar, pentru amplasarea diferitelor construcţii. Vidul legislativ din România,la care se adaugă de multe orişi dezinteresul autorităţilor publice locale, a permis amplasarea de construcţii (indiferent de categoriaşi destinaţia acestora)în cadrul albiei, sub cotele de inundaţie şi pericol. Or, pe lângă expunerea la risc,densitatea construcţiilor din albie îngreunează evacuarea apelor meteorice,uneori şi mai mult complicată ca urmare a realizării diferitelor amenajărisubdimensionate.

216




IV.6. Aplicaţii SIG în analiza riscului inundaţiilor(Adrian Ursu, Lilian Niacşu)

Pentru a exemplifica metodologia utilizată în studiul riscurilor hidrologiceîn bazinul Bârladului, am ales o zonă test aflată în localitatea Puieşti de pe valeaTutovei, sat dezvoltat iniţial pe malul stâng al râului, pe versant, dar care s-aextins în special în perioada postbelică în lungul drumului judeţean de pe maluldrept al râului, în zona inundabilă (Fig.IV.19).

Având în vedere forma bazinului hidrografic, gradul redus de împădurire,torenţialitatea regimului pluviometricşi valoarea cantităţilor de precipitaţiiînregistrate în 24 h (care au depăşit, în anumite situaţii 100 l/m2), putem aprecia

că, în condiţii excepţionale, nivelul râului poate ajunge la 3-4 mPentru analiza riscului hidrologic a fost realizat modelul numeric alterenului (MNT) pe baza hăr ţilor topografice 1:25000 precumşi o serie de stratevectoriale reprezentând elemente ale cadrului natural implicate în creareariscului specific (reţeaua hidrografică, drumurile şi intravilanul localităţii)(Fig.IV.20.).

Fig.IV.19. Secţiune din harta topografică 1:25000 (sus)şi secţiune de aerofotogramă (jos) pentru arealul satului Puieşti

217




Fig.IV.20. Modelul numeric al terenului (MNT)şi stratele vectoriale utilizateîn analiza riscului hidrologic

Pentru detalierea analizei cantitative au fost extrase pe baza

aerofotogramelor bunurile imobile din interiorul localitatiişi a fost trasată tramadrumurilor comunale. Prin rezoluţia aerofotogramelor acestea permit trasarea

218




caselor si a anexelor din interiorul fiecarei gospodarii din vatra satului(Fig.IV.21.).

Fig.IV.21. Bunurile imobile susceptibile la inundaţii pe arealul satului Puieşti

Plecând de la principiul HAZARD+VULNERABILITATE=RISC, s-atrecut la crearea unor strate vectoriale care să evidenţieze hazardul hidrologicşivulnerabilitatea structurilor antropice, pentru ca, ulterior, prin suprapunere, să seobţină harta zonelor expuse riscului inundaţiilor. Evidenţierea zonelor inundabilea fost posibilă prin simularea unor viituri pe baza modelului numeric al terenuluişi prin intermediul programului TNTmips v.6.9. Au fost identificate secţiunile ce prezintă condiţii pentru crearea spontană a unui baraj în timpul unei viituri(Fig.IV.22.) în zona comunei Puieşti şi mai apoi s-au realizat o serie de hăr ţi cusuprafeţele inundate în cazul formarii spontane a unor baraje cu diferite inaltimi(1, 2, 3 sau 4 m)şi hăr ţi cu simularea riscului la inundatii în cazul undei deviitur ă sau apariţiei de baraje de până la 4 m înalţime (Fig.IV.24.).

În urma simulării formării unui astfel de baraj s-au evidenţiat o serie dezone expuse riscului inundaţiilor, acestea situându-se, în special pe teritoriul“cartierului nou” al comunei Puieşti (Fig.IV.25.).

Totodată, în urma simulării unor astfel de baraje au putut fi evaluatecantitativşi suprafeţele şi drumurile inundate la diferite înălţimi ale barajului(Fig.IV.26.şi Fig.IV.27.).

219




Fig.IV.22. Alegerea secţiunii ce prezintă condiţii pentru crearea spontană a unui baraj în timpul viiturii

Fig.IV.23. Fereastra de lucru a programului TNT Mips v. 6.9 pentrusimularea aparitiei barajului

220




Fig.IV.24. Suprafeţele inundate în cazul formării spontane a unor baraje cu diferiteînălţimi

Fig.IV.25. Simularea riscului la inundaţii în cazul undei de viitura sau apariţiei de baraje până la 4 m înalţime

221




0

50

100

150

200

0,5 1 1,5 2 2,5 3 3,5 4

Fig.IV.26. Suprafeţele inundate în comuna Puieşti, la diferite inaltimi ale barajului

Sectorul PuiestiDrumuri inundate la diferite inaltimi ale barajului

0

2000

4000

6000

8000

0,5 1 1,5 2 2,5 3 3,5 4

nivelul apei (m)

m e t r i d r u m

Fig.IV.27. Drumuri inundate în comuna Puieşti, la diferite înălţimi ale barajului

În graficele de mai sus se observă că suprafaţa creste mai mult în prima parte a graficului, până la “umplerea” totală a luncii cu apă, iar apoi creştereasuprafeţei inundate se produce într-un ritm mai redus. Acest lucru se reflectă şi

asupra ritmului de creştere a numărului de bunuri imobile afectate de acest tip defenomene, astfel încât, numărul de case inundate se dublează în prima parte agraficului, după care ritmul se estompează (Fig.IV.28.).

222




0 50 100 150 200 250 300 350Numarul de case

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

4

N i v e

l u l a p e

i ( m )

nr.total de case afectate nr de case afectate partial Fig.IV.28. Numarul de case si anexe gospodareşti inundate la diferite înălţimi ale

barajului În concluzie consider ăm că utilizarea metodelor propuse de sistemele

informatice geografice se dovedesc a fi utile în studiul riscurilor naturale, încazul de faţă riscul de apariţie a unei inundaţii într-un bazin hidrografic.

IV.7. Impactul ambiental al averselor din 5-6 septembrie 2007 în Podisul Bârladului

(Ion Ioniţă)

Podişul Bârladuluişi, în general, Podişul Moldovei reprezintă un areal cuo favorabilitate ridicată la acţiunea proceselor de degradare a terenurilor,respectiv eroziunea în suprafaţă, ravenarea, alunecările de teren, sedimentareaetc. Factorii naturali principali care influenţează atât scurgerea lichidă, cât şieroziunea sunt precipitaţiile, relieful, vegetaţia şi solul.

Precipitaţiile sunt de o deosebită importanţă deoarece majoritateaestimărilor de scurgere lichidă se bazează pe informaţii referitoare la cantitatea,durata şi intensitatea ploilor. Majoritatea metodelor de calcul al volumuluiscurgerii de suprafaţă au în vedere, ca indicator de risc, precipitaţiile în 24 de oreşi umiditatea solului anterioar ă evenimentului. Pentruţara noastr ă prezintă interes în estimarea scurgerii de pe versanţi indicatorul Hi15 , propus deSt ănescu

P. et al (1969), în care H reprezintă cantitatea de precipitaţii, iar i15 intensitateanucleului torenţial pe durata de 15 minute. Analizând datele de la parcelele decontrolul scurgerilor din valeaŢarinei–Perieni, Colinele Tutovei, pentru o

223




perioadă de 30 de ani (1970 – 1999), Ioni ţă (2000, 2006) apreciază că, la porumb, condiţii de risc hidrologic maxim se înregistrează în luna iunie, 37%din totalul anual, după care urmează luna iulie cu o pondere de 27 %.

Relieful joacă un rol deosebit în procesul de scurgereşi eroziune. Pentrusesizarea relaţiei dintre aspectul dimensional al formelor de reliefşi eroziuneasolului s-au efectuat numeroase cercetări privind înclinareaşi lungimeaversanţilor. După datele obţinute cu ajutorul parcelelor de scurgere dinţaranoastr ă şi din str ăinătate rezultă că eroziunea variază cu lungimea versantului la puterea 0,3şi cu înclinarea la puterea 1,5 ( Mo ţ oc, 1975).

În condiţiile din Podişul Moldovei, riscul erozional cel mai ridicat seconsemnează în mod frecvent pe frunţile de cuestă, respectiv pe versanţii a căror

orientare este opusă înclinării stratelor, deci pe versanţii cu expoziţie generală nordică şi vestică. Valorile cele mai scăzute de risc erozional se înregistrează, deobicei, pe reversurile de cuestă, respectiv pe versanţii conformi cu înclinareastratelor, deci pe versanţii cu expoziţie generală sudică şi estică ( Băcăuanu et al., 1980, Ioni ţă , 2000). În plus, reţine atenţia faptul că, depozitele sedimentare pliocene din sudul Podişului Bârladului sunt alcătuite predominant din nisipuridispuse în structur ă deltaică ( Jeanrenaud, 1971, Ionesi, 1989).

Vegetaţia intervine în procesul de eroziune prin aparatul vegetativ careinterceptează precipitaţiile, prin tulpini ce pot să reducă viteza de scurgereşi prinr ădăcini, care fixează solul. Un interes deosebit îl prezintă influenţa plantelorcultivate asupra pierderilor de sol prin eroziune. Pe baza datelor de la parcelelede controlul scurgerilor din ValeaŢarinei – Perieni, din perioada 1970 – 1999, Ioni ţă (2000, 2006) estimează că, la pr ăşitoare, 47 % din totalul pierderilor desol erodat se înregistrează în luna iunie. Conform aceluiaşi autor sezonul criticde eroziune la pr ăşitoare cuprinde două luni, respectiv intervalul dintre 15-20maişi 15-20 iulie.

Solul interesează în mod deosebit prin proprietăţile care modifică vitezade infiltraţie, influenţând în acest fel cantitatea de apă ce se scurge la suprafaţă şi prin erodabilitate, respectiv prin rezistenţa sa la for ţele care determină desprindereaşi transportul particulelor de material solid. În condiţiile din PodişulMoldovei, cele mai rezistente la eroziune sunt molisolurile neerodate sau slaberodate. În schimb, solurile de pădure puternic erodate se situează la polul opusfiind caracterizate printr-o valoare dublă a erodabilităţii. Prin urmare, dacă pecernoziomul cambic, slab erodat, din valeaŢarinei – Perieni, valoarea medieanuală a pierderilor de sol prin eroziune este de 33,0 t/ha la ogorul negru, 8 t/ha

la porumbşi 1,0 t/ha la grâu se înţelege uşor că pe solurile de pădure, ce prezintă la zi un orizont Bt, valoarea riscului erozional se dublează.

224




Conform studiilor efectuate de Mo ţ oc (1983) se estimează că valoareamedie a eroziunii totale în Podişul Bîrladului variază între 20-30 t/ha/an.

Un rol important în diferenţierea impactului evenimentelor pluvialeasupra mediului revine activităţii umane, a cărei influenţă poate fi evaluată fienegativ, fie pozitiv.

Cercetările privind impactul evenimentelor pluviale din septembrie 2007asupra mediului înconjur ător din sudul Podişului Bârladului au constat în primulrând în culegerea datelor de teren, respectiv date privind precipitaţiile,măsur ători pentru determinarea unor parametri de geometrie hidraulică pe canalede scurgere din bazine hidrografice mici etc. Apoi, s-a trecut la prelucrareaşiinterpretarea datelor în laborator. Pentru evaluarea debitelor lichide maxime din

bazinele hidrografice mici analizate s-a folosit „metoda raţională”, în formula:Q = A x Vîn care: Q = debitul lichid (mc/s);

A = secţiunea udată (mp);V = viteza apei (m/s).Pentru estimarea vitezei curenţilor lichizi s-a utilizat relaţia:

V = 1/n x R 2/3 x i1/2

în care: n = coeficientul de rugozitate în sens Manning;R = raza hidraulică (R = A/P);A = secţiunea udată (mp);P = perimetrul udat (m);i = panta fundului canalului (%).În perioada 05-12 septembrie 2007, în sudul Podişului Moldoveişi nord-

estul Câmpiei Române, s-au înregistrat o serie de averse dintre care se detaşează cea din prima zi, când au căzut până la 237,7 mm. În celelalte zile, cantitatea de precipitaţii nu a depăşit 30 mm în 24 de ore. Menţionăm că, pentru oraşulBârlad, valoarea acestor precipitaţii maxime din 24 ore cu diferite asigur ări estede 62 mm la asigurarea de 10 %, 76 mm pentru asigurarea de 5 %, 108 mm laasigurarea de 1 %şi 122 mm pentru asigurarea de 0,5 % ( Mo ţ oc et al., 1973). Pede altă parte, trebuie subliniată şi valoarea mai ridicată a agresivităţii pluvialedeoarece coeficientul de agresivitate climatică, K, din sudul Podişului Moldoveiare valoarea 0,144 ( Mo ţ oc et al., 1975).

Datele obţinute din surse diferite (Direcţia Apelor Prut Iaşi, DirecţiaMeteorologică Iaşi şi S.C. Agrocomplex Bârlad), pentru 31 de posturi

pluviometrice, au permis întocmirea hăr ţii cu izohiete pentru aversa din05.09.2007 (Fig.IV.29.).

225




Din analiza acestei figurişi din informaţii suplimentare, obţinute pe terende la localnici, se pot face următoarele aprecieri:

- aversa excepţională din 05.09.2007 a ocupat un areal neaşteptat de larg,sub forma unei benzi foarte extinse din zona Piemontului Curburii până înDealurile Fălciului;

- acest eveniment pluvial a constat de fapt într-o succesiune de trei „valuri”,uneori însoţite de grindină, care s-au derulat pe un interval de 10 ore;

- cantităţile cele mai mari de precipitaţii s-au înregistrat în Colinele Joase aleTutovei, în jurul localităţii Podu-Turcului, respectiv în bazinele inferioare aleBerheciului, Zeletinuluişi Pereschivului, ele înscriindu-se cu valori specifice pentru asigur ări mai mici de 0,5 %. Pentru o arie apreciabilă au căzut preciptaţii

corespunzătoare unei asigur ări de 0,5% - 1,0 %.Într-un asemenea context pluvial, reacţia hidrologică sub decupaje diferiteca mărime a fost remarcabilă, iar riscul hidrologic sub formă de inundaţii bruştea atins deseori cote impresionante (Tab.IV.17.). Datele de la Tecuci au fostintroduse în acest tabel doar pentru a avea o imagine adecvată pentru un arealmai larg decât cel studiat.

Tab.IV.17. Valoarea debitelor lichide maxime (m3/s) în septembrie 2007(după D.A.Prut – Iaşi)

Nr.crt Postul hidrologic – cursul de apă 05 IX. 2007 06 IX. 2007 07.IX.2007 08.IX.2007

1 Galbeni-Zeletin 48,5 27,0 5,11 4,57

2 Feldioara-Berheciul 103,0 19,7 7,24 3,93

3 Bosia- Berheciul 0,124 0,124 0,124 0,146

4 Bârlad-Bârlad 2,65 1,61 1,07 1,05

5 Tecuci-Bârlad- braţul principal 10,4 99,0 28,3 5,61

6 Tecuci-Bârlad- braţul secundar 0,2 294,0 62,8 26,2

7 Tecuci-Tecucel 112,0 1,39 0,042 112,0

În schimb, riscul erozional a prezentat valori ridicate numai punctualdeoarece, în ansamblu, în prima jumătate a lunii septembrie gradul de acoperirecu vegetaţie a terenurilor a fost satisf ăcător ( Ioni ţă , 2007). Riscul erozionalmaxim a acompaniat scurgerea concentrată, dar a fost puternic influenţat şi de

activitatea umană, fie negativ în sensul favorizării scurgeriişi eroziunii, fie pozitiv ca rezultat al aplicării unor metode care să contribuie la regularizareascurgeriişi atenuarea procesului de eroziune.

226




Fig.IV.29. Harta izohietelor aversei din 05 septembrie 2007

Observaţiile şi măsur ătorile de teren ne-au permis să separ ăm două tipuride efecte asupra mediului înconjur ător, şi anume:efecte momentane, accidentaleşi efecte cumulative, a căror incidenţă a fost pregătită pe o perioadă îndelungată de timp.

Măsur ătorile de teren efectuate în patru bazine hidrografice mici (valeaŢarinei – 1013 ha, Valea Crângului – 513 ha, Valea Căldării – 612 haşi valea lui

227




Ilie – 444 ha), asociate unor pâraie afluente de dreapta ale Bârladului, au permissă calculăm valoarea debitului maxim lichid (Tab.IV.18.).

Tab.IV.18. Parametrii scurgerii lichide din 05 septembrie 2007în bazine hidrografice mici Nr.crt.

Bazinulşi aria dinamonte de locul secţiunii

Secţiuneaudată (m2)

Perimetruludat (m)

Viteza(m/s)

Debitul maxim(m3/s)

1 V. Ţarinei – 486 ha 7,95 31,5 2,36 18,77

2 V. Crângului – 513 ha 8,25 40,1 1,81 14,96

3 V. Căldării - 612 ha 11,14 31,7 1,99 22,21

4 V. lui Ilie – 352 ha 12,76 44,8 1,98 25,32

În termeni de debit maxim lichid specific rezultă că valoarea acestuia afost de 3,86 mc/s/100 ha în ValeaŢarinei, 2,92 mc/s/100 ha în Valea Crângului,3,63 mc/s/100 ha în Valea Căldării şi 7,20 mc/s/100 ha în Valea lui Ilie. Acestevalori, destul de ridicate, înregistrate în condiţii de bazine exploatateantierozional, au fost determinate de ponderea apreciabilă a parcelelor recentsemănate cu rapiţă sau a celor în curs de pregătire a patului germinativ. Deci, înasemenea situaţii, putem consemna efecte accidentale care au afectat unităţile

agricole, obişnuite cu respectarea tehnologiilor de cultur ă. Valoarea dublă adebitului specific din valea lui Ilie în raport cu celelalte bazine se explică prinrenunţarea aproape integrală la sistemul de cultur ă în fâşii în dauna sistemuluisimplu de cultivare pe contur (Fig.IV.30.).

Fig.IV.30. Eroziune foarte puternică în rigole pe versantul stâng al Văii lui Ilie,semănat anterior cu rapiţă (07.09.2007)

228




O situaţie asemănătoare s-a consemnatşi pe versantul drept alPereschivului Mic, la ferma Coroieşti, unde s-au înregistrat 185 mm de precipitaţii. Figura IV.31. ne arată impactul diferenţiat al ploii torenţiale din05.09.2007 asupra scurgerii lichideşi eroziunii în funcţie de modul deconservare a solului. Astfel, riscul hidrologicşi erozional a fost nesemnificativ înarealul organizat sub formă de culturii în fâşii şi foarte semnificativ în arealulcultivat pe contur, dar semănat integral cu rapiţă.

Fig.IV.31. Organizarea scurgerii lichide concentrate sub formă de şuvoaie peversantul drept al Văii Pereschivului Micşi agradarea luncii (10.09.2007)

Executarea par ţial necorespunzătoare a unor lucr ări agrotehnice în condiţiide terenuri organizate antierozional poate, de asemenea, provoca efectemomentane, accidentale. Aici ne referim în mod deosebit la discuitul „în cruce”sau „în diagonal ă” prin care se urmăreşte iniţial realizarea unui grad mai bun deuniformizare a terenului, cu un consum mai redus de combustibil. Figura IV.32ilustrează impactul aversei de 111 mm din ziua de 05.09.2007 pe o parcelă,situată în partea superioar ă a versantului stâng din bazinul mijlociu al P.Ţarina –Perieni, unde prin combinarea discuitului pe contur cu cel în diagonală valoareaeroziunii solului s-a triplat depăşind 60-70 t/ha.

În continuare vom prezenta o serie de efecte cumulative, a căror incidenţă a fost pregătită pe o perioadă îndelungată de timp prin activităţi umane cu impactdeosebit asupra măririi considerabile a riscului erozional.

229






Fig.IV.33. Versantul stâng puternic ravenatşi lunca Zeletinuluila Glăvăneşti (18 martie 2007)

Fig.IV.34. Colmatareaşoselei Podu Turcului – Bacău la Glăvăneşti (07.09.2007)

231




Fig.IV.35. Agradareaşesului Zeletinului la Glăvăneşti, cu material solid furnizat deravenele situate pe versantul stâng (07.09.2007)

Figura IV.36. ilustrează sugestiv degradarea accentuată a unui segmentde drum, orientat pe direcţia deal-vale, al cărui nivel a coborât relativ lent, încâtanterior aversei din 05.09.2007, în profil transversal, drumul devenise un cana

larg deschis. În timpul aversei respective, acolo unde luturile loesoide dincarosabil au fost erodate au apărut la zi nisipurile meoţiene, în care s-au formatravene discontinue cu adâncimea maximă de peste 2 m.

Fig. IV.36. Drum deal – vale din satul R ăzeşu, com. Glăvăneşti, judeţul Bacău,ravenat în timpul aversei din 05.09.2007 (07.09.2007)

232




Înfundarea podeţelor cu resturi vegetale a contribuit decisiv la inundareaarealelor limitrofeşi la colmatarea apreciabilă a canalelor de scurgere în amonte.Astfel, şoseaua Podu Turcului-Motoşeni este amplasată pe glacisul de contactdintre versantul stângşi lunca Zeletinului. Conurile de dejecţie din bazinele pâraielor afluente Zeletinului (Dămăcuşa – 490 ha, Cojanca – 496 ha, Cozma –543 ha, V. Plopilor – 218 ha, Borcea – 214 ha, Budagu – 212 ha), care sunttraversate deşoseaua menţionată, au reprezentat punctele cele mai critice din punct de vedere hidrologicşi erozional (Fig. IV.37.şi IV.38.).

Fig. IV.37. Canalul de scurgereşi conul de dejecţie al Văii lui Cozma,amonte deşoseaua Podu Turcului – Bacău (07.09.2007)

Fig. IV.38. Obturarea podeţului de pe canalul Văii lui Cozmaşi inundarea conului dedejecţie în aval deşoseaua Podu-Turcului – Motoşeni – Bacău (07.09.2007)

233




Amplasarea improprie a unor locuinţe pe şesurile cu risc mare lainundabilitate (de exemplu, la Podu Turcului) sau în apropierea unor canale descugere foarte dinamice, precum canalul Pârâului Cojanca din Glăvăneşti(Figurile IV.39.şi IV.40.).

Fig. IV.39. Amplasarea recentă de construcţii civile în lunca inundabilă a Zeletinului,la Podu Turcului (07.09.2007)

Fig.IV.40. Canalul P.Cojanca în zona de confluenţă cu Zeletinul, la Glăvăneşti(07.09.2007)

Lucr ările de regularizare a cursurilor de apă, pe lângă efectele lor clar pozitive, pot genera uneori situaţii nedorite. Astfel, la sfâr şitul anilor ’70şiînceputul anilor 80’, în bazinul Bârladului s-au efectuat ample lucr ărihidrotehnice, şi anume: rectificări de albii minore, îndiguiri etc. Lunca

234




Berheciului, de exemplu, a fost inclusă în acest program, dar cu timpul secţiuneasa reprofilată şi îndiguită, prin procese de agradare variabilă, s-a micşorat şi deaici un risc progresiv mărit la inundaţii (Fig.IV.41.şi Fig.IV.42.).

Fig. IV.41. Albia regularizată a Berheciului inferior, în curs de agradare,la sud de satul Berheci (03.10.2007)

Fig.IV.42. Inundaţia din 05.09.2007 pe Berheciul inferior,la sud de satul Berheci (foto Buruiană D.).

235




Uneori, digurile sau rambleele de cale ferată sau deşosele au constituitobstacole în accesul surplusului de apă provenit de pe versanţi (Fig.IV.43.) sauîn transferul apei din bazinele afluenţilor în colectorul principal (Fig.IV.44.).

Fig.IV.43. Breşă în digul stâng al Berheciului la Berheci pentru transferul apeidin aport lateral (foto Buruiană D., 05.09.2007)

Fig.IV.44. Lunca Bârladului în zona de confluenţă a râului Bârlad cu P. Pereschiv(foto Buruiană D., 05.09.2007)

236




IV.8. Fenomene de risc hidrologic asociate scurgerii minime(Ionuţ Minea)

Acest tip de risc hidrologic este condiţionat în primul rând de condiţiileclimatice asociate, deseori, cu cele litologice. Factorul geologic se manifestă maiales atunci când talvegul albiei minore nu intersectează pânza freatică. Efecteleacestei situaţii: nu există alimentare subterană pentru permanentizarea scurgeriide suprafaţa, aceasta producându-se numai datorită precipitaţiilor căzute pesuprafaţa bazinelor.

Vegetaţia îşi puneşi ea amprenta în intensificarea acestui fenomen prinreţinerea în totalitate a precipitatiilor mai mici de 15-20 mm în cazul căderii

acestora după perioade lungi de secetă.La rândul lui, factorul edafic condiţionează intensitatea fenomenelor dinsecare mai ales prin continutul mare de argilă peste 20% în soluri care nu aucapacitatea de înmagazinare a apei, care să poată prelungi scurgerea desuprafaţă. La toate acestea se adaugă şi panta relativ mică a versanţilor sub 15-17%.

În astfel de condiţii menţionate, frecvenţa producerii fenomenului desecare este de 40-50% în cazul bazinelor cu suprafaţă de 15-20 km2 şi de peste90% în cazul bazinelor cu suprafeţe mai mici de 5 km2.

Această frecvenţă a fost calculată utilizându-se formula:

f=(n/N)*100

unde: n - numărul de ani în care s-a produs fenomenul secării; N - numărul de ani ai perioadei de observaţii.

Durata medie multianuală a fenomenului de secare Ns (zile) are deasemenea valori foarte ridicate. La staţia de închidere a bazinului hidrograficStavnic la staţia hidrometrică Căzăneşti valoarea Ns = 31 zile.

În Fig. IV.45. se prezintă relaţia Ns(zile)şi suprafaţa bazinală; Ns = f(A)din care se constată durate medii multianuale ale fenomenului de secare Ns de peste 120 zile, în cazul suprafaţelor mai mici de 4-5 km2.

Un rol important asupra mărimii duratei fenomenului de secare îl areşidistribuţia în timp a precipitaţiilor.

237




0

40

80

120

160

0 10 20 30 40

A(km 2)

N s

( d a y s

)

Fig.IV.44. Relatia între durata medie multianuală cu fenomenulsecării şi suprafaţa bazinală

f>90%

f=40-50%

Fig.IV.45. Frecvenţa producerii fenomenului de secare funcţie de suprafaţa bazinală încadrul bazinului superior al Bârladului

0

5

10

15

20

25

30

35

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

N s

( d a y s

)

Fig.IV.46. Variaţia anuală a numărului de zile cu fenomene de secare

238




La o probabilitate de 1%, aceasta poate depăşi 330 zile în cazul bazinelor cu suprafaţa mai mică de 5 km2 şi mai mult de 330 zile în cazul bazinelor cu grad mare de împădurire.

239

Fig.IV.47. Relatia Nsmax1% = f(A)

Pe baza reprezentărilor şi relaţiilor de mai sus se poate trece într-o etapă ulterioar ă la elaborarea unor prognoze în ceea ce priveşte apariţia fenomenuluide secare ( M ătrea ţă et.al., 2004).

Astfel se poate stabili un gradient zilnic de scadere a debitului, Gs(l/s/zi) care poate fi determinat pentru fiecare din intervalele Nz (zile) analizate(la finele cărora s-a ajuns la Q=0) prin raportarea valoarii Qp de la care sedoreşte elaborarea prognozei la numărul de zile al intervalului Nz.

Gs = Qp/ Nz (l/s/zi)

În general debitele minime înregistrate în bazinul hidrografic Bârlad auatins pragul de 0,0 m3/s la staţiile şi posturile hidrometrice a căror bazinhidrografic este de până la 250 km2. Aceste valori se ating pe fondul scăderiiscurgerii apei induse de scăderea drastică a precipitaţiilor atmosferice. Chiarşi pe râul Bârlad nu s-a înregistrat scurgerea apei în iarna anului 1954 datorită îngheţului total. Raportul dintre debitele minimeşi cele maxime depăşeştevaloarea de 1 la 34000 la staţia hidrometrică Bârlad pe râul Bârlad sau 1 la39500 pe râul Dobrovăţ la staţia hidrometrică Codăeşti ceea ce ne arată torenţialitatea scurgerii (Tab.IV.19.).




Fig.IV.48. Corelaţie între gradientul zilnic de scădere a debituluişi precipitaţiileatmosferice care cad într-un anumit interval (Sa – nr. zile cu fenomene de secare dintr-o

perioada anterioara de 30 de zile fata de data inregistrarii Qp)

Tab.IV.19. Debite minime cu diferite asigur ări la staţiileşi posturile hidrometricedin bazinul Bârladului

Debite minime (în m3/s)cu asigurările

Nr.crt.

Râul Staţiahidrometrică

F(km2)

Q medmultianual

măsurat (m3/s) 80% 90% 95%

Qmin/Qmax

1 Bârlad Băceşti 138 0,34 0,015 0,008 0,004 -2 Bârlad Negreşti 817 1,54 0,060 0,020 0,010 -3 Bârlad Vaslui 1550 2,77 0,080 0,030 0,015 04 Bârlad Bârlad 4017 6,04 0,340 0,170 0,090 1/345005 Bârlad Tecuci 6778 8,39 0,750 0,490 0,290 1/9506 Sacovăţ Tungujei 215 0,347 0,004 0,002 0,000 -7 Stavnic Frenciungi 164 0,375 0,002 0,001 0,000 -8 Stavnic Căzăneşti 186 0,419 0,004 0,001 0,000 -9 Racova Oprişiţa 246 0,299 0,010 0,004 0,002 1/178010 Racova Puşcaşi 313 0,393 0,010 0,004 0,002 1/7160

11 Vaslui Satu Nou 105 0,285 0,010 0,005 0,002 -12 Vaslui Codăeşti 362 0,272 0,050 0,020 0,010 1/277513 Vaslui Soleşti 429 0,257 0,100 0,080 0,060 1/264014 Dobrovăţ Codăeşti 184 0,445 0,020 0,010 0,005 1/3950015 Crasna Vineţeşti 298 0,354 0,012 0,005 0,002 1/2182516 Crasna Mânjeşti 401 0,420 0,015 0,005 0,002 -17 Lohan Curteni 75 0,083 0,002 0,000 0,000 1/492518 Simila Băcani 246 0,288 0,020 0,014 0,010 1/625019 Simila Bârlad 265 0,169 0,010 0,004 0,001 1/1740020 Tutova R ădeni 172 0,276 0,005 0,001 0,000 1/1097521 Tutova Ciocani 569 0,450 0,040 0,030 0,020 1/1780022 Pereschiv Fichiteşti I 73 0,095 0,007 0,004 0,002 1/1495023 Pereschiv Fichiteşti II 159 0,192 0,015 0,010 0,006 -24 Berheci Bosia 234 0,426 0,040 0,020 0,012 1/1890

240




25 Berheci Feldioara 495 0,867 0,090 0,050 0,030 1/256026 Zeletin Galbeni 402 0,639 0,060 0,040 0,030 1/108027 Tecucel Tecuci 110 0,147 0,010 0,006 0,004 -28 Geru Cudalbi 120 0,098 0,020 0,010 0,005 1/14829 Suhurlui Pechea 312 0,179 0,015 0,005 0,000 1/1688

Fig. IV.49. Diagrame liniare Gauss normale cu debitele medii minime lunare utilizate pentru determinarea debitelor minime cu diferite asigurari pentru unele staţii

hidrometrice din bazinul Bârladului

IV.9. Fenome de risc hidrologic induse de scăderea temperaturii apei(Ionuţ Minea)

Fenomenele de îngheţ apar în perioada de toamnă iarnă, după un anumitinterval de timp cu temperaturi negative ale aerului. Deşi temperatura aeruluieste determinantă în producerea fenomenelor de îngheţ, intervin totuşi şi alţifactori ca debitulşi viteza apei, ponderea alimentării subterane etc.

În bazinul Bârladului acele de gheaţă, gheaţa la malşi sloiurile, primele

formaţiuni instabile apar pe majoritatea râurilor la sfâr şitul toamneişi începutuliernii, la un interval de 3-4 zile cu temperaturi negative ale aerului, însă frecvenţa lor nu este anuală (cum a fostşi cazul sezoanelor reci din 1991-1992şi

241




2000-2001). În general gheaţa la mal apare pe râurile din bazinul Bârladului în prima decadă a lunii decembrie, cu o variaţie de câteva zile în plus pentru sudul bazinului sau în minus pentru partea nordică a bazinuluişi dispare în a douadecadă a lunii martie.Podul de gheaţă, cea mai stabilă formaţiune de gheaţă cu implicaţiiimportante în scurgerea lichidă apare în condiţiile menţinerii unor temperaturinegative într-un interval mare de timp. Data medie de apariţie pe râurile din bazinul Bârladului se situează în cea de a treia decadă a lunii decembrie, iar dedispariţie în ultima decadă a lunii februarie.

Durata medie a podului de gheaţă este de sub 60 de zile în sudul bazinuluişi de peste 80 de zile în partea nordică.

Prezenţa podului de gheaţă influenţează regimul scurgerii lichide lichideîn funcţie de grosimeaşi durata acestuia diminuând cu peste 20% scurgerea însezonul rece al anului.

Durata totală a fomaţiunilor de gheaţă este de aproape 80 de zile în sudul bazinuluişi de peste 100 de zile în partea nordică a bazinului. Intervalele celemai mari de timp cu formaţiuni de gheaţă au fost în iernile 1953-1954şi 1963-1964 când pe râurile din bazinul Bârladului durata totală a formaţiunilor degheaţă a fost de peste 140 de zile (la staţia hidrometrică Negreşti s-au înregistrat142 de zile cu fenomene de îngheţ). La polul opus au fost iernile din 1991-1992şi 2000-2001 când s-au înregistra sub 20 de zile cu fenomene de gheaţă (la staţiahidrometrică Tecuci, pe râul Bârlad, s-au înregistrat în sezonul rece 2000-2001numai 16 zile cu fenomene de îngheţ).

Prezenţa podului de gheaţă aduce unele deficienţe în exploatarea prizelorde apă situate pe râuri.

O influenţă deosebită o au formaţiunile de gheaţă de tipul sloiurilor care întimpul producerii sunt asociateşi cu o ridicare a nivelului apeişi pot afecta prindimensiuneşi masă pilonii podurilorşi unele construcţii hidrotehnice. La rândullor şi ză poarele pot infleunţa scurgerea pe râuri, însă în cadrul bazinuluihidrografic Bârlad s-au înregistat puţine cazuri în intervalul 1950-2006.

În legătur ă cu producerea acestor fenome de îngheţ se poate introduce aicişi riscul îngheţului total al râului, în special pentru râurile de dimensiuni mici sauîn bazinele superioare ale râurilor mari (râul Bârlad, la staţia hidrometrică Negreşti a îngheţat total 13 de zile în lunile ianuarieşi februarie, în anul 1954).

242




IV.10. Riscul excesului de umiditate (Lilian Niacşu, Adrian Ursu)

Pentru evidenţierea riscului indus de excesul de umiditateşi realizareahar ţii zonelor umede si cu apă adâncă au fost folosite ca surse de informaţii atâtimaginile satelitare Landsat TM 7 din anul 2000 precum si o serie de hartitopografice la scara 1:25 000şi 1:50 000.

Normele metodologice aplicate se regasesc în ghidul tehnic al programuluiCorine Land Cover (CLC) 2000şi 2006 (elaborat de exper ţiiAgenţiei Europene de Mediu). Aceste norme stabilesc dimensiuni minimeîncepând de la care se iau în considerare unele caracteristici, regulile de

incluziune, agregareşi delimitare a acestor poligoane.Combinaţia benzilor spectrale care a stat la baza fotointerpretării esteTM4, TM5, TM6, aceasta este combinaţia utilizată şi în ghidul tehnic a CLC2000şi 2006, dovedindu-se a fi foarte utilă în identificarea vegetaţiei higrofile sihidrofile.

Aceste norme metodologice stabilesc o serie de criterii de identificaredelimitare, agregareşi incluziune a poligoanelor

Pentru a rafina rezultatele obţinute prin fotointerpretarea imaginilorsatelitare s-a utilizat si indicele de umiditate (wetness).

Operaţia (cunoscută şi sub denumirea de Kauth’s Tasseled Cap)calculează trei indici biofizici Kauth (greenness, brightness, si wetness) pornindde la imagini Landsatşi foloseşte şase benzi spectrale: TM1, TM2,TM3,TM4,TM5, TM7

Wetness = 0.13929* TM1+ 0.22490* TM2+ 0.40359* TM3+ 0.25178*TM4-0.70133* TM5- 0.45732* TM7

Acest indice scoate în evidenţa zonele umede, incluzând apa ce intr ă încomponenţa biomasei vegetale, motiv pentru care zonele forestiere sunt o sursă de eroare în cartare.

Kauth, un cercetator din cadrul Environmental Research Institute adezvoltat acesti indici pentru a extrage cât mai multă informaţie biofizică de peimaginile multispectrale Landsat MSS si TM. El a dezvoltat unele combinaţii de benzi spectrale, corelând datele rezultate în urma masur ătorilor de teren cu celede reflectanţă conţinute pe fiecare bandă spectrală completându-leşi cu analize

de regresie.

243




Fig.IV.50. Harta zonelor umedeşi cu apă adâncă din bazinul hidrografic Bârlad

Menţionam că harta zonelor umede (Fig.IV.50.) a fost realizată în formatvectorial utilizand software-ul TNTmips 6.9.

În urma analizei efectuate a rezultat că la nivelul bazinului hidrograficBârlad doar 3,77% din suprafaţă este ocupată de zone umedeşi cu apă adâncă,un procent relativ redus, dacă am compara acest bazin cu cele limitrofe. Acestase datorează în principal lucr ărilor de desecareşi drenaj care au fost efectuatemai ales în periaoda anilor 1950-1980 în lungul vării Bârladului, darşi aafluenţilor, terenurile obţinute fiind incluse în circuitul agricol.

244




IV.11. Riscul supraîncărcării cu material solid a pânzelor freatice(Ionuţ Minea)

Riscul supraîncărcării cu material solid al pânzelor freatice este strânslegat de manifestarea unor fenomene hidrologice de tipul viiturilorşiinundaţiilor când scurgerea naturală maximă bogată în aluviuni încarcă pânzelefreatice din zonele riverane. În general, tendinţa este de supraîncărcare a pânzelor freatice cu material solid, sub impulsul creşterii încărcării cu materialsolid a scurgerii de suprafaţă a râurilor. Acest fapt poate fi cuantificat fie prinanaliza valorilor medii a reziduului fix măsurat la forajele din cadrul posturilorhidrogeologice (Fig. IV.51.şi Fig.IV.52.), fie prin măsuratori directe în puţurile,

fântânileşi forajele din zonele unde se produc astfel de evenimente hidrologice.

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

1800mg/l

Maraseni Bacaoani Linear (Maraseni ) Linear (Bacaoani )

Fig.IV.51. Conţinutul de reziduu fix (mg/l) din forajele hidrogeologice de la Măr ăşenişiBăcăoani (amonteşi aval de oraşul Vaslui)

Urmărind valorile medii ale conţinutului de reziduu fix de la forajelesituate în lunca râului Bârlad, amonteşi aval de oraşele Vaslui (Măr ăşeni –amonte, Băcăoani – aval)şi Bârlad (Simila – amonte, Dragalina – aval) seobservă o uşoar ă tendinţă de creştere pentru perioada 1980-2000 (cu excepţiaforajului de la Simila), însă această tendinţă nu poate fi pusă exlusiv peimpulsul de material solid adus de către râu în timpul viiturilorşi inundaţiilor.

Un rol important îl are aicişi impactul factorului antropic prin lucr ărileagrotehnice efectuate în zonele vizateşi tehnicile folosite în desecareaşidrenarea în areale respective.

245




0

500

1000

1500

2000

2500mg/l

Simila Dragalina Linear (Dragalina) Linear (Simila) Fig.IV.52. Conţinutul de reziduu fix (mg/l)din forajele hidrogeologice de la Similaşi

Dragalina (amonteşi aval de oraşul Bârlad)

În ceea ce priveşte măsur ătorile care se pot efectua la puţurile, fântânileşiforajele din zonele afectate de viiturişi inundaţii acestea presupun mai întâimăsur ători ante-eveniment hidrologicşi post-eveniment hidrologic, astfel încâtdate pentru realizarea unei analize completeşi concrete sunt destul de dificil de

obţinut, mai ales că r ăspunsul pânzei freatice la impulsul de material solid adusde către râu se face în timp de câteva ore sau zile în funcţie de distanţa faţă derâu şi de granulometria albiei din zona respectivă.

IV. 12. Riscul supraîncărcării fizico-chimice a acviferelor freatice(Ionuţ Minea, Emilian Veniamin Panaitescu)

Riscul supraîncărcării chimice a apelor de suprafaţă şi subterane are ofrecvenţă mai redusă în cadrul acestui bazin hidrografic, manifestându-se numaiîn arealele unde reţeaua hidrografică de suprafaţă sau pânza freatică intersectează depozite solubile în apă. În general, în cadrul bazinului nu există astfel de depozite solubile (sare, gips, dolomite etc), însă pe alocuri se observă oanumită creştere a unor substanţe chimice (de tipul sulfaţilor, nitraţilor saunitriţilor) de multe ori indusă de influenţa activităţii umane. Un astfel deexemplu îl putem da în cazul conţinutul de sulfaţi din apa râului Bârlad,conţinut care atinge valori foarte mari, uneori peste limita maxima admisă, maiales la forajele hidrogeologice amplasate în aval de marile oraşe (Băcăoani, înaval de oraşul Vaslui, Dragalina în aval de oraşul Bârlad). Aceeaşi tendinţă seobservă şi la alte substanţe chimice, însă riscul supraîncărcării chimice a apelorde suprafaţă şi subterane este de factur ă antropică şi nu naturală.

246




0.0

100.0

200.0

300.0

400.0

500.0

600.0

700.0

Maraseni F3 Bacaoani F1 Limita maxima admisa

Fig.IV.53. Concentraţia continutului de sulfaţi (mg/l) în forajele hidrogeologice de laMaraseni si Băcăoani

0.0

100.0

200.0

300.0

400.0

500.0

600.0

700.0

800.0

900.0mg/l

Simila F2 Dra ga lina F2 Limita ma xima a dmisa

Fig.IV.54 Concentraţia continutului de sulfaţi (mg/l) în forajele hidrogeologice de la

Simila si Dragalina

Acelaşi lucru se observă dacă analizăm manifestarea spaţială indicată de profilul hidrochimic actual în lungul văii Bârladului (între Buhăieşti şi Dor ăşti).Se remarcă o evoluţie a mineralizării totale de la valori de 0,45 g/l la Buhăeşti la1,35 g/l la Băcăoani, în aval de oraşul Vaslui, apoi la valori înjumătăţite laSimila (0,65g/l), în amonte de oraşul Bârladşi apoi o creştere importantă însecţiunea Dragalina (1,07 g/l) situată aval de Bârlad.

247




4.2 3.69.1

3.3

5.6

3.1

7.3

5.9

11.7

11.9

9.5

8.2

5.2

3.4

9.9

5.5

2.2

4.4

4.5

2.8

9.410.2

11.2

8.0

Sectiunea Buhaiesti Sectiunea Bacaoani Sectiunea Dragalina Sectiunea DorastiKm

M v a l / l

Ca++ Mg++ Na+K SO4- Cl- H CO3-

Legenda

35 55Km 45 Km

Fig.IV.55. Profil hidrochimic în acviferul freatic din lungul văii Bârladului

Factorii care contribuie la ridicarea mineralizării în secţiunile Băcăoani şiDragalina sunt legaţi de presiunea antropică a celor două oraşe şi de situareasecţiunii Dragalina la confluenţa Tutovei cu Bârladul, unde schimbul dinamicrâu-subteran este mai intens.

248




Capitolul V: Riscuri pedo-geomorfologice

V.1. Geologia regiuniişi cartarea depozitelor geologiceşi superficiale(Ionuţ Vasiliniuc)

În contextul evaluării dinamicii peisajuluişi a factorilor naturali de risc,depozitele superficiale îndeplinesc o dublă funcţie:

a) de rezultat al transformărilor suferite de partea superioar ă a depozitelorin situ pe parcursul Holocenului (par ţial şi în Pleistocen) prin meteorizaţie,diageneză şi transport în câmp gravitaţional, cu sau f ăr ă intervenţia altor for ţe

(antrenare în scurgerea masei hidrice, antrenare prin deflaţie eoliană, antrenare prin disoluţie); b) de comportament receptor al intervenţiilor antropice printr-o mare

diversitate de forme directeşi indirecte, antrenând sau accelerând proceseledinamice care se manifestă în peisajul actual.

Depozitele superficiale pot fi considerate produsşi factor de control aldinamicii peisajului. Ele se constituie într-un indicator natural important pentruaprecierea tipurilor de proceseşi a tendinţelor care s-au manifestat recent înmodificarea peisajelor din bazinul Bârladului. Între rata de creştere a grosimiidepozitelor superficiale (sau de subţiere a lor)şi viteza de modificare a peisajuluiexistă o corelaţie indiscutabilă, care prin cercetări laborioase se poate determinacantitativ.

În cadrul teritorial al bazinului Bârladului, formaţiunile sedimentaredetritice pe care s-au format depozitele superficiale sunt date de roci din ce în cemai tinere de la nord spre sudşi din păr ţile înalte spre cele joase ale reliefului.Primul termen litologic întâlnit în partea nordică este de vârstă sarmaţian mediu,format din alternanţe de nisipuri, argile nisipoase, nisipuri albicioase, gresiişicalcare oolitice. Dacă aici predomină complexul greso-oolitic, mai la sud predomină un complex sedimentar detritic, de 160-180 m grosime, cuprinzând ofaună fosilă de apă dulce. Complexul superior al sarmaţianului mediu, cugrosimi de 60-80 m cu nivele de calcareşi gresii oolitice conservă caracterul de podiş tipic zonei. Formaţiunile-suport de vârstă kersoniană încep printr-un calcarnisiposşi se continuă pe o grosime de 70 m cu marne argiloase cenuşiu verzuişinisipuri. Ele apar sporadic în nordşi continuă spre sud, formând versanţiidealurilor dintre Prutşi Rebricea precumşi dintre Prutşi Bârlad. În aval de

oraşul Vaslui apar argile marnoase, argile nisipoase cenuşii-verzui, cu intercalaţiisubţiri de marne calcaroase.

249




Către valea Siretului, pe culmile dintre Siret, Berheci, Zeletinşi Tutovaapar în deschideri naturale, orizonturi nisipoaseşi argile cu cinerite andeziticecenuşiu-verzui, slab consolidate, care apar ţin ca vârstă Kersonian-Meoţianului.Grosimea acestor depozite, constatată prin foraje de adâncime ajunge în sud-vest până la 500m.

Ponţianulşi Dacianul se dezvoltă între Siretşi Prut, începând de la Corni-Podu Turcului-Ciocani-Rînzeşti. Argile, argile-nisipoaseşi nisipuri gălbui şiargile roşietice cu această vârstă ocupă partea inferioar ă a versanţilor dintre Siretşi Bârladşi culmile dealurilor dintre Bârladşi Prut, având grosimi de peste 150m. Pliocenul se încheie printr-un orizont de nisipuri fine sau grosiere, alb-gălbui,cu slabe concreţiuni calcaroase ocupând partea superioar ă a dealurilor din sudul

regiunii studiate. În unele profile deschise de noi am întâlnitşi intercalaţii de pietrişuri mărunte, apar ţinând posibil depozitelor de Bălă băneşti (Pleistoceninferior).

Din perspectiva evaluării dinamicii peisajului geografic din PodişulBîrladului, criteriile de clasificare a depozitelor superficiale se subordonează lacategorii morfografice de bază care compun sistemul teritorial:

a) depozite superficiale formate în condiţii de mare stabilitate peisagistică:1) platourişi terase înalte acoperite cu păduri;2) platourişi poduri de terase orizontale cu folosinţă agricolă;

b) depozite superficiale formate în condiţii de stabilitate moderată peversanţi slabşi moderat înclinaţi:

1) marginea colinelorşi coline-platouri acoperite de păduri;2) marginea colinelorşi coline-platouri, cu folosinţă agricolă şi vetre de

aşezări.c) depozite superficiale formate în condiţii de stabilitate precar ă (slabă şi

foarte slabă), pe versanţi cu utilizări variate;1) versanţi slabşi moderat înclinaţi, acoperiţi cu păduri;2) versanţi cu înclinări slabe şi moderate, cu folosinţă agricolă (arabil,

păşune, plantaţii viti-pomicole);3) versanţi cu înclinări mari (peste 12°), folosiţi pentru culturişi pajişti,

uneori viişi livezi;4) versanţii cu înclinări foarte mari (peste 15°), cu stabilitate foarte slabă,

folosinţe economice nerentabileşi dăunătoare pentru stabilitatea peisajului.d) depozite superficiale formate în condiţii de stabilitate slabă şi foarte

slabă, pe fundul văilor, cu lunci inundabile, frecvent sau excepţional, în zone de

confluenţă şi la baza versanţilor cu energie mare:1) terase de luncă inundabile, în mod excepţional, cu utilizări variate;2) glacisuri aluvio-proluviale, cu diferite folosinţe;

250




3) lunci frecvent inundabile;4) fâşii coluvionate, cu inundaţii frecvente la baza versanţilor.

Aşadar, după condiţiile morfografice, modul de utilizare a terenului, ratade modificare actuală a peisajului, în bazinul Bârladului se deosebesc 12 situaţiiîn care depozitele superficiale recepţionează în caracteristicile lor atât influenţacomponentelor naturale câtşi influenţa intervenţiilor antropice, prin modul defolosinţă a terenului.

Eluviil e, formate pe platouri, prezintă grosimi care la scara timpuluigeologic variază după caracteristicile substratului (mai groase pe luturişinisipurişi mai subţiri pe argile, marne, pietrişuri), iar la scara timpului istoricînregistrează modificări ale ratei de creştere în grosime după modul de folosinţă.

Astfel, pe platourile împădurite de la Tătărani, Viişoara ş.a. eluviile, formate în primul caz pe nisipuri iar în al doilea pe luturi depăşesc grosimea de 2,5 m. Înaceleaşi condiţii de rocă şi de meteorizaţie dar cu utilizare arabilă a solului,datorită afânării materialului, înaintarea proceselor de alterare în adâncime estemai mare. În Colinele Tutovei, pe faciesuri nisipoase (Bogdăneşti-Costeşti şiFundu Tutovei-Dealu Mare), viteza de formare a eluviilor este sensibil apropiată,în parteşi pe teren arabil, datorită, probabil texturii grosiere a substratului. Esteinteresant că în pădurea de la Costeşti, la baza profilului de sol eluviul prezintă câteva orizonturi clare de deformări prin procese criergice, probabil de natur ă periglaciar ă.

Depozitele superficiale de platou din categoria luturilor loessoide maigroase de 3-4 m sunt probabil rezultate prin depuneri eoliene, preluate ulteriorîntr-un ciclu de procese de alterare recentă. La marginea unor astfel de platourisunt prezente deschideri în luturi loessoide, cu grosimi de 5-12 m (sud-Costeşti,Roşieşti ş.a.). Asemenea depuneri se întâlnesc atât pe unele platouri de la parteasuperioar ă a reliefului, darşi pe unele platouri derivate, mai joase, precumşi pe poduri de terase (în lungul Racovei, mai ales pe stânga, pe valea Roşieşti, în bazinul inferior al Moşnei).

În general, eluviile de pe platourile structurale sau derivate au caracterluto-argilos, uneori, slab nisipos. S-a observat o descreştere a texturii eluviilordin parte inferioar ă a reliefului spre platourile cele mai înalte. Eluviileşisubstratul lor lutos câtşi cele nisipoase prezintă unele însuşiri care le recomandă ca depozite de interes economic (materiale de construcţii de importanţă locală).Starea de climax este mai avansată în condiţiile platourilor împădurite decât acelor lipsite de pădure (în ultimul caz stabilitatea eluviilor este deranjată prin

deflaţie, uneori foarte accentuată, precum şi printr-o percolaţie mai activă).Ultimele două decenii, care se remarcă prin persistenţa episoadelor de climă secetoasă au f ăcut ca eluviile să fie str ă bătute de o reţea densă de fisuri care se

251




prelungesc spre adâncime din profilul de sol; fisurile sunt cu atât mai frecventeşimai mari cu cât ponderea argilei creşte. Această situaţie se poate transforma într-una de risc, constituind o fază premergătoare a proceselor de versant, situaţie ceva fi analizată şi cuantificată în etapa următoare.Deluviile cunosc o largă r ăspândire în Podişul Bârladului, acesteacorelându-se cu fragmentarea reliefuluişi cu ponderea deosebit de mare aversanţilor în ansamblul reliefului. Studiile de caz realizate în teren relevă faptulcă depozitele deluviale ocupă versanţii începând de la 6°-7°şi până la 25°.Dezvoltarea cea mai amplă a depozitelor deluviale caracterizează versanţii văilorortoclinale, cu declivităţi de 8°-12°. Tipul textural de deluvii dominant în bazinulBârladului este cel argilo-nisipos; fragmentele de roci în grosime constituie o

raritate, întâlnindu-se doar în zonele cu aflorimente de intercalaţii subţiri degresiişi calcare oolitice, din partea de nord a bazinului.Folosind ca elemente de referinţă cornişele de desprindereşi martorii

deluviali (de destrucţie şi de acumulare) se poate aprecia că grosimea deluviilorvariază de la sub 1 m până la peste 20 m. În cazul a numeroase bazine-versantvariaţia grosimii deluviilor constituie principalele elemente care diversifică valoarea fragmentării şi a energiei de relief. În unele cazuri, fragmentarea estemai accentuată din cauza alunecărilor decât a ravenelor (unele ravene recente seadâncesc în deluvii de alunecare mai vechi, ex. pe dreapta văii Racova). Formelereliefului de acumulare deluvială sunt foarte diverse: brazde, monticuli mici,monticuli mari dispuşi pe aliniamente de mai multe sute de metri sau chiardepăşind 1 km, trepteşi pseudoterase, mai ales, în jumătatea superioar ă aversanţilor, valuri ordonate sau haotice, în jumătatea inferioar ă a versanţilor,limbi de alunecare în diferite stadii de evoluţie (de la stabilizate la cele aflate încurs de reactivareşi activate pe toată lungimea versantului). S-a observat că forma pe care o îmbracă deluviile de alunecare manifestă o evidentă sensibilitateîn raport cu structura monoclinală. Astfel, în sectorul eşantion Dealu Mare-Fundu Tutovei, deluviile sunt dispuse în trepte succesive cu denivelări de 4-8 m,în timp ce la NE de acest platou, deluviile sunt dispuse în valuri. De menţionatfaptul că în ambele situaţii versanţii sunt împăduriţi, încât sensibilitatea faţă dedispunerea monoclinală a stratelor este r ăspunzătoare de morfogeneza cu aspectediferenţiate.

Observaţiile de teren demonstrează că însăşi Coasta Racovei, dispusă pedouă nivele, a cunoscut la partea superioar ă o modelare deluvială mai accentuată formându-se mai întâi o cuestă de denudaţie, fragmentată ulterior de afluenţii

obsecvenţi care au sculptat o a doua treaptă inferioar ă a acestei cueste. Aceastaconcordă cu afirmaţia că nu numai ravenele darşi unele văi de versant s-auadâncit într-o etapă ulterioar ă formării celor mai vechi deluvii din bazinul

252




Bârladului. Unele coline secundare cu funcţie de cumpene intrabazinale se potinterpreta ca martori de denudaţie deluviali. Amprenta pe care deluviile oimprimă peisajului versanţilor este deosebit de pronunţată prin: discontinuitateaelementelor; fragmentarea frecvent accentuată; degradareaşi alterarea resurselorde mediu; riscul permanent de reactivare a proceselor denudaţionale. Versanţiicu deluvii groaseşi continui sunt foarte greu de controlat din punct de vedere alstabilităţii peisajului, întrucât câmpul gravitaţional acţionează ca o for ţă permanent dinamizatoare, în raport cu celelalte for ţe ale sistemuluimorfogenetic.

Coluviileşi proluviile sunt caracteristice schimbărilor de pantă (indiferentîn care sector se află ele), dacă descresc sub limita capacităţii de deplasare a

materialelor antrenate de apa meteorică, aflată în mişcare spre nivelul de bază şizonele de debuşare a ravenelor, torenţilor, pâraielor de versant. Poziţiamorfologică a acumulărilor coluviale cunoaşte două etaje principale: unulsuperior, al glacisurilor de revers; altul inferior, al bazei versanţilor (mai exact lacontactul dintre versantşi suprafeţele de terasă sau de luncă). Între aceste două etaje principale există fâşii intermediare corelate cu reducerea declivităţiiversanţilor, în spatele unor deluvii sau pe trepte structuraleşi de eroziune.

Între fâşiile de acumulare coluvială există un transfer discontinuu demateriale, din partea superioar ă spre albiile majoreşi talveguri. În acest sens,înregistr ăm o creştere progresivă a grosimii coluviilor. Dacă în fâşiile din parteasuperioar ă şi mijlocie a versanţilor coluviile depăşesc rar grosimea de 1 m, la baza versanţilor acestea ating frecvent grosimi de 2-3 m. Rolul coluviilor înmodificarea peisajului se manifestă la nivelul unor componente: perturbareaevoluţiei proceselor pedogenetice; acumularea unor strate acvifere lenticulare.

În zonele de confluenţă se formează intermitent depozite proluviale.Fiecare viitur ă are drept rezultat împrospătarea aprovizionării proluviilor.Cantitativ, această împrospătare este foarte inegală în timp. Pentru condiţiilemorfoclimatice ale bazinului Bârladului undele de viitur ă descarcă circa două treimi din materialul solid al scurgerii în zonele de confluenţă iar până la otreime agradează albiile în aval de confluenţă. În asemenea condiţii, râurile maimari de ordinul 2 (Strahler) îşi combină transportulşi acumularea torenţială dincolo de confluenţa propriu-zisă. Aşa se explică aluvionările foarte puterniceobservate în profilul albiilor unor pâraie. Conuri de dejecţie tipice întâlnim încazul ravenelor care au ca nivel de bază luncile râurilor. Textural, coluviileşi proluviile sunt predominant nisipo-lutoase.

Aluviunile care formează depozite superficiale caracteristice albiilorminore şi luncilor râurilor, cel puţin pentru ultima parte a Holocenului suntnisipoase, lutoase, mâloaseşi, foarte rar, cu tr ăsături de pietrişuri mărunte.

253




Aluviunile s-au acumulat într-o multitudine de secvenţe, încât este foarte greu destabilit numărul total al etapelor de aluvionare pentru întregul acumulativ fluvial.

Datorită granulometriei preponderent fine a substratului, a naturii eluvilor

şi a deluviilor ca surse de aluviuni în bazinul Bârladului, este foarte greu destabilit diferenţe clare între aluvionarul râurilor marişi a râurilor mici. Grosimeaaluvionarului descreşte, în general, de la o confluenţă la alta. După cum s-amenţionat şi la capitolul referitor la profilul longitudinal al râurilor, aluvionarulatinge grosimea maximă la tranziţia dintre sectorul superiorşi cel inferior(mijlociu) al râurilor. Grosimea aluvionarului variază de la sub 1 m până la 10m. Aluvionările periodice contribuie la o dinamică alertă a peisajului, fiind perturbate numeroase componente: formarea învelişului de sol, vegetaţia

spontană, scurgerea de suprafaţă, calitatea terenului pentru diferite utilizări.Depozitele superficiale biogene, eolieneşi antropice reprezintă o categoriesecundar ă în comparaţie cu celelalte prezentate anterior. Acumulările desubstanţe organice de natur ă biogenă se întâlnesc în luncişi pe versanţi.

Dacă depozitele eoliene vechi (pleistocene) ocupă suprafeţe relativimportante, cele actuale sunt de mică grosime, dar afectează suprafeţe mult maiîntinse (extinderea eroziuniişi a acumulărilor eoliene sunt încă puţin cercetate).

Depozitele antropice (halde, reziduuri) sunt mai frecvente în preajmaşi în perimetrul localităţilor ruraleşi urbane sau în lungul căilor de comunicaţii. Unloc secundar îl ocupă depozitele lacustre precumşi nămolurile terapeutice de pevalea Racoveişi de pe alte areale de luncă.

În concluzie, analiza depozitelor superficiale relevă aspecte calitativeşicantitative importante pentru dinamica peisajuluişi pentru analiza riscurilornaturale, mai ales prin prisma faptului că ele sunt cele care întrunesc condiţiilede a fi afectate de viitoare procese geomorfologice de risc.

254




V.2. Geomorfometria bazinului hidrografic Bârlad(Mihai Niculiţă, Constantin Rusu, Cristian Valeriu Patriche, Lilian Niacşu)

După o sumar ă caracterizare geologică, pentru a se crea o imagine maiexactă asupra principalelor caracteristici ale reliefului din arealul studiat, esteimperios necesar să se realizeze o scurtă caracterizare geomorfometrică. Deaceastă dată descrierile morfografice calitative, care de cele mai multe ori pot fisubiective, sunt înlocuite de o serie de studii cantitative care pot cuantifica maiexact caracteristicile reliefului existent. În funcţie de ceea ce se urmăreşte să sescoată în evidenţă există o serie întreagă de metode des uzitate. Noi amconsiderat că studiul hipsometriei, al energiei de relief (adâncimea fragmentării

reliefului), al panteişi al orientării (expoziţiei) terenului pot crea o imagine reală asupra tr ăsăturilor actuale ale reliefului bazinului Bârladului. Pentru a pune înevidenţă stadiul de evoluţie al reliefului s-a întocmit integrala hipsometrică peareale etalon.

Analiza geomorfometrică a regiunii de studiu s-a bazat, în mare măsur ă, pe modelul numeric al altitudinii (MNA), realizat cu ajutorul programuluiTNTmips, la o rezoluţie spaţială de 20 x 20m, pornind de la curbele de nivel cuechidistanţa de 10m, vectorizate de pe hăr ţile topografice 1:50.000, la o rezoluţiede 10x10m, pe baza hăr ţilor 1:25 000 sau la o rezoluţie de 30x30 m, pe bazadatelor de altitudine SRTM. Această reprezentare raster continuă a altitudiniieste deosebit de utilă, permiţând efectuarea subsecventă automată a unei sumeîntregi de operaţii complexe, cum ar fi generarea pantelorşi expoziţiilorversanţilor.

Studiile cantitative necesită o analiză laborioasă, dar prin separareaunităţilor de relief, acestea pot fi precis descriseşi comparate între ele.Proprietăţile hipsometrice sunt printre cele mai importante ale reliefului. Ele prezintă un mare interes, permiţând reliefarea unor asemănări şi diferenţe de la oregiune la alta. Curbele hipsometrice au fost încadrate în pătrate, exprimareafiind în acest caz procentuală. Pe axa verticală este trecută altitudinea, iar pe axaorizontală suprafaţa, în timp ce încadrarea în pătrate permite comparareacurbelor hipsometrice. Metoda de calcul matematic a integralei hipsometrice afost suplinită printr-o metodă recomandată de Strahler, care duce la aceleaşirezultate - raportul dintre suprafaţa de sub curbă şi suprafaţa întregului pătrat.

Altitudinea bazinului hidrografic Bârlad (după modelul numeric alaltitudinii terenului SRTM) variază între 17şi 564 m, altitudinea medie fiind de

209 m, mediana de 205,5 m, cu o deviaţie standard de 90,7 m (Tab.V.1.).Histograma frecvenţelor relative ale altitudinii bazinului este bimodală, cuasimetrie moderată de stânga (Fig.V.1.e). Altitudinile medii (100-300 m) sunt

255




Fig.V.1. Repartiţia spaţială şi histogramele principalilor parametri geomorfometrici aiBazinului Bârladului

256




Fig.V.2. Corelarea raster-raster pentru principalii parametri geomorfometrici aiBazinului Bârladului

257




cele mai frecvente (Fig.V.1. aşi e), ele suprapunându-se luncilor din sectoarelesuperioare ale râurilorşi versanţilor cuestelor. Altitudinile inferioare (17-100m)m) au o frecvenţă considerabilă, dată de suprapunerea acestora cu luncile largidin sectoarele inferioareşi mediane ale râurilor. Altitudinile superioare (peste300 m) au o frecvenţă redusă, datorită suprapunerii acestora cu partea superioar ă a interfluviilor, în general înguste.

Integrala hipsometrică ne poate indica stadiul actual de maturitate înevoluţia reliefului, un astfel de exemplu fiind cel pentru eşantionul dintre văileVasluişi Stavnic, pentru care valoarea este de 0,55 (Fig.V.3.).

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

0 0.2 0.4 0.6 0.8 1a/A

h / H

Fig.V.3. Curba hipsometrică pentru eşantionul din Podişul Central Moldovenesc

În sudul bazinului, această subunitate de podiş prezintă o curbă hipsometrică cu o concavitate clar ă în partea superioar ă, datorată ponderii mici -doar 2,87% (a suprafeţelor cu peste 360 m). Profilul este foarte abrupt în parteainferioar ă, la altitudini sub 80 m aflându-se doar 1,85% din totalul suprafeţei podişului în cauză. O reprezentare separată a acelei păr ţi din Podişul CentralMoldovenesc, situată numai în bazinul Bârladului, prezintă o curbă mult maievoluată, cu o convexitate foarte atenuată în partea inferioar ă. Integralahipsometrică prezintă cea mai mică valoare din toate valorile obţinute de noi înacest studiu-31,8%, sau 0,318.

Ambele curbe arată o pondere mică a suprafeţelor celor mai înalte.Suprafeţele de nivelare care au stârnit interesul geomorfologiei nu se pun înevidenţă, atât din cauza suprafeţelor restrânse pe care acestea le ocupă, cât şi

258




datorită condiţiilor de monoclin, care implică o scădere a altitudinilor lorabsolute de la nord la sud.

Partea din Podişul Central Moldovenesc inclusă în bazinul Bârladului, f ăr ă accidente în curba hipsometrică, a evoluat sub comanda unui singur nivel de bază - cel al Bârladului, cu 80 m altitudine absolută la Crasna, rezultând unimens amfiteatru, cu o cădere a altitudinilor către valea Bârladului, mai ales,către confluenţa cu râul Crasna. Evoluţia relativ înaintată a reliefului, subcomanda unui nivel de bază unic, este reflectată în teren de extinderea mare aglacisurilor şi a suprafeţelor structurale derivate, slab afectate de eroziune,localizate sub 320 m altitudine, darşi de dezvoltarea unor văi şi lunci largi(Bârlad, Bozieni, Velna,Şacovăţ, Stavnic, Rebricea, Telejna, Vasluieţ, Crasna,

Lohan, Buda, Racova). Totuşi, procese geomorfologice deosebit de active există şi aici, legate fie de altitudinile cele mai mari, fie de prezenţa frunţilor de cuestă,cu o largă r ăspândire în condiţii de monoclin. Pe bazine hidrografice,agresivitatea naturală a proceselor geomorfologice se amplifică mai ales în bazine mici, în principal cele obsecventeşi subsecvente.

Partea din Podişul Central Moldovenesc corespunzătoare bazinuluiBârladului a evoluat separatşi apare ca suspendată faţa de un alt colector dinregiune - Prutul. Acesta din urmă prezintă altitudini absolute ale luncii de numai20-30m. În aceste condiţii, agresivitatea afluenţilor Prutului este evidentă,aceştia fiind afectaţi de o rejuvenare generală, cu o rată mare a proceselor deeroziune în adâncimeşi în malul albiei. Versanţii bazinelor tributare Prutuluisuntşi ei intens afectaţi de eroziuneşi alunecări, prezentând adeseori roca în loc.Integralele hipsometrice ale acestor bazine prezintă valori ridicate, fiind deaşteptat o continuareşi chiar o sporire a agresivităţii proceselor denudative, încondiţiile în care zona este afectată şi de o neotectonică pozitivă, cu valoriridicate (+2,5 - +3mm/an)şi în condiţiile unor defrişări masive în ultimele două secoleşi a unor agrotehnici nu dintre cele mai fericite.

Evident, cumpăna de ape dintre bazinul Prutuluişi cea a Bârladului sufer ă o deplasare spre vest, cu perspectiva unor captări la vest de satul Comarna (jud.Iaşi), unde râul Vaslui se află la doar 300 m de cumpăna de apeşi la o adâncimede doar 30 m faţă de aceasta, în comparaţie cu Prutul, situat la o altitudine cu170m mai mică. Nivelul de bază local reprezentat de Prut este par ţial responsabilşi pentru o denudare puternică a bazinelor obsecvente afluente Bahluiuluişi pentru crearea Coastei Iaşilor, aflată într-un continuu proces de retragere cătresud.

Analizate integral sau numai ca parte componentă a bazinului Bârladului,în Colinele Tutovei nu apar diferenţe prea mari. Acest lucru se datorează, pe de o parte, faptului că ele se află în bazinul Bârladului în cea mai mare parte, darşi

259




pentru motivul că nivelul de bază dat de Bârlad este categoric mai coborât decâtcel al Siretului.

Curbele hipsometrice prezintă forme foarte asemănătoare, iar integrala arevalori foarte apropiate: 0,402 considerate în totalitatea Colinelor Tutoveişi 0,392dacă avem în vedere numai partea componentă a bazinului Bârladului. Intratemai târziu pe scena evoluţiei, Colinele Tutovei apar mult mai puţin evoluatedecât acea parte din Podişul Central Moldovenesc, tributar ă Bârladului.Subunitatea este cunoscută prin rata mare a proceselor denudative, semn altinereţii reliefului. Colinele Tutovei prezintă şi alte repere ale tinereţii lor - paralelismul văilor principale, consecvente, care suntşi văile iniţiale, slabadezvoltare a văilor subsecvente, prezenţa unor interfluvii largi către sud, cu

păstrarea, unor importante fragmente din suprafaţa acumulativă iniţială.Tinereţea reliefului este din ce în ce mai evidentă de la nord spre sud, în sensulexondării reliefului din Ponţian până în Pliocen. Deşi valoarea integraleihipsometriceşi forma curbei hipsometrice ar indica un stadiu de maturitate alreliefului, lucrurile sunt diferite, datorită faptului că nu se ia în consideraţieînclinarea stratelor geologice, aproximativ de la nord la sud; aceast fapt esteaccentuat în Colinele Tutovei de dezvoltarea lor predominant latitudinală (pedirecţia N-S), afectând însă mai puţin Podişul Central Moldovenesc, dezvoltat în principal în longitudine.

Curba pentru Dealurile Fălciuluişi Depresiunea Elanului pune în evidenţaextinderea mare a altitudinilor de 120-160m, un posibil nivel de denudaţie înDepresiunea Elanului. Curba prezintă şi în acest caz o pantă accentuată încapătul din dreapta-jos, în condiţiile adâncirii Prutului. Raportată însă la nivelulde bază al Prutului, evoluţia reliefului este mai înaintată aici decât în PodişulCentral Moldovenesc, bazinul acestui râu colector având aici o mai mareextindere.

Integrala hipsometrică prezintă o valoare de 0,382, sugerând un stadiuînaintat de evoluţie, dar curba prezintă unele accidente, explicabile în condiţiileunei comenzi duble - una a nivelului de bază al Prutului,şi o alta a nivelului de bază local al Bârladului - ceva mai înalt (80-60 m). Integrala este mai puţin perturbată de structura monoclinală, în condiţiile unor pante foarte mici alerâurilor colectoareşi ale unei bombări în partea sudică a acestei zone. Proceselegeomorfologice cele mai agresive sunt localizate prioritar în partea de vest aunităţii, legate însă de această dată nu de un nivel de bază mai coborât, ci de prezenţa unei reţele hidrografice subsecventeşi obsecvente, generatoare a

numeroase frunţi de cuestă.Podişul Covurluiului constituie o suprafaţă cu atât mai tânăr ă cu cât nedeplasăm spre sud, unde întâlnimşi importante suprafeţe neconsumate. Curba

260




hipsometrică în formă de S întors nu prezintă accidente. Panta mare de la parteasuperioar ă se datorează prezenţei unor înălţimi de peste 300 m, care apar cu totulinsular în partea nordică. Forma curbeişi valoarea integralei hipsometrice(0,423), care ar indica un stadiu de maturitate, sunt afectate de aceleaşiinconveniente caşi în cazul Colinelor Tutovei. Cercetările arată o evoluţie maiavansată în partea nordică şi o evoluţie tot mai întârziată către sud, pe fondulmomentului diferit al exondării regiuniişi al diferenţelor de energie de relief.Ravenaţia joacă un rol foarte important în partea nordică, aici înregistrându-se printre cele mai rapide rate de evoluţie a ravenelor din Podişul Moldovei. De lasud la nord, creşte rata proceselor geomorfologice, darşi complexitatea lor.Reţeaua hidrografică este din ce în ce mai evoluată, trecând de la consecventă, în

sud, la subsecventă în partea centrală şi nordică, cu un început de dezvoltare areţelei obsecvente în aceeaşi parte nordică.O comparaţie a curbeişi a integralei hipsometrice din bazinulşi Podişului

Bîrladului (integrala cu valoarea de 0,406, respectiv 0,410) reliefează importanţaacţiunii denudaţiei, în principal, după regulile eroziunii fluvialeşi ale nivelelorde bază oferite de reţeaua fluvială. În particular, rolul predominant îl deţine râulBârlad, care se suprapune peste cea mai mare parte a acestui podiş, dar cu ocontribuţie importantă, perturbatoare, cu precădere în perspectiva evoluţieiviitoare, a unui alt nivel de bază şi mai coborât, cel al Prutului. Aceste valorifoarte apropiate demonstrează că, odată cu creşterea suprafeţei, diferenţele seatenuează.

Un alt indicator important din punct de vedere morfometric esteadâncimea fragment ării reliefului (energia de relief). Harta adâncimiifragmentării a fost întocmită calculând diferenţa de nivel dintre altitudineamaximă şi minimă din interiorul unui pătrat ales arbitrar. Energia reliefului afost determinată prin suprapunerea unei grile pătratice, cu dimensiuneaochiurilor de 1 km2 (1 x 1 km), peste modelul numeric al altitudinii. Pentrufiecare pătrat s-au extras automat valorile altitudinii maximeşi minime, după care s-a f ăcut diferenţa lor. Aceste valori s-au calculat pe o suprafaţă mai extinsă,după care s-au extras doar valorile corespunzătoare arealului luat în studiu. Înacest caz s-au folosit pătrate cu latura de 900 m, acestea fiind generate de program prin însumarea a câte 10 pixeli cu dimensiunile de 90 m. Valorile astfelcalculate pe fiecare pătrat în parte au fost ulterior interpolate, fiind apoi împăr ţiteîn 6 clase (Fig.V.4). Deasemenea energia de relief se poate calcula folosind oferestr ă glisantă de 9x9 pixeli în cadrul căreia se face diferenţa dintre valoarea

altitudinală maximă şi cea minimă.Energia de relief variază de la 0 la 134 m (Fig.V.1. d, Tab.V.2.), cu omedie de 30,17 m. Histograma (Fig.V.1. h) ne arată că cele mai frecvente sunt

261




energiile de relief mici până în 10 m, care caracterizează luncileşi culmile. După valoarile de 10 m se remarcă o scădere, urmată de un al doilea maxim, cuprinsîntre valorile de 15şi 45 m. Acest maxim caracterizează zonele mediane aleversanţilor cuestelor. Valorile maxime caracterizează frunţile de cuestă.Pentru a mări sugestivitatea reprezentării, s-a procedat la trasarea, prininterpolare automată, a izoliniilor cu echidistanţa de 25m, pe baza valorilorenergiei reliefului, determinate prin metoda cartogramei, asociate centrelor pătratelor. Ulterior, stratul vectorial reprezentând izoliniile a fost convertit înraster. S-a mai utilizat experimentalşi o metodă alternativă de cuantificare aenergiei reliefului, ca diferenţă între altitudinea unui pixelşi altitudineatalvegului cel mai apropiat. Este vorba, prin urmare, de o energie de relief locală,

care se bazează pe ideea că talvegurile văilor constituie nivele de bază locale pentru denudaţia reliefului amonte limitrof (Fig.V.7.)Pentru realizarea acestei hăr ţi, a fost necesar ă obţinerea unei reprezentări

continui a altitudinii talvegurilor, care constituie suprafaţa de referinţă, cuvalenţă de nivel de bază local. În acest scop, s-a generat un eşantion de puncte curepartiţie spaţială regulată, la distanţe de 100m, după care s-au selectat automat punctele suprapuse talvegurilor, pentru care s-au preluat valorile altitudinii dinMNA. Folosind aceste valori s-a generat un model numeric al altitudiniitalvegurilor, care ulterior s-a extras din MNA rezultând reprezentarea continuă aenergiei reliefului.

În cazul eşantionului din Podişul Central Moldovenesc, prin aplicarea maimultor metode de determinare a energiei reliefului, se constată, în primul rând, oreducere substanţială a acestora, comparativ cu metoda cartogramei, valoareamedie fiind de doar 23 m, iar cea maximă de 143. Cele mai înalte interfluvii secaracterizează prin valori ale energiei de peste 100 m, iar majoritatea versanţilorde 25-75 m. Valorile mai reduse sunt fireşti, având în vedere natura conceptualdiferită a celor două metode. Astfel, metoda cartogramei determină o eşalonarealtitudinală maximă, în limitele unui pătrat cu latura de 1km, în timp ce cea de-adoua metodă calculează o energie locală, prin efectuarea diferenţei dintrealtitudinea unui punctşi altitudinea talvegului proxim.

Exprimarea energiei reliefului ca diferenţă de altitudine, indiferent demetodă, este, în opinia noastr ă, deficitar ă sub raport conceptual. Este bineştiutfaptul că procesele geomorfologice actuale sunt frecventeşi intense pe versanţii puternic înclinaţi.

262




Fig.V. 4. Harta energiei locale a reliefului rezultată din integrarea ecartului altitudinalşi pantei terenului prin metoda cartogramei

(eşantion areal între Stavnicşi Vaslui, Podişul Central Moldovenesc)

263




Fig.V.5. Harta energiei reliefului realizată prin metoda cartogramei (eşantion areal întreStavnicşi Vaslui, Podişul Central Moldovenesc)

264




Fig.V.6. Harta energiei reliefului realizată prin izolinii (eşantion areal între StavnicşiVaslui, Podişul Central Moldovenesc)

265




Fig.V.7. Harta energiei reliefului (eşantion areal între Stavnicşi Vaslui,Podişul Central Moldovenesc)

266




Frecvenţa sporită se explică prin for ţa greutăţii tangenţiale mai mare aunei mase situată pe un versant puternic înclinat, care este, în consecinţă,apropiată de valoarea for ţei de frecare statică care împiedică masa să sedeplaseze. Rezultă că iniţierea deplasării masei poate fi determinată de ointensitate redusă a factorului declanşator, în cazul versanţilor puternic înclinaţi,necesitând a fi mai mare, pentru a obţine acelaşi efect, în cazul versanţilor slabînclinaţi.

Pe de altă parte, rezultanta for ţelor tangenţiale şi de frecare esteconsistentă în cazul versanţilor mai puternic înclinaţi, ca urmare a combinăriiunei for ţe tangenţiale semnificative cu o for ţă de frecare minor ă, datorită greutăţii normale mai mici, de unde rezultă că lucrul mecanic efectuatşi deci

energia cinetică a masei în deplasare va fi ridicată.În plus, exprimarea energiei reliefului ca ecart altitudinal generează valorimaxime pe interfluvii, fapt ce nu corespunde realităţii, îndeosebi în cazul unorinterfluvii largişi aplatizate. Toate aceste aspecte argumentează, în opinianoastr ă, necesitatea integr ării factorului pant ă în expresia de calcul a energieireliefului

Panta bazinului hidrografic Bârlad variază între 0şi 32º, cu o medie de 6º,mediană de 17ºşi deviaţie standard de 4,3º (Tab.V.3.). Cel mai bine reprezentatecart de pantă este cel de 0-2º (Fig.V.1. bşi f), ce corespunde luncilor râurilorşi pe alocuri, platourilor structuraleşi reversurilor slab înclinate. Deşi cu ofrecvenţă relativă mai redusă, cu reprezentare mai mare prin însumare esteecartul de pantă 2-9º. Acest ecart se suprapune reversurilor de cuestă, care ocupă cea mai mare parte din suprafaţa bazinului. Ecartul de pantă de peste 9º este celmai slab reprezentat, deoarece el se suprapune frunţilor de cuestă cu înclinărimari.

Expoziţia bazinului hidrografic Bârlad variază de la -1º (suprafeţe plane) la358º, cu o medie de 160,5º, mediană de 179º şi deviaţie standard de 96,5º(Tab.V.4.). Orientările NEşi SV acumulează cele mai mari frecvenţe (datorită direcţiei generale NV-SE a văilor din bazin) (Fig.V.1. cşi g). Ca maxime defrecvenţă, se observă o spaţiere a maximelor principale de la 0º la 45º-90º-135º-180º-225º- 270º-315º. Maximele secundare se află la cca. o treime de maximul principal, de dreapta sau stânga. De exemplu între orientările de maxim principal N şi NE, maximul secundar se află la cca. o treime stânga faţă de NE (între NNEşi NE). Aceste maxime secundare accentuează direcţiile intermediare NE, NV,SE şi Evans (2000) remarcă maxime asemănătoare spaţiate regulat, înconjurate

de intervale cu frecvenţe mici, sau chiar lipsuri, pe care le pune pe seama unorartefacte datorate rezoluţiei sau chiar algoritmului de obţinere a expoziţiei.

267




Corelaţia raster a pantei bazinului cu altitudinea sa (Fig.V.2.a), scoate înevidenţă o semnificativitate slabă, în general, cu cât creşte altitudinea crescândşi panta, relaţie directă care este însă mai bine reprezentată în ecartul altitudinal 17-350 m şi ecartul de pantă 0-15º. Acest fapt este asociat cu faptul că la ecartulaltitudinal 17-150 m cea mai reprezentativă formă de relief este lunca largă şi cu pantă mică (0-2º), din sectoarele inferioareşi mediane a râurilor (aici corelaţiafiind cea mai puternică). După altitudinea de 150 m norul de corelaţie începe să se împr ăştie spre pantele de peste 2º, datorită faptului că aceste altitudini suntcaracteristice reversurilor de cuestă slab înclinate.

Corelarea raster a altitudinii cu expoziţia scoate evidenţiază din noumodelul spaţiat la 45º şi slaba relevanţă a corelaţiei (Fig.V.2.c). În afar ă de

aceste intervale de corelaţie maximă, se remarcă nori de corelaţie între direcţiileV şi E cu altitudinile de 100-350 m, altitudini reprezentative pentru reversurileşifrunţile de cuestă. Acestea formând cea mai mare parte a suprafeţei bazinului,expoziţiile lor predominant vesticeşi estice, imprimă maxime expoziţiei.

Corelarea raster a pantei cu expoziţia arată o nesemnificativitate generală evidentă (Fig.V.2.b). De asemenea, ea scoate în evidenţă un model asemănătorcu cel observat de Evans (2000). Acesta se refer ă la modelul luat de norul decorelaţie, la pante mici, cu linii de corelaţie semnificativă între care se află curbede corelaţie semnificativă. Acest model arată o corelaţie puternică a orientărilor NE-Eşi SV-V, cu pantele de până la 15º. Acest tip de model a fost observatşi deEvans (2000), fiind pus pe seama erorilor interpolării modelului numeric (o seriede altitudinii apar preferenţial în model, ducând la valori preferenţiale de pantă aferente).

Corelarea raster a energiei de relief cu altitudinea (Fig.V.2.f) arată orelativă corelare, dar nu strânsă, logică ţinând cont că energia de relief este oderivată a altitudinii. Pe intervalul altitudinal 16-150 m se observă o corelarestrânsă a acestor altitudini cu energia de relief mică, de până în 10 m, fapt ce îl putem pune pe seama luncilor care se încadrează în acest interval. Corelarestrânsă se observă şi între energia de relief din intervalul 25-45 m cu altitudiniledin jurul lui 200 m, fapt pus pe seama maximelor de frecvenţă ale celor doi parametrişi racordării cu zonele mediane ale versanţilor, cele mai r ăspândite casuprafaţă la nivelul bazinului.

Corelarea raster a energiei de relief cu panta (Fig.V.2.d) prin coeficientulde corelaţie ne arată o legătur ă strânsă, cu semnificativitate, cu cât energia derelief este mai mare, cu atâtşi panta atinge valori ridicate. Acest fapt este

verosimil, dar poate fi pus si pe seama faptului că energia de relief este partecomponentă din punct de vedere matematic, al calculului gradientului (ΔH).

268




Corelarea raster a energiei de relief cu expoziţia (Fig.V.2.e) ne arată acelaşi model spaţiat la multiplişi submultipli de 45º, despre care s-a discutatmai sus. Frecvenţa mare a versanţilor cu expunere nord-estică şi sud-vestică s-ar putea corela cu energia de relief a acestora de 25-75 m.Pe subunităţi fizico-geografice majore statistica principalilor parametrigeomorfometrici este înf ăţişată în Tab.V.1., Tab.V.2., Tab.V.3.şi Tab.V.4., iarhistogramele frecvenţelor principalilor parametri geomorfometrici în Fig.V.8-36.

Tab.V.1. Statistica simplă a altitudinii Bazinului Bârlad pe unităţifizico-geografice majore

Deviaţie Pondere

Altitudinea Minim Maxim Medie Mediană Modul standardBazin(%)

Bazinul Bârladului 16 565 208,94 90,5 190 90,73 100Podişul Covurlui 54 332 181,8 193 203 52,44 4,5

Câmpia Tecuciului 16 191 73,03 103,5 34 38,19 11,1Culoarul

Bârladului 48 332 135,43 190 100 52,21 11,6Dealurile Fălciului 61 380 206 220,5 196 57,74 5,3Colinele Tutovei 41 564 251,1 302,5 216 83,47 31,6Podişul CentralMoldovenesc 99 469 236,34 284 202 70,69 35,9

Tab.V.2. Statistica simplă a energiei de relief a Bazinului Bârlad pe unităţi fizico-geografice majore

Deviaţie Pondere

Energia de relief Minim Maxim Medie Mediană Modul standardBazin(%)

Bazinul Bârladului 0 134 30,17 67 2 19,49 100Podişul Covurlui 0 86 226 43 8 13,96 4,5

Câmpia Tecuciului 0 70 66,87 35 2 7,77 11,1Culoarul Bârladului 0 94 22 47 2 16,04 11,6Dealurile Fălciului 0 100 29,56 50 20 15,73 5,3Colinele Tutovei 0 134 39,49 67 40 19,51 31,6Podişul CentralMoldovenesc 0 111 32,85 55,5 31 16,73 35,9

269




Tab.V.3. Statistica simplă a pantei Bazinului Bârlad pe unităţi fizico-geografice majoreDeviaţie Pondere

Panta

Mini

m

Maxi

m

Medi

e

Median

ă

Modu

l standard

Bazin

(%)Bazinul Bârladului 0 34 6 17 1 4,3 100Podişul Covurlui 0 20 4,52 10 2 3,23 4,5

Câmpia Tecuciului 0 23 1,49 11,5 1 1,89 11,1Culoarul Bârladului 0 25 4,36 12,5 1 3,53 11,6Dealurile Fălciului 0 25 5,86 12,5 3 3,62 5,3Colinele Tutovei 0 34 7,8 17 9 4,59 31,6Podişul CentralMoldovenesc 0 28 6,48 17 6 3,8 35,9

Tab.V.4. Statistica simplă a expoziţiei Bazinului Bârlad pe unităţi fizico-geograficemajore

Deviaţie Pondere

ExpoziţiaMini

mMaxi

m MedieMedian

ă Modu

l standardBazin(%)

Bazinul Bârladului -1 359 160,55 179 225 96,47 100

Podişul Covurlui -1 358 187,3 178,5 225 100,99 4,5Câmpia Tecuciului -1 358 148,85 178,5 -1 108,07 11,1Culoarul

Bârladului -1 358 154,88 178,5 -1 97,95 11,6Dealurile Fălciului -1 358 189,86 178,5 225 94,82 5,3Colinele Tutovei -1 359 159,27 179 225 93,9 31,6Podişul CentralMoldovenesc -1 359

160,512 179 225 93,06 35,9

În Câmpia Tecuciului întâlnim cele mai mici altitudini medii, energiimedii şi pante medii din tot bazinul Bîrladului. Histograma frecvenţeialtitudinilor are două maxime datorate extinderii zonelor de luncă şi a podurilorde terasă, separate de minimul explicat prin ponderea extinderii reduse afrunţilor de terasă. Energia de relief este mică, predominând energiile de până în12 m, cu un maxim între 2-6 m. Pantele de până în 4º predomină, cu un maxim pentru cele cuprinse în intervalul 0º-2º.

În Podişul Covurlui întâlnim valori medii spre mici ale parametrilorgeomorfometrici. Altitudinea prezintă un maxim secundar pentru intervalulaltitudinal de 50-60 m ce caracterizează luncile râurilor afluente Bârladului, după care urmează maximul principal, centrat pe altitudinea de 200 m. Acesta este

270




asimetric, flancul stâng slab înclinat, mai jos altimetric, iar cel drept, abrupt, maiînalt altimetric. Maximul se corelează cu nivelul mediu al versanţilor, iar flanculdrept cu partea superioar ă a culmilor. Maximul energiei de relief se află înintervalul 5-15 m, cu un maxim minor în intervalul 0-5, dar frecvenţa cea maimare apare în intervalul 15-50, după care scade. Acest lucru poate fi pus peseama energiei mici a luncilor, energiei medii a versanţilor şi energiei mari aculmilor. Pantele dominante sunt cele până în 10º, cu maximul până în 5º.

0

0,5

1

1,5

2

2,5

1 6 2 2 2 8 3 4 4 0 4 6 5 2 5 8 6 4 7 0 7 6 8 2 8 8 9 4 1 0 0

1 0 6

1 1 2

1 1 8

1 2 4

1 3 0

1 3 6

1 4 2

1 4 8

1 5 4

1 6 0

1 6 6

1 7 2

1 7 8

1 8 4

1 9 0

Altitudinea (m)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.8. Histograma frecvenţei altitudinii în Câmpia Tecuciului (Bazinul Bârladului)

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

0 3 6 9 1 2 1 5 1 8 2 1 2 4 2 7 3 0 3 3 3 6 3 9 4 2 4 5 4 8 5 1 5 4 5 7 6 0 6 3 6 6 6 9

Energia de relief (m)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.9. Histograma frecvenţei energiei de relief în Câmpia Tecuciului (Bazinul

Bârladului)

271




0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22

Panta (grade)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.10. Histograma frecvenţei pantei în Câmpia Tecuciului (Bazinul Bârladului)

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

- 1 1 0 2 1 3 2 4 3 5 5 6 6 7 6 8 6 9 8 1 0 8

1 2 0

1 3 1

1 4 4

1 5 5

1 6 6

1 7 6

1 8 9

1 9 9

2 1 0

2 2 0

2 3 2

2 4 2

2 5 3

2 6 3

2 7 4

2 8 4

2 9 4

3 0 5

3 1 7

3 2 7

3 3 8

3 4 9

Expozi ţia (grade)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.11. Histograma frecvenţei expoziţiei în Câmpia Tecuciului (Bazinul Bârladului)

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

5 4 6 2 7 0 7 8 8 6 9 4 1 0 2

1 1 0

1 1 8

1 2 6

1 3 4

1 4 2

1 5 0

1 5 8

1 6 6

1 7 4

1 8 2

1 9 0

1 9 8

2 0 6

2 1 4

2 2 2

2 3 0

2 3 8

2 4 6

2 5 4

2 6 2

2 7 0

2 7 8

2 8 6

2 9 4

3 3 0

Altitudinea (m)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.12. Histograma frecvenţei altitudinii în Podişul Covurlui (Bazinul Bârladului)

272




0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

4

0 3 6 9 1 2 1 5 1 8 2 1 2 4 2 7 3 0 3 3 3 6 3 9 4 2 4 5 4 8 5 1 5 4 5 7 6 0 6 3 6 6 6 9 7 2 7 5 7 8 8 1 8 4


F r e c v e n ţ a ( % )

Fig.V.13. Histograma frecvenţei energiei de relief în Podişul Covurlui (Bazinul

Bârladului)

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20

Panta (grade)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.14. Histograma frecvenţei pantei în Podişul Covurlui (Bazinul Bârladului)

0

1

2

3

4

5

6

7

8

- 1 1 0 2 0 3 1 4 1 5 3 6 3 7 4 8 4 9 6 1 0 6

1 1 7 1 2 7

1 3 9 1 4 9

1 6 0 1 7 0

1 8 2 1 9 2

2 0 3 2 1 4

2 2 5 2 3 6

2 4 7 2 5 7

2 6 7 2 7 9

2 8 9 3 0 0

3 1 0 3 2 2

3 3 2 3 4 3

3 5 3

Expozi ţia (grade)

F r e c v e n ţ a ( % )

Fig.V.15. Histograma frecvenţei expoziţiei în Podişul Covurlui (Bazinul Bârladului)

273




În Dealurile Fălciului se ating valori medii ale parametrilorgeomorfometrici. Histograma frecvenţei altitudinilor este simetrică, fiindcentrată pe altitudinea de 200 m. Acest fapt se poate explica pe baza extinderiireduse pe lungime atât a luncilor, câtşi culmilor, versanţii mediani ocupând ceamai mare pondere din teritoriu. Energia de relief tinde să aibă o repartiţiesimetrică a frecvenţelor, dar ponderea cea mai mare o are intervalul 10-50 m, iardispropor ţia dintre intervalul 0-10şi 50-100 ne arată că luncile sunt totuşi maidezvoltate decât culmile.

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

0,8

6 1

7 1

8 1

9 1

1 0 1

1 1 1

1 2 1

1 3 1

1 4 1

1 5 1

1 6 1

1 7 1

1 8 1

1 9 1

2 0 1

2 1 1

2 2 1

2 3 1

2 4 1

2 5 1

2 6 1

2 7 1

2 8 1

2 9 1

3 0 1

3 1 1

3 2 1

3 3 1

3 4 1

3 5 1

3 6 1

3 7 1

Altitudinea (m)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.16. Histograma frecvenţei altitudinii în Dealurile Fălciului (Bazinul Bârladului)

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

0 4 8 1 2 1 6 2 0 2 4 2 8 3 2 3 6 4 0 4 4 4 8 5 2 5 6 6 0 6 4 6 8 7 2 7 6 8 0 8 4 8 8 9 2 9 6 1 0 0


F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.17. Histograma frecvenţei energiei de relief în Dealurile Fălciului (Bazinul

Bârladului)

274




0

2

4

6

8

10

12

14

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25

Panta (grade)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.18. Histograma frecvenţei pantei în Dealurile Fălciului (Bazinul Bârladului)

0

1

2

3

4

5

6

7

- 1 1 0 2 1 3 3 4 5 5 7 6 9 8 0 9 3 1 0 4

1 1 7

1 2 8

1 4 1

1 5 3

1 6 5

1 7 6

1 8 9

2 0 0

2 1 2

2 2 3

2 3 6

2 4 8

2 5 9

2 7 0

2 8 1

2 9 2

3 0 4

3 1 7

3 2 8

3 3 9

3 5 0

Expozi ţia (grade)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.19. Histograma frecvenţei expoziţiei în Dealurile Fălciului (Bazinul Bârladului)

În Colinele Tutovei întâlnim cele mai mari altitudini medii, energii mediişi pante medii din tot bazinul Bîrladului. Histograma frecvenţelor altitudinilorare o uşoar ă asimetrie de stânga, datorată dezvoltării mai largi a luncilor, faţă deculmi. Maximul se centrează mai sus decât în celelalte subunităţi, între 200şi300 m.

Valorile minimeşi maxime altitudinale din arealul eşantion al ColinelorTutovei se încadrează între 41m la vărsarea râului Berheci în Bârlad, în partea desud-est a regiuniişi 564m în Dealul Doroşanu aflat în partea central – nordică aregiunii, pe culmea interfluvială care separ ă cursurile superioare ale Berheciului

şi Zeletinului. Pe o distanţă de numai 66,5 km, între aceste două puncte,diferenţa de altitudine are o valoare de circa 523m, rezultând o pantă medie de7,8m/km (0,78%). Având în vedere ecartul altitudinal care se înregistrează pe

275




teritoriul Colinelor Tutovei darşi principalele caracteristici morfografice, pentrurealizarea hăr ţii hipsometrice, am ales următoarele clase altitudinale: < 100 m,100-200 m, 200-300 m, 300-400 m, 400-500 mşi >500 m.

Arealele cu altitudini ce nu depăşesc 100m se găsesc în cea mai mare parte spre exteriorul zonei, pe cursul inferior al văii Siretului, pe valeaBârladuluişi chiar pe o mică por ţiune din cursul inferior al Racovei. În interior,albiile majore din cursurile inferioare ale celor mai mari râuri darşi o mare partedin terasele joase se găsesc tot sub această cotă altimetrică. Astfel, pe Tutova,arealul urcă până aproape de confluenţa acestuia cu Studineţul (localitatea Iana),iar pe Zeletinşi Berheci, până la latitudinea localităţii Podu Turcului. Deşi suntrâuri mici, cu văi ceva mai modeste, Pereschivul, Similaşi Horoiata au reuşit să

se adâncească sub pragul de 100 m. Pe ansamblu, circa 7.89% din teritoriul luatîn studiu se află la o altitudine absolută cuprinsă între 41 – 100 m (Fig.V.20).

7,886

32,36

38,6284

17,5266

3,4870,112

0

5

10

15

2025

30

35

40

%

<100 100-200 200-300 300-400 400-500 >500

clase hipsometrice

Fig.V.20. Histograma suprafeţelor pe clase hipsometrice din Colinele Tutovei

Treapta cuprinsă între 100–200m reprezintă circa 1/3 din întregul areal(32.36%)şi ocupă cea mai mare parte a versanţilor din partea de sudşi est. Înzona colinelor înalte, în nordulşi vestul regiunii, aceste înălţimi caracterizează doar por ţiunile cele mai joase din văile marilor râuri: Racova, Tutova, Berheci,Zeletinşi R ăcătău. Suprafeţele cele mai extinse sunt cele din clasa 200-300 m,

care împreună cu cele din clasa precedentă ocupă circa 70% din suprafaţaColinelor Tutovei. În colinele joase, înălţimi de peste 200 m se întâlnesc doar în partea cea mai înaltă a interfluviilor, în jumătatea nordică acestea ocupă

276




jumătatea inferioar ă a versanţilor. De asemenea, cea mai mare suprafaţă dinDepresiunea Parincei se încadrează între aceste cote.

Clasa hipsometrică de 300-400 m, cu o suprafaţă de 17.53%, cuprindesuprafeţele ocupate de păr ţile superioare ale versanţilor şi de culmileinterfluviale care despart văile principale: interfluvile Berheci – Zeletin, Zeletin – Tutovaşi Tutova – Simila. În sudulşi estul regiunii aceste altitudini lipsescaproape cu desăvâr şire. Altitudini de peste 400m se găsesc în partea superioar ă aculmii ce însoţeşte la sud valea Racovei. Punctiform, aceast palier de altitudineeste atinsşi în Dealul Lăleşti, la izvoarele Pereschivului. Cel mai importantareal, cel care cuprindeşi Dealul Doroşan – 564 m, cea mai înaltă altitudine dinColinele Tutovei, ocupă partea cea mai înaltă a interfluviului Berheci – Zeletin,

în apropierea izvoarelor râului Drobotfor, afluent al Zeletinului.Forma histogramei frecvenţelor energiei de relief ne arată energia mică caracteristică luncilor cu un maxim secundar (0-7 m), urmată de o simetriecentrată pe energia de relief de 50 m, cu amprenta energiei culmilor dinintervalul 7-20 m. Panta are o distribuţie a frecvenţelor marcată de asimetrie destânga pronunţată, cu o aglomerare în intervalul 1-11ºşi 4 maxime, urmată de oscădere a frecvenţei spre valoarea de pantă maximă. Tipicul de direcţie NV-SE avăilor imprimă în această subunitate o carcateristică a frecvenţei expoziţiilor, cu predominarea celor nord-esticeşi a celor sud-vestice (versanţii văilor).

Pentru eşantionul care include Colinele Tutovei, valorile foarte reduse aleenergiei de relief, de sub 50 m (cca. 10,5% din totalul suprafeţei), caracterizează albiile majore ale principalelor văi de la exteriorul arealului, dar urcă punctiformşi pe cele din interior, îndeosebi Tutova, Pereschiv, Zeletin, Similaşi Horoiata.Aceste areale, înregistrate în zona de luncă, ajung până aproape de obâr şiarâurilor, acolo unde profilul talvegului este teritoriul foarte evoluat, în ciudatinereţii văilor. Deşi văile au lăţimi destul de reduse în cea mai mare parte ateritoriului, albiile majore ale râurilor sunt largi chiar foarte aproape de izvoareAcest fapt este datorat alcătuirii litologice predominant nisipoaseşi nisipo-lutoase, asupra căreia au acţionat condiţiile climatice cu nuanţe excesive, care aucontribuit la „îmbătrânirea prematur ă” a reţelei hidrografice. Areale cu o energiede relief redusă apar pe suprafeţe extinseşi pe culmile interfluviale largişi maidomoale din partea de sud a Colinelor. Deşi nu se suprapun unor platouristructurale, majoritatea râurilor care izvor ăsc din acest areal sudic prezintă, înzona de obâr şie, văii cu o energie redusă de relief. Acest lucru arată tinereţearelativă a acestor văi, dar după primii kilometri acestea se adâncesc mult, se

lărgesc, energia mare de relief fiind transferată versanţilor.Jumătate din teritoriul în cauză prezintă o energie de relief cuprinsă între50-100 m. Cea mai mare parte din sudulşi estul Colinelor Tutovei se încadrează

277




în această treaptă. Valorile în cauză se înregistrează pe versanţi şi pe suprafeţeleinterfluviale ceva mai înguste. Energia de relief mai mare de 100 m estereprezentativă pentru partea central-nordică a regiunii. Peste 40% din întregulteritoriul se încadrează în această clasă. Valorile maxime, de peste 200 m, aparizolat, pe numai 0,3% din teritoriu, în partea mai înaltă central-nordică, fiindcorelate cu altitudinile absolute de peste 400 m.

În cazul eşantionului care include Colinele Tutovei, fiind o zonă puternicfragmentată, înclinarea versanţilor se încadrează într-un palier larg, între unminim de 0°şi un maxim de peste 35°. Valorile reduse (<3°) ce ocupă circa 25%din teritoriu, sunt datorate extinderii relativ ridicate a luncilorşi slabe a teraselorfluviatile. Pantele de 3-5°, caracterizează areale extinse (17.35%) sub forma unor

benzi subţiri, alungite pe culmile orientate nord-nord-est – sud-sud-est. Valorilemedii cuprinse între 5-10°şi 10-15°, ce acoper ă împreună 54% din teritoriu, particularizează în totalitate versanţii.

În linii mari, distribuţia pantelor se corelează cu distribuţia valoriloradâncimii fragmentării. Chiar dacă repartiţia claselor de pantă este mult maieterogenă, se poate observa aceeaşi diferenţă între partea nordică şi cea sudică aregiunii. Paralelismul claselor de pantă în funcţie de orientarea generală a văilorşi culmilor esteşi mai bine pusă în relief. În sud, albiile sunt plane saucvasiorizontale, versanţii au pante ridicateşi pe culmi domină declivităţilereduse. În nord, valoarea înclinării versanţilor creşte de la baza reliefului spreculmi. Acolo unde, în partea mai înaltă a reliefului, se mai păstrează suprafeţemai puţin fragmentate, bineînţeles că apar areale cu pante ceva mai reduse.

În ceea ce priveşte orientarea versanţilor se constată o multitudine desituaţii diferenţiate pe unităţi majore de relief, cu o semnificaţie aparte înColinele Tutovei.

În cazul eşantionului din această unitate de relief, valoarea minimă, denumai 1,57%, este dată de versanţii cu o orientare nordică. Acesta se datorează faptului că, în interiorul arealului studiat, văile principaleşi afluenţii au uncaracter consecvent în conformitate cu structura monoclinală (cu orientareastratelor pe direcţia nord-nord-vest – sud-sud-est. Pe suprafeţe foarte restrânse,apar văi cu caracter subsecvent care pot genera versanţi cu o orientare nordică.Valorile intermediare cuprinse între 5-15% caracterizează versanţii sud-estici,şinord-estici.

278




1,57 6,52

35,91

7,425,0216,79

22,953,8110

0

20

30

40N

NE

E

SE

S

SV

V

NV

Orientarea versantilor (%)

Fig.V.21. Orientarea versanţilor din Colinele Tutovei

0

10

20

30

40

50

60

70

N NE E SE S SV V NV

orientarea versantilor

f r e c v e n

t a ( % )

<50

50-100

100-150

150-200

200-250

>=250

clase de panta(m/km)

Fig.V.22. Frecvenţa claselor de pantă in funcţie de orientarea versanţilor

(eşantion Podişul Central Moldovenesc)

279




0

50

100

150

200

250300

N

NE

E

SE

S

SV

V

NV

maxime

medii

minime

Fig.V.23. Valorile medii, medii maximeşi minime ale pantelor în funcţie de orientarea

versanţilor (eşantion Podişul Central Moldovenesc)

Deşi teritoriul Colinelor Tutovei se prezintă sub forma unei suprafeţe ceînclină progresiv de la nord la sud, valoarea ce apare în dreptul suprafeţelorsudice este foarte redusă (5,02%). În aceste condiţii, ponderile cele mai

reprezentative apar ţin orientărilor estice (35,9%), urmate de cele vestice(22,95%)şi sud-vestice (16,79%). (Fig.V.21).

7,886

32,36

38,6284

17,5266

3,4870,112

0

5

10

15

2025

30

35

40

%

<100 100-200 200-300 300-400 400-500 >500

clase hipsometrice Fig.V.24. Histograma suprafeţelor pe clase hipsometrice din Colinele Tutovei

din Colinele Tutovei

280




În Podişul Central Moldovenesc histograma frecvenţelor altitudinii estemarcată de o slabă asimetrie de stânga, datorată extensiei mai mari a luncilorfaţă de culmi. Frecvenţele cele mai mari sunt centrate pe altitudinea de 200 m, cecaracterizează zonele mediane ale versanţilor.Altitudinea regiunii descreşte progresiv de la nord la sud, conform cuînclinarea stratelor geologice de suprafaţă. Mai importantă în condiţionareaacestui declin altitudinal de ansamblu este prezenţa orizonturilor de roci destulde dure în partea nordică, reprezentate prin calcareşi gresii sau chiar cinerite,care au favorizat, prin rezistenţa lor mai mare la meteorizaţie, menţinerea unoraltitudini mai mari. Astfel, cele mai mari înălţimi corespund interfluviilorstructurale din partea nordică a regiunii, care sunt situate altimetric la peste 300

m. Uneori interfluviile structurale au fost consumate aproape în întregime prineroziunea regresivă a râurilor, astfel că înălţimile mari sunt asociate unor dealuricu profil mai mult sau mai puţin ascuţit, aşa cum sunt, spre exemplu, celesuprapuse cumpenei de ape dintre bazinul Bârladuluişi Bahluiului: Voineşti –361,7 m, La Stâlp – 367,3 m, Poiana Movilei – 378 m.

Atât repartiţia frecvenţelor energiei de relief câtşi ale pantei sunt marcatede o asimetrie de stângaşi un minim secundar la valori mici, care ne arată extensia mai mare a luncilor faţă de culmi. Apare acelaşi tipic al repartiţieifrecvenţelor expoziţiei ca în Colinele Tutovei, dar la o scara mai redusă,deoarece aparşi văi cu orientări diferite.

În Culoarul Bârladului histograma frecvenţei altitudinilor ne indică maximul de extensie al luncii Bârladului în intervalul altitudinal 16-100 m,întrerupt de minime datorate extensiei teraselor puţin înalte, apoi plafonareaaltitudinală de la nivelul teraselor înalteşi a culmilor joase, din intervalul 100-200 m. Altitudinile mai mari apar pe suprafeţe restrânse. Energia de relief are orepartiţie a frecvenţelor, cu un maxim între 0-6 m, urmat de un minimşi apoi unmaxim secundar, care are ponderea cea mai mare din teritoriu, centrat pevaloarea de 30 m. Repartiţia frecvenţei pantelor are un maxim în intervalul de până la 2º, urmat de o scădere a frecvenţelor, cu mici maxime, asociate teraselorşi culmilor joase.

281






0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

- 1 1 0

2 1

3 2

4 3

5 4

6 5

7 6

8 7

9 8

1 0 9

1 2 0

1 3 1

1 4 4

1 5 5

1 6 6

1 7 7

1 8 8

1 9 9

2 1 0

2 2 1

2 3 4

2 4 5

2 5 6

2 6 7

2 7 8

2 8 9

3 0 0

3 1 1

3 2 3

3 3 4

3 4 5

3 5 6

Expozi ţia (grade)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.28. Histograma frecvenţei expoziţiei în Colinele Tutovei (Bazinul Bârladului)

0

0,1

0,2

0,3

0,4

0,5

0,6

0,7

9 9 1 1 1

1 2 3

1 3 5

1 4 7

1 5 9

1 7 1

1 8 3

1 9 5

2 0 7

2 1 9

2 3 1

2 4 3

2 5 5

2 6 7

2 7 9

2 9 1

3 0 3

3 1 5

3 2 7

3 3 9

3 5 1

3 6 3

3 7 5

3 8 7

3 9 9

4 1 1

4 2 3

4 3 5

4 4 7

4 5 9

Altitudinea (m)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.29. Histograma frecvenţei altitudinii în Podişul Central Moldovenesc (Bazinul

Bârladului)

0

0,5

1

1,5

2

2,5

0 4 8 1 2 1 6 2 0 2 4 2 8 3 2 3 6 4 0 4 4 4 8 5 2 5 6 6 0 6 4 6 8 7 2 7 6 8 0 8 4 8 8 9 2 9 6 1 0 0

1 0 4

1 0 8


F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.30. Histograma frecvenţei energiei de relief în Podişul Central Moldovenesc(Bazinul Bârladului)

283




0

2

4

6

8

10

12

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28

Panta (grade)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.31. Histograma frecvenţei pantei în Podişul Central Moldovenesc (BazinulBârladului)

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

4

4,5

5

- 1 1 0 2 1 3 2 4 3 5 4 6 5 7 6 8 7 9 8 1 0 9

1 2 1 1 3 2

1 4 5 1 5 7

1 6 8 1 8 0

1 9 2 2 0 3

2 1 5 2 2 8

2 3 9 2 5 0

2 6 1 2 7 2

2 8 3 2 9 4

3 0 5 3 1 8

3 2 9 3 4 1

3 5 2

Expozi ţia (grade)

F r e c v e n

ţ a ( % )

Fig.V.32. Histograma frecvenţei expoziţiei în Podişul Central Moldovenesc (Bazinul

Bârladului)

0

0,2

0,4

0,6

0,8

1

1,2

1,4

1,6

4 8 5 7 6 6 7 5 8 4 9 3 1 0 2

1 1 1

1 2 0

1 2 9

1 3 8

1 4 7

1 5 6

1 6 5

1 7 4

1 8 3

1 9 2

2 0 1

2 1 0

2 1 9

2 2 8

2 3 7

2 4 6

2 5 5

2 6 4

2 7 3

2 8 2

2 9 1

3 0 0

3 0 9

3 1 8

Altitudinea (m)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.33. Histograma frecvenţei altitudinii în Culoarul Bârladului (Bazinul Bârladului)

284




0

1

2

3

4

5

6

7

8

0 3 6 9 1 2 1 5 1 8 2 1 2 4 2 7 3 0 3 3 3 6 3 9 4 2 4 5 4 8 5 1 5 4 5 7 6 0 6 3 6 6 6 9 7 2 7 5 7 8 8 1 8 4 8 7 9 0 9 4

Energia reliefului (m)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.34. Histograma frecvenţei energiei de relief în Culoarul Bârladului (BazinulBârladului)

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25

Panta (grade)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig.V.35. Histograma frecvenţei pantei în Culoarul Bârladului (Bazinul Bârladului)

0

1

2

3

4

5

6

7

8

- 1 1 0

2 0

3 1

4 1

5 3

6 3

7 4

8 4

9 5

1 0 5

1 1 7

1 2 8

1 4 1

1 5 2

1 6 4

1 7 4

1 8 6

1 9 6

2 0 8

2 1 8

2 3 0

2 4 0

2 5 1

2 6 1

2 7 1

2 8 1

2 9 1

3 0 2

3 1 2

3 2 4

3 3 5

3 4 5

3 5 5

Expozi ţia (grade)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig.V.36. Histograma frecvenţei expoziţiei în Culoarul Bârladului (Bazinul Bârladului)

285




V.3. Procese geomorfologice actuale – factori de risc(Lilian Niacşu Ionuţ Vasiliniuc, Constantin Rusu)

Procesele geomorfologice reprezintă totalitatea fenomenelor generate deagenţii interni sau externişi care conduc la modificarea (modelarea) reliefuluiterestru. Terminologia folosită în mod curent cuprinde un evantai foarte larg determeni care difer ă la un cercetător la altul. Pentru procesele geomorfologicecare contribuie la modelarea versanţilor se folosesc o serie de termeni consacraţi precum: procese de pant ă, degrad ări de teren sau procese deluviale, reliefulcreat purtând numele derelief deluvial . Degradările de teren din bazinulBârladului se datorează în principal acţiunii eroziunii areolare şi liniare şi

alunecărilor de teren (ambele cu o r ăspândire generalizată) şi, secundar, unorşi procese cu o r ăspândire mai redusă, punctuală, precum: defla ţ ia, tasarea(naturală şi biogenă), surparea, solifluxiunea etc.

V.3.1. Eroziunea areolară (în suprafaţă)Condiţiile speciale geologice, de relief, climă, hidrografie, vegetaţie dar

mai ales, intervenţia antropică, au contribuit la desf ăşurarea pe suprafeţe extremde extinse a proceselor de eroziune. Solurile sunt cele mai afectate de acest proces, cantităţi foarte mari de material care provine din orizontul fertil fiindtransportate spre baza versanţilor.

Eroziunea picăturilor de ploaie sau pluviodenudareaapare în momentulîn care picăturile de ploaie, în căderea lor, lovesc suprafaţa solului, dislocând particule pe care le transportă aerian pe distanţe mici, sub 1,5 m. Acest procesare o importanţă deosebită prin faptul că, acţiunea de dislocare a particulelor, pregăteşte material care apoi poate fi preluat de scurgerea de suprafaţă.

Eroziunea în suprafa ţă se dezvoltă în toate locurile în care există o pantă cât de mică care să poată permite o scurgere a apelor,şi este provocată descurgerea dispersată (eroziune laminar ă). Scurgerea pe versant începe să seconcentreze tinzând să formeze nişte şiroaie elementare (microcurenţi), r ăsfirate printre micile neregularităţi ale terenului. O altă formă (mai avansată) a eroziuniiîn suprafaţă este constituită din micişănţuleţe (3 - 20 cm), denumiterigole mici şi se formează ca urmare a concentr ării şiroaielor efemere. Atâtşiroaiele câtşirigolele mici sunt forme efemere.

Din punctul de vedere al condiţiilor care favorizează instalarea eroziunii însuprafaţă, potrivit lui Mo ţ oc (1983), terenurile agricole situate pe pante mai mari

de 5% sunt suprafeţele cele mai expuse. Pe lângă valoarea declivităţii, procesulde spălare este favorizat de condiţiile climatice, torenţialitatea precipitaţiilorcaracteristică lunilor de var ă, dar şi de substrat. Conform lui Hârjoabă (1968),

286




cantitatea de sol spălat în timpul ploilor torenţiale reprezintă între 82-98% dincantitatea totală de sol îndepărtat prin acest proces.

În cazul bazinului Bârladului rolul cel mai important în apariţia şidesf ăşurarea eroziunii solului este deţinut de modul de folosinţă a terenurilorşide tipul de vegetaţie care ocupă acele terenuri. Întrucât cea mai mare parte aterenurilor revine suprafeţelor agricole, rolul acestui proces creşte, observându-se o diferenţiere în cadrul folosinţelor (între plantele anuale: pr ăşitoare şi păioase, respectiv plantele perene), în funcţie de stadiul de vegetaţie care poateintercepta sau nu picăturile de apă de ploaie.

Valorile ridicate atinse ale eroziunii sunt datorateşi caracteristicilorunităţilor de sol prezente în această zonă. Astfel, cele mai expuse eroziunii sunt

solurile de pădure, cu o desf ăşurare apreciabilă ( preluvosoluri şi luvosoluri), darşi cernoziomurile cambice şi cernoziomurile argice. Ca mărturie a niveluluiridicat atins de eroziunea în suprafaţă stă extinderea regosolurilor şi aerodisolurilor .

Fig.V.37. Eroziune areolar ă (bazinul inferior al Horoiatei)

Pierderile medii anuale de sol prin eroziune la Perieni, între 1958 - 1970(panta de 12%, sol luto-argilos), au variat de la0.5 t/ha la lucernă sau ierburi înanul II de vegetaţie, la4 t/ha la grâu de toamnă, 7 t/ha la mazăre şi până la 32,5t/ha la porumb ( Popa, 1977). Analizând datele obţinute cu ajutorul parcelelor descurgere cu lungimea de 25mşi panta 12% (din cadrul Staţiunii Perieni) pe o

287




perioadă de 30 de ani (1970 - 1999), Ioni ţă (2000) constată că valoarea eroziuniila parcelele din ValeaŢarinei se ridică la circa32,5 t/ha/an la ogorşi 7,7 t/ha/an la porumb. Totodată, acelaşi autor stabileşte sezonul critic de eroziune însuprafaţă ca fiind între15-20 mai şi 15-20 iulie.Din păcate, după aplicarea Legii fondului funciar nr.18/1991, revenirea lamodul tradiţional de cultur ă pe direcţia deal-vale câtşi f ărâmiţarea continuă aterenurilor, au favorizat o accelerare a eroziunii solului.

De cele mai multe ori, prin intermediul eroziunii solului, are loc oredistribuire a orizonturilor superioare, fertile, spre zonele mai joase, avândconsecinţe grave asupra productivităţii agricole. Dacă majoritatea terenurilorsituate pe culmi sau pe versanţi sunt afectate de eroziune în suprafaţă, la baza

versanţilor s-au format o serie de depozite coluviale. De cele mai multe oritrecerea de la suprafaţa versanţilor la cea aşesurilor aluviale nu se face brusc, ci prin intermediul unei suprafeţe de racord de tip glacis, care au o r ăspândireaproape generalizată.

În funcţie de materialele care se găsesc în componenţa acestora,glacisurile pot fi:coluviale, cele mai r ăspândite, alcătuite din material fin,coluvio – proluviale, ce apar în zona de debuşare a ravenelor. În alcătuirea lorlitologică apar fracţiuni mediişi fine darşi nisipuri, fragmente de gresii, cineriteandeziticeşi chiar prundişuri provenite din depozitele de terasă. Glacisurile îşidatorează existenţa constituţiei litologice extrem de friabile, energiei mari derelief a versanţilor dar şi influenţei negative a activităţii antropice, toatefavorizând extinderea deosebită a proceselor de versant. De regulă, aceste formede acumulare sunt constituite din nisipuri, cu o granulometrie mai grosier ă spreversant şi din ce în ce mai fină spre şes iar prin evoluţie intr ă sub acţiunea proceselor geomorfologice de versant, forma lor iniţială fiind de multe ori multfragmentată.

Riscul indus de manifestarea proceselor de eroziune în suprafaţă esteconsiderabil, fiind cuantificat prin pierderile de sol fertil, material oraganicşimineral, nutrienţi. Aceste pierderi se asociază diminuării productivităţii şifertilităţii solului, cu reflex în plan financiar. Dacă avem în vedere pondereadeosebită a suprafeţelor în pantă (cca.75% din teritoriu cu declivităţi de peste 3°)şi manifestările proceselor în cauză într-o propor ţie de peste 75 %, în cazulterenurilor înclinate, avem imaginea unui teritoriu în care acest tip de risc parede nestăvilit.

288




V.3.2. Eroziunea liniară (în adâncime)Eroziunea în adâncimeşi ravenarea reprezintă o altă categorie de procese

specifice bazinului Bârladului. Acest fenomen ajunge aici la dimensiuninemaiîntâlnite în alte regiuni aleţării, fiind datorat aceluiaşi complex cauzal ceîntruneşte condiţii „optime”. Procesul de „eroziune liniar ă” apare în momentulîn care scurgerea de suprafaţă (reprezentată prin şuvoaie sauşiroaie mari) seconcentrează, pe versant, în contextul creşterii energiei cinetice a scurgeriilichide şi al micşor ării rezistenţei substratului sau învelişului vegetal protector( Ioni ţă, 2000). Eroziunea în adâncime este unul dintre cele mai importante procese geomorfologice prezente, atât prin suprafaţa ocupată dar mai ales prinefectele avute. Acest proces contribuie în propor ţie variabilă (26-75%) la

formarea eroziunii totale.În cazul eroziunii în suprafaţă cea mai evoluată formă este constituită dinrigole mici, ale căror dimensiuni ating până la 20 cm. Întrerigola mică (formă aeroziunii areolare)şi rigola mare (de unde începe eroziunea torenţială), nu se poate face o distincţie foarte clar ă şi de aceea, unii autori consider ă că eroziuneaîn rigole este o tranziţie între eroziunea în suprafaţă şi cea în adâncime. Acolounde eroziunea în adâncime devine tot mai activă, iar adâncimea depăşeşte 0,5m, dar nu ajunge la 2-3 m aparoga şele. De regulă, acestea au forma unorşanţuricu secţiunile transversale sub forma literei „V”,şi pot apărea atât pe versanţi câtşi pe fundul văilor. Ele se formează obişnuit pe terenuri cu pante mijlociişi mari(>5º), apariţia şi evoluţia lor fiind favorizate de matricea nisipoasă a substratului,cât şi de acţiunea antropică. Desţelenirile, folosirea unor agrotehnicinecorespunzătoare precumşi sistemul defectuos de lucrare al pământului (aratuldeal – valeşi f ărâmiţarea parcelelor) conduc la apariţia ogaşelor dispuse paralel,de multe orişi pe terenurile care au o pantă de numai 2-3º.

Ravenele reprezintă cele mai evoluate forme ale eroziunii în adâncime. Ravenele de versant sunt asociate unor bazine de recepţie mici care se

instalează în orizonturile Aşi B ale solurilor, mai rar, în orizontul C. De regulă,sunt ravene discontinue, cu un profilul longitudinal liniar, deseori în trepte, acolounde apar nisipuri cu intercalaţii argiloase darşi grezoase aşa cum sunt cele de pe versantul drept al Horoiatei, la sud de Orgoieşti. Cele mai frecvente ravenesunt cele singulare, dar atunci când densitatea ravenelor creşte, pe versanţi seformează un microrelief de tip „bad lands” cum este cazul în amonte de satulMireni, pe versantul drept al văii Dumbrava din bazinul Pereschiv, darşi peversantul stâng al văii superioare a râului Pereschivul Mic, în amonte de

Chilieni. Suprafeţe extrem de întinse apar în bazinul superior al Horoiatei,Similei, bazinul mijlociuşi superior al Tutovei, pe versanţii despăduriţi din bazinul inferior al Zeletinului. Multe asemenea ravene s-au format prin

289




accentuarea unor incizii f ăcute pe aliniamentul unor vechi drumuri care au tăiatversanţii cu o pantă ridicată. De cele mai multe ori, terenurile nisipoase,despădurite, pe suprafaţa cărora curenţii de apă se pot concentra, constituiesuportul ideal pentru instalarea acestui proces. Mai rar, unele ravene se potşiaduna în partea bazală a versanţilor, ajungând la o formă înmănunchiată, situaţieîntâlnită la nord de Mireni, pe valea Dumbravei.

În general, adâncimea ravenelor de versant ajunge la câţiva metri iar vitezade înaintare variază între 1-1,5 m/anşi 2,5 – 3 m/an ( Hârjoabă, 1968). Vitezamedie anuală de regresare a unor ravene discontinue, succesive oscilează între0,42 – 1,83 m/an, cu o valoare medie de 0,92 m/an. Principalii factori de iniţierea ravenării sunt cel hidrologic (modul de organizare a scurgerii lichide sub formă

de curenţi concentraţi), litologic, dublate de pantă şi de utilizarea defectoasă aterenurilor

Fig.V.38. Ravena Vâlcioaia (Dealurile Fălciului)

290




Indiscutabil, cele mai spectaculoase forme ale eroziunii în adâncime suntoferite de ravenele de fund de vale. De obicei, suntravene continue, cuadâncimea mult mai mare (până la 10 mşi chiar mai mult).

Acestea se găsesc pe fundul majorităţii văilor din arealul studiat. Seinstalează frecvent acolo unde în profilul longitudinal al talvegului apare un prag(„rapid”) care favorizează concentrarea curenţilor de apă. De aceea, în profillongitudinal, în situaţia în care panta este mai ridicată se instalează procese deeroziune (ravenare), iar unde capacitatea de transport a apei scade apare o zonă de sedimentare. Rata medie de înaintare a ravenelor continue este de 12,5 m/ansuprafaţa medie de ravenare creşte anual în medie cu 366,8 m²/an, volumulmediu de material solid erodat prin ravenare atinge 2.617 m³/an, iar eroziunea

medie multianuală este de 4.168 t/an. Aceste valori au fost calculate pe o serie deravene din partea de sud a Podişului Bârladului.Deşi are o suprafaţă de recepţie de numai 1.206 ha, bazinul Hreasca, prin

ravena Hreasca, deţine recordul în ceea ce priveşte regresarea medie multianuală (circa 45,3 m/an în perioada 1961-1990), creşterea medie multianuală asuprafeţei ocupate (1798,0 m2, pe acelaşi interval), volumul mediu multianual dematerial solid erodat (11.887 m3/an) câtşi eroziunea medie multianuală (19,326t/an). Concomitent, se remarcă faptul că toţi indicatorii determinaţi prezintă valori progresiv descrescătoare în timp datorită regimului pluviometric,observându-se o relaţie directă între evoluţia ravenării, precipitaţii şi efectullucr ărilor de organizare, amenajareşi exploatare antierozională (realizate înaintede 1990). Ravena Hreasca atinge asemenea parametri datorită faptului că aceasta„întrune şte condi ţ iile cele mai favorabile pentru evolu ţ ia remarcabil ă aravenării continue”: bazin fusiform, acoperit, în parte, cu soluri de pădure,folosinţă predominant agricolă, alcătuire litologică nisipo-lutoasă în alternanţă,condiţii hidrologice ideale a bazei fundului ravenei, datorită umezelii freatice aacestuia, pe fondul unei litologii caracteristice ( Ioni ţă, 2000).

Sezonul critic de ravenare a fost stabilit de acelaşi autor ( Ioni ţă, 2000)între 15 – 20 martie şi 15 – 20 iulie, rolul cel mai important fiind atribuitsezonului rece (57%), cel cald participând cu 43%. Sezonul rece pregăteştematerialul prin îngheţ –dezgheţ, iar rolul major al sezonului cald, care începeodată cu dezgheţul, revine transportului acestor materiale.

Formele eroziunii în adâncime se dezvoltă în toate subunităţile de relief,dar cu frecvenţe şi intensităţi diferite. Cea mai mare recrudescenţă estecaracteristică jumătăţii de sud a bazinului Bârladului, îndeosebi în Colinele

Tutovei (în bazinele Horoiata, Simila, Pereschiv, Tutovaşi Zeletin), în DealurileFălciului (Jiravăţ, Banca, Chiroaia-Vâlcioaia), în legătur ă directă cu faciesurilenisipoase meoţian-ponţiene şi pliocene (cu alternanţe argiloase sau de altă

291




factur ă). Partea de nord a regiunii este mai puţin expusă acestui riscgeormofologic, ravenarea având apariţii punctuale în jumătatea sudică aPodişului Central Moldovenesc (ex. zona Micleşti-Chirceşti etc.).

Procesele caracteristice eroziunii în adâncime determină mari pagube, prinscoaterea din circuitul agricol a unor suprafeţe însemnate, diminuareaechilibrului de versant (favorizând alunecările de terenşi pr ă buşirile), afectareaunor aşezări omeneşti, depunerea unor mari cantităţi de materiale în conurile proluviale (ocupate de localităţi) şi înşesurile aluviale (agradarea luncilor).

În final, se poate afirma faptul că formele eroziunii de adâncime au pututajunge la o asemenea r ăspândire, varietate de formeşi, mai ales, la valorideosebite ale indicilor specifici ravenării datorită contextului cauzal favorabil

legat de alcătuirea şi structura geologică, condiţiile morfo-climatice, specificulscurgerii, la care se adaugă schimbările modului de folosinţă (despăduriri şidesţeleniri).

V.3.3. Deplasările de terenPe lângă eroziunea areolar ă şi eroziunea liniar ă, deplasările de teren

completează evantaiul proceselor geomorfologice cu un rol esenţial înmorfogeneza reliefului bazinului Bârladului. Ele se desf ăşoar ă în principaldatorită acţiunii for ţei gravitaţionale şi cuprind: alunecările, surpările şisolifluxiunile.

Alunecările de teren sunt procesele geomorfologice cele mai importantedin această clasă, provocând pagube atât terenurilor agricole câtşi aşezărilorumane. În teritoriul studiat, formele de relief caracteristice alunecărilor de terenau o r ăspândire mai mare în Podişul Central Moldovenesc. Acest fapt sedatorează alternanţelor litologice cu faciesuri predominant nisipoase intercalaţiide argilă. Depozitele fine (argilele) constituie suprafaţa de alunecare, oglinda defricţiune pe care, sub acţiunea directă a for ţei de gravitaţie şi a pânzelor de apă subterane, se înregistrează declanşarea unor alunecări de teren.

Dintre factorii potenţiali se remarcă alternanţa de roci (permeabileşiimpermeabile)şi caracteristicile reliefului preexistent (panta). Dintre factorii pregătitori amintim: precipitaţiile abundente şi defrişările, iar dintre ceideclanşatori mai importanţi sunt: acţiunea apei subterane, îngheţ-dezgheţul,cutremurele, darşi modificarea pantei prin construirea de drumuri, lucr ări deterasare.

Dezvoltarea alunecărilor este favorizată de faciesul predominant argilos al

Basarabianului, sau nisipo-argilos al Kersonianului, intersectat la nivelulversanţilor. Majoritatea alunecărilor de teren sunt stabilizate sau semistabilizate.În condiţiile climatului actual, mai arid, alunecările active sunt, de dimensiuni

292




mai mici antrenând deluvii relativ subţiri. La declinul activităţii deluviale acontribuit, probabil, într-o mai mică măsur ă, şi înălţarea prin coluvionare a bazeiversanţilor. Alunecările active actuale sunt adesea grefate pe deluviile dealunecare mari, care au fost mobilizateşi au funcţionat în perioadele mai umedeale Holocenului sau de la finele Pleistocenului.

Cele mai mari alunecări de teren, ca extindere orizontală şi profunzime,apar pe fronturile cuestelor bine individualizate, cu energieşi pante mari. Acolounde se individualizează un orizont dur în profilul versanţilor, morfologiaalunecărilor este în pseudoterase. Suntşi suficiente exemple de alunecări activede dimensiuni apreciabile, ce antrenează deluvii cu grosimi de aproape 10 m saumai mari. În această categorie se încadrează alunecările de pe cuesta Telejnei,

din amonte de satul Telejna, având cornişe de desprindere de peste 20 mşideluvii care ajung înşes, gâtuind valea, alunecările de pe valea Vasluiului, de laMovila lui Burcel, alunecările de pe cuesta Rebricei etc. Alunecările ceantrenează deluvii predominant nisipoase, kersoniene, intersectate de văile din jumătatea de est a podişului, cum sunt cele de la Movila lui Burcel din CoastaRacovei, Coasta Lohanului, sunt bine individualizateşi majoritar active, princomparaţie cu cele formate pe faciesul argilo-marnos basarabian.

Principalele areale afectate de alunecări se grupează pe versanţii ce ocupă frunţile de cuestă cu expoziţie nordică (Coasta Racovei, Coastei Lohanului etc.)dar şi pe frunţile de cuestă cu expoziţie vestică aflate pe stânga râurilor. Spreobâr şiile râurilor, pe versanţii cu intercalaţii argiloase, alunecările apar pe ambiiversanţi. De regulă, alunecările ocupă cele mai extinse suprafeţe în parteanordică şi nord-vestică a regiunii, acolo unde litologia este ceva mai lutoasă, cuintercalaţii argiloase. Spre sud, depozitele superioare meoţiene, cele ponţiene şidaciene cu o predominare a faciesului nisiposşi nisipo-lutos nu au favorizatinstalarea la scar ă extinsă a unor procese de deplasare în masă. O importanţă capitală o au formaţiunile litologice cu o stratificaţie alternantă, care prezintă la partea superioar ă (pe interfluvii) pachete groase de depozite nisipoase saunisipo-pr ăfoase, favorizând infiltrarea apei darşi prezenţa sub acestea a unordepozite argiloase.

În general, alunecările active actuale antrenează deluvii cu grosime mică (1-5 m) şi mijlocie (5-10 m). Cauzele antropice au jucat de multe ori un rolimportant în (re)activarea acestora: defrişările, prin care s-a eliminat rolul fixatoral sistemului radicular profund al arborilor, specifice pentru partea superioar ă aversanţilor; suprapăşunatul terenurilor în pantă, care determină formarea

căr ărilor de vite ce favorizează infiltrarea apei în deluvii; crearea iazurilor care adeterminat ridicarea nivelului freatic; tăierea drumurilor prin versant, exploatarealutului prin excavaţii în baza versanţilor etc. Pe alocuri agroterasele păr ăsite,

293




destinate iniţial viticulturii sau pomiculturii, par a juca un rol în activarea unordeluvii, prin favorizarea infiltr ării apei din precipitaţii.

Din categoria mai largă a deplasărilor în masă, nu lipsesc surpările, produse în malurile râurilor, prin eroziunea laterală a acestora, provocate desubminarea abrupturilor structural-litologice, de ravenaţie sau favorizate deeroziunea regresivă a râurilor etc. Mai rar au locrostogoliri de blocuri rupte dinmarginea orizonturilor de roci mai dure,creepulşi solifluxiunea.

Fig. V.39. Alunecare de teren în bazinul Vâlcioaia

Alunecările de mari propor ţii care ocupă suprafeţe însemnate fiindîntâlnite pe versanţii văilor superioare, acolo unde energia de relief este foarteridicată. În asemenea cazuri diferenţa de nivel dintre albia major ă şi culmedepăşeşte 300 m, chiar 400 m. Pe lângă energia de relief, substratul litologic areun rol capital. Pe anumiţi versanţi dezvoltaţi pe materiale predominant nisipoase,f ăr ă intercalaţii argiloase, alunecările ocupă suprafeţe foarte reduse. Ocaracteristică a proceselor de alunecare o constituie formarea unor aşa numite„circuri de alunecare”, care apar pe versanţii abrupţi ai afluenţilor râurilor maridar şi pe versanţii cursurile superioare ale râurilor principale. De o parteşi dealta a canalelor de scurgere de pe văile respective, datorită inciziei create deacestea, alunecările se reactivează progresiv. Pornind de la această constatare, Hârjoabă (1968) precizează că „incizia prin ravenare reprezint ă factorul principal al mecanismului declan şării alunecărilor de teren în Colinele

294




Tutovei”. Din această cauză, pe unele văi, datorită alunecărilor dezvoltate pescar ă largă, albia râului este „gâtuită”. Astfel longitudinal valea prezintă sectoarede îngustare, în dreptul corpurilor alunecărilor şi sectoare mai largi, acolo undeacestea lipsesc.Un alt factor extrem de important în declanşarea şi dezvoltareaalunecărilor de teren este reprezentat de influenţa condiţiilor climatice. Conformlui Pujină (1997), până la valori ale precipitaţiilor până la 590-600mm/an predomină producerea de pr ă buşiri, surpări, reactivări par ţiale şi alunecărisuperficiale. Peste 600mm/an, s-a observat o generalizare a reactivărilor şideclanşarea alunecărilor de mare profunzime. O importanţă mare o aresuccesiunea de cel puţin doi ani cu valori supraunitare ale abaterilor pluviale. De

precizat că, majoritatea alunecărilor de mari propor ţii sunt vechi, stabilizate sau par ţial stabilizate, putând fi legate de sfâr şitul perioadei glaciare sau de fazaatlantică cea care prin precipitaţiile ceva mai ridicate ar fi putut duce lageneralizarea procesului pe areale extinse prin dimensiuni apreciabile. Cea mamare parte din alunecările active sunt de mici propor ţii cauza principală fiinddezvoltarea râpelor torenţiale ( Hârjoabă, 1968).

Viteza de deplasare a deluviilor alunecare din bazinul Bârladului estecuprinsă între 1,5 m/lună şi 6 m/or ă, iar ritmul mediu anual de degradare aversanţilor din bazinul Tutovei a variat de la 2.731 ha în perioada 1969-1972,6.621 – între 1973-1982şi până la 9.119 ha în perioada 1983-1992. PentruBerheci valorile, pentru aceleaşi perioade cresc continuu de la 3.217 ha la 4.570ha şi până la 7.457 ha. De regulă s-a observat o creştere mai mare a ratei dedenudaţie în bazinele din Podişul Central Moldovenesc (127-152 mm/an), acolounde predomină faciesul luto-argilos, decât în Colinele Tutovei (bazinele Tutovaşi Berheci) unde valorile sunt mai mici (32-34 mm/an). Pe ansamblul PodişuluiBârladului, rata medie de denudaţie pe un interval de 25 de ani (1968-1992) afost estimată la circa 36 mm/an ( Pujină , 1997)

Până în 1990, multe asemenea suprafeţe afectate de alunecări au fostamenajate prin lucr ări specifice. Ulterior, datorită abandonării programelor deîmbunătăţiri funciare, s-au creat condiţii care au dus la reluarea procesului dealunecare.

În opinia noastr ă alunecările de teren constituie cel de-al doilea riscgeomorfologic major. În bazinul Bârladului întruneşte condiţii de manifestare întoate unităţile de relief (cu excepţia culoarelor de vale), dar diferenţiat. Jumătateanordică a bazinului (Podişul Central Moldovenesc) deţine supremaţia din acest

punct de vedere, unde se întâlnesc cele mai extinse suprafeţe afectate, cele maidiversificate forme de amănunt şi cele mai impresionante volume ale deluviilorde alunecare. În afara marilor fronturi de cuestă (Racova, Crasna, Lohan,

295




Vaslueţ), în jumătatea sudică a teritoriului se constată diminuarea progresivă asuprafeţelor şi a ritmului de manifestare, existând însă numeroase perimetreafectate, îndeosebi pe flancurile văilor din cursurile superioare ale râurilor dinColinele Tutovei, câtşi la nivelul versanţilor care însoţesc ravenele şiorganismele torenţiale din Dealurile Fălciului şi din partea nordică a dealurilorCovurluiului (vezi subcapitolul V.3.).

Alunecările de teren ridică multiple probleme, atât sub aspectul calităţiimediului, câtşi din punct de vedere ameliorativ, inclusiv sub aspect financiar.Astfel, peste 15% din totalul aşezărilor rurale sunt poziţionate pe deluvii sau în bazine de alunecare, orice reactivare presupunând pagube economicesemnificative. În acest sens, insistăm asupra unui semnal de alarmă privitor la

modul de utilizare a terenului, îndeosebi, asupra extensiei intravilanului, fiind preluate pentru construcţii perimetre cu un echilibru precar al versanţilor, pevechi deluvii stabilizate. Acest fenomen este cvasigeneralizat pentru localităţiledin bazinul Bârladului, situate pe versanţi sau la baza acestora, cele mai maririscuri fiind specifice ariilor periurbane, unde presiunea antropică asuprateritoriului este mult mai mare.

V.3.4. Procese de albieRelieful bazinului Bârladului este datorat, în primul rând, efectului

acţiunii râurilor care se realizează prin eroziune, transportşi acumulare.Eroziunea exercitată de reţeaua de scurgere permanentă are mai multecomponente: eroziune laterală, eroziune în adâncime (de fund),şi eroziunearegresivă. Jumătăţii sudice a bazinului îi este specific ritmul ridicat deagradare (înălţare) a fundului văilor, având o rată extrem de ridicată. Spre exemplu,grosimea aluviunilor depuse în Lacul Fichiteşti este de peste 400 cm (din 1977, până în prezent).

Profilul longitudinal alşesurilor se caracterizează printr-o pantă cu valorifoarte mici, îndeosebi pe sectoarele mijlociişi inferioare ale râurilor. Profilullongitudinal alşesului Tutovei are o pantă cu valori foarte mici care scade de la130/00 între Fundu Tutoveişi Plopana, la 50/00 între Plopanaşi Vlădia, 1,60/00,între Semeneaşi Cristeşti (Puieşti) ajungând la 1.10/00 între Poganaşi Iveşti/Panta medie aşesului râului Pereschiv este de 140/00. Pe cursurile superioare panta profilului longitudinal poate atinge valori de 28.50/00, iar în zona mediană şi inferioar ă ajunge să nu depăşească valoarea de 50/00.

În general, pe cursurile mijlociişi inferioare ale râurilor, văile au un profil

transversal larg, fiind acoperite de o serie de depozite sedimentare recente care provin din „spălarea versanţilor”, atât prin eroziune areolar ă cât şi torenţială.

296




Conform lui Martiniuc, 1954, aceste văi, ce au o extindere mai mare în partea deest şi sud-est a Colinelor Tutovei, sunt numite „văi coluviale”.

Spre amonte, darşi pe micile văi ce coboar ă de pe versanţi, odată cucreşterea pantei longitudinale, pe firul văilor se pot observa o serie de incizii(jgheaburi, ravene de fund de vale) care, prin eroziune regresivă, consumă dinşesul aluvial, înaintând către obâr şie. Destul de des, de la un sector la altul, înluncile râurilor se observă o succesiune de sectoare în care s-a instalat procesulde ravenare, în alternanţă cu cele de acumulare. În momentul în care apa seconcentrează, viteza creşte şi apare un sector în care eroziunea este predominantă. După ce apa iese din canal, are loc o scădere a vitezei de scurgerecare duce la o de punere a sedimentelor, cu apariţia unor forme de acumulare

(şes aluvial), după care procesul se poate relua.Principalele forme de acumulare suntşesurile aluvio-coluvialeşiterasele. Pe râurile Berheci, Tutova, mai ales, pe Zeletinşi Pereschiv, apare unnivel de terasă de 10-20 m altitudine. La confluenţa Pereschivului Mic cuPereschivul Mare, în extremitatea sudică a Crestei Caprei (Dealul Pereschiv), sesemnalează prezenţa unui nivel de terasă bine dezvoltat (10–20 m altitudinerelativă), ce se continuă spre sud, atingând desf ăşurarea maximă pe dreaptaPereschivului Mare. Acest nivel este considerat de Hârjoabă (1968), ca fiind devârstă postwürmiană (holocenă). Terase mai înalte, de 20-25 m până la cca. 60 maltitudine relativă se găsesc doar la confluenţa Berheciului cu Bârladul.

Din punctul de vedere al alcătuirii petrografice se remarcă predominareamasivă a nisipurilor, care cuprind circa 90 % din total. Pe lângă nisipuri apar,mai rar, prundişuri, fie autohtone, din intercalaţiile de gresieşi din cineriteleandezitice, fie alohtone, remaniate din formaţiunile deltaice ce apar în nordulColinelor Tutovei ( Hârjoabă, 1968).

297




V.4. Studiul alunecărilor de teren ca factor de risc cu ajutorul SIG(Ionuţ Vasiliniuc, Adrian Ursu)

V.4.1. Distribuţia alunecărilor de teren din bazinul BârladuluiAlunecările de teren constituie unul din hazardurile majore care pot provoca daune materialeşi umane. Cercetarea lor implică abordări complexe,care includ o multitudine de factori ce trebuiesc analizaţi sistematic. Mijloacelecomputerizate suntşi ele folositoare în tratarea acestor fenomene, o astfel demetodă pentru cartarea riscului de producere a alunecărilor de teren fiindSistemele Informa ţ ionale Geografice (S.I.G.). Unul dintre principalele avantajeale utilizării acestei tehnologii este posibilitatea îmbunătăţirii modelelor de

prevedere a apariţiei alunecărilor de teren, prin evaluarea rezultatelor lorşiajustarea variabilelorinput. Un aspect important al investigării alunecărilor deteren este posibilitatea de a stocaşi analiza date spaţio-temporale disponibile.S.I.G. a devenit o metodă promiţătoare pentru analiza asociată studiuluiriscurilor naturale, datorită versatilităţii ei în procesarea seriilor mari de date, înasigurarea unui mediu eficient de analiză şi de afişare a rezultatelor, setului largde unelte pentru colectarea, stocarea, prelevarea, transformareaşi afişareadatelor spaţiale.

Colectarea numeroaselor date, stocareaşi utilizarea lor poate fi efectuată în S.I.G. Orice tip de date spaţiale, cu o (geo)referinţă în lumea reală poate fistocată ca puncte, liniişi poligoane (model vector) sau sub forma unui câmpcontinuu (model raster).Sistemele Informa ţ ionale Geografice nu funcţionează doar ca o bază de date pentru diferiţi parametri, ci reuşesc să integreze datelecalitativeşi cantitative, prin relaţii spaţiale. Abilitatea S.I.G. de a prezenta dateleşi rezultatele analizelor sub forma hăr ţilor joacă un rol important în identificareaarealelor critice, prin vizualizarea interactivă într-un mod optimizat.

Hăr ţile care prezintă riscul la alunecări de teren pot fi construite prindiferite metode, cum ar fi: pe baza inventarierii, prin luarea în calcul a condiţiilorlocale geologice, hidrologice, topograficeşi geomorfologice; prin corelareastatistică a frecvenţei alunecărilor de teren cu factorii geologicişigeomorfologici; pe baza unor modele mecanice de stabilitate a versanţilor. Unstudiu al factorilor cauzali ai alunecărilor de teren indică faptul că în cele maimulte cazuri, condiţiile generale ale terenului contribuie în mod semnificativ ladeclanşarea acestora.

Sursele de informaţie pentru acest studiu au fost hăr ţile topografice scara

1:25.000, hăr ţile geologice 1:200.000, harta distribuţiei precipitaţiilor 1:500.000( Atlasul Climatologic al României), şi harta utilizării terenului (Corine LandCover ). Baza de date utilizată a fost realizată cu ajutorul softului TNTmips 6.9,

298




toate datele fiind introduse sub formă de vectorişi apoi transformate în formatraster.

În cadrul metodologiei de lucru, primul pas a fost reprezentat deimportarea hăr ţilor topografice, iniţial scanate la o rezoluţie de 300 dpi, apoiimportate în sofware-ul SIG utilizat (TNTmips 6.9), după care au fostgeoreferenţiate în sistemul de coordonate Gauss-Kruger-27, având ca elipsoid dereferinţă elipsoidul Krasovski, 1938-1940. Fişierele rezultate au fost mozaicateîn mod automat pe baza punctelor de georeferenţiere, pentru a avea o bază topografică reunită într-un singur fişier. Pornind de la această bază informaţională, a fost realizat un strat vectorial al curbelor de nivel care are punctele de georeferenţiere transferate în mod implicit de pe suportul topografic

digital. Pe baza acestora s-a realizat analiza morfometrică a regiunii, cu ajutorulmodelului numeric al terenului (MNT). Această reprezentare raster continuă aaltitudinii este deosebit de utilă, permiţând efectuarea automată a unei sumeîntregi de operaţii, cum ar fi generarea pantelorşi expoziţiilor versanţilor.

În continuare, de pe hăr ţile topografice au fost extrase arealele cualunecări de teren, nediferenţiate însă în funcţie de stadiul activ sau stabilizat alacestora. Cu ajutorul acestor poligoane au fost obţinute statisticile legate derepartiţia alunecărilor funcţie de unităţile fizico-geografice din cadrul bazinuluiBârladului.

Harta utilizării terenului, precumşi poligoanele reprezentând localităţiledin bazin (actualizate) au fost realizate în cadrul programului Corine Land Cover2000-2006, de către un colectiv de la Facultatea de Geografie Iaşi (Ursu et al.,2007).

Una din metodele de analiză a alunecărilor de teren din cadrul bazinuluiBârladului a fost reprezentată de determinarea distanţei dintre acesteaşi aşezărileumane, darşi a suprafeţelor care pot fi potenţial afectate în cazul reactivăriiacestor fenomene. Acest lucru a fost realizat cu ajutorul funcţiei Buffer zones (areale tampon) (fig. V.40.), din cadrul programului TNTmips.

Această funcţie creează automat poligoane în jurul elementelor vectorselectate, la o distanţă aleasă de utilizator. Aceste zone tampon sunt de fapt poligoane cu limite definite de acea distanţă specificată. Noi am utilizat zoneletampon în jurul poligoanelor reprezentând alunecările de teren, la distanţe de 5,10, 15, 20, 25, 30, 35, 40, 50, 75, 100, 200, 300, 400, 500 metri. În etapaurmătoare, prin suprapunerea acestor zone tampon peste rasterul reprezentândlocalităţile, au fost obţinute suprafeţele potenţial afectate de reactivarea

alunecărilor de teren, în situaţiile în care acestea s-ar deplasa pe distanţelemenţionate mai sus. Sursele diferite de date au indusşi apariţia unor erori dediferite tipuri, care au fost rezolvate pe măsura efectuării analizei.

299




Fig. V.40. Arealele tampon pentru alunecările de teren suprapuse peste reţeaua de aşezări

Primele rezultate ale analizei noastre se refer ă la distribuţia şi densitateaalunecărilor de teren din cadrul bazinului, aspecte relevate în urma inventarieriialunecărilor existente de pe hăr ţile topografice. Astfel, după cum se poateobserva din harta distribuţiei alunecărilor, cea mai mare parte a acestora sunt plasate în bazinul superior, mai precis în cadrul jumătăţii estice a PodişuluiCentral Moldovenesc, situaţie precizată şi în literatura existentă, însă ne-

cuantificată. Legat de aceeaşi repartiţie, al doilea aspect uşor observabil este prezenţa foarte redusă a alunecărilor de teren în bazinul inferior, în arealeleocupate de subunităţi ale Colinelor Covurluiuluişi Câmpiei Române (CâmpiaTecuciului). Aceste aspecte de distribuţie sunt explicabile, pe de o parte prinlitologia dominantă din cadrul acestor subunităţi, iar pe de altă parte, prinmorfologiaşi morfometria lor.

Aceleaşi aspecte sunt relevate mult mai clar de analiza ponderiisuprafeţelor ocupate de alunecările de teren în cadrul unităţilor fizico-geograficedin cadrul bazinului. Astfel, în Podi

şul Central Moldovenesc se întâlnesc

aproape jumătate din numărul alunecărilor din bazin (46,83%), respectiv 37,44%din suprafaţa ocupată de alunecări. În cazul Colinelor Tutovei se păstrează aceeaşi tendinţă, alunecările deţinând 38,85% din număr şi 38,55% dinsuprafaţă, ponderea dintre cei doi parametri fiind aproape perfectă. Situaţia demai sus poate fi observată şi în cazul Dealurilor Fălciului. Numărul mai redus alalunecărilor de teren în această unitate se explică prin suprafaţa mai mică pe careo deţine şi nu prin prezenţa unor factori care ar limita strict prezenţa alunecărilorde teren.

Celelalte unităţi reprezentate ale bazinului sunt caracterizate printr-o pondere mult mai redusă a alunecărilor, doar Culoarul Bârladului remarcându-se prin relaţia inversă între numărul redus al alunecărilor şi suprafaţa mai mare

300




ocupată de acestea, lucru explicabil prin prezenţa acestor procese doar pe frunţileteraselor râului (Fig.V.41). Dacă analizăm densitatea alunecărilor exprimată caraport între numărul acestoraşi suprafaţa unităţii fizico-geografice, se păstrează aceeaşi ierarhie. Astfel densităţile cele mai mari se remarcă în cazul PodişuluiCentral Moldovenescşi Colinelor Tutovei. Dacă în cazul unităţilor din parteainferioar ă a bazinului (jumătatea de sud a regiunii) densităţile reduse suntexplicabile prin condiţiile lor de ansamblu, în cazul Dealurilor Fălciuluidensităţile mai mici suntşi de data aceasta determinate de suprafaţa redusă aunităţii. În orice caz, densităţile alunecărilor nu sunt foarte mari, variind între0,0001şi 0,0007 (Fig. V.43).

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

4000

4500

Podi şul CentralMoldovenesc

Colinele Tutovei Dealurile F ă lciului CuloarulBârladului

CâmpiaCovurluiului

Câmpia Român ă

Num ă r Suprafa ţă alunec ă ri

Fig. V.41. Ponderea suprafeţelorşi numărului alunecărilor de teren în cadrul bazinului Bârladului

301




Fig. V.42. Alunecările de teren din bazinul Bârladului

302




0

0.01

0.02

0.03

0.04

0.05

0.06

0.07

Podi şulCentral

Moldovenesc

ColineleTutovei

DealurileFă lciului

CuloarulBârladului

CâmpiaCovurluiului

CâmpiaRomân ă

Fig. V.43. Densitatea alunecărilor de teren (număr / suprafaţă) în cadrul bazinului

Bârladului

Dacă însă raportăm densitatea ca fiind suprafaţa ocupată de alunecări lasuprafaţa bazinului, ierarhia dintre unităţi se modifică, reflectând mai corectcaracteristicile fizico-geografice ale acestora. Cu un caracter uşor mai argilos aldepozitelor, Dealurile Fălciului se aseamănă cu Podişul Central Moldovenesc.Colinele Tutovei urmează pe locul trei ca densitate a alunecărilor, valoriapropiate avândşi Culoarul Bârladului. Colinele Covurluiuluişi CâmpiaRomână ocupă ultimele poziţii, cu densităţi extrem de reduse. Astfel, densităţilealunecărilor de teren variază între 0,002şi 0,016 km2/km2 (Fig.V.44).

În legătur ă cu dimensiunile alunecărilor de teren, acestea sunt în cea maimare parte de mici dimensiuni, peste 800 de alunecări din cele 978 inventariateavând suprafeţe între 0şi 10 hectare, alunecările de peste 30 de hectare fiindfoarte rare.

A doua parte a analizei alunecărilor de teren se refer ă la şi la efectelenegative posibile în cazul reactivării alunecărilor. Din punctul de vedere alsuprafeţelor afectate, primul lucru care ne-a interesat a fost probabilitateaafectării, în cazul reactivării alunecărilor, a aşezărilor umane. Aplicând analizacu ajutorul zonelor tampon descrisă anterior, a ieşit în evidenţă faptul că suprafaţa ocupată de aşezări umane cu potenţial de a fi afectată creşte odată cudistanţa pe care se pot deplasa alunecările. Această suprafaţă creşte oarecum

303




constant de la o deplasare de 5 până la 100 de metri a alunecării, suferind ocreştere bruscă în cazul deplasărilor de 100 până la 500 de metri (mult mai puţin probabile).

0

0.002

0.004

0.006

0.008

0.01

0.012

0.014

0.016

k m p

/ k m p

Podi şul CentralMoldovenesc

Colinele Tutovei DealurileFă lciului

CuloarulBârladului

CâmpiaCovurluiului

Câmpia Român ă

Fig. V.44. Densitatea alunecărilor de teren (suprafaţă alunecări / suprafaţă bazin) încadrul bazinului Bârladului

Chiar dacă reactivările (deplasările) alunecărilor pe asemenea distanţe nusunt foarte posibile în cazul regiunii analizate, incorectitudinea luării în calcul aacestor valori ne este demonstrată şi de graficul V.35, care prezintă creştereaabsolută a suprafeţelor potenţial afectate. Se poate astfel remarca pragul de la 75de metri, de la care suprafaţa afectată creşte brusc. O altă concluzie este ceaconform căreia majoritatea aşezărilor se află la o distanţă de circa 50-75 de metrifaţă de alunecările de teren (Fig.V.45, Fig.V.46.)

În afara aşezărilor umane, care interesează în primul rând în cazul analizeiriscurilor, suprafeţele afectate în propor ţii mai mari în cazul reactivăriialunecărilor de teren, sunt pădurile (lucru care relevă faptul că mare parte dintreele se află pe versanţi amenajaţi prin împădurire), păşunile (aspect care indică faptul că terenurile ocupate de alunecări de teren sunt utilizate ca păşuni şi nusunt introduse în circuitul arabil). În cazul terenurilor arabile, care pot fi afectate

şi ele pe suprafeţe mari, se mai remarcă faptul că suprafaţa arabilă potenţialafectată creşte odată cu distanţa pe care s-ar reactiva alunecările, în special îndauna pajiştilor, lucru care confirmă faptul că proximitatea alunecărilor este

304




utilizată corect ca pajişti şi păşuni sau este acoperită de vegetaţie forestier ă (Fig.V.48.).

y = 58.528Ln(x) + 70.72R 2 = 0.1201

0

10 0

20 0

30 0

40 0

50 0

60 0

70 0

80 0

90 0

0 10 10 20 20 30 30 40 40 50 50 60 60 70 70 80 80 90 90 100

Fig. V.45. Dimensiunea alunecărilor de teren din cadrul bazinului Bârladului

0

2000000

4000000

6000000

8000000

10000000

12000000

5 10 15 20 25 30 35 40 50 75 100 200 300 400 500

metri

h a

Fig. V.46. Suprafaţa ocupată de aşezări umane din cadrul bazinului Bârladului

305




0

1000000

2000000

5 10 15 20 25 30 35 40 50 75 100 200 300 400

m

h a

Suprafata 2 per. Mov. Avg. (Suprafata) Fig. V.47. Creşterea absolută a suprafeţelor potenţial afectabile de reactivarea

alunecărilor de teren

0% 10% 20% 30% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 100%

%

5

15

25

35

50

100

300

500

metri

Asezari Arabil Livezi+vita de vie Pasuni Agricultura complexa Paduri Altele

Fig. V.48. Tipurile de suprafeţe afectate în cazul reactivării alunecărilor de teren

În concluzie, utilizarea SIG în studiul alunecărilor de teren poate aduceinformaţii importante, în primul rând legate de inventarierea suprafeţelor ocupate

306




de astfel de procese. Această inventariere constituie mai apoi primul pas îndeterminarea susceptibilităţii terenurilor la alunecări de teren, prin analizasituaţiilor în care aparşi extrapolarea acestor condiţii.

Din punctul de vedere al distribuţiei alunecărilor în cadrul bazinuluiBârladului, se poate observa clar apariţia acestora oarecum „preferenţială”, înanumite unităţi fizico-geografice (şi deci anumite condiţii generale de peisaj).

V.4.2. Susceptibilitatea de producere a alunecărilor de terenEtapa a doua a analizei alunecărilor de teren din cadrul bazinului

Bârladului s-a axat pe determinarea susceptibilităţii producerii acestora încondiţiile fizico-geografice actuale. În ultimele decenii, utilizarea hăr ţilor de

susceptibilitateşi hazard a crescut intens, scopul acestor hăr ţi fiind de a ierarhizaanumite sectoare ale suprafeţei terestre în funcţie de hazardul potenţial la care pot fi expuse,şi de a ajuta în acest fel factorii decizionali.

Se cunoaşte foarte bine faptul că hazardurile naturale sunt controlate saudependente de un set largşi complex de factori naturalişi antropici. Mai mult,fiecare tip de astfel de catastrofe este controlat de un set specific de factorişi procese, care necesită abordări, tehnici, metodeşi unelte diferite. Astfel, dacă predicţia viiturilor necesită prevederea momentului de apariţie, pentru alunecăriavem nevoie atât de locaţie cât şi de moment. Problema cheie în prevenireaalunecărilor de teren sau a altor hazarduri geologice este identificareaşicolectarea factorilor de predicţie relevanţi, a căror natur ă, caracterşi rol vordiferi în funcţie de tipul de hazardşi de condiţiile regiunii (Carrara et al., 1999).Tehnologiile S.I.G. nu pot remedia deficienţele în cunoaşterea fenomenelor carecauzează catastrofe. Totuşi Sistemele Informa ţ ionale Geografice sunt o unealtă puternică care permite utilizatorului să obţină şi valideze datele,şi să lemanipuleze într-un mod eficient prin crearea noilor seturi de date prin diferiteoperaţii spaţiale.

Predicţia hazardului la alunecări de teren implică unde, cândşi cu cemagnitudine pot apare acestea. Pentru a prezice locaţia viitoarelor alunecări deteren, metodele utilizează tehnici de clasificare statistică şi exploatează relaţiilecunoscute dintre alunecările vechi dintr-o zonă şi un set de variabile tematice dinaceeaşi zonă (Guzzetti et al., 1999, 2006). Astfel, inventarierea alunecărilor,hăr ţile de densitateşi hazard, precumşi evaluarea hazardului sunt scopuriimportante pentru oamenii deştiinţă şi factorii decizionali. Inventarierile artrebui f ăcute pentru regiuni mari, folosind metode consistenteşi reproductive

(Guzzetti, 2003).Guzzetti et al., (1999) definesc hazardul la alunecări ca fiind„ probabilitatea de apari ţ ie într-o perioad ă specifică şi în cadrul unei arii

307




specifice a unei alunecări poten ţ ial d ăunătoare, de o anumit ă magnitudine”.Deşi definiţia hazardului la alunecări de teren include locaţia, momentulşimagnitudinea, noi adresăm doar problema de locaţie, ţinând cont de faptul că studiile respective se bazează pe areale unde aceste fenomene au loc foartefrecvent, putându-le fi monitorizat momentul (Guzzetti, 2003).

Evenimentele de tipul alunecărilor de teren sunt asociate cu diferiţi factorifizici şi, astfel majoritatea metodelor de analiză se axează pe determinareaacestor factori fizici care sunt corelaţi cu instabilitatea pantei, selectarea unuisistem de ierarhizare a factorilor luaţi în calcul, estimarea rolului relativ alfactorilor în producerea alunecărilor de terenşi clasificarea finală a teritoriului înfuncţie de gradele de susceptibilitate.

Orice apreciere a hazardului sau riscului la alunecări trebuie să înceapă cucolectarea informaţiei asupra locaţiei celor existente (Guzzetti, 2003). În studiulhazardurilor, două metode sunt mai promiţătoare: metodele bazate pe analizastatistică a factorilor de mediu care sunt legaţi de apariţia alunecărilor de teren,şimodelarea deterministică, bazată pe legile mecanice care controlează stabilitatea pantei.

Astfel de abordări au fost efectuate de către Bathrellos et al., Carrara etal. (1999),Gournellos et al., Zanutta et al. (2006),Guzzetti9. Demoulin şi Chung(2007) au utilizat ca strate geologia, apropierea de faliile active, unghiul pantei,aspectul, înălţimea şi distanţa faţă de fundul văii, dar pentru un areal montan. Dehn şi Buma (1999) au abordat chiar scenarii care iau în calcul schimbărileclimatice actuale, iar Zhow et al. (2005) au oferit un exemplu de monitorizare aacestui tip de fenomene cu ajutorul GPS.

Analiza hazardurilor implică cartarea acestoraşi identificarea arealelor deviitoare hazarduri prin analiza variabilelor dominante care influenţează iniţiereaşi apariţia lor (Sawyer şi Butler, 2004). Metoda utilizată de către noi a luat înconsiderare câţiva dintre cei mai importanţi factori implicaţi în declanşareaacestor procese geomorfologice,şi anume: geologia, panta, expoziţia versanţilor,utilizarea terenurilorşi cantitatea de precipitaţii.

Baza de date utilizată a fost realizată cu ajutorul softului TNTMips 6.9,toate datele fiind introduse sub formă de vectorişi apoi transformate în format

9 Cele mai numeroase studii în domeniu sunt realizate de către italieni, explicaţia fiinddensitatea mare a acestor fenomeneşi pagubele pe care le produc ele în Italia. Astfel, numai însecolul 20 au existat 5831 mor ţi, 108 dispăruţi, 1860 r ăniţi în urma alunecărilor de teren (cu o

medie de circa 60 de persoane moarte sau dispărute pe an). Între 1950-2000, 521 alunecări de terenau cauzat 4408 mor ţi, mult mai mult faţă de 1040 de mor ţi în cazul viiturilor sau 4160 în cazulcutremurelor.

308




raster. Astfel, pentru realizarea studiului a fost nevoie de strate vectoriale sau tipraster de aceeaşi dimensiune, cu toate elementele luate în calcul. Geologiaregiunii a fost extrasă de pe hăr ţile geologice întocmite de Comitetul GeologicRomân (1:200000); utilizarea terenului a fost preluată din datele proiectuluiCorine Land Cover ; cantităţile de precipitaţii din Atlasul Climatologic al României (1:500000). Aspectele legate de pantă şi expoziţie au fost determinatecu ajutorul modelului numeric al terenului, obţinut pe baza datelor SRTM.

Datele au fost clasificate pentru a obţine clase de susceptibilitate laalunecări pentru fiecare element, iar apoi au fost construite rastere pentru fiecareelement clasificat. Harta finală a susceptibilităţii la alunecări de teren a fostobţinută prin metode aditive sau multiplicative ale respectivelor strate.

Alunecările de teren sunt evenimente localizate (punctuale), controlate deintensitatea, durataşi dimensiunea mecanismelor declanşatoare,şi de condiţiilelocale morfologice, litologice, hidrologice, structuraleşi de utilizarea terenului.Mai mult, o parte dintre factori variază în timp. Cercetătorii nu cad de acord în privinţa metodelor şi scării de determinare a hazardului la alunecări, iarstandardele acceptate pentru măsurarea vulnerabilităţii la alunecări lipsesc, înspecial când studiile sunt efectuate pe areale mari (Galli şi Guzzetti, 2007).

Totuşi, aceste fenomene sunt de o mare importanţă, pe de o parte din punct de vedere geomorfologic (Wolman şi Miller , citaţi de Guthrieşi Evans,2007, au determinat că evenimentele de dimensiuni moderate explică cea maimare parte a modificărilor peisajelor), câtşi din punctul de vedere al pagubelor pe care le pot produce.

Analiza noastr ă a plecat de la premisa acceptată de alţi cercetătoriconform căreia hăr ţile de distribuţie ale alunecărilor vechi pot fi utilizate pentrurealizarea celor de susceptibilitate. Deşi există posibilitatea ca alunecările noi să nu apar ă în aceleaşi condiţii, se acceptă această corelare, mai ales, în lipsa altordate (Carrara, Guzzetti, 2007).

Luând în calcul cinci factori – geologia, panta, expoziţia, precipitaţiile şiutilizarea terenului, cel mai important aspect al studiului a fost cel de clasificarea acestor elemente în clase de susceptibilitate. Aceşti factori de instabilitate aufost ordonaţi în funcţie şi de disponibilitatea lor ca date publicate.

Fiecare clasă a factorilor de instabilitate are o importanţă diferită îndeclanşarea alunecărilor. Astfel, separarea fiecărei clase pe baza susceptibilităţiila alunecări de teren a fost considerată ca fiind necesar ă. Astfel, s-a calculatnumărul de alunecări de teren prezente în cadrul fiecărei categorii de factori de

instabilitate. Separarea claselor s-a f ăcut pe baza distribuţiei frecvenţeloralunecărilor de teren în fiecare clasă de factor de instabilitate. Această metodă afost utilizată şi în alte studii (Gupta, Joshi 1990; Lee, Min 2001;Temesgen et al

309




2001, citaţi de Bathrellos, 2005). În funcţie de frecvenţa alunecărilor de terenfiecare factor de instabilitate a fost separat în patru clase de susceptibilitate:mică, moderată, ridicată şi foarte ridicată.

Sub aspect geologic, regiunea de studiu include mai multe depozite, dediferite vârste. Chiarşi în cazul acesta, separarea claselor a fost destul de facilă,deoarece alunecările se mulează preponderent pe anumite depozite. Litologiadepozitelor de suprafaţă este descrisă în cele ce urmează.

Partea superioar ă a Basarabianului este cea mai veche formaţiune careaflorează în baza versanţilor din partea de nord a regiunii. Seria completă includeorizontul cuCryptomactra(100-300 m), alcătuit din marne calcaroase compacte,marne cenuşii; orizontul marno-nisipos de apă dulce; orizontul nisipos-marnos

de Repedea-Şcheia, cu intercalaţii subţiri de gresii oolitice.Depozitele kersoniene constau din argile marnoase, argileşi argilenisipoase, având la partea inferioar ă intercalaţii subţirii de marne calcaroase.

Meoţianul este constituit dintr-un pachet de argileşi nisipuri, având la partea mijlocie nivele de nisipuri cineritice cu hornblendă. De asemenea, pachetul de argile cenuşii nestratificate, ar putea reprezenta Meoţianul.

Succesiunea Kersonian–Meoţian este reprezentată prin alternanţe de argileşi nisipuri cu intercalaţii de gresii. Aceste depozite se caracterizează prin nivelede nisipuri cineritice cu hornblendă şi la partea superioar ă prin bancuri decinerite andezitice separate prin nisipurişi argile, formând un orizont de 10-100m grosime. Cineritele andezitice, de culoare cenuşiu-verzuie, slab consolidateşicu fisuri verticale caracteristice, conţin plagioclazi (andezin, labrador) piroxeni(augit, hipersten), magnetit, sticlă vulcanică brun-verzuie, la care se adaugă cuar ţ detritic, în propor ţie crescândă de la V spre E. Cercetări recente au ar ătat că nisipuri cineritice cu un conţinut important de hornblendă, hipersten, augit, segăsesc chiar în Kersonianul de la S de Vaslui (Zizinca)şi de la Albeşti, pe valeaBârladului. Se poate deci considera că cineritele andezitice s-au depus în PodişulCentral Moldovenesc într-un interval stratigrafie mai larg, Kersonian - Meoţian.

Depozitele ponţian-daciene pot fi separate în trei orizonturi: un orizont bazal alcătuit din alternanţe de argile, argile nisipoaseşi nisipuri (50-70 m); unorizont mediu format aproape numai din nisipuri gălbui (40-50 m); un orizontsuperior de argileşi argile nisipoase de culoare roşie, cu grosimi mici (5-10 m).

Pliocenul se încheie cu un orizont de nisipuri romaniene, fine sau grosiere,de culoare alb-gălbuie, având uneori în masa lor concreţiuni grezoaseşicalcaroase care prin cimentare dau nisipurilor aspect conglomeratic.

Cele mai vechi depozite cuaternare (pleistocen inferioare) suntreprezentate prin alternanţe de pietrişuri, nisipurişi mai rar argile, care trec spreinteriorul podişului într-un orizont de pietrişuri, cu grosime de aproximativ 8-10

310




m (pietrişuri de Bălă băneşti). Pleistocenul mediu include un pachet de depoziteloessoide, cu grosimi ce variază între 5şi 50 m, constituite din nisipuri pr ăfoasegălbui, cu un conţinut ridicat de CaCO3.

Partea superioar ă a Pleistocenului este reprezentată prin aluviunile deterasă. În alcătuirea acestor depozite aluvionare intr ă pietrişuri, nisipuri grosiereşi nisipuri argiloase, iar pentru unele nivele de terasă chiar fragmente cudimensiuni mari. Depozitele aluvionareşi loessoide apar ţinând teraselor înalte,superioar ă şi inferioar ă au fost raportate Pleistocenului superior.

Depozitele aluvionare holocene inferioare ale terasei joase suntreprezentate prin pietrişuri şi nisipuri, cu grosimi de 5-15 m. De asemenea,Holocenului inferior i-au fost atribuite depozitele loessoide, până la 1 m grosime,

care acoper ă terasa inferioar ă.Holocenului superior i s-au atribuit aluviunile recente din luncişi albiilemajore, reprezentate în general prin pietrişuri şi nisipuri.

După cum se poate observaşi din Figurile V.49.şi V.50, cea mai mare parte a alunecărilor de teren sunt întâlnite pe depozite kersoniene, lucru care ne-acondus la separarea acestora în clasa cu cea mai ridicată susceptibilitate laalunecările de teren. În clasa a treia, cu susceptibilitate ridicată, intr ă depozitele basarabieneşi cele kersonian-meoţiene nediferenţiate, restul depozitelor mai noifiind atribuite ultimelor două clase.

În cazul utilizării terenurilor, folosirea vectorilor obţinuţi în cadrul programuluiCorine Land Cover a evidenţiat faptul că cea mai mare parte aalunecărilor de teren sunt întâlnite, în momentul de faţă pe suprafeţe arabile sauocupate de păduri şi păşuni, în timp ce clase de utilizare de genul arealelordefrişate nu sunt foarte afectate de aceste procese.

Tab.V.5. Încadrarea depozitelor geologice în clase de susceptibilitateClase Susceptibilitate DepoziteClasa 4 Foarte ridicată KersonianClasa 3 Ridicată Basarabian, Kersonian+MeoţianClasa 2 Moderată Ponţian-Dacian, Meoţian, Holocen mediuClasa 1 Slabă Romanian, Pleistocen, Holocen inferior

311




Fig. V.49. Distribuţia alunecărilor de teren în cadrul diferitelor formaţiuni geologice

312




0

5

10

15

20

25

30

35

40

%

K e r s o n

i a n

B a s a r a

b i a n

K e r s o n

i a n + M e

o t i a n

P o n t i a n

- D a c i a n

M e o t i a n

H o l o c e

n m e d i u

R o m a n i a

n

P l e i s t o

i c e n s u

p e r i o r

P l e i s t o

c e n m e d i u

- s u p e r

i o r n e d

i f e r e n t i

a t

P l e i s t o

c e n i n f

e r i o r

R o m a n i a

n + P l e i s

t o c e n

H o l o c e

n i n f e r i o

r H o l

o c e n

Fig. V.50. Ponderea alunecărilor de teren funcţie de geologia regiunii

Luând în calcul aspectele geomorfologice de bază ale mecanismuluideclanşării alunecărilor de terenşi ale factorilor care determină instabilitateaversanţilor, la separarea claselor de susceptibilitate am evitat încadrarea pădurilor într-o clasă de susceptibilitate ridicată, cunoscând faptul că această formaţiune vegetală protejează versanţii (motivul apariţiei suprapunerilor dintre poligoanele reprezentând alunecări de terenşi cele ocupate de pădure fiindtocmai împădurirea în scopuri de stabilizare a versanţilor) (Tab.V.6., Fig.V.51.).

Tab. V.6. Încadrarea claselor de utilizare a terenului în clase de susceptibilitate

Susceptibilitate UtilizareClasa 4 Foarte ridicată Arabil, defrişăriClasa 3 Ridicată Păşuni, agricultur ă complexă Clasa 2 Moderată Pădure, livezi, viţă de vieClasa 1 Slabă Altele, aşezări

313




0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

%

A r a b i l P a d u r e P a s u n i

A s e z a r i u m a n e

L i v e z i s i v i

t a d e v i e

A g r i c u l t u r a c o m p l e x a D e f r i s a

tA l t e l e

Fig. V.51. Ponderea alunecărilor de teren funcţie de clasele de utilizare a terenului

Conform principiului utilizat în cazul celorlalte straturi, pădurile ar intra înclasa a treia de susceptibilitate, noi am preferat să includem în această clasă păşunile şi să trecem suprafeţele împădurite la clasa a doua. La fel s-a procedatîn cazul clasei de utilizare „agricultur ă complexă”, care ar fi trebuit încadrată înclasa a doua, de susceptibilitate medie.

Situaţia este orecum asemănătoare am întâlnit în cazul precipitaţiilor.Histograma rasterului precipitaţii ne-a ar ătat o prezenţă mai ridicată aalunecărilor de teren în intervalul de precipitaţii 500-600 mm/anşi una foartescăzută în intervalul 600-700 mm/an. Această situaţie, oarecum ciudată (principiile geomorfologiei spun că alunecările de teren sunt mai probabil

declanşate în cazul unor cantităţi mai ridicate de precipitaţii) este explicată de ponderea mică în cadrul bazinelor a suprafeţelor cu precipitaţii peste 600 mm/an.De aceea, clasele utilizate au fost modificate într-o ordine ascendentă asusceptibilităţii funcţie de creşterea cantităţii de precipitaţii (Tab.V.7.,Fig.V.52.).

Tab. V.7. Încadrarea zonelor de precipitaţii în clase de susceptibilitateClase Susceptibilitate PrecipitaţiiClasa 4 Foarte ridicată Peste 600mmClasa 3 Ridicată 500-600Clasa 2 Moderată 400-500Clasa 1 Slabă Sub 400

314




0

10

20

30

40

50

60

70

%

400-500 500-600 600-700

Fig. V.52. Ponderea alunecărilor de teren funcţie de zonele de precipitaţii

Categoriile de pantă au fost clasificate în clase de susceptibilitate într-unmod similar, din moment ce analiza actualei distribuţii a alunecărilor de teren arelevat dominanţa lor în clase de pante micişi medii. Încă o dată, suntemconvinşi că acest aspect neconcludent se datorează ponderii mici ocupată declasele de pante de peste 15 grade în cadrul bazinului.

Din acest motiv, în clasa de susceptibilitate foarte ridicată se încadrează pantele cele mai mari, de peste 25 de grade, în clasa de risc ridicat intr ă celecuprinse între 15-25°, ultimele două clase de susceptibilitate fiind ocupate de pantele cuprinse între 5-15°şi mai mici de 5° (Tab.V.8., Fig.V.53.).

Tab. V.8. Încadrarea pantelor în clase de susceptibilitateClase Susceptibilitate Pantă (°)Clasa 4 Foarte ridicată >25Clasa 3 Ridicată 15-25Clasa 2 Medie 5-15Clasa 1 Slabă <5

315




0

10

20

30

40

50

60

%

0-5 5-15 15-25 >25

Fig. V.53. Ponderea alunecărilor de teren pe clase de pantă

Clasele de susceptibilitate ale expoziţiei au pus şi ele probleme.

Raportarea iniţială a numărului de alunecări existente la suprafaţa totală a bazinului a relevat o dominanţă a acestora pe clase de pante sudiceşi estice, însensul înclinării monoclinale a stratelor. Însă studiile geomorfologice efectuateîn zonă se afirmă că procesele de versant se manifestă prioritar pe versanţii cuexpoziţie nordică şi vestică (frunţi de cuestă). De aceea., am reevaluat metoda,raportând procentajul alunecărilor de teren la cele ocupate de clasele deexpoziţie, deoarece versanţii cu expoziţiile menţionate – mai vulnerabili la astfelde procese, ocupă suprafeţe reduse ale bazinului (Tab.V.9., Fig.V.53.).

Cele cinci strate au fost combinate utilizându-se două metode diferite:aditivă (adunarea valorilor claselor de susceptibilitate)şi multiplicativă (înmulţirea acestora). Rezultatele difer ă în funcţie de valorile susceptibilităţiirezultate (de la 5 la 19 în cazul modelului aditiv), câtşi sub aspect multiplicativ(în gama 4-768, în cazul metodei multiplicative).

Primul rezultat notabilşi, poate, îmbucur ător, este legat de aspectulseverităţii susceptibilităţii la alunecările de teren. Ambele metode arată că încazul bazinului Bârladului nu întâlnim areale extrem de susceptibile, care să atingă valori maxime ale indicilor aditivi sau multiplicativi. Astfel aceştia auvalori maxime de 17 (din 19 posibil)şi 433 (din 768 posibil). Mai precis, nici osuprafaţă din bazin nu înregistrează valori maxime ale tuturor indicatorilor luaţiîn calcul.

316




Imaginile V.56şi V.57 prezintă rezultatele celor două metode, în imaginitip raster neclasificate. Se observă din imagini că modelul aditiv reuşeşte să scoată mult mai bine în evidenţă clasele de risc, conturând mai clar arealele cususceptibilitate ridicată, pe când modelul multiplicativ include o mare suprafaţă din bazin în clase de vulnerabilitate ridicată.

Tab. V.9. Încadrarea claselor de expoziţie în clase de susceptibilitateClase Susceptibilitate ExpoziţieClasa 4 Foarte ridicată NNV, VNVClasa 3 Ridicată NNEClasa 2 Medie ENE, VSV, SSV, ESEClasa 1 Slabă SSE

Faptul că metoda aditivă este mai corectă decât cea multiplicativă esterelevatşi de curbele de dispersie a valorilor claselor de susceptibilitate. Dacă încazul modelului multiplicativ valorile sunt foarte dispersate, pe un interval larg(4-433), în cazul modelului aditiv au fost separate iniţial 13 clase desusceptibilitate, caracterizate de o distribuţie gaussiană (Fig.V.55).

În concluzie, consider ăm că metoda adoptată de către noi în studiulsusceptibilităţii la alunecări de teren poate fi folositoare. O altă concluzie se

refer ă la suprafeţele situate în diferite clase de susceptibilitate la alunecările deteren. După cum se poate observaşi din figura V.55 cea mai mare parte ateritoriului se încadrează în categoria de risc moderat, o pondere redusă fiindsituată în clasele de susceptibilitate ridicată şi foarte ridicată. Din Figura V.58 – harta susceptibilităţii la alunecări de teren, re-clasificată în doar 5 clase derisc (riscul la alunecări creşte odată cu clasa), ne arată că arealele cele maisusceptibile se întâlnesc pe cuestele Racovei, Lohanului, Vaslueţului, Crasnei, precumşi în alte por ţiuni din bazinul superior al Bârladului. Identificareaşidelimitarea acestor areale poate fi utilizată în studiile de planificare teritorială şi în luarea deciziilor cu privire la utilizarea terenurilor.

317




0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

%

SV NE E S V SE N NV

Fig. V.54. Ponderea alunecărilor de teren pe clase de expoziţie

0

50

100

150

200

250

300

350

400

kmp

5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17

Fig. V.55. Suprafeţele corespondente claselor de susceptibilitate la alunecări de teren

318




Fig.V.56. Susceptibilitatea teritoriului la alunecări de teren (modelul aditiv)

319




Fig. V.57. Susceptibilitatea teritoriului la alunecări de teren (modelul multiplicativ)

320




Fig. V.58. Clasificarea susceptibilităţii la alunecări de teren în bazinul Bârladului

321




V.5. Sezonul critic de eroziune în Podişul Bârladului(Ion Ioniţă)

Procesele de eroziune în suprafaţă şi în adâncime constituie, prin efectele pe care le induc, o ameninţare importantă a mediului din bazinul Bârladului.Dintre pagubele mai importante asociate acestor procese se menţionează modificarea unor proprietăţi fizico-chimice ale solurilor erodate (ceea ceconduce la înr ăutăţirea regimului hidrologicşi reducerea fertilităţii lor), scăderea producţiei agricole, dificultăţi în exploatarea terenurilor (fie prin aducerea la zi aunor orizonturi inferioare, cu însuşiri nefavorabile, fie prin fragmentareaterenului în parcele mici)şi alterarea calităţii unor resurse, îndeosebi prin

poluare.Evenimentele pluviale care provoacă o reacţie hidrologică şi erozională auo distribuţie variabilă în timpul anului. De aceea prezintă interes stabilireasezonului critic de eroziune, respectiv a intervalului de timp caracterizat printr-un risc erozional ridicat.

Anterior, date privind procesele de eroziune din Podişul Bârladului au fost publicate de: Popa (1971, 1977),St ănescu (1979), Mo ţ oc, Ouatu (1977, 1985), Mo ţ oc, Ioni ţă (1983), Popa et al. (1984), Ioni ţă , Ouatu (1985, 1990), Ichim etal. (1990), Rădoane Maria, Rădoane (1992), Rădoane Maria, Ichim, Rădoane (1995), Rădoane Maria et al., (1999), Ioni ţă (1998), Mo ţ oc, Ioni ţă , Nistor(1998), Ioni ţă (2000, 2000), Hurjui (2000), Ioni ţă (2006), Ioni ţă et al. (2006)etc.

Pentru atingerea obiectivului menţionat anterior, în cazul eroziunii însuprafaţă, la Sta ţ iunea Central ă de Cercet ări pentru Combaterea EroziuniiSolului Perieni-Bârlad , judeţul Vaslui, începând din 1970, s-au efectuatobservaţii şi determinări într-un dispozitiv experimental situat pe versantul stângal văii Ţarinei, din Colinele Joase ale Tutovei. Versantul respectiv are o înclinarede 12%, expoziţie vestică şi este acoperit de un sol de tipul cernoziomuluicambic, lutos, slab erodat. Metoda de determinare este cea a parcelelor decontrolul scurgerilor cu suprafaţa de 100 mp (25 m lungime x 4 m lăţime) sau150 mp (37,5m x 4m). Izolarea parcelelor de aportul din afar ă se poate face prindiguri de pământ sau pereţi metalici cu înălţimea de 20-25 cm. Măsurareacantităţii de amestec, de apă scursă şi sol erodat, s-a f ăcut prin metodavolumetrică, folosindu-se bazine de decantare prevăzute cu dispozitive defracţionare, de tipul divizoarelor simple f ăr ă contracţie laterală. Cele 8-10

parcele de la Perieni au fost cultivate în rotaţie cu diferite culturi: mazăre/fasole,grâu, porumb, obsigă şi in pentru ulei. Ca variantă martor s-a ales ogorul negru permanent, deoarece acesta ofer ă condiţii asemănătoare la impactul picăturilor

322




de ploaie. Precipitaţiile zilnice din sezonul cald s-au înregistrat în imediatavecinătate a dispozitivului experimental.

Ritmul de ravenare s-a determinat prin metode directe, de măsurare peteren a schimbărilor survenite, de-a lungul timpului, într-o populaţie numeroasă de ravene situate în împrejurimile municipiului Bârlad. Debutul culegerii datelorde teren se plasează în primăvara anului 1978. Astfel, s-au avut în vederemăsur ători staţionare, succesive, de lungă durată, realizate prin metoda reperilor,respectiv a grilei cu picheţi. Structura unei asemenea grile este alcătuită dintr-unnumăr de cel puţin patru borne stabile, ce definesc colţurile unei formegeometrice (de obicei, dreptunghi) în jurul vârfului ravenelor. Temporar, întimpul măsur ătorilor, atât pe aliniamentul bazal, din amonte de vârf, câtşi pe

aliniamentele laterale (flancuri) se dispun picheţi din metru în metru. Deci, seobţine un caroiaj strâns de picheţi şi, dacă este necesar, aceştia se îndesesc. Pemăsur ă ce vârfurile ravenelor înaintează, se măreşte numărul bornelor stabile, iarcaroiajul-reper de picheţi este translat spre amonte. Pe această cale s-au obţinuthăr ţi foarte detailate privind conturul vârfurilor ravenelor la scar ă variabilă, de1:100 sau 1:200 etc.(Fig.V.59).

Anual, măsur ătorile s-au efectuat la intrareaşi ieşirea din iarnă, precumşidupă evenimentele pluviale importante din perioada caldă. Acest gen demăsur ători specifice a fost combinat cu executarea de măsur ători clasice,topografice. Cu ajutorul unui teodolit Theo 020A, prin metoda radierii, asociată cu drumuirea, s-au obţinut hăr ţi la scara 1:500 sau 1:1000. Măsur ătoriletopografice au fost extrem de utile atunci când s-au complexat cu aerofotogramedin zboruri diferite (1956, 1960, 1970şi 1977), sau cu informaţii locale, demnede încredere, privind poziţia vârfului unor ravene în anumite momente specifice(Fig.V.60).

Din seria de operaţii auxiliare se menţionează:- determinările hidrologice referitoare la scurgerea lichidă şi solidă din

bazine hidrografice mici;- măsur ători directe privind viteza apei, secţiunea udată şi perimetrul

udat pentru determinarea debitelor lichide din timpul viiturilor;- prelevarea de probe pentru aprecierea gradului de încărcare cu material

solid (turbiditatea) a curenţilor, îndeosebi la îngheţ-dezgheţ;- executarea de profile de solşi foraje, recoltareaşi analizarea probelor

de sol.O etapă importantă a demersului ştiinţific întreprins a constituit-o

prelucrarea şi interpretarea datelor de terenşi laborator (calcule statistico-matematice, reprezentări grafice etc.).

323




Fig.V.59. Măsurarea regresării vârfului ravenei continue Banca-Recea prin metoda grileicu picheţi, în perioada 15.XI.1978 - 08.XI.1982 ( Ioni ţă , 1998)

Fig.V.60. Măsurarea regresării ravenei Banca din Dealurile Fălciului cu ajutorulinformaţiilor locale, aerofotogramelorşi ridicărilor topografice, pentru perioada 1953-

1988 ( Ioni ţă , 1998)Valoarea medie anuală a precipitaţiilor pe o perioadă de 30 de ani (1970-

1999) la parcelele de controlul scurgerilor din valeaŢarinei-Perieni a fost de504,3 mm. Din analiza tabelului V.10. se constată că, anual, au produs scurgerelichidă şi solidă 133,5 mm la varianta martor, ogor negru permanent (cumaximul lunar în iulie, când se înregistrează cele mai numeroase averse)şi 93,5mm la porumb (cu maximul lunar în iunie, sincron cu maximul pluviometric).

324




Tab. V.10. Precipitaţiile medii lunare (mm) care au provocat scurgere lichidă şi eroziunela Perieni (1970-1999)

Precipitaţiile medii lunare (mm)Parcela V VI VII VIII IX XAnual(mm)

Ogor 8,2 36,6 41,8 28,3 13,2 5,4 133,5Porumb 6,2 28,0 26,7 20,4 9,8 2,4 93,5

În tabelele V.11şi V.12 sunt prezentate datele privind scurgerea lichidă laogorşi pr ăşitoare, respectiv la porumb.

Tab. V.11. Scurgerea lichidă lunar ă şi anuală (mm) la ogorul negru,la Perieni – Bârlad (1970-1999)

LunaAnul V VI VI VIII IX X Total (mm)1970 - - 13,66 13,10 - - 26,761971 0,16 0,56 27,70 - - - 24,421972 4,34 10,26 17,30 29,30 0,90 1,50 63,601973 - - 52,16 - - - 52,161974 - 29,55 3,83 - - - 33,381975 - 1,00 28,25 - - - 29,251976 - - - 24,80 14,23 - 39,031977 - - - 5,50 - - 5,501978 - 0,50 14,50 - - - 15,001979 - 20,40 1,80 - - - 22,201980 0,40 20,00 20,30 - - - 40,701981 1,30 1,60 - - - - 2,901982 - - 8,40 2,10 - - 10,501983 - 4,30 17,20 7,00 - - 28,501984 - 2,20 5,80 - - - 8,001985 - 24,33 4,01 - - - 28,341986 - 3,64 7,25 - - - 10,891987 - 23,45 33,77 7,70 - - 64,921988 15,45 21,85 2,25 - 0,70 - 40,25

1989 - 4,80 2,40 30,15 32,15 - 69,501990 - 3,30 0,80 - - - 4,101991 5,15 15,17 46,00 4,95 - 13,85 85,121992 - 25,85 - 8,73 - - 34,581993 39,55 5,95 2,55 - 18,90 - 66,951994 - - - 10,70 - - 10,701995 0,38 - - 25,45 4,80 - 30,631996 - 36,12 7,00 4,70 20,70 - 68,521997 - 16,52 15,27 29,85 - 4,70 66,341998 - 1,35 8,00 - - - 9,351999 - 66,75 23,62 11,75 - - 102,12

Media 2,22 11,32 11,99 7,19 3,08 0,67 36,47

325




Tab. V.12. Scurgerea lichidă lunar ă şi anuală (mm) la porumb, la Perieni – Bârlad(1970-1999)

LunaAnul V VI VI VIII IX X Total

(mm)1970 - - 1,40 4,59 - - 5,991971 - 0,58 - 6,40 - - 6,981972 3,69 0,70 7,00 11,60 0,80 3,80 27,591973 - - 39,96 - - - 39,961974 - 18,59 4,00 - - - 22,591975 - - 16,75 - - - 16,751976 - - - 11,65 2,13 - 13,781977 - - - - - - -1978 - - - - - - -1979 - 5,00 - - - - 5,00

1980 - 14,90 3,80 - - - 18,701981 0,80 0,70 - - - - 1,501982 - - - - - - -1983 - 1,70 9,30 - - - 11,001984 - 1,00 2,90 - - - 3,901985 - 9,63 - - - - 9,631986 - - 0,50 - - - 0,501987 - 22,50 21,98 9,95 - - 54,431988 14,70 17,97 - - - - 32,671989 - 2,70 - 17,70 20,55 - 40,951990 - 3,50 - - - - 3,501991 - 10,88 13,75 - - - 24,631992 - 16,05 - - 5,05 - 21,101993 34,30 0,48 - - 3,90 - 38,681994 - - - 4,00 - - 4,001995 1,00 - - 16,35 2,20 - 19,551996 - 11,00 0,60 - 3,20 - 14,801997 - 4,26 7,70 14,90 - - 26,861998 - - - - - - -1999 - 52,80 9,15 4,00 - - 65,95

Media 1,84 6,48 4,84 3,16 1,26 0,12 17,70

Din analiza acestor date rezultă că, la ogor riscul hidrologic cel mai mareapare în luna iulie cu 11,99 mm (32,9 % din totalul anual)şi în iunie cu 11,32mm (31,0 % din total). La porumb, condiţiile de risc maxim se înregistrează înluna iunie, cu 6,48 mm (36,6 % din totalul anual), după care urmează luna iulie,cu 4,84 mm (27,3 % din total).

De asemenea, prezintă interes mărimea riscului erozional care estesintetizat în figura V.61. Astfel, s-a calculat că riscul erozional maxim se

semnalează la ogor în luna iulie, cu 12,8 t/ha (38,7 % din totalul anual)şi iuniecu 10,7 t/ha (32,4 % din total), iar la porumb în luna iunie, când se înregistrează 3,64 t/ha (47 % din totalul anual)şi iulie, cu 1,8 t/ha (22,8 % din total).

326




0

2

4

6

8

10

12

14

S o

l e r o

d a t

[ t / h a ]

V VI VII VIII IX X

Lunile

ogor

porumb

Fig.V.61. Regimul eroziunii medii lunare la parcelele cu ogor negruşi porumbdin ValeaŢarinei, Perieni – Bârlad, în perioada 1970-1999 ( Ioni ţă , 2000)

De subliniat faptul că, cernoziomul cambic de la Staţiunea Perieni-Bârladse caracterizează printr-o rezistenţă mare la eroziune ceea ce explică valoareamedie anuală redusă, de 7,74 t/ha a eroziunii solului. De aceea, pe solurile de pădure puternic erodate a căror erodabilitate este dublă, pe terenuri cu înclinareasemănătoare, valoarea eroziunii medii anuale oscilează în jur de 15-16 t/ha.

Prin urmare, în Colinele Joase ale Tutovei, 63-64% din riscul hidrologicanual la ogor se consemnează în lunile iulie-iunie, iar la porumb în lunile iunie-iulie. În schimb, riscul erozional pentru cele două folosinţe, pe acelaşi interval detimp, deţine o pondere de 70-71%. Pentru a preciza mai clar sezonul critic deeroziune în suprafaţă ne-am oprit la datele din anul 1980, deoarece două grupede ploi cu caracteristici apropiate, care au determinat eroziuni apreciabile, pot să servească la formularea unor concluzii utile (Tab.V.13).

De menţionat faptul că, la aversele din iunie 1980, porumbul avea oînălţime de 11 cm, iar la ploile din iulie era înspicatşi avea 160 cm înălţime. Dinanaliza datelor din acest tabel rezultă că:

- influenţa plantelor cultivate asupra scurgeriişi eroziunii este evidentă şidifer ă în raport cu speciaşi stadiul de vegetaţie;

- ploile succesive din 11 iunieşi 24 iulie 1980, deşi au reprezentat 52-67%din cantitatea averselor anterioare, au determinat o triplare a scurgeriilichideşi a eroziunii în suprafaţă;

- porumbul odată înspicatşi bine dezvoltat ofer ă o protecţie satisf ăcătoare

solului la eroziune.Prin urmare, pe baza datelor de lungă durată de la parcelele de controlulscurgerilor din valeaŢarinei, Colinele Joase ale Tutovei, se poate aprecia că

327




sezonul critic de eroziune în suprafaţă la pr ăşitoare cuprinde două luni, respectivintervalul 15-20 mai – 15-20 iulie. Această constatare nu exclude înregistrareaunor evenimente pluviale, hidrologiceşi erozionale deosebite în afara sezonuluicritic, dar incidenţa lor este redusă şi de mai mică importanţă pe termen lung.În privinţa evoluţiei ravenelor din Podişul Bârladului ( Ioni ţă ,1998, 2000,2006) se evidenţiază tendinţa descrescătoare a ravenării după 1960, datorită influenţei exercitate de către doi factori, şi anume: evoluţia regimului pluviometric şi efectul crescător al lucr ărilor de organizare, amenajareşiexploatare antierozională a terenurilor. Astfel, rata medie de creştere în lungimea unei populaţii de 13 ravene continue a fost de 12,5 m/an. În raport cu mediaanuală pe 30 de ani (1961-1990), valoarea regresării vârfului ravenelor a fost cu

59 % mai mare în anii ’60, asemănătoare în anii ’70şi cu 60% mai redusă în anii’80 (Fig.V.62).

Tab. V.13. Parametrii scurgeiişi eroziunii în suprafaţă la ploile succesive dinvara anului 1980

AversaNrcrt. Data Cantitatea (mm)

Cultura Coeficientul descurgere

Eroziunea(t/ha)

Ogor 0,25 6,35Porumb 0,19 1,961 10 iunie 1980 31,3

Grâu 0,09 0,24Ogor 0,71 20,10Porumb 0,52 5,052 11 iunie 1980 16,8

Grâu 0,25 0,59Ogor 0,16 5,15

Porumb 0,01 0,023 22 iulie 1980 32,3Grâu - -Ogor 0,59 16,16

Porumb 0,15 0,354 24 iulie 1980 24,0Grâu 0,02 0,02

Regimul mediu anual de ravenare a fost pus în evidenţă cu ajutorulmăsur ătorilor staţionare, de lungă durată, efectuate cu ajutorul “ grilei de piche ţ i”, în combinaţie cu măsur ători topografice. Pentru elucidarea acestei probleme se prezintă rezultatele obţinute prin măsur ători succesive, din perioada1981-1996, asupra unui eşantion format dinşase ravene continue, active: Banca-Recea, Banca-Chira, Banca-Loava, Petrişoarea-Tumba, Chioara-VâlcioaiaşiAlbia-Mitoc. Primele cinci ravene sunt situate în Dealurile Fălciului, în bazinele pâraielor Bancaşi Chioara-Ghermăneşti, iar ultima în partea estică a ColinelorJoase ale Tutovei.

328




329

0

5

10

15

20

R e g r e s a r e a m e d

i e , m

/ a n

1961-1970 1971-1980 1981-1990

n = 13

19.8

12.6

5.0

Fig. V.62. Regresarea medie anuală a ravenelor continue în Podişul Bârladului în perioada 1961-1990

Cu eforturi deosebite s-a reuşit să se facă măsur ători adecvate după fiecareeveniment pluvialşi hidrologic important. În acest monitoring erozional omenţiune specială trebuie f ăcută pentru înregistrarea “într ărilor şi ie şirilor ” din perioada rece a fiecărui an. Pe această bază, în cadrul variaţiei anuale a ravenăriia fost posibilă diferenţierea contribuţiei celor două sezoane: receşi cald.Convenţional, sezonul rece ar corespunde intervalului octombrie-martie. Totuşi,în acest sezon, cu limite fluctuante, au fost incluse modificările survenite înconfiguraţia ravenelor de la primele precipitaţii solide sau mixte, din parteafinală a anului şi până la ultimele căzute la sfâr şitul iernii sau începutul primăverii.

Figura V.63. ne arată în mod sugestiv regimul anual pentru creşterea înlungime a ravenelor continue. Din analiza sa rezultă câteva aspecte foarteimportante:- regimul mediu anual de ravenare, din perioada semiaridă 1981-1996, aavut un mers pulsatoriu, definit prin variaţii de mare amplitudine, de la stagnare până la valori maxime de 19,1 m/an viteza de înaintareşi 304,0 mp/an suprafaţaravenată, în anul 1988. De fapt, el reflectă convingător regimul climatic,îndeosebi cel al precipitaţiilorşi cel termic.

- rata medie multianuală de înaintare a ravenelor continue a fost de5,0m/an, iar suprafaţa ravenată a crescut în medie cu 75,1 mp/an.

- vârfurile ravenelor au stagnat în trei ani (1983, 1990şi 1995 adică în19% din cazuri), pe fondul dubletelor de ani secetoşi: 1982-1983, 1986-1987,1989-1990şi 1994-1995. Modificările înregistrate în configuraţia ravenelor în




anii 1982, 1985şi 1989 sunt datorate influenţei rezervelor de umiditate din anii precedenţi (1981, 1984şi 1988).

- creşteri semnificative faţă de valoarea medie multianuală (regresarea de5,0 m/anşi creşterea în suprafaţă de 75,1 mp/an) s-au înregistrat în patru ani(1981, 1988, 1991şi 1990), deci în 25% din cazuri, când s-a produs 65-66% dincreşterea totală.

- contribuţia sezonului rece la extinderea ravenelor a fost dominantă într-un număr de 11 ani (69% din cazuri). Mai însemnate sunt valorile din anii 1981,1982, 1984, 1985, 1988 (chiar dacă în acest an s-a impus contribuţia sezonuluicald), 1993şi 1996.

- sezonul cald a contribuit decisiv la ravenare în cinci ani (1987-1991),

deci în 31% din cazuri. Cele mai consistente au fost valorile din anii 1988(regresare medie de 12,3 mşi creşterea medie a suprafeţei ravenate de 201,3mp), 1991, precumşi din 1981, chiar dacă în acest an s-a impus contribuţiasezonului rece.

În ansamblu, pe perioada de 16 ani (1981-1996) ponderea sezonului recela formarea eroziunii de adâncime a fost de 57% iar a sezonului cald de 43%.Prevalenţa sezonului rece este mult pregnantă în evoluţia ravenelor discontinuedin Podişul Bârladului. Ea este mai constantă în timpşi este strâns legată deimpactul puternic al fenomenelor de îngheţ – dezgheţ de la sfâr şitul iernii. FiguraV.53 ilustrează semnificativ rolul decisiv al dezgheţului în evoluţia ravenelor dinDealurile Fălciului.

După o anumită perioadă de timp, ponderea sezonului rece tinde să seaccentueze, dar agresivitatea unor sezoane calde, dintr-un pachet restrâns de anicaută să echilibreze “balan ţ a contribu ţ iei sezoniere”. Acest gen de echilibrare nesugerează posibilitatea unei evoluţii ciclice a eroziunii de adâncime.

Prin urmare, se pune în evidenţă o tendinţă generală de ravenareoscilatorie în care alternează etape de creştere moderată şi/sau stagnare uneori(ce ajung dominante ca durată în evoluţia ravenelor)şi salturi de ravenare foarte puternică, ce deţin ponderea cantitativă în “economia” ravenării.

În perioada de 16 ani (1981-1996) regresarea maximă anuală s-a produsîn anul 1988 când, de exemplu, vârful ravenei Vâlcioaia s-a retras cu 43,1 mşi acrescut în suprafaţă cu 698,3 mp. Ravena Banca - Recea urmează ca performanţecu valori maxime de 32,9 m, respectiv, 590,1mp. În distribuţia precipitaţiilor dinanul 1988 a fost specifică înregistrarea unor averse torenţiale deosebite în lunilemaişi iunie, pe fondul umezirii anterioare din acelaşi an. Pe de altă parte, gradul

redus de acoperire cu vegetaţie a terenurilor cultivate cu pr ăşitoare a favorizatreacţia hidrologică şi erozională deosebită din acel an. O situaţie asemănătoare,dar la cote mai coborâte, se consemnează în anul 1991.

330




0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

1981 1983 1985 1987 1989 1991 1993 1995

Timpul, ani

R e g r e s a r e a m e d

i e , m

/ a n

331

Fig. V.63. Ritmul mediu anual de regresare a ravenelor continue din Podişul Bârladuluiîn perioada 1981-1996 ( Ioni ţă I., 1998)

Atunci, în luna aprilie s-au înregistrat 12 zile cu precipitaţii (46,6 mm), iarîn luna mai 18 zile ploioase (147,0 mm). Ravenarea maximă din anul 1991, învalea Vâlcioaia, s-a produs în ultima să ptămână a lunii mai. De altfel, în mareamajoritate a cazurilor, începând din a doua jumătate a lunii iulie, în configuraţiaravenelor se înregistrează modificări nesemnificative. Acest moment de sfâr şit alravenării anuale, active, coincide cu acela al sfâr şitului sezonului critic deeroziune în suprafaţă, evidenţiat de către Mo ţ oc şi Ioni ţă (1983) Ioni ţă , Ouatu (1985, 1990), Ioni ţă (2000), Ioni ţă et.al . (2006).

Un argument suplimentar îl reprezintă reacţia hidrologică şi erozională dinvara anului 1997, când în lunile iulieşi august, în Dealurile Fălciului au căzut în jur de 270 mm de precipitaţii, dublu faţă de valoarea normală. În acest context,extrem de favorabil, cea mai senzitivă ravenă monitorizată a înaintat moderat cu8,7 m, iar pe celelalte cinci ravene regresarea nu a depăşit 3,0 m!

Ca atare, sezonul critic de eroziune în adâncime are o durată de patru lunide zile (15-20 martie - 15-20 iulie). Această perioadă cu risc erozional prinravenare este dublă ca timp în raport cu sezonul critic de eroziune în suprafaţă,

ce începe, de obicei, în a doua decadă a lunii mai. Deci, perioada critică deravenare se plasează la “cuplajul ” sezonului rece cu sezonul caldşi acoper ă otreime dintr-un an de zile. Restul poate fi considerat ca o perioadă discretă, de

43 %Sezon cald

57 %

Sezon rece

n = 6

x = 5.0




“acalmie”, cu rol pregătitor pentru activitatea intensă din cele patru luni deravenare propriu-zisă.

În perioada 1970-1999, pe terenurile cu pante moderate din PodişulBârladului, cu cernoziomuri cambice, slab erodate, pierderile medii anuale de so prin eroziunea în suprafaţă au fost de 33,10 t/ha la ogorşi 7,74 t/ha la porumb.Pe versanţii cu soluri de pădure puternic erodate, datorită erodabilităţii lor maiaccentuate, valoarea eroziunii solului se dublează.

Deşi maximul pluviometric lunar se plasează în iunie, cantităţile cele maimari de ploi torenţiale se înregistrează în iulie. Un paralelism între distribuţialunar ă a ploilor care produc scurgere, scurgerea lichidă şi eroziunea s-a pus înevidenţă doar la ogorul negru, cu valori maxime în luna iulie. La porumb, în

strânsă legătur ă cu stadiul de vegetaţie al acestei culturi, sezonul critic deeroziune are o durată de două luni (15-20 mai–15-20 iulie), cu risc maxim înluna iunie.

Regimul mediu anual de ravenare, din perioada 1981-1996, a avut un mers pulsatoriu, definit prin variaţii de mare amplitudine, de la stagnare până la valorimaxime de 19,1 m/an viteza de înaintareşi 304,0 mp/an suprafaţa ravenată, înanul 1988.

În ansamblu, pe perioada de 16 ani (1981-1996) ponderea sezonului rece,în special, dezgheţul, la modificările survenite în evoluţia ravenelor a fost de57%, iar a sezonului cald de 43%. Ca atare, sezonul critic de eroziune înadâncime are o durată de patru luni de zile, respectiv 15-20 martie - 15-20 iulie.

332




V.6. Utilizarea tehnicilor SIG pentru estimarea eroziunii în suprafaţă (Mihai Niculiţă, Iuliana Cornelia Niculiţă)

Riscul la eroziune în suprafaţă în funcţie de parametriigeomorfometrici ai terenului, poate fi determinat folosind modelul USLE(Wischemeyer, modificare Moţoc, 1975)

Modelul USLE (Wischemeyer , 1975, modificare Mo ţ oc, 1975)estimează eroziunea de suprafaţă pornind de la următoarea relaţie de calcul:

E = K x L0.3 x (1,36 + 0,97 x I + 0,138 x I2) x S x C x Cs (1)unde

E - eroziunea de suprafaţă (t/ha/an)K – coeficientul de erozivitate stabilit de Mo ţ oc et.al., (1978), pentru PodişulCentral Moldovenesc 0,13;

L – lungimea pixelului (m), a fost considerată drept rezoluţia pixelului, 30 m pentru direcţia de scurgere N,E,S,Vşi 42,2 pentru direcţia de scurgere NE,SE, SV, NV;

I – panta pixelului (în procente);S – coeficient de corecţie pentru erodabilitatea soluluiC – coeficient de corecţie pentru efectul vegetaţieiCs – coeficient pentru efectul lucr ărilor de combatere a solului.

Pentru a evalua riscul de producere al fenomenului de eroziune însuprafaţă funcţie de parametrii geomorfometrici ai terenului (acumulareascurgeriişi panta) derivaţi din modelul SRTM, se pot considera ca fiind la valorimaxime parametrii USLE K (0,13), S (1,2), C (1), Cs (1). În acest fel, dacă valorile estimate ale eroziunii de suprafaţă sunt mari, atunci parametriigeomorfometrici impun risc mare de eroziune, iar dacă valorile sunt foarte mici,atunci chiarşi în cele mai favorabile condiţii, riscul la eroziune este mic.Valoarea maximă obţinută este de 77 t/ha, iar cea minimă 0,57 t/ha, ceea cereprezintă 0,43 din maxim. Cantitativ, riscul de producere a eroziunii se poateestima folosind probabilitatea. Valoarea maximă a USLE reprezintă probabilitatea cea mai mare, de 100%, a producerii eroziunii în suprafaţă.Probabilitatea valorilor intermediare se determină ca pondere faţă de probabilitatea maximă. Stabilirea claselor de risc este pur statistică, la 9243968valori statistice (pixeli), revenind 32 clase de risc cu o amplitudine de 2. Practicam apelat la 5 clase, cu amplitudine de 20.

Analiza histogramei frecvenţei relative a valorilor probabilităţii de risc laeroziune în suprafaţă (Fig.V.64.) ne înf ăţişează maximul de frecvenţă asociatvalorii 2şi ecartul de frecvenţă ridicată a valorilor cuprinse între 2şi 30. Valorile

333




mai mari de 30 au frecvenţe relative foarte mici, iar valorile de peste 70 au prezenţe singulare. Spaţial (Fig.V.65.), valorile cele mai frecvente se asociază curelieful de luncă, teraseleşi interfluviile largi din zona sudică, reversurile decuestă şi platourile din Podişul Central Moldovenesc. Valorile mari, cu frecvenţemici se asociază cu frunţile de cuestă abrupteşi versanţii abrupţi din ColineleTutovei. În concluzie, predomină valorile micişi medii ale riscului, iar repartiţiaspaţială va fi discutată în continuare.

În Câmpia Tecuciului clasa de risc 1 caraterizează lunca Bârladului,terasele acestuiaşi câmpurile interfluviale, această clasă fiind predominantă.Clasa de risc 2 apare doar la nivelul versanţilor văilorşi pe fruntea teraselor.

În Podişul Covurlui predomină clasa de risc 1, specifică luncilor râurilor

şi reversurilor de cuestă. Clasa de risc 2 se asociază cu frunţile de cuestă şiversanţii văilor.În Culoarul Bârladului predomină clasa de risc 1, specifică luncii

Bârladuluişi celorlate râuri, clasa de risc 2 asociindu-se cu versanţii reversurilorde cuestă şi cu cei de pe flancurile văii.

În Dealurile Fălciului forma histogramei se schimbă având frecvenţemari clasa de risc 2, asociată versanţilor reversurilor de cuestă. Luncile suntcaracterizate de clasa de risc 1, iar frunţile de cuestă intr ă în clasa de risc 3.

În Colinele Tutovei repartiţia spaţială a claselor de risc este maimozaicată, apărândşi clasele de risc 4şi 5, pe versanţii frunte de cuestă abrupţi.Clasa de risc 3 este caracteristică versanţilor revers de cuestă, ca şi clasa de risc2, în timp ce clasa de risc 1 este caracteristică luncilor.

În Podişul Central Moldovenesc situaţia este asemănătoare cu cea dinColinele Tutovei. Clasa de risc 1 predomină, fiind repartizată în lunci. Clasele derisc 2 şi 3 sunt asociate reversurilor de cuestă, iar claselele de risc 4şi 5 seasociază frunţilor de cuestă.

Valorile şi concluziile obţinute trebuie privite ca o valoare medie,generalizată, a situaţiei riscului la eroziune în suprafaţă. Ţinând contşi de faptulcă lungimea maximă a versanţilor, conform metodei aplicate este de doar 40 m,valorile nu pot fi foarte mari (deşi la valori mai mari ale lungimii versantului estefoarte probabil ca scurgerea în suprafaţă să se concentreze). De asemenea, pantaobţinută pe baza modelului numeric al terenului SRTM, reşapat la o rezoluţie de30 m este subestimată faţă de situaţia reală. Acest fapt reiese din Fig.V.66., undese analizează rezultatele USLE, folosind panta modelului SRTMşi cea obţinută pe baza unor eşantioane ale modelului numeric al altitudinii terenului după hăr ţile 1:25 000 (la rezoluţie de 30 şi 10 m, pentru eşantioane din ColineleTutovei, Dealurile Fălciului şi Câmpia Covurlui). În Tab.V.14. se observă că într-adevăr maximeleşi mediile sunt mai mari pentru rezultatele USLE pe baza

334




modelul numeric al altitudinii terenului, după harta 1: 25 000, faţă de rezultateleUSLE pe baza SRTM, unde panta este generalizată.

Coeficientul de corelaţie dintre rezultatele USLE pentru cele două modelenumerice la aceeaşi rezoluţie (30 m), de aprox. 0,8 este semnificativ din punct devedere statistic, deci se poate afirma că rezultatele USLE obţinute pe bazamodelului numeric SRTM sunt apropiate de rezultatele obţinute pe bazamodelului după harta 1:25 000.

În literatura de specialitate se consider ă că rezultatele USLE subestimează situaţia reală (Waren et.al., 2000), deşi există şi excepţii (Van Rompaey et.al., 2003).

0

1

2

3

4

5

6

7

1 3 5 7 9 1 1 1 3 1 5 1 7 1 9 2 1 2 3 2 5 2 7 2 9 3 1 3 3 3 5 3 7 3 9 4 1 4 3 4 5 4 7

Eroziunea (t/ha/an)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig. V.64. Histograma frecvenţelor de eroziune în suprafaţă conform USLE (eşantion

Colinele Tutovei) pe baza modelului numeric SRTM

335




Fig.V.65. Rezultatele probabilităţii de risc la eroziune în suprafaţă conform USLE pentruBazinul Bârladului

336






0

2

4

6

8

10

12

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 67 76 80 84 88 92 96 10Probabilitatea (%)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig. V.67. Histograma frecvenţelor probabilităţii de risc la eroziune în suprafaţă (BazinulBârladului)

0

2

4

6

8

10

12

14

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41Probabilitatea (%)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig. V.68. Histograma frecvenţelor probabilităţii de risc la eroziune (Podişul Covurlui)

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49Probabilitatea (%)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig. V.69. Histograma frecvenţelor probabilităţii de risc la eroziune în suprafaţă conform

USLE (Câmpia Tecuciului)

338




0

2

4

6

8

10

12

14

16

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57Probabilitatea (%)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig. V.70. Histograma frecvenţelor probabilităţii de risc la eroziune în suprafaţă conformUSLE (Culoarul Bârladului)

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

4

4,5

5

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77 81 85 89 94 99Probabilitatea (%)

F r e c v e n

ţ a

( % )


USLE (Colinele Tutovei)

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53

Probabilitatea (%)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig. V.72. Histograma frecvenţelor probabilităţii de risc la eroziune în suprafaţă conformUSLE (Dealurile Fălciului)

339




0

1

2

3

4

5

6

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65Probabilitatea (%)

F r e c v e n

ţ a

( % )


USLE (Podişul Central Moldovenesc)

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

P r o b a b

i l i t a t e a d e r i s c

l a e r o z i u n e

î n s u p r a f a ţ

ă ( %

)

BazinulBârladului

Podi ş ulCovurlui

CâmpiaTecuciului

CuloarulBarladului

DealurileFălciului

ColineleTutovei

Podi ş ulCentral

MoldovenescMinim Maxim Medie Median ă Modul Devia ţie standard Fig. V.74. Variaţia principalelor date statistice privind probabilitate de risc la eroziune în

suprafaţă conform USLE

340




Tab. V.14. Principalele date statistice privind probabilitate de risc la eroziune însuprafaţă conform USLE

Regiunea Minim Maxim Medie Mediană Modul Deviaţiestandard

PondereBazin(%)

Bazinul Bârladului 1 100 10,6 50,5 2 8,35 100Câmpia Covurlui 1 47 7,65 24 3 5,64 4,5Câmpia Română 1 50 2,61 29,4 2 2,85 11,1

CuloarulBârladului 1 59 7,61 30 2 6,2 11,6

Dealurile Fălciului 1 56 10,17 28,5 4 6,81 5,3Colinele Tutovei 1 100 14,22 50,5 2 9,49 31,6

Podişul CentralMoldovenesc 1 67 11,3 34 6 7,31 35,9

0

1

2

3

4

5

6

7

1 4 7 1 0 1 3 1 6 1 9 2 2 2 5 2 8 3 1 3 4 3 7 4 1 4 4 4 7 5 0 5 3 5 7 6 1 6 6 6 9 7 4 8 3 9 2 1 1 3

1 3 3

Eroziunea (t/ha/an)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig. V.75. Histograma frecvenţelor de eroziune în suprafaţă conform USLE (Colinele

Tutovei) pe baza modelului numeric al altitudinii terenului după harta 1:25 000, rezoluţie30 m

0

1

2

3

4

5

6

7

8

0 5 1 0 1 5 2 0 2 5 3 0 3 5 4 0 4 5 5 0 5 5 6 0 6 5 7 1 7 6 8 1 8 7 9 4 1 0 1

1 0 6

1 1 2

1 1 9

1 2 9

1 4 3

1 5 3

1 7 1

1 8 1

1 8 9

1 9 8

Eroziunea (t/ha/an)

F r e c v e n

ţ a

( % )

Fig. V.76. Histograma frecvenţelor de eroziune în suprafaţă conform USLE (Colinele

Tutovei) pe baza modelului numeric al altitudinii terenului după harta 1:25 000, rezoluţie10 m

341




0

2

4

6

8

10

12

14

1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 0 1 1 1 2 1 3 1 4 15 1 6 1 7 18 1 9 2 0 2 1 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33

Eroziunea (t/ha/an)

F r e c v e n ţ a

( % )

Fig. V.77. Histograma frecvenţelor de eroziune în suprafaţă conform USLE (Podişul

Covurlui) pe baza modelului numeric SRTM

0

2

4

6

8

10

12

1 4 7 1 0 1 3 1 6 1 9 2 2 2 5 2 8 3 1 3 4 3 7 4 1 4 4 4 7 5 0 5 3 5 7 6 1 6 7 7 5 9 0

Eroziunea (t/ha/an)

F r e c v e n ţ a

( % )


Covurlui) pe baza modelului numeric al altitudinii terenului după harta 1:25 000,rezoluţie 30 m

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

0 4 8 1 2 1 6 2 0 2 4 2 8 3 2 3 6 4 0 4 4 4 8 5 2 5 6 6 0 6 4 6 9 7 3 7 7 8 1 8 8 9 4 9 8 1 0 4

1 0 8

1 1 4

Eroziunea (t/ha/an)

F r e c v e n

ţ a

( % )


Covurlui) pe baza modelului numeric al altitudinii terenului după harta 1:25 000,rezoluţie 10 m

342




Tab. V.15. Principalele date statistice privind eroziunea în suprafaţă conform USLE(zonele eşantion din Colinele Tutoveişi Podişul Covurlui) pe baza modelului numeric

SRTMşi al modelului numeric al altitudinii terenului după harta 1:25 000.

Minim Maxim Medie Mediană Modul Deviaţie standardUSLE SRTMCOVURLUI 1 33 6,9 17 3 4,28

USLE 25 000COVURLUI

301 103 7,4 52 6 5,47

USLE 25 000COVURLUI

100 120 5,4 60 2 4,79

USLE SRTM

TUTOVA1 47 12,2 24 12 7,21

USLE 25 000TUTOVA 30 1 133 14 67 13 9,17

USLE 25 000TUTOVA 10 0 205 10,6 102,5 9 8,36

Tab. V.16. Principalele date statistice privind panta (procente) obţinută pe bazamodelului numeric SRTMşi al modelului numeric al altitudinii terenului după harta 1:25

000 (zonele eşantion din Colinele Tutoveişi Podişul Covurlui)

Minim Maxim Medie Mediană Modul Deviaţie standardPANTASRTM

COVURLUI0 18 5 9 2 2,92

PANTA 25000

COVURLUI30

0 89 11,66 44,5 11 7,7

PANTA 25000

COVURLUI100 118 11,86 59 6 8,63

PANTASRTM

TUTOVA0 24 8,3 12 9 4,3

PANTA 25000

TUTOVA 300 104 20,1 52 21 11,13

PANTA 25000

TUTOVA 10

0 153 20,5 76,5 19 12,77

343




0

20

40

60

80

100

120

140

160

180

PANTA SRTM TUTOVA PANTA 25 000 TUTOVA 30 PANTA 25 000 TUTOVA 10

P a n

t a ( % )

Maxim Medie Devia ţie standard Fig. V.80. Variaţia datelor statistice ale pantei pentru cele trei modele numerice (eşantion

Podişul Covurlui)

0

20

40

60

80

100

120

140

PANTA SRTM COVURLUI PANTA 25 000 COVURLUI 30 PANTA 25 000 COVURLUI 10

P a n

t a ( % )

Maxim Medie Devia ţie standard Fig. V.81. Variaţia datelor statistice ale pantei pentru cele trei modele numerice

(eşantion Colinele Tutovei)

344




V.7. Surse de aluviunişi efluenţa aluvionară (Maria R ădoane, Nicolae R ădoane, Ionuţ Cristea)

V.7.1. IntroducereAsupraeroziunii versan ţ ilor , cel puţin pentru regiunea deluroasă, există oliteratur ă bogată care se bazează pe măsur ătorile de lungă durată realizate în perimetrul Staţiunii pentru Cercetarea Eroziunii Solului Perieni ( Mo ţ oc, 1984; Ioni ţă , Ouatu, 1985; Pujină , 1997; Ioni ţă , 1999; Popa, 1999; Purnavel, 1999; Hurjui, 2000; Ioni ţă , 2000). De asemenea, există numeroase lucr ări care tratează regional problema eroziunii ( Ichim, 1988, Rădoane et al., 1999; Ioni ţă , 2000)sau abordează evaluări cantitative pentru arii reduse din Podişul Moldovei

( Pricop et al., 1988; 1990; Nicolau, Pricop, 1990; Popa, 1999; Hurjui, 1999; Rădoane et al., 2000).Dacă avem în vedere reţeaua de posturi hidrometrice cu măsur ători de

debite de aluviuni din sistemele hidrografice ale Podişului Moldovei (peste 20), putem spune că există şi o informare asupraevacuării aluviunilor din principalele re ţ ele de râuri ( Rădoane, Ichim, 1987; Rădoane et al., 1990;Olariu, Gheorghe, 2000). În plus, există o serie de cercetări aplicate asupra sediment ării din câteva lacuri de barajdin bazinul râului Bârlad ( Purnavel, 2000).

Toate acestea pot oferi o imagine generală asupra ratei eroziuniiversanţilor, dar şi asupra cantităţii de aluviuni. R ămâne însă deschisă cunoaşterea relaţiilor dintre volumul depozitelor erodate de pe versanţi într-untimp datşi cel evacuat dintr-un bazin de o anumită mărime, în acelaşi timp; cualte cuvinte,raportul de efluen ţă a aluviunilor .

Raportul de efluen ţă a aluviunilor este cea mai importantă contribuţie îndomeniul tranzitului de aluviuni, o mărime care vine să clarifice discrepanţadintre volumul de aluviuni provenit din eroziunea dintr-un bazin hidrograficşivolumul de aluviuni care ajunge să fie evacuat din bazinul respectiv. Parametriide calcul ai raportului sunt: produc ţ ia de aluviuni, P a (t/km2/an) măsurată însecţiunea de închidere a bazinului (în care se includ volumele de materialeevacuate prin reţeaua hidrografică) şi eroziunea total ă din bazin, E t (t/km2/an),în care se includ volumele de materiale erodate prin eroziunea în suprafaţă,eroziunea în adâncime, alunecări de teren. Relaţia între cei doi parametri este:

Ref (%) = Pa/Et x 100.

Între detaşarea aluviunilorşi efluenţă se interpune un spaţiu (suprafaţa bazinului hidrografic)şi un timp necesar tranzitării acestui spaţiu. Între punerea

345




în mişcare a aluviunilor în ariile sursă şi efluenţă există numeroase stocaje aledepozitelor, numeroase remobilizări ale acestora în procesul de transport. Dealtfel, într-o serie de cercetări nu se ezită a se defini domeniul cuprins între surse

şi efluen ţă a aluviunilor sub genericul de “cutie neagr ă” (Walling, 1983), tocmai pentru a se evidenţia faptul că spaţiul dintre cele două domenii este extrem de puţin cunoscut.

Principalele aspecte pe care le impune identificarea relaţiilor între surse şiefluen ţă sunt: delimitarea ariilor sursă; diferenţierea proceselor de transfer spreşiîn albii de râu; stabilirea bilanţului între arii de provenienţă şi tipuri de procese.

Asupra tuturor s-au propusşi testat o serie de metode noi, adăugate celorclasice careţin de cartografiaşi analiza depozitelor corelate. O mare parte dintre

cercetători au abordat problema în relaţie strânsă cu sedimentarea în micile lacuride baraj. Dintre metodele noi, reamintim câteva, presupuse a fi de marerafinament: evaluarea raportului de îmbogăţire a aluviunilor cu conţinut deargilă; evaluarea raportului de îmbogăţire a aluviunilor în timpul transportului cumaterie organică, azot, fosfor, carbon organic în raport cu materialul parental;studiul comparativ al mineralelor magnetice din bazinul hidrograficşi dinsedimentele acumulate; analiza conţinutului 210Pb din sol şi depoziteleacumulate; analiza conţinutului137Cs din ariile sursă şi ariile sedimentare; tehnicide analiză “close-range photogrammetry”.

Acestor metodeşi tehnici care presupun echipamente, laboratoareşi programe speciale de investigare li se adaugă o serie de analize tradiţionale:cartografierea depozitelor din zonele sursă şi ariile de sedimentare; studiidetaliate de morfometrie a arealelor de depunere; eficienţa de captare aaluviunilor (în special, a lacurilor de baraj).

Posibilităţile de care dispunem ne obligă să apelăm la asemenea analize,cu precizarea că vom investiga în mod deosebit semnifica ţ ia ordinului re ţ eleihidrografice asupra raportului între surse şi efluen ţă. Aceasta este posibilşi pentru că în zona analizată nu există o varietate litologică prea mare, cel puţin înraport cu alte regiuni dinţar ă, nici diferenţieri climatice pregnante, iar utilizareaeste preponderent în domeniul agricol.

V.7.2. Cercetări anterioareÎn ţara noastr ă, cu toate progresele obţinute în cunoaşterea ratei de

eroziune şi a tranzitului de aluviuni, problema raportului de efluenţă aaluviunilor r ămâne încă deschisă pentru evaluări mai riguroase. Noi ne-am

propus o reevaluare a progreselor f ăcute în acest domeniu cu privire la ariaPodişului Moldovei, evidenţiind în mod deosebit rolul acumulărilor mici de apă.

346




Ne-am propus o atentă revizuire a literaturii publicate până în prezentasupra măsur ătorilor de eroziune din Podişul Moldovei, asupra datelor obţinuteîn diferite perimetre experimentale, asupra manierei de prelucrarea-interpretare aacestora, atât pentru a avea o imagine asupra stadiului de cunoaşterea afenomenului complex de denudaţie a reliefului acestor unităţi de relief, cât maiales pentru a alege situaţiile martor ce vor servi în programul de cercetări pe bazine hidrografice mici controlate de iazuri.

Întreaga informaţie obţinută poate fi eşalonată după următoarea problematică: 1. asupra eroziunii terenurilor în general,şi pe versanţi în special;2. asupra tranzitului de aluviuni pe râuri; 3. asupra raportului de efluenţă aaluviunilor.

V.7.2.1. Asupra eroziunii efective a versanţilorRelieful Podişului Bârladului este afectat de o eroziune puternică şi foarte

puternică pe mai mult de 50% din suprafaţă, al cărei efect se resimte imediat îndiminuarea suprafeţelor agricole.

Evaluările globale, realizate la nivelul teritoriului României de cătreMoţoc şi colaboratorii săi (1983, 1984), s-au concretizat într-o hartă de zonare aeroziunii totale pe terenuri agricole, inclusiv contribuţia folosinţelor şi formelorde eroziune la formarea eroziunii totale. În concepţia autorului,eroziune total ă înseamnă suma volumului eroziunii în suprafaţă, a volumului eroziunii înadâncime şi aportul de material provenit din alunecări de teren, iarefluen ţ aaluvionar ă este produsul dintre eroziunea totală şi coeficientul de efluenţă. Lanivelul teritoriului României, eroziunea în suprafaţă contribuie cu 54% lacantitatea totală de material erodat, iar eroziunea în adâncimeşi alunecările cu46%. Din punct de vedere al eroziunii totale, aria Podişului Moldovei seîncadrează la un nivel ridicat, de 20-30 t/ha/an.

M ă sur ători directe pe terenuri experimentale.Staţiunea de Cercetare pentru Eroziunea Solului de la Perieni a realizat unul dintre cele mai ample programe de observaţii şi măsur ători complexe în perimetre special amenajate,neîntrerupte timp de 25 ani (1970-1994). Rezultatele raportate de-a lungultimpului redau cu deosebită acurateţă valorile ratei eroziunii în suprafaţă aversanţilor pentru condiţii diferite de cultur ă şi pentru teren nud, în relaţie directă cu agresivitatea pluvială (Tab.V.17.).

Din aceste date se poate concluziona că eroziunea în suprafa ţă şi în rigole poate îndepărta anual de pe un teren lipsit de vegetaţie în zona Podişului Central

Moldovenesc în medie 28,00 t/ha/an. Evident, aceste cifre se reduc considerabifuncţie de utilizarea terenurilor. Riscul erozional maxim se plasează în lunileiunie-iulie, cu procente de 30 – 40% din total an.

347




Valori comparabile ale eroziunii în suprafaţă şi în rigole măsurate timp de10 ani de Popa (1999) în cadrul unor parcele în valeaŢarinei (258 ha)şi Bechet(29 ha) au fost de 15,80 t/ha/anşi, respectiv, 26,90 t/ha/an.

Tab. V.17. Eroziunea în suprafaţă determinată pe parcele în cadrul Staţiunii Perieni în perioada 1970-1994 ( Ioni ţă , 2001)

Eroziunea (t/ha/an)AnulAgresivitatepluvială Hi15 Ogor Porumb Grâu

1970-1974 85,5 34,1 8,8 0,401975-1979 65,6 22,7 1,4 0,601980-1984 39,8 16,5 2,5 0,201985-1989 88,0 40,6 15,5 1,201990-1994 80,0 24,9 7,0 1,90

Media 72,0 28,0 7,0 0,88H= cantitatea de precipitaţii; i15= intensitatea nucleului torenţial pe durata de 15 minute.

Eroziunea în ravene are o contribuţie importantă la realizarea eroziuniiefective a versanţilor. Punctual, pentru cele 11 ravene monitorizate în bazinulBârladului, perioada 1961-1990, Ioni ţă (2000) a determinat rate medii deregresare a ravenelor de 10,6 m/an, ceea ce înseamnă un volum mediu de 1100

t/km2

/an.Tab. V.18. Efluenţa aluvionar ă din unele lacuri din bazinul Bârlad ( Purnavel, 1999)

Lacul Bazinul dedrenaj amontede lac (km2)

Volum aluviuniintrate în lac

(m3/an)

Perioada măsurată Eroziuneaefectivă

(t/km2/an)Puşcaşi 296 419231 1973-1998 1416,3

Cuibul Vulturilor 542 221430 1978-1992 408,5Râpa Albastr ă 253 160000 1979-1993 632,4

Fichiteşti 163 180625 1977-1993 1108,2Antoheşti 39,6 9000 1984-1995 227,3Găiceanca 46,6 17000 1984-1995 364,8

Colmatarea lacurilor de baraj. Măsur ătorile repetate asupra colmatăriiunor lacuri de baraj din bazinul Bârladului a reprezentat acumularea unui setimportant de date privind stocajul de aluviuni. Acesta a putut fi utilizat pentrudeterminarea cu acurateţe a efluenţei aluvionare (Tab.V.18.).

Rezumând datele citate până aici, rezultă că eroziunea efectivă a

versan ţ ilor în condiţiile Podişului Moldovei variază între 2380 t/km2

/an – 4000t/km2 /an pentru teren nud, iar dacă se adaugă şi volumul eroziunii în adâncime,

348




volumul dislocat prin alunecări de teren, eroziunea brută a versanţilor poatedepăşi 8000 t/km2/an.

V.7.2.2. Asupra tranzitului de aluviuni pe râuriAluviunile transportate de râuri reprezintă acele depozite care ajung să fieevacuate din bazinul de drenaj sub formă de soluţie, suspensieşi târât şi care poartă denumirea generică de produc ţ ia de aluviuni.

În condiţiile Podişului Moldovei se apreciază că circa 95% din volumultotal de aluviuni este reprezentat de suspensii. Aşadar, volumul de aluviunireprezentat de debitul târât în cazul acestor râuri poate fi considerat neglijabil.

Tab. V.19. Producţia de aluviuni determinată pe baza măsur ătorilor de aluviuni însuspensie

Bazin SecţiuneaSuprafaţa bazinului

(km2)Qmed(m3/s)

R(kg/s)

Producţiealuviuni

(t/km2/an)Sacovăţ Şofroneşti 299 0,727 1,982 209,04Bârlad Negreşti 817 4,670 15,530 599,45Bârlad Vaslui 1540 3,010 12,280 251,47Bârlad Bârlad 3952 6,560 13,580 108,34Bârlad Tecuci 6778 10,400 28,280 131,58

Vasluieţ Codăeşti 350 1,0377 5,080 455,92Tutova Plopana 20,4 0,048 0,715 1104,79Lipova Lipova 30 0,080 0,970 1019,66Tutova R ădeana 172 0,294 2,720 498,71

Pereschiv Fichiteşti 73 0,111 0,690 298,08Berheci Feldioara 519 0,996 6,320 384,02Zeletin Galbeni 402 0,863 10,980 861,35Racova Ivăneşti 182 0,413 1,760 304,51Simila Băcani 242 0,406 1,510 196,77

Se poate uşor constata diferenţa între eroziunea pe versanţi şi ceea ce esteevacuat în sistemul hidrografic. Pierderea de aluviuni între versanţii bazinuluişisecţiunea de evacuare se determină cu ajutorul raportului de efluen ţă aaluviunilor .

Ierarhizarea re ţ elei hidrografice a constituit pentru noi baza de evaluare aefluenţei aluviunilor. Având în vedere semnificaţia ordinului de reţeahidrografică (în sistem Strahler) în variaţia mărimii unor caracteristici ale bazinelor ( Z ăvoianu, 1985), am ar ătat că astfel de dependenţe se realizează şi lanivelul raportului de efluenţă. Această variabilă ofer ă şi avantajul unei operativecadastr ări a unui bazin hidrografic în funcţie de obiectivul urmărit. Metoda de

349




lucru a fost aplicată la bazinele hidrografice Putna, Argeş, Buzău, Trotuş, Olteţ,Bârlad. Concluziile de până acum asupra acestui fenomen pot fi rezumate îndouă aliniate:

- există o diminuare a raportului de efluenţă a aluviunilor pe măsuracreşterii ordinului de mărime a reţelei hidrografice. Dacă din bazinele de ordinulI (sistem Strahler), care de fapt se consider ă a fi versantul propriu-zis, seevacuează teoretic 100% din aluviunile puse în mişcare, pe măsura creşteriidimensiunii bazinului, aluviunile sunt stocate în baza versantului, în albii majoreîn retenţii, în conuri de dejecţie ş.a.

- în Podişul Moldovei, ritmul de descreştere a raportului este mult maimare comparativ cu bazinele din arealul subcarpatic sau cel al munţilor flişului.

Acest fenomen se materializează într-o puternică supraînălţare a bazeiversanţilor, o împotmolire a reţelei hidrografice ( Ichim, 1981), de fapt, untransfer al aluviunilor de pe versanţi în baza acestora, stocuri de depozite care, larândul lor pot deveni surse de aluviuni într-o situaţie de schimbare a condiţiilorde morfogeneză.

V.7.3. Efectul lacurilor de barajşi a iazurilor în captarea aluviunilorrâurilor din bazinul Bârladului

Experienţa acumulată în domeniul cercetărilor fluxului de sedimente ne-a determinat să abordăm efectul micilor acumulări lacustre din bazinulBârladului asupra captării aluviunilor. Zona este cunoscută drept una dintreregiunile cu o mare eroziune efectivă a versanţilor, dar densitatea posturilorhidrometrice la care se fac măsur ători este foarte mică pentru o regiune undeeroziunea efectivă are valori ce pot atingeşi 5000 t/km2/an.

Cu toate acestea, rata evacuării produselor de eroziune nu este prea mare,iar reţeaua hidrografică a Bârladului este deseori citată ca având o rată deefluenţă sub 5%. Cercetările au atras atenţia asupra rolului stocajului în relaţiedirectă cu ordinul de mărime a reţelei hidrografice,şi s-au propusşi o serie derelaţii matematice în acest sens.

Ca metodologie de lucru s-a recurs la inventarierea retenţiilor din aria bazinului Bârladului aşa cum au fost înregistrate în fişele de cadastru ale judeţului Vaslui, pe hăr ţile topograficeşi pe aerofotograme.

Pentru perioada de după 1900, întregul fond topografic cuprindeşi oînregistrare a iazurilorşi lacurilor. Numărul diferit de la o etapă la alta este înlegătur ă cu gradul de detaliere a ridicării topografice, dar ceea ce se poate

constataşi în perioada actuală, unele lacuri sunt temporar scurse, iar vatra lorredată circuitului agricol. Aceasta face foarte dificilă identificarea momentuluide amenajare a unor lacuri. Alteori, scurgerea unui lac este compensată prin

350




darea în exploatare a altuia în imediata vecinătate, ceea ce complică atât fixarea poziţiei, câtşi datarea lui.

Pe noi ne interesează în mod deosebit clarificarea acestor elemente pentru reconstituirea volumului de depozite stocateşi a condiţiilor desedimentare. În acest context devine dificilă alegerea lacurilor reprezentative. În plus, se adaugă faptul că asupra unui mare număr de lacuri prinse în fişele decadastru nu sunt date privind suprafaţa, volumulşi alte caracteristici utile înevaluarea depunerilor de sedimente. În consecinţă, etapele de lucru au fosturmătoarele:

-inventarierea acumulărilor artificiale de apă şi determinarea indirectă avolumului lacurilor care nu au fost înregistrate în fişele de cadastru;

-determinarea producţiei de aluviuni pentru bazinele fiecărui lac;-determinarea coeficientului de captare a aluviunilor.

V.7.3.1. Inventarierea lacurilorşi iazurilor din bazinul hidrografic BârladConfruntând fişele de cadastru cu hăr ţile topografice scara 1/25000, ediţia

1983-1985, s-a constatat că multe lacuri din inventar nu mai existau la dataaerofotografierii din 1983şi nici în 2005-2006.

În această situaţie s-a recurs la o metodă indirectă. Intuind că în condiţiileunui relief cu o mică energie, nu pot fi amenajate lacuri cu baraje înalteşi, înconsecinţă, suprafaţa luciului de apă se află în raport strâns cu volumul de apă acumulat, s-a testat pe baze statistice o astfel de relaţie. Rezultatul indică, într-adevăr, o mare dependenţă a celor două variabile, în acelaşi timp detaşându-sedouă grupe de acumulări (Fig.V.82.).

- acumul ările mici şi mijlocii se grupează după dreapta descrisă deecuaţia:

VL1= 0,858S L1,0444

undeVL1 = volumul iazului în mii m3 şi SL = suprafaţa iazului în hectare;Atât expresia grafică, cât şi parametrii statistici indică o mare eficienţă a

relaţiilor (r = 0,944; r 2 × 100 = 88,4%şi, respectiv, r = 0,891; r 2 × 100 = 79%).Relaţia V 1 a fost utilizată pentru completarea datelor de volum în cazulacumulărilor cu date incomplete în inventariere, iar relaţia V 2 a fost utilizată pentru verificarea suprafeţelor lacurilor măsurate pe hăr ţi în scara 1/25000.

În final, prin confruntarea datelor din fişele de cadastru cu cele rezultatedin analiza hăr ţilor topografice, ediţia 1983-1985, am reţinut un număr de 65 deiazuri şi lacuri, repartizate în special în partea superioar ă a bazinului. Odată

localizate pe hartă (Fig.V.83.), pentru fiecare iaz s-a determinat suprafaţa bazinului hidrografic, variabilă de primă importanţă în calcularea producţiei dealuviuni.

351




0.1

1

10

100

1000

10000

100000

0.1 1 10 100 1000 10000

Suprafa ţa iazului/lacului, SL, ha

V o

l u m u

l i a z u

l u i / l a c u

l u i , V L

, m

i i m c

Lacuri mari din Podisul Moldovei

VL 2 = 9.0715 SL (exp0.9895)r = 0.858

Iazuri din Podisul Moldovei

VL 1 = 0,858 SL (exp1,044)r = 0.944

Fig. V.82. Relaţii între suprafaţa luciului de apă, SL, haşi volumul de apă, VL, mii mc.

Fig. V.83. Localizarea acumulărilor artificiale de apă în bazinul hidrografic Bârlad

- acumul ările mari, de regulă cele amenajate după 1960, se grupează după dreapta descrisă de ecuaţia: VL2= 9,071S L0,989

352




V.7.3.2. Determinarea producţiei de aluviuni pentru bazinelehidrografice ale fiecărui lac

Din lipsa măsur ătorilor directe în bazinele hidrografice ale lacurilor, s-autilizat o metodă indirectă, şi anume controlul pe care mărimea bazinelorhidrografice îl exercită asupra ratei de eliberareşi evacuare de aluviuni.

Relaţia de calcul stabilită are la bază bazine hidrograficeşi râuri dinPodişul Moldovei asupra cărora există un şir lung de măsur ători (între 7şi 35ani) asupra scurgerii de apă şi aluviuni în suspensie. Acestea sunt în număr de 23de secţiuni de râu, la care am adăugat şi volumul de sedimente stocate în 11lacuri artificiale. Expresia grafică a relaţiei obţinute este dată în Fig.V.84.Parametrii statistici ai ecuaţiei (coeficienţii de corelaţie şi determinare, abaterea

medie pătratică şi alţii) ne determină să acceptăm că 80% din variabilitatea producţiei de aluviuni este explicată de factorul considerat. Semnificaţia înaltă aecuaţiei se explică şi prin condiţiile climaticeşi litologice relativ omogene alePodişului Moldovei. În aceste condiţii, ecuaţia a fost folosită pentru a calcula producţia de aluviuni ale bazinelor celor 65 de lacurişi iazuri identificate.

PA = 1484.1 Sb 0.7431

r = 0.873 R 2 = 0.7619

1000

10000

100000

1000000

10 100 1000 10000

Suprafa ţa bazinului hidrografic, Sb, kmp

P r o

d u c ţ

i a d e a

l u v

i u n

i , P A

, t o n e

/ a n

Fig. V.84. Expresia grafică a relaţiei de calcul pentru producţia de aluviuni în funcţie de

mărimea bazinului hidrografic.

V.7.3.3. Evaluarea coeficientului de captare a aluviunilorEvaluarea coeficientului de reţinere a aluviunilor pentru unele lacuri din

Podişul Moldovei a fost f ăcută până acum pe baza curbei lui Brune (1955).

Numeroşi alţi autori ( Heinemann, 1981; Yoon, 1982; Rausch şi Heinemann,1985; Bube şi Trimble, 1986; Evans şi Church, 2000) s-au preocupat atât decorectareaşi adaptarea curbei Brune, câtşi de modificarea ei, în ideea creşterii

353




gradului de eficienţă. Una dintre acestea ia în considerare raportul între volumullaculuişi mărimea bazinului hidrografic ca variabilă independentă:

⎟⎟

⎟⎟

⎠

⎞

⎜⎜

⎜⎜

⎝

⎛

+−=

SbV E t

1,2111100

unde: Et = coeficient de captare a aluviunilor;V = volumul lacului în m3; Sb =suprafaţa bazinului de alimentare a lacului în ha. Relaţia poate fi utilizată însituaţiile când măsur ătorile asupra tranzitului de aluviuni din bazinelehidrografice lipsesc sau sunt puţin reprezentative.

0

20

40

60

80

100

120

0,01 0,1 1 10 100

V/Sb (mc/ha)

C o e

f i c i e n t d e c a p

t a r e ,

E t , %

Fig. V.85. Curba de captare ale aluviunilor de către lacurile din bazinul BârladuluiAu fost determinate curba coeficientului de captare pentru lacurile din

bazinul Bârladului (Fig.V.85), care dovedeşte un mare grad de acurateţe pentrucalculul volumului de aluviuni reţinut de lacuri. De exemplu, pentru raporturiV/Sb mai mari de 10 (cazul lacurilor Soleşti, Râpa Albastr ă), gradul de reţinere aaluviunilor este peste 95%. Dimpotrivă, lacurile cu raport V/Sb mic (între 1şi10) au un coeficient de captare de 70–80%. De altfel, în această bandă devariaţie s-a situat cel mai mare număr de lacuri studiate; tot aici se plasează şivaloarea medie (74%) a coeficientului de captare. Cu raport V/Sb foarte mic, sub1,0 sunt iazuri mici ca dimensiunişi care au coeficient de captare sub 50%.

354




355

0.01

0.1

1

10

100

0 20 40 60 80

Coeficient de captare, Et, %

R a

t a d e c o

l m a

t a r e ,

R c ,

%

100

Lacuri de m are capacitate peste 2 m il. mc

Lacuri de m ica capacitatesub 100 000 mc

Fig. V.86. Rata de colmatare a lacurilor funcţie de coeficientul de captare în condiţiilePodişului Moldovei

Datele asupra coeficientului de captare au permisşi evaluarea ratei decolmatare a lacurilorşi a timpului de colmatare a 50% din volumul iniţial alacestora. Relaţia între rata de colmatare ( Rc, %) şi coeficientul de captare ( E t,%), exprimată grafic în Fig.V.76, descrisă de ecuaţia:

Rc = 17,098 – 0,1783 E t (r = 0,579)

indică trei zone de grupare a lacurilor funcţie de capacitatea lor. Astfel, lacurilede mare capacitate se grupează în zona cu un coeficient de captare a aluviunilorde peste 90%şi cu o rată de colmatare sub 2 %, ceea ce înseamnă un timp decolmatare mare pentru această zonă. Lacurile mari, precum Puşcaşi, CuibulVulturilor, Râpa Albastr ă reţin aproape întreaga cantitate de aluviuni din amonte.De exemplu, în lacul Cuibul Vulturilor intr ă anual 221 000 m3 şi efluează doar puţin peste 20000 m3. Lacul Râpa Albastr ă primeşte anual un volum de 160 000m3 aluviunişi efluează doar 8000 m3. Lacurile de mică capacitate (sub 100 000m3) se grupează în zona unui coeficient de captare a aluviunilor sub 50%şi orată de colmatare mare (peste 5%), ceea ce înseamnă şi un timp de colmatareredus. Dar cea mai mare parte a lacurilor din bazinul Bârlad se plasează în zona

mediană a graficului (Fig.V.86), cu un coeficient de captare de 60–80%şi o rată de colmatare de 1–5 %, ceea ce se materializează într-un timp de colmatarerezonabil pentru condiţiile Podişului Moldovei. De altfel, într-un studiu separat




cu caracter global privind timpul de colmatare a lacurilor de baraj din România( Rădoane Maria, Rădoane, 2005), aria geografică cuprinsă între râurile SiretşiPrut se detaşează ca foarte favorabilă, ocupând poziţia a doua după aria montană.

V.7.4. Rolul schimbărilor climaticeşi a intervenţiilor antropice asupraevoluţiei albiei râului Bârlad

Anul 2005 a fost unul cu totul excepţional în ce priveşte activitateahidrologică şi geomorfologică a râurilor din România. Precipitaţiile înregistrateîn iulie-august 2005 au avut valori de 120-130 l/m2 în decurs de 2 sau 3 ore,inclusiv în bazinul Bârlad. Aceste valori au determinat realizarea unor debite perâuri cu valori de peste 5000 m3/s (în cazul râului Siret, care în mod normal are

un debit mediu multianual de 190 m3

/s) sau peste 2000 m3

/s (în cazul râuluiTrotuş, care realizează un debit mediu multianual de 35 m3/s). R ăspunsul albiilorla aceste debite cu frecvenţă foarte mică a fost, cel mai adesea, prin apariţiafenomenului de avulzie (râurile au spart digurileşi au creat noi trasee de albiiminore). Efectele puternic negative asupra vieţii locuitorilorşi a bunurilor lor auinclus România în rândulţărilor cu cele mai mari pierderi prin dezastre naturaleîn anul 2005.

Râul Bârlad a fostşi el traversat de debite foarte mari, dar numeroaseleintervenţii antropice realizate imediat după viiturile catastrofale din 1970 s-audovedit bine calibrateşi benefice în controlul inundaţiilor din anul 2005.

Şi pentru alte regiuni europene se manifestă un interesşi o preocupareaccentuate din partea cercetătorilor pentru a evalua tipulşi rata modificăriloristorice ale albiilor de râu. Mai multe studii au ar ătat tendinţe similare alemodificărilor albiilor de râu pentru o perioadă istorică ce se desf ăşoar ă până laînceputul secolului al XIX-lea. Tendinţele observate se caracterizează prin procese de agradare ce afectează diferite componente ale sistemului fluvial (albiaminor ă, albia major ă, zonele terminale precum deltele). Acestea au fost urmatede o inversare a tendinţelor agradaţionale în timpul secolului XX, ca urmare adiferitelor tipuri de intervenţii antropice. Adâncireaşi îngustarea albiilor a fostobservată în multe zone din Franţa ( Liebault şi Piegay, 2002)şi Italia ( Rinaldi, 2003), atât în cazul râurilor cu pat de pietriş, precumşi a râurilor mici din zonamontană. Cea mai mare rată de adâncire a albiilor s-a înregistrat în perioada1950–1970. Îngustarea albiei s-a datorat clar unei intervenţii umane, atât în bazin, câtşi în lungul albiilor majore. Geometria albiei se poate ajusta în timp laschimbările care afectează direct rata transportului de apă şi aluviunişi se poate

ajustaşi la schimbările în tipulşi densitatea vegetaţiei din malurişi albia major ă.Efectele schimbării vegetaţiei asupra formei albiei au inclus atât lărgirea albieidupă îndepărtarea vegetaţiei, câtşi îngustarea albiei după dezvoltarea vegetaţiei

356




în zona malurilor (Graf, 1979; Liebault, Piegay, 2002; Rinaldi, 2003). O altă categorie importantă a fost documentarea asupra r ăspunsului proceselor de albiela acţiunea lucr ărilor inginereşti şi de regularizare a albiilor ( Knighton, 1989;Surian, 1999).În strânsă relaţie cu această situaţie generală ne-am propus să evaluămcomportarea unei albii de râu supusă regularizării pe care am monitorizat-ocomplex sub aspectul geometrieişi a tipului de depozite din perimetrul albiei.Am abordat această problemă în contextul identificării unor particularităţi deevoluţie a râului Bârlad, a relaţiilor dintre variabilitatea depozitelor de albieşiunii factori de control specifici acestei regiuni din punct de vedere morfogenetic.

Interesul este îndreptat spre investigarea r ăspunsului unei albii cu pat

nisipos şi maluri în care domină materialele fine, nisipo-pr ăfoase, la acţiuneaunor intervenţii antropice (de tipul îndiguirilorşi rectificărilor de albii) cu efect pozitiv la apărarea terenurilor împotriva marilor inundaţii din iulie 1991 sauaugust 2005.

Albia minor ă a râului Bârlad a fost monitorizată pe timp lung, în patrusecţiuni transversale: Vaslui I, Vaslui II, Bârladşi Tecuci (indicate de săgeţilenegre pe fig. V.53). Secţiunea Vaslui I se află într-un sector de albie naturală,sinuoasă. Monitorizarea albiei s-a realizat până în 1973, după care mira a fostmutată pe noul curs (Vaslui II), un canal cu traseu rectiliniu, amenajat îndepozite de luncă, cu maluri pereate. Aici are o lăţime de 12 mşi o adâncimemedie de 2,5 m. Debitul mediu anual a fost de 2,37 m3/s, iar debitul de formare aalbiei a fost evaluat la aproximativ 45 m3/s cu o perioadă de repetare de 1,4 ani.Secţiunea transversală Bârlad are o lăţime medie de 64 mşi o adâncime mediede 2,40 m. Debitul de formare a albiei este de 60 m3/s cu o perioadă de repetarede 1,6 ani, iar debitul mediu multianual este de 3,75 m3/s. Secţiunea Tecuci esteamplasată pe un sector de albie larg sinuoasă, cu malurile pereate; are o lăţimede 45 mşi o adâncime medie de 3,5 m. Debitul de formare a albiei este de circa80 m3/s, cu o perioadă de repetare de 1,5 ani, iar debitul mediu multianual este9,01 m3/s.

Forma secţiunii transversale a fost monitorizată de-a lungul a 30 de puncteîn lungul râului la o distanţă de 5 – 8 km unul de altul (Fig.V.87.); din

357



Constantin Rusu et al.Constantin Rusu et al.

Fig. V.87. Harta generală a bazinului râului Bârladşi evidenţierea sectoarelor dedetaliere a cercetărilor.

Fig. V.88. Model pentru determinarea variabilelor morfometrice ale secţiuniitransversale.

358




secţiune s-au eşantionat depozitele din patul albieişi din malurişi s-au f ăcutmăsur ători topometrice.

După realizarea expresiei grafice a secţiunii transversale, s-au realizat oserie de măsur ători morfometrice, aşa cum se arată în Fig.V.88. Variabilelemorfometrice determinate au fost următoarele: distanţa de la obâr şie în lungulrâului Bârlad, L, km; suprafaţa bazinului hidrografic amonte de secţiunea demăsurare, A, km2; lăţimea albiei, B, m; adâncimea maximă, Dmax, m;adâncimea medie, Dmed, m; raza hidraulică, Rh, m; suprafaţa secţiuniitransversale, SA, m2; panta albiei, S, m km-1; suprafata secţiunii mal drept, RCS,m2; suprafaţa secţiunii mal stâng, LCS, m2.

Pentru măsurarea gradului de asimetrie (AI) a secţiunii transversale am

folosit formula lui Knighton (1982)şi anume :AI = (RCS – LCS)/SAMultitudinea variabilelor morfometriceşi sedimentologice obţinute au

fost prelucrate după metode statistice pentru a putea extrage cele mai pertinentecorelaţii, interdependenţe şi tendinţe în lungul râului.

V.7.4.1. Forma secţiunii transversale şi tendinţele de modificare subinfluenţa intervenţiilor antropice

Albia râului Bârlad este adâncită în depozite relativ fineşi reflectă tipul dedebit solid transportat de râu, respectiv, aluviuni în suspensie. Cercetărilehidrauliceşi geomorfologice au ar ătat că secţiunea transversală a albiei minoreare o formă stabilă care poate fi identificată cu ajutorul unui aşa-numit„coeficient de formă”, calculat ca relaţie între suprafaţa secţiunii albiei şisuprafaţa unei forme geometrice (parabolă, dreptunghi, trapez) în care se înscriesecţiunea respectivă ( Lane, 1935).

a Cercetările pe o mare populaţie de secţiuni de albie au evidenţiat ccadouã tipuri de forme cu o mare stabilitate: forma parabolicã largã pentru albii cu perimetrul din nisipuri omogene necoezive, factorul formã calculat ca raportîntre suprafaţa secţiunii transversaleşi suprafaţa secţiunii unei parabole a fostdeterminat ca având valori între 0,5-1; forma rectangularã, trapezoidalã pentrualbiile cu perimetrul din depozite argilo-pr ăfoase cu mare coezivitate. Variaţiafactorului formã, calculat ca raport între suprafaţa secţiunii transversaleşisuprafaţa secţiunii unui trapez sau dreptunghi înscris secţiunii, este între 0,5 -0,9, dar poate ajungeşi la 1,0 (cazul albiilor unor râuri din India).

Pentru albia râului Bârlad, forma secţiunii transversale, aşa cum a rezultat

din măsur ătorile proprii, este în general trapezoidală, o caracteristică a albiiloradâncite în materiale argilo-pr ăfoase coezive. Pe numeroase sectoare, mai ales în partea mijlocie-inferioar ă a râului, secţiunea transversală este modificată

359




antropic în urma amenajărilor şi rectificărilor din anii 1975-1980. Coeficientulde formă a secţiunilor în lungul râului Bârlad, calculat ca relaţie între suprafaţasecţiunii albieişi suprafaţa unui trapez înscris secţiunii,înregistrat valori între 0,56şi 0,98. Am fost preocupaţi să urmărim dacă forma secţiunii transversale încondiţiile de mai sus este stabilă în timpşi care anume por ţiune din perimetrueste cea mai afectată. Pentru aceasta am folosit înregistr ările la postulhidrometric Bârlad timp de zece ani, analizând 600 de poziţii ale secţiunii(Fig.V.89). Coeficientul de formă mediu pentru această secţiune a fost de 0,81,variind între 0,76şi 0,98. Deformarea secţiunii s-a datorat unui accentuat procesde agradare, care a determinat supraînălţarea patului.

Fig, V.89. Modificarea secţiunii transversale a albiei râului Bârlad, p.h. Bârlad

Datorită coezivităţii malurilor, secţiunea transversală nu a avut de suferit prea mult în ce priveşte lăţimea ei, modificările cele mai spectaculoase au avutloc la nivelul patului albiei. Astfel, în 1969 adâncimea maximă a albiei însecţiunea postului hidrometric era de 1,8 m, în 1971 s-a redus la 1.5 m, în 1975la 0,8 m iar în 1979 a ajuns la 0,5 m, punând în pericol stabilitatea secţiunii pentru măsur ătorile hidrometrice curente. La originea procesului a stat oschimbare bruscă în rata debitului solid (datorită modificărilor în tipurile deutilizare a terenurilor din bazin) în relaţie cu debitul lichid.

Debitul de aluviuni în suspensie a înregistrat o creştere de la 9,6 kg/s în1969 la peste 120 kg/s în 1972-1975, timp în care rata scurgerii lichide a scăzut

în permanenţă datorită folosirii apelor în irigaţii. Perioada de precipitaţiiabundente din 1969-1970 a declanşat eliberarea unei mari cantităţi de aluviunidin bazinul versant. În această situaţie, o mare parte din aluviunile care au intrat

360




în secţiune a fost stocată, întrucât scurgerea lichidă a fost lipsită de competenţă pentru a o prelua integral. După 1980 monitorizarea albiei râului Bârlad înaceastă secţiune a încetat din cauza tăierii unei alte albii, rectificate. În prezent,traseul albiei naturale a râului Bârlad în secţiunea Bârlad abia se mai poateurmări pe albia major ă, fiind aproape în totalitate colmatată (Fig.V.90 stânga);noua secţiune a albiei canalizată şi îndiguită preia în întregime scurgerea lichidă din amonte (Fig.V.90 dreapta).

Fig. V.90. Albia râului Bârlad la Bârlad. Situaţia iniţială, înainte de rectificare, în prezentcolmatată (stânga)şi situaţia actuală (dreapta)

Începând cu anul 1974 monitorizarea albiei s-a mutat la postul hidrometricVaslui II, pe noua albie creată. Lucr ările de rectificare a albiei au avansat dinamonte spre avale, canalul Bârlad (Rediu-Paiu) fiind finalizat în 1978. În această nouă albie, înregistr ările privind oscilaţia patului albiei arată o variaţie destul deaccentuată pe un trend negativ (mai ales după 1991).

Analizând poziţia înălţimii patului albiei ca serie de timp am putut separadouă faze distincte (Fig.V.91.B): până în 1991 s-a evidenţiat o cvasi-stabilitatesau mai degrabă o agradare a albiei în jurul a 20 –30 cm; după 1991, patul albieis-a adâncit continuu cu peste 1 m.

Care fenomen anume a declanşat aceasta comportare a albiei? R ăspunsultrebuie sa îl căutam în suma de factori care au concurat la realizarea acestui pragîn variaţia patului albiei. Factorii cei mai importanţi şi cei mai senzitivi laînregistrarea efectelor din bazin sunt debitul lichidşi debitul solid în suspensiece au tranzitat sec

ţiunea de albie în perioada monitorizata (Fig.V.91.A).

Astfel, observăm că în perioada studiată, debitul lichid a avut o variaţieconstantă în jurul a 2–3 mc/s, pe un trend uşor negativ. În schimb, în ce priveşte

361




cantitatea de aluviuni ce a traversat secţiunea Vaslui II variabilitatea a fost multmai accentuată. A crescut până în 1991 la valori medii anuale de 33 kg/s, după care aluviunile în suspensie s-au micşorat la 0,5 kg/s media anuală în 2003.Putem conchide astfel, că mărimea debitului de aluviuni ce a tranzitat secţiuneaVaslui II a avut r ăspuns direct în comportarea patului albiei: reducerea drastică în transportul de aluviuni după 1991 s-a repercutat direct în instalarea tendinţeide adâncire a albiei.

Diminuarea transportului de aluviuni a fost în relaţie directă cu intervenţiaantropică în bazinul versantşi mai ales în lungul râului Bârlad. Anul 1991 a avuto activitate hidrologică excepţională, dar a fostşi perioada când lucr ările derectificareşi îndiguire erau terminateşi încep să devină eficiente în controlul

tranzitului de aluviuni spre albie. Din păcate, înregistr ările hidrologice ale anilor2005 şi 2006, cu totul excepţionali pentru România, nu au fost prelucrate laaceastă dată ca să putem evalua concret modul cum intervenţiile antropice auinfluenţat traversarea unora dintre cele mai mari debite lichide înregistrate. Certeste că în lungul râului Bârlad nu au fost înregistrate pagube, distrugeri, dezastreca în cazul altor râuri, precum Trotuş sau Siret.

O caracteristică obişnuită a albiilor râurilor naturale este tendinţa de a prezenta o secţiune transversală cu grade diferite de asimetrieşi aceasta nunumai pentru sectoarele de albii meandrate. Chiar dacă în plan albia unui râu prezintă un traseu rectiliniu, patul albiei prezintă o linie a talvegului sinuoasă,situaţie amplu documentată în literatur ă, inclusiv în studiile noastre anterioare.

Cu ajutorul analizei spectrale s-a demonstrat că asimetria secţiuniitransversale are o comportare oscilatorie în lungul albiilor naturale nesupuseconstrângerilor de natur ă litologică ( Richards, 1982). Am verificat aceastatendinţă la albia rectificată a râului Bârlad pentru cele 30 de secţiuni transversalemonitorizate de noi. Măsur ătorile realizate după metoda Knighton (1982) aucondus la reprezentarea grafică din Fig.V.92., care arată pendularea poziţieitalvegului canalului Bârlad, spre stânga sau spre dreapta, în tot lungul râului.

Cu cât lungimea râului creşte, amplitudinea oscilaţiilor creşte şi ea, efectdirect al măririi debitului de formare a albiei. Cauza pentru care se dezvoltă asimetria secţiunilor transversale este în legătur ă cu circulaţia secundar ă acurgerii, a cărei accelerareşi decelerare locală poate produce schimbări în formaalbiei. Şi iată că r ăspunsul albiei modificate a râului Bârlad a fost aproapeimediat la acest proces (la 1–4 ani de la rectificare).

Tendinţele constatate în asimetria secţiunii transversale sunt în relaţie

directă cu morfologia patului albiei. Observaţia am verificat-o asupra canaluluisă pat în albia major ă (alcătuită din nisipuri fineşi prafuri) a Bârladului pe olungime de 12 kmşi care a devenit noua albie a râului după 1974 (Fig.V.93.).

362




Canalul avea iniţial o lăţime de 6 mşi o adâncime medie de 1,5 m. Albia noucreată a ocolit un sector puternic meandrat (coeficient de sinuozitate de peste 3)şi mlăştinos al râului între localităţile Rediuşi Crasna.

0,1

1

10

100

1985198619871988198919901991199219931994199519961997199819992000200120022003

Debit solid, Q s, kg/s

Debit lichid, Q , mc/s

A.

2

2.2

2.4

2.6

2.8

3

3.2

3.4

0 24 48 72 96 120 144 168 192 216

Timpul in luni calendaristice, T

I n a

l t i m e a p a

t u l u i a l b

i e i , B e ,

c m

1985 20041986 1988 1990 1992 1994 1996 1998 2000

Seria initiala a inaltimii patuluialbiei

Medii glisante

B.

Fig. V.91.A. Variaţia debitului lichidşi a celui solid în suspensie la postulhidrometric Vaslui. B. Înălţimea patului albiei râului Bârlad la postul

hidrometric Vaslui (nr.10) între 1985-2004.

363




-1-0,8-0,6-0,4-0,2

00,20,40,60,8

1

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220

Lungimea raului, L, km

I n d i c e l e d e a s i m

e t r i e a

a l b i e i , A S

Fig. V.92. Variaţia indicelui de asimetrie a secţiunii transversale în lungul râului.

Fig. V.93. Morfologie de vadurişi adâncuri instalată la patru ani de la darea în folosinţă a canalului Bârlad.

Măsur ătorile batimetrice ale canalului realizate după 4 ani de la darea înfolosinţă a identificat o alternanţă foarte riguroasă de adâncuri şi vaduri:segmentele corespunzătoare vadurilor sunt mai largi (până la 14-16 m)şisimetrice, iar cele în care se află adâncurile sunt mai înguste (10–11 m)şiasimetrice. Faţă de vaduri, adâncurile coboar ă cu 60–100 cm ; ele se remarcă printr-un profil longitudinal asimetric, cu o lungime mai mică şi înclinare maimare (2,2%) a flancului amonteşi o lungime mai mareşi o înclinare mai mică (1.6 %) a flancului aval de punctul de maximă adâncime. După cum se poate

364




observa, spaţierea vadurilorşi adâncurilor este aproximativ de 40 – 50 m, adică de 5–7 ori lăţimea albieişi confirmă constatările f ăcute de Leopold et al. (1964).Această morfologie s-a format în roca in situ a albiei majore, f ăr ă să existe, laacea dată, material aluvial mobil. Fenomenul nu poate fi caracterizat decât printermenul de « meandrare verticală » aşa cum a fost definit de Keller şi Melhorn (1978) şi care, în concepţia autorilor citaţi, precede meandrarea orizontală aalbiei. Pe această bază putem deduce că albia canalizată a Bârladului are toateşansele să se transforme în albie meandrată, apropiată de condiţiile de evoluţie aalbiei naturale a râului.

Încurajaţi de aceste prime observaţii asupra comportării unei albii la foarte puţin timp de la amenajarea ei, am extins măsur ătorile asupra unei por ţiuni de

canal şi mai lungi, de aproape 10 km, aşa cum se ilustrează în fig. 3.8. Deaceasta dată am fost interesaţi să aflăm dacă chiar din prima etapă de evoluţie acanalului au existat tendinţe evidente privind instalarea fenomenului demeandrare orizontală.

Pentru aceasta am monitorizat malurile canalului, folosind metodasecţiunilor transversale, distanţate la aproximativ 100 m una de alta. În fiecaresecţiune am măsurat înălţimea malurilor, lăţimea retragerii, compoziţia litologică a depozitelor din malşi, în final, am calculat volumul de material erodat. Amconstatat astfel că la 4 ani de la punerea în funcţiune a canalului nu numai patulalbiei a r ăspuns imediat la acţiunea scurgerii în secţiune, dar şi malurile auînregistrat intense fenomene de retragere. Volumul de material erodat a variat dela valori foarte aproape de 0 până la valori de peste 4 m3 /m.

Datele astfel obţinute au fost reprezentate grafic funcţie de lungimeacanalului, iar rezultatul confirmă ipoteza că nu numai patul albiei a manifestat o puternică « meandrare verticală », ci a început să fie evidentă şi o meandrareorizontală. Procesul de eroziune laterală cuantificat prin volumul depozitelorerodate arată o alternanţă în lungul canalului, ceea ce sugerează foarte clariniţierea meandr ării. Investigarea morfologiei canalului în anul 2005 a ar ătat oîncetinire a proceselor fluviale de modelare a secţiunii transversaleşi o tendinţă de stabilizare de malurilor.

V.7.4.2. Concluzii asupra evoluţiei albieiFenomenul discutat de noi nu este decât o ilustrare a manierei de r ăspuns a

sistemului geomorfologic la schimbarea factorilor de controlşi care a fostilustrat sugestiv deGraf (1977) prin definirea timpului de reacţie, a timpului de

relaxareşi a timpului staţionar. Canalul Bârlad a reacţionat puternic în primii anide la să pare, ajustându-şi morfologia într-un ritm accelerat. Odată cu parcurgereatimpului de relaxare, proceseleşi formele de albie s-au ajustat astfel încât s-a

365




ajuns la o anumită « staţionaritate » a tipului de albie. Este posibil ca acest tip dealbie să fie supus în continuare altor constrângeri, cum ar fi diminuareatransportului de aluviunişi tendinţa de adâncire a patului de albie. Fenomenul deadâncireşi îngustare a albiilor este larg raportat la numeroase râuri europene (dinsud-estul Franţei, cf. Liebault şi Piegay (2002) sau din Toscana, cf.Surian (2002). R ăspunsul la aceşti factori poate să reprezinte o nouă manifestare de praggeomorfologicşi poate declanşa o nouă ajustare a albiei canalului. De altfel,albia râului Bârlad a cunoscut o succesiune de praguri geomorfologice, efectulacestora fiind încă bine imprimat în morfologia moştenită a albiei majore.

Fig. V.94. Eroziunea laterală a canalului Bârlad măsurată pe secţiuni transversale la 4 anidupă începerea funcţionării canalului (A→B).

Albia naturală a Bârladului avea coeficienţi de sinuozitate de până lavaloarea 3, cu lungimi de unda de 150 – 200 m si amplitudini de 80-150 m, ceeace se reflecta în dezvoltarea unor meandre uniforme tip „gât de gâscă”, care afavorizat procesul de autocaptare. Aceste meandre se suprapun pe bucle demeandre mult mai largi (cu lungimi de undă de peste 2000 mşi amplitudini de

366




peste 1000 m), ceea ce ne-a îndreptăţit să vorbim despre mai multe generaţii de paleomeandre. Lungimea de undă, amplitudineaşi raza curburii meandrelor lanivelul anului 1970 au fost în relaţie directă cu debitul lichid al râului Bârlad,dimensiunile acestora fiind redate în Tab.V.20. In mod asemănător se justifică şidimensiunea paleomeandrelor. Expresia grafică ce arată amplitudineageneraţiilor de meandre funcţie de lăţimea albiei majore este edificatoare în acestsens (Fig.V.95, V.96).

Meandrele actuale ale râului Bârlad (albia naturală dinainte de 1985) sesuprapun pe un traseu larg sinuos care indică o fază anterioar ă de meandrare arâului, în condiţiile unei scurgeri lichide, probabil, cu mult mai mare decât celeactuale. Aceasta ne-a determinat să vorbim de mai multe generaţii de meandre,

meandre actualeşi paleomeandre, fenomen deloc singular pentru regiuneaclimatică în care ne aflăm. Pe baza relaţiilor din Fig. V.96. se poate stabilimărimea debitelor de formare a paleoalbiilor, respectiv, mai mari de 5 – 6 oridecât cele actuale. O metodă de calcul a paleodebitelor a fost elaborată de Knox (1985). În multe regiuni de pe glob existã vãi pe suprafaţa cărora se pãstreazã“încrustate” urmele a mai multor generaţii de albii minore. Dimensiunea lorcontrastează puternic cu debitele râurilor actuale, mult prea mici pentru a explicaformarea lor ( Dury, 1964). Râurile care au fost supuse reducerii dimensiunii atâtla nivelul morfometriei secţiunii transversale câtşi la nivelul geometrieimeandrelor sunt râuri subadaptate.

Tab.V.20. Morfometria meandrelor actualeşi a paleomeandrelor râului Bârlad (câtevastudii de caz).

Meandre actuale Paleomeandre

N r .

m e a n d r u

Lungimeade undă (λ, m)

Amplit.mendrelor

(a, m)

Razamedie acurburii(Rm)

Indice desinuozitate

(k)

Lungimeade undă (λ, m)

Amplit.meandrelor

(a, m)

Razamedie acurburii(Rm)

Indice desinuozitate

(k)

1 280 145 47 1,4 3150 825 480 1,2

2 165 175 45 2,5 2850 1200 675 1,43 100 70 30 1,5 1950 1100 250 1,64 200 135 37 1,85 165 80 60 1,46 215 - 47 1,27 150 90 21 1,8

Râul Bârlad, prin generaţiile de meandre identificateşi măsurate de noi pesuprafaţa albiei majore, reprezintă un exemplu sugestiv de râu subadaptat, darcare şi-a păstrat traseulşi caracteristicile din perioada când debitul lui era multmai mare decât în prezent.

367




Fig. V.95. Evoluţia albiei râului Bârlad ca albie subadaptată.

368




În prezent, toate generaţiile de meandre sunt colmatate, forma lor păstrându-se icişi colo pe suprafaţa albiei majore. Albia actuală a râului Bârladeste un canal cu maluri pereate, mărginit de diguri pe toată lungimea râuluişicare a r ăspuns favorabil viiturilor din vara anului 2005. Evoluţia acestui canal aînceput prin dezvoltarea aşa-numitei „meandr ări verticale” (formarea succesiuniide vad-adânc în patul albiei)şi apoi iniţierea dezvoltării meandr ării orizontale.Fenomenul este bine evidenţiat în zona canalului Paiu, cea mai veche por ţiune arectificării albiei râului Bârlad în partea sa mijlocie.

10

100

1000

10000

1000 10000

Latimea albiei majore, F w, m

A m p

l i t u d i n e a m e a n

d r e

l o r ,

A ,

m Paleomeandre

Meandre din1970

Fig. V.96. Amplitudinea generaţiilor de meandre corelată cu lăţimea albiei majore

În concluzie, albia puternic rectificată şi îndiguită a râului Bârlad de după perioada 1974 – 1985 are toate indiciile că tinde spre forma iniţială, meandrată atraseului ei. Chiar dacă albiile artificiale sau rectificate au mai puţine grade delibertate ( Richards, 1982) (mai ales dacă malurile sunt protejate prin taluzuri de beton sau alte materiale rezistente), „memoria geomorfologică” le determină să revină la forma iniţială, mai devreme sau mai târziu.Trofimov şi Phillips (1992),cei care definesc memoria geomorfologică a sistemului, au ar ătat o situaţiecontrar ă, şi anume: geosistemele, odată ce depăşesc pragurile, în general “uită”

stările anterioareşi din această cauză este aproape imposibil să predictezicomportarea ulterioar ă a geosistemului respectiv. Or, în cazul de faţă, sistemulfluvial considerat “rememorează” o mare parte din starea anterioar ă. Credem că

369




situaţia se justifică şi prin faptul că pragul creat de intervenţiile antropice a permis o perioadă relativă de relaxare a sistemului.

V.8. Ritmul de sedimentare în acumulările din Podişul Bârladului(Ion Ioniţă)

Colmatarea lacurilor de acumulare reprezintă, alături de procesele deeroziune în suprafaţă şi eroziune în adâncime, o ameninţare importantă amediului înconjur ător din Podişul Bârladului ( Mo ţ oc, 1983). Informaţiileexistente în literatura de specialitate ne arată că această subunitate a PodişuluiMoldovei, pe fondul unor condiţii naturale specifice (fragmentare colinar-

deluroasă, formaţiuni sarmato-pliocene argilo-nisipoase, climat continental denuanţă excesivă, grad redus de acoperire cu vegetaţie naturală, predominareasolurilor de pădure erodate, favorabilitate ridicată la acţiunea proceselor dedegradare a terenurilor, etc.), se caracterizează prin resurse parcimonioase de apede suprafaţă şi ape subterane ( Băcăuanu et al., 1980, Panaitescu, 2007 ). O altă tr ăsătur ă importantă o reprezintă marea instabilitate a regimului scurgerii lichide,cu viituri apreciabile, generate atât de topirea ză pezilor, frecvent însoţită de ploi,cât şi de ploile torenţiale sau unele ploi de lungă durată. Inundaţiile cele maiînsemnate s-au produs în intervalul 1968-1973, când s-au înregistrat maricantităţi de precipitaţii.

Progresiv, două probleme cu implicaţii deosebite, social-economice s-auaccentuat, respectiv asigurarea alimentării cu apă, potabilă sau industrială şiatenuarea viiturilor. Pentru rezolvarea lor, începând din 1960, s-a trecut la unamplu program de construire a unor baraje de tipurişi mărimi diferite. Astfel, pearia judeţului Vaslui, din bazinul hidrografic Siret, în perioada 1960-1990 s-au pus în funcţiune un număr de 47 de acumulări, dintre care 35 (74 %) s-aufinalizat între 1966-1980. La început, condiţiile de execuţie au fost modesteşi,de aceea cele mai importante baraje s-au construit în anii ’70 (Tab. V.21).

Eroziunea solului are serioase implicaţii asupra reducerii productivităţii agricole în ariile afectate de acest proces, dar generează şi altenumeroase efecte în aval de ariile sursă, asociate creşterii transportului desedimente în râuri, colmatării acumulărilor, etc.

În acest context există o nevoie crescândă de obţinerea deinformaţie cantitativă, demnă de încredere privind eroziuneaşi sedimentarea pe diferite decupaje. Asemenea informaţie este necesar ă pentru aprecierea

dimensiunii problemei, evaluarea factorilor cheie ce influenţează degradareaterenurilor agricole, elaborarea metodelor de conservareşi îmbunătăţireastrategiilor de folosire a terenurilor.

370




Tab.V.21. Parametrii unor acumulări importante din bazinul Bârlad

Nr.crt. Denumirea BazinulhidrograficAnul

punerii înfuncţiune

Suprafaţala N.N.R.(ha)

Volumul

total deapă (mii mc)

1 Puşcaşi Racova 1973 224 22.8002 Soleşti Vasluieţ 1974 452 47.3003 Râpa Albastr ă Simila 1975 230 27.0004 Căzăneşti Durduc-Stavnic 1975 192 21.0005 Mânjeşti Crasna 1978 326 37.5006 Cuibul Vulturilor Tutova 1979 345 54.600

Totuşi, Walling şi Quine (1992, 1993) consider ă că această nevoie nueste uşor de rezolvat prin metodele existente deoarece au anumite limităriimportante în termeni de cost, reprezentativitateşi acurateţe a datelor obţinute.Astfel, Purnavel (1999) şi Rădoane (2005), utilizând ca metodă de calculdiferenţa dintre volumul proiectat iniţial şi volumul actual de apă din acumulare,au apreciat că ponderea volumului colmatat dintr-o o serie de acumulări dinColinele Tutovei are următoarele valori: 21 % - Râpa Albastr ă, 33 % - CuibulVulturilor, 41 % - Antoheşti şi Găiceana-Popeşti, 53 % - Fichiteşti din bazinul

Pereschivuluişi 62 % pentru acumularea Puşcaşi.Tehnica utilizării izotopului Cesiu-137 în studiile de eroziuneşisedimentare constituie o alternativă recentă în depăşirea multor restricţii asociatemetodelor clasice de monitorizare a proceselor de degradare a terenurilor.

Un număr de 12 lacuri de acumulare au fost selectate pentru estimareagrosimii aluviunilor recente, datarea acestoraşi evaluarea ratei medii anuale desedimentare.

Cu ajutorul unei truse manuale Eijelkamp s-au efectuat foraje de mică adâncime

atât în actuala cuvetă lacustr ă, în special iarna pe crustă de gheaţă, câtşi în amonte înzona deja colmatată. Apoi, cel puţin un profil pedologic a fost executat în fiecareacumulare, profil situat cât mai aproape de intrarea actuală în lacşi s-au recoltat probede aluviuni la intervale de 50 mm. Prin metoda cerneriişi pipetării s-a determinat par ţial alcătuirea granulometrică. De asemenea, uneori, s-a analizat conţinutul dematerie organică.

Determinările cantitative ale Cs-137 din probele de material solid s-aurealizat prin spectrometrie gama de înaltă rezoluţie, cu un sistem de măsurare produsde firma CANBERRA. Acesta se compune din următoarele echipamente: detectorGe(Li), amplificator spectrometric, sursă de înaltă tensiune, convertor analog digitalşi analizor multicanal CANBERRA S100. Măsur ătorile au fost efectuate la Institutul de Fizică şi Inginerie Nuclear ă "Horia Hulubei" M ă gurele - Bucure şti.

371




Cesiul-137 este un izotop radioactiv al cesiului, cu un timp de înjumătăţire de30 ani care provine în mediul înconjur ător din două surse:

- testele atmosferice cu arme termonucleare, efectuate îndeosebi în perioada 1954-1977, când deşeurile radioactive, prin propulsarea în stratosfer ă, s-audistribuit global;

- accidentele produse la centrale nucleare, între care se detaşează cel de laCernobâl – Ucraina, din 26 aprilie 1986. Acesta a generat un nor radioactiv de joasă altitudine ce a afectat mai ales Europaşi fosta Uniune Sovietică provocând o variaţiespaţială, locală a depunerii de Cesiu -137 la nivelul solului.

Fiind puternic adsorbit de particulele de solşi având o redusă mişcare chimică şi biologică, Cs-137 joacă un rol de excelent reper - martorşi este, deci, un trasor

foarte eficace al deplasării solului ( Ritchie et al.,1970, Walling, Quine,1992,1993).Datele din Tab.V.22 arată că suprafaţa bazinelor de recepţie luate în

considerare variază între 1.652şi 42.352 ha. Marea majoritate a bazinelor dinPodişul Central Moldovenesc sunt destul de bine împădurite (cu excepţia bazinului Fereşti), în timp ce în Colinele Tutovei doar bazinul Pârâului Huţu seinclude în această categorie.

Cu excepţia acumulării Moara Domnească, toate celelalte au fost conceputeşi puse în sarcină după perioada 1968-1973, extrem de bogată în precipitaţiişi evenimente hidrologice. Sedimentele din aceste acumulări sunt, deci, devârstă recentă, iar intr ările de Cesiu-137 derivate din accidentul nuclear de laCernobâl prevalează în raport cu cele asociate testelor de arme nucleare.

Distribuţia pe profil a Cs-137 prezintă un interes deosebit deoarece,ţinândseama de calitatea sa de reper stabil, a fost posibil ca să se dateze precis unanumit strat de aluviunişi să se calculeze corect rata de depunere a materialuluisolid de deasupra.

Rezultatele obţinute indică faptul că există o diferenţiere clar ă a ritmuluide sedimentare după luna aprilie 1986, în sensul că valoarea medie cea mairidicată, de 7,5 cm/an, se întâlneşte în Colinele Tutovei, iar în Podişul CentralMoldovenesc ritmul mediu de sedimentare scade la 2,9 cm/an. Relaţiistrânse, îndeosebi pentru acumulările din Colinele Tutovei, au fost stabilite întrevalorile individuale ale ritmului de sedimentareşi mărimea bazinului derecepţie (Fig. V.97, V.98).

În continuare, sunt prezentate câteva profile reprezentative ale conţinutuluide Cs-137 din arealul studiat. Astfel, Fig.V.99 Aşi B ilustrează evoluţia ratei de

sedimentare în două acumulări din Podişul Central Moldovenesc, unde valoareamedie este de 3,1-3,5 cm/an.

372




Tab. V.22. Unele date privind acumulările din Podişul Bârladului Nr. crt.

Denumirea acumulării Anul punerii înfuncţiune

Bazinulhidrografic

Suprafaţa bazinului

din care împădurită Totală (ha)ha %

Podişul Central Moldovenesc 1

Puneşti -Gârceni 1976Gârceana-Racovasuperioar ă

3.328 942 28

2 Cr ăieşti 1988 Râş-Bârladul superior 2.825 1.268 453 Moara

Domnească 1964 Fereşti-Vasluieţ 6.593 418 6

4Căzăneşti 1975

Durduc-Bârladulsuperior

19.097 7.637 40

5 Soleşti 1974 Vasluieţul mijlociu 42.352 12.445 29Colinele Tutovei

6 Larga - Huţu 1986Găiceana -Berheciulmijlociu

1.652 865 52

7 Bibireşti 1975 R ăcătăul superior 3.912 840 218 Horgeşti 1983 R ăcătăul mijlociu 10.227 1.692 179 R ăcătăul de Jos 1985 R ăcătăul inferior 17.553 3.300 1910 Antoheşti 1984 Berheciul superior 3.963 412 10

11 Popeşti - Huţu 1983Găiceana -Berheciulmijlociu

4.665 2.166 46

12 Puşcaşi 1973 Racova inferioar ă 30.845 5.300 17

Aceste valori moderate sunt determinate de o serie de particularităţi alecadrului natural, îndeosebi litologia predominant argiloasă şi gradul apreciabilde acoperire cu vegetaţie forestier ă. Din analiza graficelor se poate constata că în aluviunile din acumularea Pungeşti nu există o corespondenţă integrală întrevârfurile izotopului radioactiv de Cs-137şi valorile mai ridicate ale conţinutuluide praf şi argilă. Pe de altă parte, după maximul din anul 1986, valorileconţinutului de Cs-137 tind să scadă vizibil până la adâncimea de 10-15 cm, în primul caz, sau până la 20-25 cm, în celălalt caz, după care se remarcă orevigorare a activităţii radioactive. De reţinut că cele 20 de foraje executate înluna ianuarie 1999 în cuveta lacului Soleşti, au relevat faptul că, după punerea în sarcină a acumulării în anul 1974, valoarea medie a ritmului desedimentare a variat între 3,1 cm/an, în mijlocul cuveteişi 6,3 cm/an la intrareaîn lacul actual.

373




y = 0.0002x + 5.469R2 = 0.96

0

2

4

6

8

10

12

14

0 5000 10000 15000 20000 25000 30000 35000

Suprafa ţa bazinului (ha)

R i t m u

l m e

d i u a n u a

l d e c o l m

a t a r e

( c m

)

Fig. V.97. Relaţia dintre ritmul mediu anual de sedimentareşi aria de drenaj în Colinele

Tutovei

y = -3E-09x 2 + 0.0001x + 1.9273R2 = 0.59

0

1

2

3

4

5

0 10000 20000 30000 40000 50000

Suprafa ţa bazinului (ha)

R i t m u

l m e

d i u a n u a

l d e

c o

l m a

t a r e

( c m

)

Fig. V.98. Relaţia dintre ritmul mediu anual de sedimentareşi aria de drenaj în

Podişul Central Moldovenesc

Cele două acumulări din bazinul Pârâului Huţu, din Colinele Tutovei,deşi sunt amplasate intr-un areal unde pădurea ocupă jumătate din teritoriu, seînscriu cu valori medii ridicate de sedimentare, respectiv 5,2 cm/an în laculLargaşi 6,8 cm/an în lacul Popeşti (Fig.V.100 Aşi B). Fragmentarea puternică a terenului, textura predominant nisipoasă a depozitelor pliocene (meoţiene)şidensitatea mare a ravenelor, inclusiv în arealul împădurit, a condus la

înregistrarea acestor valori aparent anormale. Rolul primordial al ravenării înfurnizarea de material solid pentru colmatarea acumulărilor explică scădereaconsiderabilă a activităţii radioactive, imediat după maximul din 1986,

374




deoarece prin eroziune regresivă în adâncime au fost antrenate materiale dinsubstratul necontaminat. De aceea, deasupra maximului de 70,4-107,4 Bq/kg ,situat la 65-75 cm adâncime, apare evident un strat de aluviuni cu o valoarefoarte scăzută a Cs-137. Pe de altă parte,şi aici se constată lipsa unei corelaţiiîntre valoarea maximă a Cs-137şi un conţinut mai ridicat de materiale fine,respectiv prafşi argilă. De asemenea, înviorarea activităţii radioactive în partea superioar ă a profilului de aluviuni este destul de vizibilă, cu o menţiune pentru acumularea Larga.

375

Fig. V.99 A. Distribuţia Cesiului - 137şi a conţinutului de prafşi argilă în acumulareaPungeşti, Gârceana-Racova, 16 octombrie 1998; B. Distribuţia în adâncime a Cesiului – 137 în

acumularea Soleşti, bazinul mijlociu al Vasluieţului, 22 septembrie 2001

0 20 40 60 80 100

0-5

10-15

20-23

26-28

31-35

40-45

A d an

ci m

0 50

50-55

60-65

70-76

80-85

90-95

e a ( cm

)

0 10 20 30 4

Cesium - 137 B /K

Praf + ar il ă < 0.02 mm - %

Praf + argil ă

1986

1976

1963

Fundul lacului

Nivelul luncii

0 20 40 60 80 1

0-5

5-10

10-15

15-20

20-25

25-30

30-35

35-40

40-45

45-50

50-5555-60

60-65

65-70

70-80

80-90

90-100

100-110

A d an

ci m

e a ( c

m )

Cesiu-137 (Bq/kg)

00

1986




376

Fig. V.100. A. Distribuţia pe profil a Cesiului-137 în acumularea Larga – Huţu, bazinulmijlociu al Berheciului, 02 noiembrie 1998; B. Distribuţia pe profil a Cesiului - 137şi a

conţinutului de praf plus argilă în acumularea Popeşti –Huţu, Berheciul mijlociu,14 mai 1997

Figura V.101 descrie un profil al cărui model a fost puternic influenţatde schimbările survenite în gospodărirea terenurilor din bazinul superior alR ăcătăului. Astfel, în perioada 1982-1985 s-a definitivat organizarea, amenajareaşi exploatarea antierozională a perimetrului etalon de combaterea eroziunii

solului Ungureni, judeţul Bacău. După aplicarea prevederilor Legii 18/1991 aFondului Funciar, progresiv s-a trecut la sistemul tradiţional de agricultur ă, de parcele mici, orientateşi lucrate pe direcţia deal-vale. Intr-un asemenea context,distribuţia pe profil a Cs-137 are forma unei duble„console" ( Ioni ţă et al.,2000, 2005). Primul nivel apare clar la adâncimea de 70 cm (37,0 Bq/kg)şieste datorat accidentului nuclear de la Cernobâl, din aprilie 1986. Al doileanivel este asociat reintroducerii semnificative începând din anul 1993 asistemului de agricultur ă pe direcţia deal-vale. Ritmul mediu de colmatare a

crescut de la 5,0 cm/an, în perioada 1986-1992, la 10,0 cm/an, în intervalul1993-1996. Activitatea radioactivă din prima perioadă a condus la intr ărireduse de Cs-137 (3-5 Bq/kg), ceea ce sugerează o valoare moderată a

0 20 40 60 80 100 120 140

0-5

5-10

10-15

15-20

20-25

25-30

30-35

35-40

40-45

45-50

50-55

55-60

60-62

62-65

65-70

70-75

75-80

A d â n

ci m

e a

( cm )

Cesiu - 137 (Bq/Kg)

1986

0 20 40 60 80 100

0 50

Cesiu - 137

0 - 55 - 1 0

1 0 -1 5

1 5 - 2 0

2 0 - 2 5

2 5 -3 0

3 0 - 3 5

3 5 - 4 0

4 0 -4 5

4 5 - 5 0

5 0 -5 5

5 5 - 6 0

6 0 - 6 56 5 -7 0

7 0 - 7 5

7 5 - 8 0

8 0 -8 5

8 5 - 9 0

9 0 - 9 5

9 5 - 1 0 0

0 10 20 30 4

(Bq/Kg)

A d an

ci m

e a ( cm

)

Praf + argil ă (< 0.02 mm) -

Praf + argil ă

1986




eroziunii solului. Eroziunea puternică în suprafaţă provocată de schimbareasistemului de agricultur ă a condus la intr ări deosebite de radionuclei; de aceea o pondere de 86 % din totalul inventarului de Cesiu-137 este cantonată în primii40 cm, depuşi în perioada 1993-1996.

Cesiu - 137 B /K

377

0 20 40 60 80 100

0-5

10-15

20-25

30-35

40-45

50-55

60-65

70-75

80-85

90-95

0 10 20 30 40 50

1996

1993A d an

ci m e a ( cm

)

Praf + ar

Praf + argil ă

1986

ilă %

Fig.V.101. Distribuţia pe profil a Cesiului - 137şi a conţinutului de prafşi argilă înacumularea Bibireşti din bazinul superior al R ăcătăului, 13 mai 1997




Cesiu - 137 (Bq/Kg) 0 100 200 300 400

0-5

10-15

20-25

30-35

40-45

50-55

60-65

70-75

80-85

90-95

100-105

110-115

0 10 20 30 40 50

A d an

c

i m e a ( cm

)

Praf + argil ă

1986

Praf + ar il ă < 0.02 mm - %

Fig.V.102. Distribuţia pe profil a Cesiului - 137şi a conţinutului de prafşi argilă înacumularea Horgeşti din bazinul mijlociu al R ăcătăului, 11 iunie 1998

Variaţia largă a valorilor maxime de Cs-137 din bazinul R ăcătăului a fostdeterminată de variabilitatea spaţială a precipitaţiilor din bazin ( Ioni ţă et al.,2000, 2005).

Fig.V.103. redă particularităţile de sedimentare în acumularea Antoheşti,din bazinul superior al Berheciului, Colinele Tutovei. Valoarea maximă aactivităţii Cs-137 se înregistrează în jurul adâncimii de 60 cm (192 Bq/kg).Variaţia concentraţiei in Cs-137 în aluviunile de deasupra maximului din 1986rezultă din combinarea surselor de sedimentare, respectiv eroziune în suprafaţă şiravenare. De această dată, a fost evidenţiată o legătur ă strânsă între distribuţia pe profil a Cs-137şi conţinutului în humus.

378




Cea mai ridicată rată medie de sedimentare din zona studiată, de 11,5cm/an, s-a înregistrat însă în acumularea Puşcaşi, din bazinul inferior al râuluiRacova (Fig. V.104). Maximul din anul 1986 al concentraţiei de Cs-137 (92,5Bq/kg) se află situatla adâncimea de 145-150 cm. Deasupra sa valorile scad progresiv până la cca 60 cm, după care se consemnează iar ăşi o înviorare aactivităţii Cs-137. Intr ările principale de material solid sunt asociate influenţeiamplei cueste cu expoziţie nordică a Racovei, dezvoltată, îndeosebi, peformaţiuni nisipoase, kersonieneşi meoţiene ( Ioni ţă , 2000).

379

Fig.V.103. Distribuţia Cesiului - 137şi a conţinutului de humus în acumularea

Antoheşti, bazinul superior al Berheciului, 14 mai 1997

0 50 100 150 200 250

2,5

0-5

10-15

20-25

30-35

40-45

50-55

60-65

70-75

80-87

90-95

100-105

110-120

A d â n

ci m

e a ( cm

)

0,0 0,5 1,0 1,5 2,0

Humus (%)

Fundul laculuiNivelul luncii

Humus

1986

1984

1996

Cesiu -137 (Bq/kg)




380

Fig.V.104. Distribuţia Cesiului - 137şi a conţinutului de humus în acumularea Puşcaşi, bazinul inferior al Racovei, 8 iunie 1998

În concluzie, măsur ătorile de Cs-137 din unele acumulări din parteacentrală şi sudică a Podişul Moldovei au relevat o valoare foarte ridicată, de7,5 cm/an, a ritmului mediu de sedimentare în Colinele Tutovei, valoare careeste strâns legată de mărimea ariei de drenaj. În acumulările din Podişul CentralMoldovenesc rata medie de sedimentare are o valoare moderată ea oscilând în jur de 3,0 cm/an.

Distribuţia de adâncime a concentraţiei Cs-137 în aluviunile din lacurilestudiate sugerează dublarea ritmului de eroziuneşi sedimentare după aplicarea prevederilor Legii 18/1991 a Fondului Funciarşi trecerea lasistemul tradiţional de agricultur ă, cu parcele mici, orientateşi lucrate pe

direcţia deal-vale.

0 20 40 60 80 100 120

0-5

0 60

10-15

20-25

30-35

40-45

50-55

60-65

70-75

80-8590-95

100-105

110-115

120-125

130-135

140-145

150-160

0 10 20 30 40 5

1986

Cesiu-137 (Bq/kg)

A d an

ci m

e a cm

Praf + ar il ă < 0.02 mm - %

Praf + argil ă

1997




V.9. Analiza învelişului de solşi a riscurilor pedologice(Constantin Rusu, Lilian Niacşu, Cristian Valeriu Patriche, Iulian Cătălin Stângă,

Ionuţ Vasiliniuc, Eugen Rusu)V.9.1. Consideraţii pedo-geograficePentru relevarea tipurilorşi ratei dinamicii învelişului de sol s-au selectat

o serie de situaţii caracteristice unităţilor de relief din cadrul bazinului (PodişulCentral Moldovenesc, Colinele Tutovei, Dealurile Fălciului). S-a optat pentruunele sectoare-eşantion cu o evoluţie anume, apelându-se la comparaţii. Înaceastă viziune, s-a insistat pe situaţiile când unităţile pedologice sunt în

echilibru cu condiţiile de mediu (soluri în stadiul de„climax”), dar şi în cazulunor soluri tinere (din lunci) care reflectă, în bună măsur ă, tranzitul de aluviunisau chiar depunerea acestora.

La nivelul versanţilor, unde dinamica proceselor geomorfologice estefoarte accelerată şi morfogeneza depăşeşte ritmul pedogenezei, complexitateafondului pedologie este deosebită şi se instalează multiple procese de degradare(eroziune areolar ă şi torenţială, pr ă buşiri, surpări şi alunecări, hidromorfie,salinizare secundar ă etc).

Cercetările de teren s-au axat pe cunoaşterea secvenţială a învelişului desol prin deschiderea unor profile principaleşi prelevarea de probe multiple(recoltate pe orizonturişi adâncimi caracteristice). În cazul profilelor pedologices-a procedat la o amplă descriere morfologică, iar probele de sol au fost analizatedin punct de vedere al chimismului (pH, carbonaţi, humus, suma cationilor bazici de schimb, conţinut total de săruri solubile etc.)şi al compoziţieigranulometrice, conform metodologiei în vigoare (ICPA Bucureşti).

Caracteristicile învelişul pedologic din bazinul Bârladului au rezultat, în principal, în urma acţiunii condiţiilor climaticeşi a repartiţiei vegetaţiei, câtşi încondiţiile unei uşoare etajări, indusă de dezvoltarea altitudinală. Influenţamorfografiei asupra principalelor procese pedogenetice se face indirect, prinintermediul caracteristicilor formelor de relief. Urmărind harta morfometrică şiharta solurilor se observă o corelaţie foarte strânsă între modul în care se prezintă spaţial principalele forme de reliefşi unităţile de sol principale.

Prin urmare, la o primă vedere se observă o distribuţie sub o formă alungită a principalelor areale de sol, în funcţie de morfografia de ansamblu,tipic colinar ă. Geneza unui anumit tip de sol este datorată altitudinii, configuraţia

arealului fiind efectul morfografiei. Unităţile de sol se prezintă sub forma unorsuprafeţe foarte alungite, în conformitate cu tr ăsăturile reliefului tipic de coline.

381




De-a lungul văilor se formează aluviosoluri, în timp ce principalele culmi suntocupate de soluri tipice de pădure (luvisoluri).

Datorită înclinării generale a depozitele geologice, pe direcţia generală NNV-SSE, asociată culmilor interfluviale, de regulă, versanţii de pe parteastângă a văilor se prezintă sub forma unor frunţi de cuestă cu expoziţie vestică (asimetrie structurală de ordinul II). Din acest motiv, în aceste zone estecaracteristică formarea solurilor puternic erodate (erodosoluri). Pe versanţii de pe dreapta, suprapuşi reversurilor de cuestă, datorită pantelor mai domoale, pedogeneza a f ăcut ca aici să apar ă soluri ceva mai bine structurate, mai puţinafectate de procese de degradare, reprezentate de cele mai multe ori defaeoziomurişi chiar de cernoziomuri (în partea de sudşi est a regiunii studiate).

Din punct de vedere morfometric, hipsometriaşi panta pot crea o imaginereală asupra tr ăsăturilor actuale ale reliefului actual, cu influenţe clare asupraderulării pedogenezei. Din acest motiv, cartările de teren s-au desf ăşurat într-omanier ă interdisciplinar ă, pentru a putea fi observate corelaţiile dintre elementelecadrului fizico-geografic, darşi ale celui uman, cu impact asupra riscurilorşivulnerabilităţii.

Hipsometria are o importanţă deosebită în derularea proceselor pedogenetice, însă într-un mod indirect, datorită rolului jucat în etajareacondiţiilor climaticeşi, implicit, etajarea vegetaţiei. Funcţie de aceste treptealtitudinale, indirect, prin intermediul climeişi vegetaţiei, solurile prezintă ouşoar ă etajare a principalelor claseşi tipuri de soluri. În concordanţă cudistribuţia principalelor clase de pantă, se diferenţiază şi r ăspândirea tipurilor desol.

Panta nu reprezintă un factor direct al pedogenezei; acest parametruinfluenţează desf ăşurarea principalelor procese pedogenetice într-un modindirect, prin intermediul unor procese cum ar fi: eroziunea geologică, eroziuneaaccelerată în suprafaţă sau în adâncime, apariţia deplasărilor de teren, agradareaşesurilor aluviale, formarea la contactul dintreşesul aluvial şi versanţi aacumulărilor de tip coluviuşi proluviu etc.

De-a lungulşesurilor, datorită pantei extrem de reduse, râurile care au ocapacitate redusă de transport a sedimentelor sunt nevoite să depună acestesedimente, văile înecându-se în propriile sedimente. În aceste zone, solurile se păstrează în permanenţă într-o stare de tinereţe. La perioade mai mult sau mai puţin regulate, de regulă, odată cu dezgheţul de primăvar ă sau cu ocazia unor ploi mai abundente, se formează viituri care depun materiale care vor constitui

un nou suport pentru acţiunea factorilor pedogenetici. Suprafeţele extinseocupate de versanţii cu pantă ridicată au reprezentat un mediu propicedesf ăşur ării eroziunii, în acest caz, formându-se regosolurile. În aceleaşi areale,

382




dacă eroziunea este accelerată şi este datorată acţiunii factorului antropic, seformează erodosolurile. De regulă, aceste tipuri de soluri, cu o r ăspândire foartemare în bazinul Bârladului, se găsesc pe versanţii de pe stânga văilor, maiabrupţi, de tip frunte de cuestă. Acolo unde terenurile au o înclinare moderată seformează soluri aflate în diferite stadii de transformare. Datorită caracteristicilorfizico-mecaniceşi chimice, solurile sunt predispuse la eroziune, chiar dacă suntsituate în zone cu pantă mai redusă, aşa cum este cazul solurilor de pădure(preluvosolurişi luvosoluri), darşi faeoziomurilor.

Condiţiile speciale geologice, de relief, climă, hidrografie, vegetaţie, maiales, intervenţia antropică din bazinul Bârladului, au dus la desf ăşurarea pesuprafeţe extrem de extinse a proceselor de eroziune. Solurile sunt cele mai

afectate de acest proces, cantităţi foarte mari de material care provine îndeosebidin orizontul fertil fiind transportate spre baza versanţilor.Degradările de teren se datorează în principal acţiunii eroziunii areolareşi

liniare şi alunecărilor de teren,şi, secundar, unor procese cu o r ăspândire mairedusă, punctuală, precum: deflaţia, tasarea, surparea, solifluxiunea. Din punctulde vedere al condiţiilor care favorizează instalarea eroziunii în suprafaţă, potrivitlui Mo ţ oc (1983), terenurile agricole situate pe pante mai mari de 5% sunt celemai expuse.

Pe lângă valoarea declivităţii, procesul de spălare este favorizat decondiţiile climatice, torenţialitatea precipitaţiilor fiind caracteristică lunilor devar ă, darşi de substrat. Conform lui Hârjoabă (1968), cantitatea de sol spălat întimpul ploilor torenţiale reprezintă între 82-98% din cantitatea totală de solîndepărtat prin acest proces.

În cazul bazinului Bârladului, rolul cel mai important în apariţia şidesf ăşurarea eroziunii solului este ocupat de modul de folosinţă al terenurilorşide tipul de vegetaţie. Cum cea mai mare parte a teritoriului este ocupată deterenuri agricole, rolul acestui proces creşte, observându-se o diferenţiere încadrul terenurilor arabile (pe linia: plante anuale,pr ăşitoareşi păioase urmate decele perene), darşi în funcţie de stadiul de vegetaţie.

Valorile ridicate ale eroziunii sunt explicateşi prin caracteristicileunităţilor de sol. Astfel, cele mai expuse eroziunii sunt solurile de pădure, cu odesf ăşurare apreciabilă ( preluvosoluri şi luvosoluri), dar şi cernoziomurile cambice şi argice. Ca mărturie a nivelului ridicat atins de eroziunea în suprafaţă stă extinderea r egosolurilor şi a erodisolurilor .

Pierderile medii anuale de sol prin eroziune la Perieni între 1958 - 1970

(panta de 12%, sol luto-argilos), au variat de la0,5 t/ha lucernă sau ierburi înanul II de vegetaţie, la4 t/ha grâu de toamnă, 7 t/ha mazăre şi până la 32,5 t/ha

383




porumb ( Popa, 1977), condiţiile acestei staţiuni fiind reprezentative pentru bazinul Bârladului.

Eroziunea în adâncimeşi ravenarea reprezintă o altă categorie de procesespecifice bazinului Bârladului. Fenomenul ajunge aici la dimensiuninemaiîntâlnite în alte regiuni aleţării. Acest fapt este datorat aceluiaşi complexde factori, ce întruneşte condiţii „optime” pentru ravenare. Ioni ţă (2000) arată că viteza medie anuală de regresare a unor ravene discontinue, succesive oscilează între 0,42–1,83 m/an, cu o valoare medie de 0,92 m/an. Principalii factori deiniţiere a ravenării sunt cel hidrologic (modul de organizare a scurgerii lichidesub formă de curenţi concentraţi) şi cel litologic. Rata medie de înaintare aravenelor continue este de 12,5 m/an, suprafaţa medie de ravenare creşte anual în

medie cu 366,8 m²/an, volumul mediu de material solid erodat prin ravenareatinge 2.617 m³/an, iar eroziunea medie multianuală este de 4168 t/an. Sezonulcritic de ravenare a fost stabilit între15–20 martie şi 15–20 iulie, rolul cel maiimportant fiind atribuit sezonului rece (57%), sezonul cald participând cu 43%.

Pe lângă eroziunea areolar ă şi eroziunea liniar ă, deplasările de terencompletează evantaiul proceselor geomorfologice cu un rol esenţial înmorfogeneza reliefului din bazinul Bârladului. În teritoriul studiat, formele derelief caracteristice alunecărilor de teren au o r ăspândire mai restrânsă decât înCâmpia Moldovei, dar mai consistentă decât în Podişul Sucevei fiind maiîntâlnite în partea nordică a bazinului, care corespunde Podişului CentralMoldovenesc. Acest fapt se datorează constituţiei litologice predominantargiloase, cu frecvente intercalaţii nisipoase. Principalele areale afectate dealunecări apar de regulă pe versanţii ce ocupă frunţile de cuestă cu expoziţienordică (Coasta Racovei, Coasta Lohanului, Coasta Vaslueţului) dar şi pefrunţile de cuestă cu expoziţie vestică, aflate pe stânga râurilor. Spre obâr şiilerâurilor, pe versanţii cu intercalaţii argiloase, alunecările apar pe ambii versanţi.De regulă, alunecările ocupă cele mai extinse suprafeţe în partea nordică şi nord-vestică a regiunii, acolo unde litologia este mai argiloasă. Spre sud, depozitelemeoţiene, ponţiene şi daciene, cu o predominare a faciesurilor nisipoaseşinisipo-lutoase nu au favorizat instalarea la scar ă mare a unor procese dedeplasări în masă. O importanţă capitală o au depozitele cu o stratificaţiealternantă, care prezintă la partea superioar ă pachete groase de depozitenisipoase sau nisipo-pr ăfoase urmate de unele depozite argiloase.

În urma acţiunii intense a proceselor de dezagregareşi alterare, depozitelegeologice au fost intens modificate, distingându-se astfel, la partea superioar ă

mai multe tipuri de „depozite de suprafaţă”, cu rol diferit în pedogeneză. Depozitele eluviale ocupă vaste suprafeţele interfluviale, fiind formatein situ, în urma proceselor de dezagregareşi alterare a rocii parentale. De regulă

384




aceste depozite sunt omogene. Pentru că ocupă suprafeţe relativ plane sau cu o pantă în general scăzută, degradările de teren care afectează şi evoluţia solurilorau o r ăspândire redusă, singurele procese ceva mai active fiind eroziuneaareolar ă şi cea eoliană. Prin urmare, solurile formate pe aceste depozite sunt binestructurate, profundeşi neerodate sau afectate, de la slab până la moderat deeroziunea în suprafaţă. Pe aceste depozite de suprafaţă au întâlnit condiţii optimede formare cernoziomurile tipice din extremitatea sudică, sud-estică şi estică aregiunii, faeoziomurile tipice din partea centrală şi solurile de pădure(luvosolurile tipice) din partea nordică şi nord-vestică a bazinului.

Depozitele deluviale ocupă cea mai mare partea a versanţilor, fiindformate din materiale într-o continuă mişcare. Dacă pentru depozitele eluviale,

procesele caracteristice erau cele de transformarein situ, în acest caz materialelesunt transportate pe versanţi fiind într-o permanentă mişcare. Pe acestemateriale, solurile, datorită eroziunii geologice intenseşi influenţei nefaste afactorului antropic, se găsesc într-o fază incipientă de dezvoltare (regosoluri)eventual într-o stare avansată de degradare. Astfel, erodosolul devine treptattipul caracteristic care ajunge să ocupe suprafeţe importante.

La partea inferioar ă a acestora se formează două noi tipuri de depozite: proluviale şi coluviale. Proluviile sunt formate din depozite grosiere, care potconţine, unde este cazul, fragmente de roci ceva mai dure, de tipul gresiilorsarmaţiene sau al cineritelor andezitice meoţiene. Coluviile sunt constituite totdin materiale terigene depuse la baza versanţilor, dar prezintă o textur ă fină.Depozitele proluviale ar putea fi asociate (într-o oarecare măsur ă) eroziunii înadâncime (formării ravenelor), iar cele coluviale sunt datorate în specialeroziunii areolare. În măsura în care depozitele în cauză, nu au fost acoperite dealtele mai noi, acestea reprezintă un suport excelent pentru formarea unor soluri bine structurate, cu caracteristici fiziceşi chimice optime. În arealul studiat, peaceste depozite se întâlnesc unele dintre cele mai bune soluri pentru agricultur ă.Acest fapt se datorează şi îndepărtării unei bune păr ţi din orizonturilor fertile alesolurilor de pe interfluviişi de pe versanţi, materialul bogat în humus fiind depusla baza suprafeţelor înclinate.

Solurile caracteristice acestor suprafeţe de contact dintre versanţi şi şesulaluvial sunt cernoziomurile cambice, urmate de cernoziomurile argice, specificeîn arealele în care se realizează un transport al argilei pe profilul de sol, darşiunele subtipuri de faeoziomuri în cazul în care carbonaţii se găsesc la oadâncime ceva mai mare (>125 cm, conf. SRTS, 2003). În funcţie de condiţiile

locale, aceste depozite pot forma asociaţii mixte: eluvio-deluviale, deluvio- proluviale, deluvio-coluvio-proluviale, etc.

385




Depozitele aluviale se formează de-a lungulşesurilor aluvialeşi rezultă înurma acţiunii de transportşi depunere a râurilor. Dacă în cazul celorlalte tipuride depozite compoziţia acestora depindea de caracteristicile materialului parental, în acest caz textura aluviilorţine de condiţiile litologice, decaracteristicile bazinului hidrograficşi de regimul scurgerii râurilor. Ocupândsuprafeţe destul de întinse (peste 18% din suprafaţa Colinelor Tutovei, deexemplu), aceste depozite au dus la formarea aluviosolurilor, aflate într-un stadiuincipient al pedogenezei.

O categorie separată este constituită din depozite lacustre. Pe acestedepozite s-au putut forma, în condiţiile unui exces de apă, dar şi a vegetaţiei şifaunei lacustre, soluri care au fost încadrate în clasa hidrisoluri, tipul limnosol

Suprafeţele extrem de reduse ocupate de aceste unităţi de sol darşi scara la cares-a lucrat la întocmirea hăr ţii solurilor nu au permis cartografierea tuturor acestorareale.

În prezent, vântul, prin manifestările sale, nu are un rol extrem deimportant în pedogeneză, acesta contribuind la formareadepozitelor eoliene.

Deşi fiecare element de morfografie, morfometrie, tip de reliefşi procesgeomorfologic influenţează într-o anumită măsur ă pedogeneza, cel mai adeseaaceşti factori acţionează împreună doar la nivel local.

V.9.2. Aprecierea riscului erozional al solului in bazinul BârladuluiErodabilitatea solului reprezintă o mă sur ă a u şurin ţ ei cu care un sol

poate fi erodat sub ac ţ iunea apei de scurgere de suprafa ţă , exprimat ă princantitatea de material îndepărtat din sol în condi ţ ii standard de climă , pant ă , folosin ţ a terenului etc. ( Lupa şcu, Parichi, Florea, 1998). Cu alte cuvinte,erodabilitatea poate fi considerată ca fiind vulnerabilitatea solului la eroziune,generată de proprietăţile sale intrinsecişi de relaţiile în care aceasta se află cuceilalţi factori erozionali.

Eroziunea este un proces natural care modelează crusta terestr ă,construind mari ansambluri geologice, morfosculpturaleşi acumulare, de laformele cele mai discrete până la cele mai ample ce dau nota caracteristică unor peisaje geografice. Supuse unei dezagregări continue, fragmentele de rocă şi particulele fine de sol sunt detaşate şi transportate prin intermediul unor mişcăridiverse ale maselor de materiale: antrenate de vânt sau preluate de apa din precipitaţii, apoi transportate de către râurişi fluviişi, în cele din urmă, depuseîn lungul văilor fluviale, în lacurişi în bazinele marineşi oceanice.

Solul este supus în permanenţă procesului de eroziune. De la formelecele mai incipiente de manifestare, ce contribuie la o denudare uniformă aversantului, se trece la concentrarea apei pe anumite trasee preferenţiale, cu

386




formarea unor mici cursuri efemere, care prin adâncire ajung la forme avansatede eroziune în adâncime: ogaşe, raveneşi torenţi. Procesul de eroziune areolar ă asolului (îndepărtarea unui strat de sol de suprafaţă) se manifestă cu o rată cedepinde de o serie de factori naturali (de natur ă climatică, proprietăţi ale solului,caracteristici ale reliefului) darşi de intervenţia omului, printr-o serie deactivităţi ce o pot atenua sau creşte.

Producerea eroziunii este modulată de o serie de factori, ale căror ponderiîn estimarea riscului erozional este diferită în funcţie de intensitatea cu care semanifestă pe o anumită unitate de teren. S-a încercat exprimarea acestor ponderisub forma unei grile de punctaj, separat pentru fiecare factor în parte, iarestimarea riscului erozional total pe o anumită parcelă a rezultat prin însumarea

punctelor acordate pentru fiecare factor, în funcţie de intensitatea cu care semanifestă pe acea parcelă. Factorul climatic. În general, în evaluarea riscului la eroziune se iau în

considerare cantitatea anuală de precipitaţii şi agresivitatea pluvială. La ocantitate mai mică de 500 mm riscul erozional pluviometric este scăzut (de la 0la 2 puncte), la o cantitate cuprinsă între 500şi 800 mm riscul este moderat (seacordă 4 p), la o cantitate cuprinsă între 800şi 1000 mm riscul este ridicat (6 p),iar în cazul unor sume anuale mai mari de 1000 mm riscul este considerat foarteridicat (8 p). Bazinul Bârladului se încadrează la valori medii de risc erozionaldin acest punct de vedere. Foarte importantă este agresivitatea picăturilor de ploaie în timpul precipitaţiilor torenţiale, care au energie cinetică mare. Valoareamedie condiţionată de precipitaţii poate fi mai puţin importantă decâtagresivitatea pluvială. Ploile torenţiale determină o rată de eroziune ridicată. Agresivitatea pluvial ă este constantă la nivelul regiunii de studiu, având valoareade 0,13, caracteristică pentru întreg Podişul Bârladului, valoare destul de mare,în raport cu alte unităţi de relief.

Caracteristicile reliefului intervin în aprecierea riscului erozional prin treiindicatori: panta, lungimeaşi uniformitatea versantuluişi existenţa pe parcelă aformelor de eroziune liniar ă. Panta are ponderea cea mai mare în evaluare (de la1 punct, pentru pante mai mici de 10%, la 9 puncte pentru pante mai mari de50%), urmată de al treilea indicator, care poate atinge valori de până la 5 puncte.Cu cât versantul este mai extinsşi mai uniform impactul scurgerii de suprafaţă este mai mareşi punctajul corespunzător creşte. Existenţa pe parcelă a formelorde scurgere liniar ă indică o eroziune activă şi, în consecinţă, un risc erozionalridicat. Relieful bazinului Bârladului ofer ă condiţii pentru un risc erozional

considerabil prin valoarea mare a înclinării terenului, îndeosebi de pe versanţiineconformi cu structura geologică, respectiv pe cueste.

387




Propriet ăţ ile solului implicate în calculul erodabilităţii sunt textura în primii 25 cm adâncime, textura pe profil (25-60cm)şi conţinutul de schelet. Deasemenea un alt indicator luat în calcul este adâncimea la care se află orizontulrestrictiv pentru apă. Riscul erozional ridicat este indus de texturile mijlocii, înorizontul de la suprafaţă coroborat cu o textur ă fină în substrat ce nu mai permiteinfiltrarea apei din precipitaţii în profunzimeşi, în consecinţă, contribuie laorganizarea mai rapidă a scurgerii de suprafaţă ce antrenează particulele de sol.Ambii indicatori pot contribui la riscul erozional total cu o treime din punctajCu cât adâncimea la care se află orizontul restrictiv pentru apă este mai mică cuatât riscul erozional este mai mare. Conţinutul de schelet intervine în sensatenuator cu cât este mai ridicat, în acest caz cantitatea de apă care se infiltrează

este mai mare, iar pentru organizarea scurgerii de suprafaţă fiind necesar ă o ploaie mai consistentă. Factorul antropic se dovedeşte a fi tot mai important în ultima perioadă,

omul f ăcându-şi tot mai simţit impactul asupra solului. Modul de utilizare aterenului, predominant agricol, a f ăcut ca eroziunea să fie tot mai activă. Cel mai bine protejează solul, vegetaţia de pădure, prin preluarea unei mari cantităţi de precipitaţii, şi pajiştile naturale, prin sistemul radicular foarte bine dezvoltat.Direcţia pe care se efectuează lucr ările agricole poate creşte riscul erozional încazul în care acestea se efectuează pe linia de pantă maximă (8 puncte), situaţieîntâlnită pe majoritatea terenurilor arabile înclinate dinţara noastr ă. Efectuarealucr ărilor agrotehnice în lungul curbelor de nivel este varianta cu riscul cel maimic.

Estimarea ratei de eroziune în suprafaţă a solului Eroziunea în suprafaţă constă în îndepărtarea relativ uniformă a stratului

superficial de sol, proces care poate progresa până la nivelul rocii parentale.Consecinţa nefastă a eroziunii areolare este diminuarea sensibilă a productivităţiiterenurilor agricole, ca urmare a îndepărtării par ţiale sau totale a orizontuluihumifer de la suprafaţa solului, cu toate consecinţele care decurg de aici.

Studiile de caz indică numeroase asemănări, câtşi unele diferenţieri între principalele unităţi de relief. Pentru un areal cuprins între râurile VasluişiStavnic estimarea ratei actuale de eroziune în suprafaţă a solului s-a efectuat cuajutorul binecunoscutei ecua ţ ii universale a eroziunii (USLE), adaptată de Mo ţ oc şi colab.(1975) după Wischmeier (1960).

Aplicarea ecuaţiei universale a eroziunii pentru regiunea de studiu s-arealizat prin integrarea unor straturi tematice de tip raster, reprezentând

parametrii de intrare cu variabilitate spaţială (erodabilitatea, lungimea descurgere, factorul pantă, efectul vegetaţiei), la o rezoluţie de 100m x 100m, astfel

388




încât, în reprezentarea raster a eroziunii, fiecare valoare să caracterizeze un arealcu suprafaţa de 1ha.

Datorită extinderii areale reduse, agresivitatea pluvială este constantă lanivelul regiunii de studiu, având valoarea de 0,13 ( Mure şan, Ple şa, 1992),caracteristică pentru întreg Podişul Bârladului, sudul Podişului MoldoveişiCâmpia Română. Valoarea indică o agresivitate ridicată a precipitaţiilor, pentrucondiţiile climatice ale zonelor joase, de câmpie, dealşi podiş, reflectândnuanţele de excesivitate specifice acestor regiuni.

Erodabilitatea solurilor a fost estimată pe baza tipului genetic de sol, agradului de eroziuneşi a texturii acestora, conform metodologiei elaborată deICPA (1987). Pe ansamblul regiunii, erodabilitatea învelişului de sol se situează

la un nivel redus, valoarea medie fiind de 0,68, fapt pus, în principal, pe seama ponderii mari a aluviosolurilor (cca 18% din suprafaţa totală a regiunii), pentrucare valoarea erodabilităţii este convenţional 0.

Cele mai susceptibile la eroziune sunt erodosolurile calcarice (1,2),cambice şi argice şi variantele puternic erodate ale cernoziomurilor tipice, preluvosolurilorşi luvosolurilor (1,0), care însumează o suprafaţă de cca 90km2,reprezentând cca 10% din suprafaţa regiunii de studiu. Cu erodabilitate foarteredusă şi redusă (0,6-0,7) se înscriu cernoziomurile cambiceşi argice,faeoziomurile greiceşi preluvosolurile, care însumează 146km2, reprezentândcca 16% din suprafaţa regiunii.

Influenţa pantei versanţilor asupra eroziunii în suprafa ţă a fostcuantificat ă cu ajutorul rela ţ iei specificate anterior, utilizându-se valorile de pant ă derivate din modelul numeric al altitudinii.

Factorul privindinfluen ţ a lungimii versantului asupra eroziunii a fostînlocuit culungimea de scurgere în cadrul arealului elementar de 1ha, având prinurmare valoarea de 100m, dacă scurgerea se realizează în lungul laturilor (N-Ssau E-V), sau de 100·√2 m, adică 141,4 m, dacă scurgerea se realizează în lunguldiagonalelor (NV-SE sau NE-SV). Această diferenţiere s-a efectuat pe baza unuiraster derivat din modelul numeric al altitudinii, cuprinzând direcţiile descurgere, reprezentate prin valori de la 1 (NE) la 8 (N). Prin urmare, analizaeroziunii în suprafaţă s-a realizat la nivel de pixel, cu dimensiunicorespunzătoare în teren de 1ha, nu la nivel de versant.

Pentru integrareainfluen ţ ei vegeta ţ iei asupra eroziunii au fost adoptatevalori medii ale coeficientului C din ecuaţia universală a eroziunii, determinate pentru fiecare din cele 5 utilizări generale prezente în regiunea de studiu: pădure

0,02, pajişte 0,3, arabil 0,45, vie 0,3, livadă 0,5. Valorile reale pot oscila în limitemai mult sau mai puţin largi, cu deosebire în cazul terenului arabil.

389




Într-o primă etapă, s-a cuantificat eroziunea condiţionată exclusiv defactorii geomorfologicişi pedologici, f ăcând abstracţie de influenţa vegetaţiei şimăsurilor antierozionale. Aceasta poate fi definită ca eroziunea poten ţ ial ă, fiinderoziunea maximă ce poate afecta un teritoriu lipsit de vegetaţie.Potrivit calculelor, media eroziunii potenţiale, la nivelul regiunii de studiu,este de 18,34 t/ha/an, corespunzătoare unui risc erozional moderat. Variaţiaspaţială a eroziunii potenţiale este ridicată, fapt indicat de valoarea mare adeviaţiei standard (18,37 t/ha/an). Distribuţia frecvenţelor este bimodală şi cu oasimetrie pronunţată de stânga (coeficient Fisher de 0,773), datorită predominăriivalorilor mai mici ca media.

Terenurile f ăr ă eroziune, sau cu eroziune slabă (sub 1 t/ha·an) deţin o

pondere însemnată (20,9%), fiind reprezentate, în principal, prin zonele de luncă.Clasa modală principală este cea cu valori de 16-30 t/ha/an, care corespundeunui risc erozional puternicşi deţine o frecvenţă de 22,7%. Aceste suprafeţe sesuprapun, mai ales, reversurilor de cuesteşi versanţilor flanc de vale,caracterizate prin pante moderate. Eroziunea potenţială excesivă (peste 30t/ha/an) caracterizează 21,5% din suprafaţa regiunii, corespunzând, în principal,fronturilor de cueste.

Versanţii sau sectoarele de versanţi slab înclinate, situate, în general, întreimea inferioar ă a acestora, se caracterizează printr-un risc erozional mediu, cuvalori ale eroziunii potenţiale de 8-16 t/ha/an. Aceste terenuri deţin o pondere de18,3% din suprafaţa regiunii. În fine, suprafeţele interfluviale prezintă un riscerozional redus, cu valori ale eroziunii potenţiale de 1-8 t/ha·an, care se înscriucu o frecvenţă de 16,6%.

Raportat la învelişul actual de sol, se constată faptul că riscul erozionalmediu este ridicat la nivelul erodosolurilor (29,5 t/ha/an)şi al luvisolurilorneerodate (20,2 t/ha/an)şi de la moderat la ridicat în cazul cernoziomurilorneerodate (17,3 t/ha/an).

Cea de-a doua etapă în analiza eroziunii în suprafaţă, derivată din ecuaţiauniversală a eroziunii, a constat în integrarea efectului antierozional al vegetaţieispontane sau cultivate, rezultatul fiind obţinerea eroziunii efective. Lipsainformaţiei privind extinderea areală şi natura măsurilor antierozionale dinregiunea de studiu nu ne-a permisşi integrarea efectului acestora în modelul decalcul al eroziunii efective. Consider ăm totuşi, că această lipsă nu afectează înmod semnificativ rezultatele, având în vedere ponderea redusă a terenuriloramenajate antierozional în cadrul regiunii de studiu.

O primă constatare se refer ă la faptul că integrarea efectului vegetaţieireduce sensibil valorile eroziuniişi fluctuaţiile spaţiale ale acestora. Astfel, peansamblul regiunii, eroziunea efectivă prezintă o valoare medie de 4,57 t/ha/an,

390




reprezentând deci un sfert din eroziunea potenţială medie. Deviaţia standard estede 3 ori mai redusă decât în cazul eroziunii potenţiale (5,96 t/ha/an), indicânduniformizarea variaţiei spaţiale.

Distribuţia frecvenţelor este puternic asimetrică spre stânga, clasa modală fiind cea de 0-1 t/ha/an. Terenurile din această clasă deţin o pondere de 42,5%din suprafaţa regiuniişi corespund, în principal, zonelor de luncă şi arealelorîmpădurite de pe interfluvii.

Terenurile cu eroziune efectivă de 1-8 t/ha/an deţin, la rândul lor, o pondere ridicată (35,6%), suprapunându-se, mai ales, reversurilor de cueste,suprafeţelor interfluvialeşi sectoarelor slab înclinate din treimea inferioar ă aversanţilor. Prin urmare, cea mai mare parte a regiunii de studiu (78,1%) se

caracterizează printr-o eroziune efectivă redusă, cu valori mai mici de 8 t/ha/an.Terenurile cu eroziune efectivă de 8-16 t/ha/anşi mai mare de 16 t/ha/anse înscriu cu frecvenţe reduse (16%, respectiv 5,8%), corespunzând, mai alesfronturilor de cuesteşi cuestelor flanc de vale.

Raportată la învelişul de sol, eroziunea efectivă prezintă cele mai marivalori la nivelul erodosolurilor (în medie 9,6 t/ha/an), cu deosebire la nivelulerodosolurilor calcarice (11,5 t/ha/an). Variantele moderatşi puternic erodate alecernoziomurilor se înscriu cu valori intermediare, media fiind de 8,6 t/ha/an. Încontrast, preluvosolurileşi luvosolurile moderatşi puternic erodate secaracterizează prin valori reduse ale eroziunii efective (în medie de 2,7 t/ha/an),datorită situării lor sub cuvertura tampon a vegetaţiei forestiere.

În raport cu natura vegetaţiei, valorile minime ale eroziunii efective seconstată în cazul arealelor împădurite (1,1 t/ha/an). Terenurile acoperite de pajişti şi cele arabile se înscriu cu valori medii asemănătoare (5,4-5,5 t/ha/an).

Pentru concretizarea câtorva aspecte privind determinarea indirectă aerodabilităţii solurilor în termeni comparativi, cu referire la un număr mai marede date analitice, au fost folosite informaţii de specialitate existente pentru unnumăr de 45 de profile de sol. Aceste date analitice se refer ă la câteva tipuri desol precum : cernoziom cambic, cernoziom argic, faeoziom, preluvosol, luvosoltipic, luvosol albic, aluviosol tipicşi aluviosol coluvic.

Valorile reduse ale factorului K sunt datorate faptului că, în mare parte,solurile analizate sunt soluri practic neerodate, iar pe de altă parte, datorită diferenţierii fracţiunilor granulometrice introduse în formule. Valorile obţinute prin cele două formule de calcul se corelează destul de bine pentru cele 45 profile de sol, aşa cum se poate observa în graficul de mai jos.

391




Fig. 105. Factori luaţi în calcul în estimarea riscului la eroziune(eşantion Podişul Central Moldovenesc)

392




0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1.6

1.8

1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35 37 39 41 43 45 47

factorul K erodabilitatea functie de continutul de praf

Fig. V.106. Variaţia factorului Kşi a erodabilităţii în funcţie de conţinutul de praf (Kp)

Factorul K se corelează foarte bine cu indicatorul erodabilităţii în funcţiede conţinutul de praf, indicatorul de corelaţie fiind de 0,782, ceea ce indică ocorelaţie semnificativă. Totodată, K se corelează foarte bine cu raportulnisip/argilă (indicatorul de corelaţie este de 0,800, ceea ce arată creştereaerodabilităţii o dată cu creşterea valorii acestui raport). Pe de altă parte s-au pusîn evidenţă corelaţiile inverse care există între K şi conţinutul de materieorganică (-0,638) apoi între Kşi conţinutul de argilă (-0,784). În cazul solurilorluate în calcul s-a stabilit o corelaţie foarte slabă a indicatorului Kşi pH-ulsolului (-0,196).

Indicatorul erodabilităţii în funcţie de conţinutul de praf (Kp) se corelează invers cu procentul de argilă, însă corelaţia nu este la fel de semnificativă ca încazul anterior (-0,580), în timp ce acest indicator se corelează mai bine cumateria organică din sol (-0,656) Este vorba de o corelaţie negativă, ar ătândscăderea erodabilităţii o dată cu creşterea conţinutului de argilă şi de materieorganică. Nu se realizează însă nici o corelaţie între pH-ul solurilorşi acestindicator (corelaţie 0,074).

De asemenea, trebuie menţionat faptul că am obţinut o corelaţie foarte bună între erodabilitatea în funcţie de conţinutl de praf (Kp)şi raportul

nisip/argilă (r= 0,794), fapt care arată că o dată cu creşterea acestui raport creştevaloarea erodabilităţii. În tabelul următor sunt prezentate valorile erodabilităţii

393




obţinute pe baza formulelor de calcul pentru orizonturile superioare ale soluriloravute în vedere.

Tab. V.23. Corelaţii între erodabilitateşi proprietăţi ale soluluiTip K K P Argilă -0,784 -0,580Nisip 0,611 0,771Praf 0,004 -0,410

Nisip/argilă 0,800 0,794Materiaorganică

-0,638 -0,656

pH -0,196 0,074

Analizând datele se poate constata o scădere a erodabilităţii pe următoareadirecţie:

1. faeoziomurile cambice are cele mai reduse valori, sub 0,1 în cazulfactorului K, fapt care nu se mai păstrează în cazul indicatorului Kp, valorilefiind de 0,7– 0,8;

2. faeoziomurile tipice au valori ale factorului K cuprins între 0,2 – 0,3, iarale factorului Kp între 0,4şi 0,6, mai ridicate pentru subtipurile stagnice;

3. cernoziomurile cambiceşi cele argice au valori ale factorului K deaproape 3, iar ale factorului Kp între 0,4şi 0,6;4. cernoziomurile argice au valori ale factorului K de circa 0,3şi ale

factorului Kp de circa 0,62;5. preluvosolurile au un factor K de 0,3şi un factor Kp de 0,69;6. luvisolurile albice au o erodabilitate de 0,37 în cazul factorului Kşi de

0,76 în cazul factorului Kp;7. luvosolurile tipice prezintă o erodabilitate medie ce depăşeşte 0,40 în

cazul factorului Kşi de 0,736 în cazul erodabilităţii funcţie de conţinutul de prafÎn Metodologia ICPA (1987), erodabilitatea se apreciază pe şapte nivele,cu menţiunea că rocile compacte la zişi sedimentele cu peste 40% CaCO3 suntconsiderate ca având erodabilitatea 0. Clasele de erodabilitate a solului sunt prezentate în tabelul de mai jos, criteriile pentru încadrarea estimativă a solurilorîn clase de erodabilitate bazându-se pe diferenţierile texturaleşi gradul deeroziune a solului.

Mo ţ oc (1963) grupează solurile din ţara noastr ă funcţie de rezistenţaacestora la eroziune pe claseşi categorii. Clasele grupează solurile funcţie demodul în care procesul erozional se schimbă funcţie de orizonturile genetice, întimp ce categoriile de rezistenţă reprezintă gradul de rezistenţă pe care solul

394




respectiv îl opune eroziunii (aprecierea se face în cadrul clasei). Valoareaerodabilităţii în formula de calcul a eroziunii solului a fost stabilită de către Mo ţ oc (1970) pe baza datelor obţinute de la parcelele de scurgereşi pe baza unormăsur ători realizate cu ajutorul infiltrometrelor.

Fig.V.107. Variaţia erodabilităţii (K) funcţie de tipul de sol

Tab. V.24. Clasele de erodabilitate a solurilor (după ICPA, 1987)COD DENUMIRE LIMITE (VALOAREA S)

0 Nu este cazul 01 Foarte mică Sub 0,62 Mică 0,73 Moderată 0,84 Puternică 0,95 Foarte puternică 1,0

6 Extrem de puternică 1,1

În cadrul claselor, notele au valori relative, fiind greu de diferenţiatsolurile care se găsesc în condiţii de agresivitate climatică diferită. Se poatetotuşi aprecia, sub acest aspect, că în cazul luvisolurilor, cu un profil maievoluat, eroziunea ajunge la orizonturile inferioare după un interval de timp mailung decât la cernisoluri. În acelaşi timp, solurile formate pe roci carbonatate îşirefac mai repede orizontul de acumulare a humusului, apărând astfel mai

rezistente decât în cazul acelor soluri la care humificarea merge mai greu.

395




Tab. V.25. Clasificarea solurilor în raport cu erodabilitateaţinând seama de starea deeroziuneşi unele proprietăţi fizice (după Mo ţ oc et.al., 1975)

Clasa Caracterizarea solurilor Valoarea coeficientului decorecţie pentru erodabilitate înformula de calcul a eroziunii

1. Soluri foarte puternic sau excesiv erodate cucoeziune foarte mică, f ăr ă structur ă

1,2

2. Soluri puternic sau foarte puternic erodate cucoeziune mică, slab structurate

1,0

3. Soluri puternic sau foarte puternic erodate cucoeziune mijlocie, sau slabşi moderat erodatecu coeziune mică

0,8

4. Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cucoeziune mare, bine structurate, profil puternicdezvoltat

0,7

5. Soluri slab sau moderat erodate cu coeziunemijlocie, profil puternic dezvoltat, roca mamă friabilă

0,7

6. Soluri slab sau moderat erodate cu coeziunemare, structur ă foarte bună, profil puternicdezvoltat, rocă mamă friabilă

0,6

Din punct de vedere pedogeneticşi al învelişului de sol, bazinulBârladului constituie un areal cu grad înaintat de complexitateşi de variabilitatea componentelor mediului implicate în formareaşi evoluţia solurilor. Poziţia,nivelul altitudinal, natura materialelorşi a depozitelor parentale de sol constituieelemente majore care dirijează procesele pedogenetice pe căi diferite.

Pe ansamblu, se poate vorbi de o repartiţie zonal-altitudinală a marilorunităţi de sol, care însă se manifestă atât pe direcţia sud-nord, darşi est-vest, dela cernisoluri, prin intermediul faeoziomurilor, către luvisoluri. În subunităţilenordiceşi vestice (Podişul Central Moldovenesc, Colinele Tutovei), mai înalteşi

cu cantităţi ceva mai mari de precipitaţii, trecerea de la faeoziomuri se facedirect la luvosoluri, perimetrele cu soluri argice având o dispoziţie cu totullocală.

În cadrul acestei repartiţii cu caracter zonal, luncile, în special, cele mari,introduc o notă evidentă de diversitateşi discontinuitate, prin gama total diferită a proceselorşi fenomenelor geomorfologiceşi pedologice. Pe de altă parte,asamblajul de sol, tipologia reliefului caşi a peisajului denotă existenţa câtorvasituaţii caracteristice. La nivelul platourilorşi interfluviilor structurale, derivate

din formele iniţiale, se constată cea mai mare stabilitate, sub aspectul dinamiciişi evoluţiei reliefului, cu materializarea unor tipuri de sol foarte clar conturatemorfologicşi fizico-chimic, în echilibru stabil cu condiţiile de mediu. Sub o

396




vegetaţie forestier ă se păstrează soluri vechi (faeoziomuri cambiceşi tipice,luvosoluri tipiceşi stagnice), care indică o stabilitate pronunţată a condiţiilor pedogenetice. Aceste soluri conservă cel mai bine anumite schimbări climatice petrecute în timp, printr-o serie de tr ăsături morfologiceşi fizico-chimice(conţinut şi tip de humus, adâncime de apariţie, intensitatea de acumulare acarbonaţilor şi eventuala lor cimentare, culoarea unor orizonturi relicte).Majoritatea proceselor pedogenetice indică o continuitate certă, f ăr ă disfuncţiisemnificative la nivelul variabilelor de control ale sistemului, acest tip de peisajconstituind un element de relativă stabilitate în tendinţa generală de evoluţie areliefului. Ca o constatare cu caracter evident este diminuarea accentuată a ponderii pădurilor, care nu mai asigur ă un echilibru optim între componentele

mediului, în măsur ă să atenueze excesele climatice, să diminueze manifestareaviolentă a denudaţiei şi să asigure un ritm ceva mai lent raportului morfogeneză- pedogeneză.

Pe aceleaşi tipurişi forme de relief, dar cu o utilizare agricolă, solurile segăsesc în acelaşi stadiu evolutiv (păstrarea nivelului altitudinal fiind esenţială),însă la nivelul proprietăţilor şi însuşirilor, unităţile pedologice înregistrează schimbări multiple. Acolo unde platourileşi interfluviile se îngustează şi suntexpuse direcţiilor dominante ale unor vânturi predominante (V-NV) sausezoniere (E-NE), se înregistrează fenomene evidente ale eroziunii prin apă şivânt, dar cu intensităţi reduse. Durata îndelungată a utilizării agricole aterenurilor determină formarea unor depozite derivate, contribuind la apariţiaunor depozite care prin diageneză sufer ă procese de loessoidizare.

Dacă în cazul solurilor forestiere, acumularea humusului este intensă înorizontul superior, în perimetrele despădurite conţinutul de materie organică scade vizibil (2,0-2,5%), atât prin eroziune, câtşi prin oxidări repetate alecompuşilor humusului. Sub aspectul stadiului evolutiv, în situaţiile în caredenudaţia nu se manifestă evident se constată o avansare a acestor procese,marcată prin grosimea mai mare a orizontului Bt (argiloiluvial), levigarea mai profundă a carbonaţilor şi reacţiile uşor mai coborâte. Această tendinţă nu estegeneral valabilă, fiind practic anulată în cazurile unde se instalează eroziunea(îndeosebi eoliană), când grosimea orizonturilor diagnostice este mai redusă şinivelul apariţiei carbonaţilor situat mai aproape de suprafaţă.

Prin schimbarea categoriei de folosinţă, datorită consumurilor specifice deapă ale diferitelor asociaţii vegetale, se modifică şi regimul hidric al solului.Plantele de cultur ă consumă mai puţină apă decât speciile forestiere, iar în

perioadele când maximul de precipitaţii nu se suprapune peste consumul specificdiferitelor fenofaze, se produce un curent descendent de umiditate carecontribuie la avansarea proceselor de eluviere -iluviere a argilei

397




În aceeaşi ordine de idei, în solurile cu utilizare agricolă se constată chiarşi o deteriorare evidentă a structurii pedogenetice, datorită instabilităţii hidriceşi,mai ales, mecanice a agregatelor structurale, supuse trecerii repetate cu maşini şiutilaje agricole. La nivelul versanţilor, cu caracteristici morfometrice extrem devariate în teritoriu, se constată procese variate, dar accelerate de modificare a peisajului, rezultanta cea mai nedorită fiind gravele dezechilibre care apar lanivelul acestor forme de relief. La acestea se adaugă tipurile de activitateantropică care favorizează procesele în cauză, între care menţionămdespăduririle dublate de extinderea utilizării arabile, lucr ările agrotehnicedefectuoase, amplasarea necorespunzătoare a drumurilor de acces etc. Toateacestea duc la manifestarea diferită a unei game largi de procese pedogenetice

concentrate prin formarea unor soluri diversificate, aflate în diferite stadii deevoluţie, care formează cateneşi asociaţii de soluri, cu productivităţi mult maireduse.

O altă situaţie cu totul distinctă o constituieşesurile aluviale ale râurilor,unde se realizează transportul, tranzitulşi depunerea aluviunilor sau aldepozitelor coluviale, din bazinele de versant către albiile principale, cu rol activîn schimburileşi transferurile de materiale.

În cazul luncilor râurilor mari, formarea solurilor este condiţionată deritmulşi intensitatea aluvionărilor (darşi al coluvionărilor), câtşi de gradul deinundabilitate. Oricare ar fi situaţia, solurile sunt tinere, f ăr ă a se atinge stadiulde „climax”, iar tipologia este variată, funcţie de comportamentulhidrogeochimic, tranzitulşi aportul de aluviuni. Prin analiza nivelelor de soluriîngropate din lunci se pot face reconstituiri paleoclimatice sau ale ritmurilordespăduririlor câtşi prognoze ale tendinţelor viitoare de evoluţie a peisajului.Caracteristica principală o constituie neomogenitatea ciclurilor de sedimentare,dar şi texturale, prezenţa solurilor îngropate fiind o certitudine. Nu se pot trageînsă concluzii certe, întrucât geometria luncilor este variabilă, iar pe de altă parte, nu dispunem deocamdată de suficiente traverse pentru a certifica producerea în timp a ciclurilor de sedimentareşi de formare a solurilor.

Preluarea în cultur ă a solurilor dinşesurile aluviale a fost selectivă şi adepins de o multitudine de factori naturalişi antropici, dar invariabil, au fostevitate suprafeţele frecvent inundate, supuse excesului de umiditateşi cu aportsusţinut de săruri solubile pe profil. În cazul acestor forme de relief, modelele deevoluţie ale peisajului difer ă foarte mult în cazul celor trei râuri mari, datorită mărimii diferite a râurilor, câtşi particularităţilor geomorfologice.

398




V.9.3. Caracterizarea unor profile reprezentative de sol în vedereaidentificării perimetrelor cu probleme speciale de degradare a învelişului desol

Dinamica accentuată a proceselor de versant se reflectă în diminuareaşidegradarea continuă a resurselor de sol, mai ales, în condiţiile utilizării de multeori neadecvate a terenurilor agricole. Bazinul Bârladului reprezintă o zonă cugrad ridicat de vulnerabilitate din acest punct de vedere, iar proiectul nostru decercetare se impune ca o necesitate în vedea elabor ării unei noi soluţii pentruvalorificarea optimă a resurselor naturaleşi a unei scheme de amenajareteritorială, în scopul conservării calităţii mediuluişi al dezvoltării durabile acomunităţilor umane din zonă.

V.9.3.1. Însuşirile de schimb cationic ale solurilor reprezentativePrima parte a studiului tratează însuşirile de schimb cationic ale unor

profile de sol reprezentative din bazinul Bârladului. Astfel, au fost realizate profile de sol în puncte reprezentative din bazinul mijlociuşi inferior alBârladului (Colinele Tutoveişi Dealurile Fălciului). Aceste probe au fostanalizate din punct de vedere fizico-chimic la Institutul Naţional de CercetareDezvoltare pentru Pedologie, Agrochimieşi Protecţia Mediului – I.C.P.A.Bucureşti. În conformitate cu metodologia I.C.P.A s-au determinat principaliiindicatori fizico-chimici ai solurilor studiate.

Pentru acest material s-au folosit date analitice prin determinareaurmătorilor indicatori: analiza granulometrică, conţinutul de carbonaţi, pH-ul,suma bazelor de schimb (SB), aciditatea totală de schimb (SH), cationi bazici deschimb (Ca2+ + Mg2+, Na+ şi K +); capacitatea totală de schimb cationic (prinînsumare T=SB+SH sau T NH4) şi conţinutul de humus.

În prima parte au fost analizate proprietăţile de schimb cationic pentruunele profile de sol reprezentative din bazinul mijlociuşi inferior al Bârladului.Acestea s-au corelat cu valoarea pH-ului, darşi cu cea a conţinutului de humusşide argilă sub 2µ, mărimi care influenţează mărimea capacităţii totale de schimbcationic.

Învelişul de sol caracteristic zonei bazinului Bârladului apar ţine claselorcernisolurişi luvisoluri (SRTS-2003). Clasa cernisoluri este reprezentată princernoziomuri cambice, cernoziomuri calcariceşi faeoziomuri argice iar clasaluvisoluri este reprezentată printr-un preluvosol tipic. S-a studiatşi un regosolcoluvionar din sudul Dealului Fălciului, sol care face parte din clasa protisoluri.

În continuare, se va face o descriere din punct de vedere al proprietăţilorde schimb cationic al profilelor de sol studiate, grupate pe claseşi tipuri de sol.Clasa luvisolurieste reprezentată printr-un preluvosol tipic.

399




a) Preluvosolul tipic de la Bărtăluş Mocani, Com. Puieşti, jud. Vaslui secaracterizează printr-o reacţie moderat acidă (tabelul V.26). Capacitatea deschimb cationic (T) este mică în orizonturile Apşi AB şi mijlocie în restul profilului. Suma bazelor de schimb este mică în orizonturile Apşi ABşi mijlocieîn celelalte, iar aciditatea totală de schimb (SH) este mijlocie în orizontul Apşimică în restul profilului. Mărimea T se corelează cu un conţinut mediu de argilă sub 2µ în primele două orizonturi (textur ă mijlocie), care creşte în orizonturileBt (textur ă fină) şi cu un conţinut mic de humus în orizontul Apşi foarte mic înorizonturile următoare. După valorile gradului de saturaţie (V%), în orizontul desuprafaţă solul este mezobazicşi eubazic în celelalte.

Morfologia profilului de sol (orizontul Ap de 21 cm grosime, lipsa unui

Ao) indică o eroziune slabă a solului. Procesul de eroziune slabă este legatşi defolosinţa arabilă a terenuluişi panta foarte slabă.

Tab. V.26. Însuşiri fizico-chimice ale unui preluvosol tipic de la Bărtăluş Mocani, com.Puieşti

Adânc.(cm)

pHH2O

Humus SB SH T=SH+SH

V Argilă Orizont

% me/100 g sol % 2µApABBt1 Bt2 Bt3 BtC

0-2121-4343-6060-7979-94110-130

5,155,845,825,645,715,77

1,680,960,48

12,5413,3820,4819,8620,0616,72

4,922,883,852,782,832,58

17,4616,2524,3322,6322,8919,30

71,882,384,287,787,686,6

28,426,852,433,836,433,9

Date fizico- geografice:Colinele Tutovei, 342 m, interfluviul Hreasca/Dumbrava, eluviu, 1-2°E, luturi meoţiene, arabil, slab erodat.

Clasa cernisoluri este reprezentată prin faeoziomuri argice, cernoziomuricambiceşi cernoziomuri calcarice.

b) Faeoziomul argic de la Chilieni, Com Coroieşti, jud. Vaslui secaracterizează printr-o reacţie slab acidă (tabelul V.27).

Capacitatea de schimb cationic (T), suma bazelor de schimb (SB)şiaciditatea totală de schimb (SH) prezintă valori mici. Din punct de vedere alclasei de saturaţie solul este eumezobazic.

Valoarea T este corelată cu un conţinut mediu de argilă sub 2µ (textur ă mijlocie), care creşte în Bt2 şi un conţinutul mic şi foarte mic de humus.Diferenţierea texturală între Amşi Bt şi conţinutul în argilă sub 2µ justifică

încadrarea acestuia ca faeoziom argic. Morfologia profilului de solşi datelefizico-chimice nu indică procese de eroziune.

400




Tab. V.27. Însuşiri fizico-chimice ale unui faeoziom argic de la Chilieni, com Coroieşti, jud. Vaslui

Humus SB SH T=SH+SH V Argilă Orizont Adânc.(cm)

pHH

2O % me/100 g sol %

2µAţ Am

AmBtBt1 Bt2B/C

0-88-3737-5656-7272-8282-110

5,866,186,286,436,47

1,260,54

9,419,2011,2914,2113,79

2,972,392,442,632,10

12,3811,5813,7216,8415,89

76,079,482,284,486,6

16,020,124,130,224,1

Date fizico- geografice: Colinele Tutovei, 254m, Interfluviul Pereschivul Mare /Pereschivul Mic, platou interfluvial, 2-3°NV, eluviu nisipo-argilos meoţian superior, drenaj bun, pajişte ( Artemisia sp., Rosa canina), eroziune în suprafaţă slabă

c) Faeoziomul argic, acoperit cu depozite aluvio-coluviale, de la Hreasca – Angheluţa, Com. Coroieşti, jud. Vaslui se caracterizează printr-o reacţie slabacidă în primele trei orizonturişi neutr ă în restul profilului (Tab.V.28).

Tab. V.28 Însuşiri fizico-chimice ale unui faeoziom argic acoperit cu depozite aluvio-coluviale de la Hreasca – Angheluţa, com. Coroieşti, jud. Vaslui

Humus SB SH T=SH+SH

V Argilă Orizont Adânc.(cm)

pHH2O

% me/100 g sol % 2µ ColuviuAluviuAm1 Am2 AmBtBtAmBt1 BtCC

R

0-5050-115115-134134-168168-192192-208208-253253-276276-306

306-350

6,296,326,676,977,046,967,107,007,00

6,95

1,441,44

7,1114,8424,2427,3824,6621,5320,2718,6018,81

13,79

1,712,932,732,441,851,711,221,221,22

1,02

8,8117,7626,9729,8226,5123,2321,4919,8220,03

14,82

80,683,589,991,893,092,794,393,993,9

93,1

14,223,630,635,540,837,933,529,129,1

26,7Date fizico- geografice: Colinele Tutovei, 302 m, baza versantului, valea Hreasca, 1-2°SV, depozite aluvio-coluviale, drenaj slab-imperfect, arabil, eroziune în adâncimeşi în suprafaţă cu acumulări la baza versantului

Capacitatea de schimb cationic este foarte mică în acumularea coluvială slab stratificată, mică în aluviul nestratificatşi în baza profiluluişi mijlocie înrestul acestuia. În depozitele aluvio-coluviale materialul de sol este eubazic, iar pe profil solul este saturat în baze.

Suma bazelor de schimb este mijlocie pe profil, cu excepţia coluviuluislab stratificatşi a orizontului R, unde este mică. Aciditatea totală de schimb estemică în aluviu nestratificat, Am1 şi Am2 şi foarte mică în rest.

401




Mărimea capacităţii de schimb se corelează cu un conţinut mare de argilă sub 2µ în orizonturile de la Am2 până la Bt1, unde este o textur ă fină. Coluviulslab stratificat este caracterizat de cel mai mic conţinut de argilă. Depozitelealuvio-coluviale, acumulate de pe versant, se caracterizează printr-un conţinutmic de humus.

Morfologia profilului de sol, reacţia slabşi moderat alcalină, saturaţia încalciu în corelaţie cu folosinţa terenului fac ca solul să aibă o stabilitate bună aagregatelor structuraleşi să suporte bine eroziunea de suprafaţă specifică unei pante slab înclinate.

Tabelul V.29. Însuşirile de schimb cationic ale unui cernoziom cambic de la Chetreni,com Glăvăneşti, jud. Bacău

Oriz Adânc(cm)

pH

2O

Ca2++Mg2+

K + Na+ TNH4 Ca2++Mg2+

K +

1)

Na+ 1) V

Aţ AmABBvCcaCkR

1

R 2

0-44-5252-6767-104104-122122-139139-170170-182

8,068,268,278,228,328,668,53

12,7112,3410,068,284,718,722,92

0,350,370,500,480,610,721,48

0,350,700,780,520,870,870,75

13,4013,4011,349,287.226.199.28

94,892,188,789,279.574.575.9

2,62,74,45,28.511.716.0

2,65,26,95,612.014.08.1

100100100100100100100

1) Valori necorectate cu potasiu solubilşi sodiu solubilDate fizico- geografice: Colinele Tutovei, 152m, Valea Pereschivului Mare, baza

versantului, 5-10°E, depozite nisipoase aluvio-coluviale, drenaj bun, pajişte ( Artemisia sp., Festuca valesiaca), acumulări coluviale

e) Cernoziomul cambic, slab erodat, de la Coroieşti, jud. Vaslui (tabelulV.30) se caracterizează printr-o reacţie moderat acidă în Apşi slab acidă în rest.

Capacitatea de schimb cationic (T) este mijlocie în orizontul Apşi mică în profil. Suma bazelor de schimb este mijlocie pe profil iar aciditatea de schimbeste mijlocie în orizontul Apşi foarte mică spre mică în rest. După valorilegradului de saturaţie (V%) solul este mezobazic Ap, eubazicşi saturat în baze pe profil

Mărimea T se corelează cu un conţinut mai mare de argilă sub 2µ înorizontul Ap, care apoi scade pe profil (textur ă mijlocie)şi cu un conţinut micşifoarte mic de humus. Orizontul Cn prezintă o textur ă fină, cu un plus de argilă sub 2µ faţă de restul profilului.

402




Tab. V.30. Însuşiri fizico-chimice ale unui cernoziom cambic, slab erodat de laCoroieşti, jud. Vaslui

Humus SB SH T=SH+SH V Argilă Orizont Adânc.(cm)

pHH

2O % me/100 g sol %

2µ

Clasă texturală

ApABBABvCn

0-2525-4242-5959-7584-110

5,336,506,376,176,45

1,920,540,18

16,8216,7215,2613,5917,77

5,901,951,561,072,63

22,6218,6716,8214,6620,40

73,989,690,792,787,1

32,326,323,319,837,2

LNLNLNSFTN

Date fizico-geografice:Colinele Tutovei, 212m, interfluviul Tutova – Pereschiv, eluviu,2-3°V, nisipuri ponţiene + lenticule subţiri de argilă, drenaj bun, cultur ă de floarea soarelui – sol f. puternic compactat, eroziune slabă.

Morfologia profilului de sol (orizontul Ap de 25 cm grosime, lipsa unuiAm) indică o eroziune slabă a solului. Acest proces slab de eroziune esteinfluenţat şi de folosinţa agricolă a terenuluişi de panta foarte slabă.

f) Cernoziomul calcaric de la Chetreni, Com Glăvăneşti, jud. Bacău secaracterizează printr-o reacţie slab alcalină (tabelul V.31).

În orizontul Am1 solul prezintă o capacitatea de schimb cationic mijlocie,mică în restul profiluluişi foarte mică în orizontul C+R.

Tabelul V.31. Însuşiri de schimb cationic ale unui cernoziom calcaric de la Chetreni,Com Glăvăneşti, jud. Bacău

1) Valori necorectate cu potasiu solubilşi sodiu solubil

Oriz. pH

2O

Ca2++Mg2+

K + Na+ TNH4 Ca2++Mg2+

K +1) Na+1) V

Am1 Am2 AmCn

Cn1 Cn2 Cn3

8,148,108,228,24

8,258,218,24

29,8314,3210,3011,41

16,4912,888,06

0,410,390,350,34

0,350,160,38

0,680,750,680,63

0,680,370,84

30,9315,4711,3412,37

17,5313,409,28

96,592,690,992,2

94,196,186,8

1,32,53,12,7

2,01,24,1

2,24,96,05,1

3,92,79,0

100100100100

100100100

Date fizico- geografice: Colinele Tutovei, 180 m, Valea Pereschivului Mare, 1/3inferioar ă versant, 35°V, nisipuri, argile + gresii cineritice meoţiene inferioare, drenaj bun, pajişte(Artemisia sp., Rosa canina), eroziune în suprafaţă

Mărimea acesteia se corelează cu un conţinut mediu de argilă sub 2µ pe profil şi cu un conţinut micşi foarte mic de humus (2,28% în Am1; 1,74% înAm2 şi 0,84% în AmCn).

Solul este saturat în bazeşi prezintă carbonaţi pe tot profilul. Unele valorimai mari, peste 5% ale gradului de saturaţie în sodiu, reprezintă suma formelor

403




schimbabileşi solubile, deoarece nu s-a f ăcut corecţia cu sodiu solubil. Valorile pH indică o saturaţie în sodiu schimbabil sub 5%.

Morfologia profilului de sol, reacţia slab alcalină, saturaţia în calciu încorelaţie cu folosinţa terenului fac ca solul să aibă o stabilitate bună a agregatelorstructuraleşi să suporte bine eroziunea de suprafaţă caracteristică unei pante puternic înclinate (35°V).

Clasa protisoluri este repretentată printr-un regosol coluvionar din sudulDealului Fălciului.

g) Regosolul calcaric acoperit cu material venit de pe versant de la OdaiaBursucani, Com Griviţa, Jud, Vaslui se caracterizează printr-o reacţie slabalcalină (Tab.V.32).

Capacitatea de schimb cationic este extem de mică şi foarte mică corelată cu un conţinut micşi mijlociu de argilă sub 2µ (textur ă grosier ă) şi extrem demicşi mic de humus (de la 0,18% la 1,50%).

Valorile mai mari, peste 5% ale gradului de saturaţie în sodiu, reprezintă suma formelor schimbabileşi solubile, deoarece nu s-a f ăcut corecţia cu sodiusolubil. Valorile pH indică o saturaţie în sodiu schimbabil sub 5%.

Tab. V.32. Însuşiri de schimb cationic ale unui regosol calcaric acoperit cu material venitde pe versant de la Odaia Bursucani, Com Griviţa, Jud, Vaslui

Ca2++

Mg2+K + Na+ TNH4 Ca2++

Mg2+K +1) Na+1) VAdânc.

(cm)pHH2O

me/100 g sol %15-7575-117117-128128-157157-170>170

8,348,248,148,178,268,39

4,425,646,596,465,407,51

0,210,140,180,210,210,17

0,530,400,440,550,570,57

5,166,197,227,226,198,25

85,791,291,389,587,491,1

4,12,32,52,83,42,0

10,26,56,17,79,26,9

100100100100100100

1) Valori necorectate cu potasiu solubilşi sodiu solubilDate fizico- geografice: Sudul D. Fălciului, Valea Jeravăţ, versant1/3 mijlocie, 10-15°SV, nisip, pajişte degradată

Morfologia profiluluişi însuşirile chimice arată că este un sol tânăr, formatdin depozite stratificate, cu o reacţie slab alcalină şi saturat în baze.

a) Preluvosolul tipicde la Bărtăluş Mocani, Com. Puieşti, jud. Vaslui arereacţie moderat acidă, capacitate de schimb cationic mică şi mijlocie, solul fiindmezobazic la suprafaţă şi eubazic în rest; morfologia profilului de sol (orizontul

Ap de 21 cm grosime, lipsa unui Ao) indică o eroziune slabă a solului, iar procesul de eroziune slabă este legat de folosinţa arabilă a terenuluişi pantafoarte slabă.

404




b) Faeoziomul argic de la Chilieni, Com Coroieşti, jud. Vaslui secaracterizează printr-o reacţie slab acidă, capacitate de schimb cationic mică şieste eumezobazic; morfologia profilului de solşi datele fizico-chimice nu indică procese de eroziune.c) Faeoziomul argic de la Hreasca – Angheluţa, Com. Coroieşti, jud.Vaslui are reacţia neutr ă, capacitate de schimb cationic mijlocieşi este saturat în baze; materialul de sol din depozitele aluvio-coluviale este slab acid, eubazic cucapacitate de schimb foarte mică şi mică; prezenţa depozitelor aluvio-coluvialecu însuşiri fizico-chimice diferite de ale profilul de sol dovedesc existenţa proceselor de eroziune cu acumularea materialului la suprafaţa profilului.

d) Cernoziomul cambic de la Chetreni, Com Glăvăneşti, jud. Bacău este

slab şi moderat alcalin, cu capacitate de schimb cationic mică şi foarte mică,fiind saturat în baze; valorile pH indică o saturaţie în sodiu schimbabil sub 5%;morfologia profilului de sol, reacţia slabşi moderat alcalină, saturaţia în calciu încorelaţie cu folosinţa ca pajişte a terenului fac ca solul să aibă o stabilitate bună aagregatelor structuraleşi să suporte bine eroziunea de suprafaţă specifică unei pante slab înclinate.

e) Cernoziomul cambic, slab erodat de la Coroieşti, jud. Vaslui estemoderat acidşi slab acid, are capacitate de schimb cationic mijlocieşi mică, esteeubazicşi saturat în baze; morfologia profilului de sol (orizontul Ap de 25 cmgrosime, lipsa unui Am) indică o eroziune slabă a solului, acest proces fiindinfluenţat şi de folosinţa agricolă a terenuluişi de panta foarte slabă.

f) Cernoziom calcaric de la Chetreni, Com Glăvăneşti, jud. Bacău arereacţie slab alcalină, capacitate de schimb mijlocie, mică şi foarte mică, solulfiind saturat în baze, cu carbonaţi pe tot profilul; valorile pH indică o saturaţie însodiu schimbabil sub 5%; morfologia profilului de sol, reacţia slab alcalină,saturaţia în calciu în corelaţia cu folosinţa terenului (pajişte) fac ca solul să aibă o stabilitate bună a agregatelor structuraleşi să suporte bine eroziunea desuprafaţă caracteristică unei pante puternic înclinate (35°V);

g) Regosol calcaric acoperit cu material venit de pe versant, de la OdaiaBursucani, Com Griviţa, Jud, Vaslui are reacţie slab alcalină, capacitate deschimb cationic extem de mică şi foarte mică; valorile pH indică o saturaţie însodiu schimbabil sub 5%; morfologia profiluluişi însuşirile chimice arată că esteun sol tânăr, format din depozite stratificate în urma unor procese de eroziune;acesta are cu o reacţie slab alcalină şi este saturat în baze.

Morfologiaşi însuşirile fizico-chimice ale profilelor de sol analizate din

bazinul mijlociuşi inferior al Bârladului indică existenţa proceselor de eroziuneslabă, de eroziune cu acumulări la baza versantului (depozite aluvio-coluviale lasuprafaţa profilului), apărute pe preluvosoluri tipice, cernoziomuri cambice,

405




cernoziomuri calcariceşi faeoziomuri argice darşi de eroziune puternică cuapariţia unor soluri tinere, formate din depozite stratificate aduse de pe versant(regosoluri). Cu toate că unele soluri prezintă reacţie slabşi moderat alcalină şisunt saturate în calciu (în corelaţie cu folosinţa terenului - în special ca pajişte),ceea ce indică o stabilitate bună a agregatelor structuraleşi o rezistenţă mai bună la fenomenul de eroziune, datele fizico-geograficeşi folosirea de multe orineadecvată a terenurilor agricole indică condiţii care favorizează acest proces.

V.9.3.2. Conţinutul de macro- şi microelemente în solurile dinPodişul Bârladului

Din zona studiată au fost recoltate probe pentru macroelemente din

şapte profile de sol, pe orizonturi genetice. Trebuie menţionat faptul că în cazultuturor acestor soluri se manifestă diferite forme de degradare fizică: eroziuneslabă, acoperire cu depozite aluvio-coluviale sau material venit de pe versanţi,acumulări coluviale, eroziune în suprafaţă.

În laborator s-au efectuat determinări diverse inclusiv pentrumacroelemente. S-au mai determinat conţinuturile totale de microelemente în primul orizont (A), prin mineralizare cu un amestec de acizi minerali tarişideterminare prin spectrometrie cu absorbţie atomică în soluţie clorhidrică.Interpretarea rezultatelor analitice a fost f ăcută după ICPA, 1987.

V.9.3.2.1. Reacţia şi conţinutul în macroelementea) Preluvosolul tipic de la Bărtăluş Mocani, comuna Puieşti, judeţul

Vaslui, prezintă o reacţie moderat acidă. Conţinuturile de humusşi azot totalsunt mici în primul orizont (Ap)şi foarte mici în următoarele (ABşi Bt1).Raportul C/N, echilibrat în primul orizont, scade în ur ătoarele, datorită săr ăciriiatât în materie organică cât şi în azot total. Conţinutul de fosfor total este foartemic, caşi cel de fosfor mobil, care ajunge chiar la extrem de mic în orizonturileAB şi Bt1. Conţinutul de potasiu mobil creşte pe profil (de la mic la mijlociu),datorită creşterii conţinutului de argilă. Se înregistrează şi o creştere a capacităţiide schimb cationic. Fiind foarte sărac în elemente de nutriţie şi prezentândşi oeroziune slabă, fertilitatea acestui sol este foarte scăzută.

b) Reacţia faeoziomului argic (de la Chilieni, Comuna Coroieşti, jud.Vaslui) este slab acidă în primul orizont (Am)şi creşte în domeniul neutru înorizonturile următoare. Conţinuturile de materie organică şi azot total sunt miciorizontul Amşi foarte mici în următorul (AmBv1). Raportul C/N mai mic în

primul orizont se datorează unui dezechilibru, conţinutul de azot total este relativmare în raport cu materialul sărac în materie organică.

406




Tab. V.33. Reacţia şi conţinutul în macroelemente al profilelor de sol luate în studiuOrizont Adâncime

cm pH Humus N total C/N P total PAL K ALTip de solLocalizare % % mg/kg

Preluvosol tipicPuieşti, jud. Vaslui ApABBt1Bt2Bt3BtC

0-2121-4343-6060-7979-94110-130

5,155,845,825,645,715,77

1,660,960,48

0,1080,0920,048

10,57,16,8

0,024 8,33,71,8

87155295

Faeoziom argicCoroieşti, jud.Vaslui

AmAmBtBt1Bt2B/C

8-3737-5656-7272-8282-110

5,866,186,286,436,47

1,260,54

0,1500,032

5,711,4

0,020 20,39,2

49105

Faeoziom argicCoroieşti, jud.

Vaslui

coluviualuviu

Am1Am2AmBtBtAmBt1BtCnCnR

0-5050-115

115-134134-168168-192192-208208-253253-276276-306306-350

6,296,32

6,676,977,046,967,107,007,006,95

1,441,44

0,0240,116

40,68,4

0,007 3,15,1

99112

Cernoziom cambicGlăvăneşti, jud.Bacău

AmABBvCcaCk

R1R2

4-5252-6767-104104-122122-139

139-170170-182

8,068,268,278,228,32

8,668,53

2,52 0,122 14,0 0,096 130* 350

Cernoziom cambic,slab erodatCoroieşti, jud.Vaslui

ApABBABvCn

0-2525-4242-5959-7584-110

5,336,506,376,176,45

1,920,540,18

0,1140,0600,038

11,46,13,2

0,026 10,91,01,4

154147140

Cernoziom calcaricGlăvăneşti, jud.Bacău

Am1Am2AmCnCn1Cn2Cn3C+R

7-2828-4747-6363-7676-8888-104104-120

8,148,108,228,248,258,218,24

2,281,740,84

0,1240,1060,070

12,411,18,1

0,029 12,7*5,7*0,8*

25923789

Regosol calcaricGriviţa, jud. Vaslui

15-7575-117117-128128-157157-170> 170

8,348,248,148,178,268,39

0,181,500,840,600,420,36

0,0120,0940,0780,0500,0360,026

10,110,87,38,17,99,4

11,4*8,5*

19,4*16,2*8,4*8,8*

103222180199122145

* Valori corectate în funcţie de pH

Deşi conţinutul de fosfor total este foarte mic, cel de fosfor mobil estemijlociu în primul orizontşi mic în următorul. În cazul conţinutului de potasiumobil, apare un nou dezechilibru: un conţinut foarte mic în primul orizontşi micîn următorul. Ca urmare, acest sol este impropriu susţinerii unei culturi agricole.

407




c) La Hreasca-Angheluţa, comuna Coroieşti, judeţul Vaslui, a fost studiatun faeoziom argic acoperit cu depozite aluvio-coluviale. Reacţia acestui sol esteslab acidă în primele trei orizonturişi neutr ă în restul profilului. Dintre solurilestudiate, este singurul care prezintă o textur ă fină, în raport cu care conţinutul dehumus în aluviul nestratificat este mic, la felşi conţinutul de azot total. În primulstrat, în coluviul slab stratificat, conţinutul de humus, cel foarte mic de azot total,ca şi raportul C/N exagerat de ridicat (40,6), nu au semnificaţie pentrucaracteristicile solului, fiind atribute ale materialului depus. Conţinutul de fosfortotal este extrem de mic în acest strat, caşi cel de fosfor mobil, care devine micîn stratul de aluviu nestratificat.Şi conţinutul de potasiu mobil este mic. Acest profil de sol prezintă eroziune în adâncimeşi în suprafaţă, deci condiţii mai

curând improprii culturii plantelor.d) Reacţia cernoziomului cambic de la Chetreni, comuna Glăvăneşti, judeţul Bacău, este slab către moderat alcalină. Conţinuturile de humusşi azottotal sunt mici, dar raportul C/N este relativ echilibrat (14). Rezerva de fosfortotal are cea mai mare valoare între solurile studiate (0,096%). De altfel,şiasigurarea cu fosfor mobil este, în cazul acestui profil, foarte mare, caşi rezervade potasiu mobil. Este singurul profil care prezintă această caracteristică,favorabilă culturii plantelor, dar conţinuturile scăzute de humus şi azotdiminuează şansele culturilor agricole.

e) Cernoziomul cambic slab erodat de la Coroieşti, judeţul Vaslui, prezintă o reacţie moderat până la slab acidă. Conţinutul de humus, apreciat înfuncţie de textura orizonturilor respective (mijlocie), este mic în primul orizont(Ap)şi foarte mic în cele următoare (ABşi BA), la felşi conţinutul în azot total.Raportul C/N este echilibrat în primul orizont (11,4), indicând o materieorganică de calitate, bine humificată. Valorile mai mici din orizonturileurmătoare se datorează săr ăcirii atât în humus câtşi în azot total. Rezerva defosfor total este relativ mică. Conţinutul de fosfor mobil este mic în primulorizont şi extrem de mic în următoarele, iar conţinutul de potasiu mobil estemijlociu. Având în vedere aceste caracteristici, solul are o fertilitate scăzută,rezerva de elemente de nutriţie este insuficientă pentru cultura plantelor, cu atâtmai mult cu cât prezintă şi o eroziune slabă.

f) Cernoziomul calcaric de la Chitreni, Com.Glăvăneşti, jud. Bacău, areo reacţie alcalină pe tot profilul. Conţinuturile de humusşi azot total sunt mici înorizonturile Amşi foarte mici în orizontul AmBv. Rapoartele C/N suntechilibrate, indicând o materie organică bine mineralizată. Rezerva de fosfor

total este scăzută, în consecinţă şi conţinutul de fosfor mobil este mic în primulorizont (Am)şi foarte mic în următoarele. Conţinutul de potasiu mobil este mareîn orizonturile Amşi mic în AmBv. Conţinuturile foarte scăzute în elemente de

408




nutriţie, ca şi eroziunea de suprafaţă definesc condiţii foarte dificile pentrucultura plantelor.

g) Reacţia regosolului calcaric acoperit cu material venit de pe versant, dela Odaia Bursucani, comuna Griviţa, judeţul Vaslui, este slab alcalină pe tot profilul. Dintre solurile studiate, este singurul care prezintă o textur ă grosier ă în primul strat, următoarele având texturi mijlocii. Conţinuturile de humusşi azottotal sunt foarte mici în primul strat, caracteristice materialului venit de peversant, caşi textura, de altfel. În continuare, valorile conţinuturilor de humusşiazot total evoluează de la mici la foarte mici spre adâncimea solului, iarrapoartele C/N, de la 10,8 la 7,3, descriu o materie organică echilibrată, binemineralizată. Conţinutul de fosfor mobil scade pe profil, de la mic la foarte mic,

înregistrând o uşoar ă creştere, la mijlociu, în al treilea strat probat. Conţinutul de potasiu mobil, mic în primul strat, evoluează în domeniul mijlociu în celeurmătoare. Toate aceste date descriu un sol impropriu culturii plantelor. Dealtfel, acest profil a fost deschis într-o pajişte degradată.

Conţinutul în macroelemente din solurile descrise mai sus sunt prezentateîn tabelul V.33.

V9.3.4 Conţinuturile solurilor studiate în microelemente, forme totaleConţinuturile în forme totale de microelemente în orizontul A al solurilor

studiate se încadrează, în general, în domeniul valorilor normale (0,30 mg/kg soluscat pentru cadmiu, 30 pentru crom, 20 pentru cupru, 20 pentru nichel, 15 pentru plumb, 50 pentru zinc. Cernoziomul calcaric de la Glăvăneşti, judeţulBacău prezintă unele conţinuturi ceva mai scăzute (zinc 26,8, cupru 6,3, fier7526, plumb 4,3, nichel 15,3, crom 10,2 mg/kg sol uscat), darşi altele mairidicate de cadmiu (0,44 mg/kg) careşi depăşeşte domeniul normal de conţinut(Tab.V.34).

Domeniul normal de conţinutmai este depăşit şi de o valoare a zincului(51,0 mg/kg), din faeoziomul argic de la Glăvăneşti, judeţul Bacău. Majoritateavalorilor nichelului sunt peste cele obişnuite,, depăşirile fiind foarte mici.Trebuie subliniatşi faptul că limitele maxime admisibile sunt foarte departe devalorile determinate (3,00 mg/kg pentru cadmiu, 100 pentru crom, cupruşi plumb, 50 pentru nichel, 300 pentru zinc) ceea ce descrie zona studiată ca fiinduna f ăr ă probleme de poluare, motiv pentru care tehnologiile de ameliorare aterenurilor au mai multeşanse de succes. De altfel, întregul judeţ Vaslui esteunul din cele mai puţin expuse impactului antropic ( Lăcătu şu et.al, 2003).

În concluzie, solurile studiate au o fertilitate relativ scăzută, atestată devalorile micişi foarte mici ale humusuluişi azotului total, de conţinutul de fosfor

409




mobil, în majoritate, micşi foarte mic, câtşi de conţinutul de potasiu, mobil micşi mijlociu.

Tab. V.34. Conţinutul solurilor studiate (orizontul A) în forme totale de microelemente(mg/kg sol uscat)Tip de solLocalizare Zn Cu Fe Mn Pb Ni Cr Co Cd

Preluvosol tipicPuieşti, jud. Vaslui 29,5 8,0 15.33 7,0 21,5 15,8 8,4 0,06

Faeoziom argicCoroieşti, jud. Vaslui 46,3 15,1 17.36 445 7,6 23,9 13,9 11,0 0,04

Faeoziom argicCoroieşti, jud. Vaslui 51,0 18,9 17.72 588 9,2 30,4 14,4 9,8 0,15

Cernoziom cambicGlăvăneşti, jud. Bacău 39,6 11,9 11.93 681 11,4 23,7 22,4 10,2 0,15

Cernoziom cambic,slab erodat

Coroieşti, jud. Vaslui40,3 13,1 11.72 384 9,4 32,7 27,5 7,0 0,13

Cernoziom calcaricGlăvăneşti, jud. Bacău 26,8 6,3 7.52 504 4,3 15,3 10,2 8,2 0,44

În ceea ce priveşte conţinuturile de fosforşi potasiu mobil, se înregistrează o seamă de variaţii: un conţinut extrem de mic de fosfor mobil în orizonturileinferioare ale cernoziomului cambic, în coluviul slab stratificat care acoper ă faeoziomul argic de la Coroieşti şi în orizonturile inferioare ale preluvosoluluitipic de la Puieşti, judeţul Vaslui; un conţinut mare de potasiu mobil în primeledouă orizonturi ale cernoziomului calcaric de la Glăvăneşti, judeţul Bacău şi în

regosolul de la Griviţa, judeţul Vaslui; conţinuturi foarte mari de fosforşi potasiu mobil în primul orizont al cernoziomului cambic de la Glăvăneşti, judeţul Vaslui; un conţinut mijlociu de fosfor mobil la adâncimea de 117-128 cma regosolului calcaric de la Griviţa, judeţul Vaslui. Conţinuturile în forme totalede microelemente ale primelor orizonturi (A) se înscriu, în general, în limitelenormale.

410




V.10. Aspecte actuale ale lucrărilor de combatere a eroziunii solului dinbazinul hidrografic Berheci(Valeriu Moca, Daniel Bucur)

Lucr ările hidroameliorative reprezintă elemente de bază ale dezvoltăriirurale atât ca importanţă pentru economia naţională şi locală, cât şi pentru protecţia mediului. În condiţiile pedoclimatice, de relief, hidrologiceşihidrogeologice ale teritoriului României, se consider ă ca fiind necesare lucr ări deîmbunătăţiri funciare pe circa 70% din suprafaţa agricolă (9), la care se adaugă în funcţie de cerinţele localeşi lucr ările agropedoameliorative.

Dintre cele mai importante amenajări de îmbunătăţiri funciare cu o

istorie consacrată în ţara noastr ă se menţionează următoarele: – evacuarea apelor de pe terenurile agricole afectate de excesul temporarşi /sau permanent de umiditate prin desecare-drenaje;

– introducerea apei pe terenurile cu deficit de apă prin intermediul irigaţiilor; – prevenirea şi controlul eroziunii solului pe terenurile în pantă

predispuse sau afectate de eroziunea de suprafaţă şi/sau adâncime. – protejarea cursurilor de apă şi a acumulărilor hidrotehnice.Dinamica ascendentă a proceselorşi formelor de eroziune areolar ă şi de

adâncime se corelează uneori cu alunecările de teren,şi în mod frecvent culucr ările necorespunzătoare aplicate pe terenurile agricole. Eroziunea solului semanifestă intens şi sub diferite forme, fapt ce determină pe lângă săr ăcirea şidistrugerea soluluişi o serie de efecte distructive asupra căilor de comunicaţie, aaşezărilor umaneşi contribuie la agradarea albiilor râurilorşi la colmatareaacumulărilor lacustre. La sfâr şitul anului 2000 erau afectate de procese deeroziune 6,3 mil. ha, din care 2,3 mil. ha amenajate cu lucr ări antierozionale,degradate în cea mai mare parte. Alunecările de teren activeşi/sau stabilizateocupau o suprafaţa de circa 0,7 mil. ha. Pierderile de sol prin eroziune au ajunsla valori de până la 41,5 t/ha/an. Din acest punct de vedere, bazinul hidrografic alrâului Bârlad constituie o zonă cu un grad ridicat de vulnerabilitate, fapt ceimpune cunoaşterea factorilor de risc hidro-climaticşi pedo-geomorfologicşielaborarea pe această bază a unor scheme hidroameliorative, în condiţiile terenuriloragricole în pantă.

În aria tematică a numeroaselor cercetări efectuate în ultimii ani seînscriu o serie de contribuţii, cu privire la: cunoaşterea hazardurilor naturaleşidezvoltarea durabilă; evaluarea şi modelarea fenomenelor hidrologice extreme;

caracterizarea proceselor de degradare a regiunilor deluroaseşi altele. Deasemenea, se citează câteva studii efectuate asupra transportului de aluviuni înacumularea Cuibul Vulturilor, bazinul inferior al râului Tutova, sub aspectul

411




ponderii influenţelor aluvionare din zonele adiacenteşi directe asupra ratei mediianuale de colmatare a acumulării. Utilizarea durabilă a resurselor naturale seîncadrează în conceptul global al dezvoltării societăţii, care urmăreşte„ satisfacerea cerin ţ elor prezente, f ăr ă a se compromite capacitatea genera ţ iilorviitoare de a- şi satisface propriile cerin ţ e”.

Pentru evaluareaşi utilizarea durabilă a unităţilor sol - teren s-a elaboratun sistem informatic, pornindu-se de la documentul cartografic Harta Solurilor României la scara de 1:200 000, sub denumireaSIGSTAR - 200. Fiecare unitatecartografică sol – teren cuprinde cele trei caracteristici existente pe foile hăr ţii desoluri la scara 1/200 000, publicate între anii 1964şi 1994, din care se citează:unitatea cartografică (tipulşi subtipul de sol); textura orizontului de suprafaţă şi

scheletul. În ceea ce priveşte utilizare durabilă a resurselor funciare, au fostdefinite produsele finale standard referitoare laşase procese de degradare asolurilor: eroziunea prin apă , eroziunea eoliană , gleizarea, stagnogleizarea, salinizarea şi alcalizarea, în cadrul cărora au fost adăugate câteşase atributedescriptive, de detaliu.

Pentru cunoaşterea problemelor complexe ale stării de calitate aleunităţilor de sol – teren sub aspectul utilizării durabile ale resurselor funciare, încondiţiile reabilitării unor sisteme hidroameliorative s-a realizat un studiu asuprastadiului actual al lucr ărilor de îmbunătăţiri funciare din cele trei mari sisteme deexploatare ale judeţului Bacău. În acest scop au fost analizate documentaţiiletehnice de specialitate de la S.C.E.L.I.F. S.A. Bacău; D.A.D.R. Bacău; O.S.P.A.Bacău; A.P.I.A. Bacău şi registrele agricole ale primăriilor comunale.

Pentru studiul de caz întreprins la nivel general asupra stării actuale afondului funciar agricolşi respectiv a lucr ărilor de control a eroziunii solului din bazinul hidrografic a râului Berheci, au fost utilizate următoarele documente: proiectele de execuţie ale sistemelor hidroameliorative; hăr ţile de soluri la scările1: 200 000şi 1: 10 000; hăr ţile topografice de bază realizate în proiecţia UTM peelipsoidul WGS-84, la scara 1: 100 000; hăr ţile cadastrale de bază la scara 1: 50000şi altele.

Din analiza conţinutului bazei de date tehniceşi de specialitate, care aufost extrase si sintetizate pe diferite categorii de interpretare, au rezultat o seriede aspecte semnificative care evidenţiază scopul lucr ării.

Lucr ările antierozionale din cele peste 20 de bazine hidrografice suntexploatate în cadrul a trei sisteme hidroameliorative: Izvoru Berheciului, Bacăuşi Racăciuni. În sistemul hidroameliorativ Izvoru Berheciului, cartograma

pantelor a evidenţiat predominarea categoriilor de pantă cu valori mai mari de15%, care reprezintă circa 48% din suprafaţa totală, fiind urmate de cele situate pe suprafeţe cu pante de 5-15% cu aproximativ 46%.

412




Din datele prezentate în tabelul V.33 a rezultat că 93,5% din teritoriulsistemului hidroameliorativ Izvoru Berheciului este situat pe pante care depăşesclimita de 5%. Cele mai mari procente fiind înregistrate în bazinele hidrograficeApa Neagr ă şi Drobotfor, zone în careşi pantele mai mari de 15% reprezintă valori superioare celor din bazinele limitrofe.

Categoriile de pantă redate pe suprafaţa totală de 878 km2 a sistemuluihidroameliorativ Izvoru Berheciului indică, de asemenea, că pe aproape jumătatedin acest areal pantele terenului depăşesc 15%, fapt care determină estimareaunui potenţial ridicat de eroziune.

În condiţiile naturale ale celor cinci bazine hidrografice din sistemulhidroameliorativ Izvoru Berheciului au fost realizate amenajări antierozionale

specifice pentru fiecare unitate naturală.Tab.V.35. Situaţia suprafeţelor pe categorii de pantă în bazinele hidrografice din sistemul

hidroameliorativ Izvoru Berheciului, judeţul Bacău

Suprafeţe cu pantă < 5% 5-15% > 15%

Bazinulhidrografic

Suprafaţa(km2)

km2 % km2 % km2 %Drobotfor 90 3 3,3 37 41,1 50 55,6Zeletin 250 20 8,0 95 38,0 135 54,0Apa Neagr ă 22 - - 7 31,8 15 68,2Pereschiv 73 8 11,0 48 65,8 17 23,2Berheci 443 26 5,9 213 48,1 204 46,0

TOTAL 878 57 6,5 400 45,6 421 47,9

Din datele prezentate rezultă că, bazinul hidrografic Drobotfor a fostamenajat într-o primă perioadă, între anii 1968-1973, după care au urmat bazinele Apa Neagr ă-Frumuşelu (1972-1975), Zeletin (1974-1976), Pereschiv(1976-1983), Berheci – I (1976-1982)şi Berheci – II (1985).

În prezent, după o perioadă de 2-4 decenii de la punerea în funcţiune aacestor sisteme hidroameliorative, eficienţa funcţională a acestor amenajăriantierozionale din bazinele hidrografice cu cele mai active procese de eroziunese diferenţiază, mai ales, în funcţie de amplasamentul lucr ărilor, tipul acestoraşivulnerabilitatea lor la activitatea antropică. Studiileşi observaţiile efectuate peteren au permis constatarea că amenajările de pe versanţi au fost afectate mai puternic în ultimii ani, comparativ cu lucr ările din albiile torenţiale şi de peravene datorită aplicării defectuoase a legii fondului funciar.

Pe terenurile arabile unde suprafeţele nu au fost influenţate de prevederileLegii 18/1991 precumşi pe alte teritorii unde aplicarea legii s-a f ăcut raţional, s-au conservat în cea mai mare parteşi sistemele antierozionale de cultur ă.

413




Menţinerea neschimbată pe durata a mai mulţi ani a amplasamentelor fâşiilor şi benzilor înierbate a favorizat micşorarea pantei generale a versanţilor prinformarea agroteraselor. Pe aceste terenuri, concomitent cu reducerea scurgerilor

şi a eroziunii, s-a ameliorat regimul hidrologic al soluluişi s-au îmbunătăţitcondiţiile de executare mecanizată a lucr ărilor agricole.Dacă în 1990 numai 3% din terenul arabil în pantă era lucrat din deal în

vale, în prezent acest sistem de cultivare a depăşit în medie valoarea de peste50% din suprafaţa arabilă înclinată. Acest aspect se diferenţiază în bazinulhidrografic Berheci în teritoriile cadastrale Stănişeşti, Izvoru Berheciuluişialtele, care în anul 1990 nu au avut suprafeţe arabile în pantă lucrate deal-vale,iar în prezent au cea mai mare suprafaţa arabilă cu astfel de terenuri. În alte

cazuri, din care se citează teritoriile Motoşeni şi Vultureni, procentele relativmici de până la 7% de suprafaţă arabilă lucrată pe linia de cea mai mare pantă până în anul 1990 s-au majorat considerabil. Astfel, la Motoşeni se lucrează deal-vale pe 4 559 ha (89,4%) iar la Vultureni pe 2 800 ha (98,6%).

În sens favorabil, se citează teritoriul comunei Găiceana unde, prinaplicarea Legii 18/1991 delimitarea proprietăţilor pe unele suprafeţe înclinate afost efectuată prin amplasarea parcelelor cu latura mare de-a curmezişulversantului f ăr ă să fie afectată integritatea benzilor înierbate sau cea a taluzuriloragroteraselor amplasate de-a lungul curbelor de nivel.

Construcţiile hidrotehnice transversale din betonşi din pământ au rezistatfoarte bine de-a lungul anilor de exploatare, contribuind la atenuarea viiturilor,reducerea debitului solid, prevenirea inundaţiilor şi altele. Aterisamentele celormai multe baraje au ajuns la cota coronamentului, iar pe suprafeţele depunerilorde aluviuni din amontele barajelor s-a instalat vegetaţia forestier ă.Amplasamentele majorităţii barajelorşi căderilor din beton au fost bine alese,avându-se în vedere traseul albiei, stabilitatea malurilorşi talvegului,dimensiunile secţiunii transversale a albiei precumşi caracteristicile geotehniceale terenului de fundaţie.

1. Condiţiile oropedofitoclimatice de pe teritoriul judeţului Bacău şirespectiv, din sistemul hidroameliorativ, Izvoru Berheciului, la care se adaugă intervenţiile antropice imprudente au favorizat manifestarea proceselor deeroziune cu intensitatea peste limitele tolerabile, pe circa 66% din suprafaţatotală a terenului agricol.

2. Înlocuirea pe cea mai mare parte a terenurilor agricole înclinate asistemelor antierozionale de cultur ă cu executarea lucr ărilor solului în sistemul

deal-vale a contribuit la scoaterea din funcţie a unor amenajări antierozionaleexecutate în anii anteriori, la intensificarea eroziunii, la degradarea capacităţii de producţie a soluluişi a calităţii mediului ambiant.

414




3. Întreţinerea corespunzătoare a plantaţiilor silvice de protecţieantierozională prin tăieri de regenerare etapizate, a satisf ăcut atât criteriile deeficienţă tehnico-ameliorativă, cât şi cerinţele populaţiei din zonă pentruasigurarea cu lemn de foc.4. Pentru practicarea unei agriculturi durabileşi protecţia mediului dinzonele colinare se impun de urgenţă reabilitareaşi extinderea măsurilor şilucr ărilor de prevenireşi control a eroziunii solului, în primul rând pe suprafeţeleînclinate unde actuala structur ă de proprietate a resurselor funciare permiterealizarea acestor amenajări.

5. Deoarece în zona colinar ă, for ţa de muncă este insuficientă, iar posibilităţile materiale ale micilor proprietari de terenuri sunt reduse este

oportună adoptarea cadrului legislativ, care să asigure realizarea fermelor cusuprafeţe mijlocii şi mari, în contextul cerinţelor actuale ale practicării uneiagriculturi profitabileşi ale conservării capitalului natural.

Tab.V.36. Situaţia amenajărilor de prevenireşi combatere a eroziunilor soluluidin sistemul hidroameliorativ Izvoru Berheciului, judeţul Bacău

Denumirea bazinului hidrografic Nr.crt.

Perioada de execuţieşi suprafaţa amenajată Drobotf

orZeletin Apa

Neagr ă Pereschi

vBerheci

IBerheci

II

1 Perioada de execuţie 1968-1973 1974-1976 1972-1975 1976-1983 1976-1982 19852 Suprafaţa amenajată

(ha)6 913 15 226 2 479 7 332 27 470 636

3 Suprafaţa agricolă (ha) 5 566 13 515 2 122 6 868 25 768 6364 Arabil (ha) 4 675 9 956 1 657 5 118 18 913 4525 Păşune (ha) 244 2 618 383 1 325 6 230 1476 Fâneţe (ha) 435 594 26 319 416 377 Livezi (ha) 111 145 - 93 71 -8 Vii (ha) 101 202 56 13 138 -9 Suprafaţa neagricolă

(ha)

1 347 1 711 357 464 1 702 -

10 Plantaţii silvice (ha) 593 952 170 211 1 090 -

415




IV. Concluzii(Constantin Rusu)

Bazinul Bârladului situat în partea de est a României, ocupă aproape întotalitate partea central-sudică a Podişului Moldovei, suprapunându-se, cu miciexcepţii, Podişului Bârladului. Râul omonimşi afluenţii acestuia, drenează ceamai mare parte a Podişului Central Moldovenesc, Colinelor Tutoveişi DealurilorFălciului (Podişul Bârladului). Partea sud-estică a bazinului apar ţine norduluiPodişului Covurluiului, în timp ce extremitatea sudică se suprapune CâmpieiTecuciului (subunitate a Câmpiei Române).

Din punct de vedere hidrologic acest bazin hidrografic este cel maimare dintre toţi afluenţii Siretului (7.220 km2), fiind rezultatul evoluţiei râuluiBârlad, afluent pe partea stângă, cu o lungime totală de 207 km (în urmalucr ărilor de regularizare). Altitudinea medie a bazinului este de 211 m (cu unmaxim de 564,3 m în Dealul Doroşanu – Colinele Tutovei –şi cca. 20 m, lavărsare în Siret. Panta medie a râului atinge abia 2‰, cursul mijlociuşi celinferior remarcându-se printr-o evidentă asimetrie (majoritatea afluenţilor provenind de pe partea dreaptă).

Aportul de apă nu este propor ţional cu suprafaţa bazinului. Condiţiilefizico-geografice specifice păr ţii de est a României, cu un pronunţat caractercontinental al climatului, determină o scurgere foarte redusă, debitul mediumultianual fiind de aproape 11,5 m3/s, la vărsare. Din suprafaţa menţionată anterior, Bârladul adună 146 de afluenţi codificaţi hidrologic, cu o lungime totală a reţelei hidrografice de 2.365 km.

Riscurile hidrologice sunt asociate de cele mai multe ori celor climaticesau sunt derivate din acestea. Particularităţile morfo-hidrologice ale bazinuluiBârladului, favorizează producerea unor anomalii ale scurgerii cu efecte uneoricatastrofale pentru comunităţile umane şi economie. Paralelismul văilor,asimetria acestora în zonele cuestiforme, concentrează sau direcţionează scurgerea spre zone vulnerabile din albia major ă a râurilor, în depresiuni sau înzonele de confluenţă.

Ploile abundente, sau cu grad ridicat de torenţialitate, deversează cantităţimari de apă pe unitatea de suprafaţă şi de multe ori secţiunile de scurgere nu pot prelua aceste cantităţi, producând inundaţii. Este cazul inundaţiilor produse insudul Colinelor Tutovei în urma ploii torenţiale din 5 septembrie 2007. Topirea

ză pezilor, asociată şi gr ă bită uneori de ploile de primavara, pot provoca exces deumiditate dăunător sau chiar inundaţii (cazul produs in primavara anului 2003).

416




Precipitaţiile abundente, coroborate cu friabilitatea deosebită a substratuluilitologic, despăduririle şi agrotehnicile neadecvate, induc riscuri de eroziune(areolar ă şi concentrată) şi aluvionări masive cu rare echivalenţe pe teritoriulRomâniei. Suprafeţele afectate, densitateaşi dimensiunile ravenelor din BazinulBărladului sunt cele mai mari din România.şi afectează în mod substanţialeconomia agricolă a zonei.

La polul opus, lipsa prelungită a precipitaţiilor, duce la diminuareascurgerii râurilor până la secare (uneori peste 90% din râurile cu bazine mai micide 5 km²)şi a cantităţilor de apă stocată în subteran. Lipsa alimentării suficientea râurilorşi a corpurilor de apă subterană, conduceşi la creşterea excesivă uneoria încărcăturii mineralogice a apelorşi diminuarea calităţilor de utilizare a

acestora.Evoluţiile principalilor parametri climatici în ultimile decenii, indreptăţescafirmaţiile conform cărora, asistăm în prezent la o radicalizare a climatului, însensul multiplicării fenomenelor meteorologice contrastante. Abaterile de la parametrii de regim mediu de funcţionare a sistemului climatic au o frecvenţă şio intensitate crescută, mai ales în condiţiile de continentalizare din BazinulBârladului. Dar aceste abateri fac parte din caracteristica de bază a climatuluitemperat continental: marea variabilitate a regimului elementelor climatice. Deaici rezultă şi riscurile climatice diverseşi intense, şi implicit pericolul de producere a celor hidrologice derivate.

Bazinul Bârladului este una dintre cele mai vulnerabile regiuni dinţar ă laasemenea riscuri, datorită poziţiei geografice, reliefului specific, substratuluigeologic şi a tipurilor de economie practicate. De aici rezultă şi necesitateacunoaşterii şi punerii acestora sub control printr-un sistem eficient demonitoring, care să permită elaborarea de modeleşi prognoze de evoluţie, utile pentru prevenireaşi diminuarea efectelor dăunătoare ale riscurilor climaticeşihidrologice.

Bazinul Bârladului este situat în zona de influenţă climatic ă temperatcontinental excesivă est-uropeană, dar şi la interferenţa unor manifestărimeteorologice regionale, determinate de prezenţa Mării Negre şi a lanţuluicarpatic. În cadrul acestui bazin se pot produce o mare varietate de hazarduri siriscuri climatice, datorită apariţiei unor perturbaţii în dinamica atmosferică, acaracteristicilor fizice contrastante ale maselor de aer în advecţie, faţă de maselede aer deja instalate, a prezenţei barajului orografic carpatic, etc. Cauzelornaturale li se adaugă defrişările unor însemnate suprafeţe impădurite şi

schimbarea albedoului suprafeţei terestre prin utilizare antropică.Bazinul Bârladului este vulnerabil la o multitudine de riscuri climatice, infuncţie de particularităţile de manifestare a elementeleor climatologice:

417




- riscuri termice de iarnă (inversiuni termice, valuri de frig, crivăţ asociat cuninsori abundenteşi troienirea ză pezilor, îngheţ persistent, brumă, polei,chiciur ă);

- riscuri termice de var ă ( valuri de caldur ă, caniculă prelungită, r ăciri devar ă);- riscuri eoliene (vânturi intense, vijelii, furtuni, tornade);- riscuri pluviale (ploi torenţiale, averse, grindină);- riscuri barice (peristenţa stării anticiclonale cu geruri prelungite, persistenţa

ariilor depresionare cu repercusiuni asupra sănătăţii umane).Complexitatea riscurilor climatice produseşi posibil de a se produce, în

acest spaţiu este dată nu numai de amploarea, intensitatea, frecvenţa şi durata

acestora, cişi de o serie de particularităţi de manifestare:- caracterul local (precipitaţiile excesive din 5 septembrie 2007 din sudul bazinului Bârladului) sau regional (seceta generalizată din 2007).

- producerea unui singur risc climatic (precipitaţiile excesive din iulie 2005)sau a unor riscuri asociate ( ploi abundente, intensificari de vânt, grindină demărime record la 04 august 1950 în nordul bazinului).

- trecerea bruscă de la un risc la altul ( în vara anului 2005, precipitaţiiabundente în bazin în luna iulie, urmate de caniculă în luna august).

- trecerea bruscă de la un anotimp la altul ( iarna prelungită din 2003, cu ger,căderi abundente de ză padă şi viscol la 05 aprilie 2003, urmate de temperaturi de peste 30º C în luna mai).

Particularităţile bazinului Bârladului sunt condiţionate de contextul fizico-geografic, caracteristic unităţilor de platformă, cu un relief de podiş, dezvoltat încondiţiile unor roci sedimentare detritice, friabile, cu o structur ă geologică demonoclin (strate cu înclinări de 4-12%, pe direcţia NNV-SSE).

Relieful actual este grefat pe roci ale ultimului ciclu sedimentar(Badenian-Romanian), cu o largă dezvoltare a formaţiunilor bassarabiene,kersoniene, meoţian-ponţieneşi romaniene (în sudul extrem al regiunii).

Sub aspect geologic se remarcă prezenţa generalizată a rocilorsedimentare neconsolidateşi slab consolidate (mai rar pietrişuri, frecventenisipuri, argile, marne argiloase, urmate de luturişi depozite loessoide). Rocilede suprafaţă şi depozitele derivate din acestea (eluvii, deluvii, coluvii, proluviişialuvii) se leagă indirect de producerea unor hazarduri naturaleşi de fenomene derisc. Slaba rezistenţă opusă agenţilor specifici ai denudaţiei: apa meteorică (eroziune în suprafaţă şi de adâncime), vântul (coraziuneaşi deflaţia), for ţa

gravitaţională (alunecări de teren, pr ă buşiri şi surpări), la care se adaugă favorizarea unor procese geomorfologice, precum: sufoziuneaşi tasarea (procese periglaciare conservate în anumite morfostructuri sau active la nivelul unor

418




versanţi superiori), generează un ansamblu cauzal responsabil de evoluţiareliefului, câtşi un context favorizant pentru producerea unor hazarduri naturale,cu riscurile pe care le induc.

În acest context, factorul geologic întreţine majoritatea proceselor demodelare a reliefului actual (morfosculptur ă) şi contribuie, indirect, la producerea unor hazarduri naturale (eroziune accelerată, alunecări de teren), cuefect în cuantificarea riscurilor aferente.

Nivelele de roci mai dure (gresii,şi calcare bassarabiene, cinerite de Nuţasca-Ruseni, meoţiene) opun o rezistenţă sporită la acţiunea factorilordenudaţionali, cu reflex în conturarea reliefului tectono-structuralşi de facies petrografic (nivele succesive de platourişi interfluvii structural-litologice), mult

mai puţin „predispus” la producerea unor fenomene de risc.Activitatea tectonică, deosebit de complexă la nivelul Podişului Moldovei, prin valorile diferenţiate în timpşi spaţiu ale mişcărilor oscilatorii (de înălţare,eventual, de coborâre) se cuantifică prin ritmul diferit al denudaţiei şi alacumulării. Prezenţa unor importante linii tectonice (dizlocaţii, falii direcţionaleşi transversale), atât ale fundamentului, câtşi ale cuverturii sedimentare,determină amplificarea propagării unor hazarduri tectonice ca în cazul produceriicutremurelor. Seismele vrâncene se propagă tangenţial pe linia CurburiiCarpaţilor, direcţia nord-est urmărind linia localităţilor: Tecuci-Bârlad-Vaslui-Iaşi (cutremurele din anii 1977, 1986, 1990, 1994).

În aceste condiţii, factorul geologic – f ăr ă a fi generator de importanteresurse naturale – se corelează direct cu morfogeneza, influenţând semnificativmorfosculptura (denudaţia afectând peste 75% din teritoriu), câtşi producereahazardurilor geomorfologice, hidrologiceşi pedologice. Fondul geologic specificmonoclinului Podişului Moldovei, diversificat sub aspectul alcătuirii litologice,al constituţiei chimico-mineralogiceşi al însuşirilor geomecanice, generează unfactor „suport” lipsit de dezechilibre majore, dar care restricţionează semnificativ dezvoltarea de ansamblu a regiunii, bazinul Bârladului remarcânduse prin calitatea moderată a terenurilor, cu impact asupra dezvoltării agriculturii,amplasării localităţilor şi a infrastructurii de transport, uneori, chiarşi în ceea ce priveşte oportunitatea localizării unor obiective cu caracter economic industrial.

Relieful şi procesele geomorfologice actuale ofer ă imaginea de detaliua aspectului actualşi anticipează modificările ulterioare ale peisajului natural,asigurând suportul tuturor activităţilor socio-umane. Într-un teritoriu de întinderea două judeţe, se remarcă o diversitate impresionantă a formelor, darşi o

complexitate deosebită a proceselor reliefogene. Implicaţiile structurii geologiceşi alcătuirii litologice, dublate de manifestarea diferenţiată a proceselorgeomorfologice creează premisele necesare unui oarecare echilibru între

419




morfostructur ă şi morfosculptur ă, cu o tendinţă de generalizare a proceselormorfosculpturale.

Imaginea de ansamblu este aceea a unui relief tânăr, în plin proces deevoluţie, chiar dacă vârsta reliefului este tot mai recentă, din nordul regiunii(bazinul superior), spre sud (bazinul inferior), iar aspectul matur particularizează doar formele tot mai estompateşi mai joase din partea terminal sudică (încontrast cu vârsta absolută a reliefului).

Într-un ecart altitudinal de peste 530 de m se dezvoltă o gamă remarcabilă a fomelor de relief, grupate în tipuri repreezntative, în funcţie de manifestareadiferenţiată a proceselor geomorfologice. În cele trei tronsoane ale bazinului(superior, mijlociuşi inferior), gruparea proceselor geomorfologice se realizează

diferenţiat, în funcţie de litologie, de climat, de particularităţile hidrologiceşi deasamblajul bio-pedologic, un rol însemnat revenind activităţii antropice, legată indubitabil de modul de utilizare a terenului.

Factorul geologic induce o gamă largă de procese şi fenomenecaracteristice, în funcţie de constituţia geologică, compoziţia chimico-mineralogică şi însuşirile geomecanice ale rocilorşi depozitelor superficiale.Majoritatea corelaţiilor cu relieful sunt liniare, directe (faciesuri nisipoase –ravenaţie – forme ale eroziunii torenţiale; intercalaţii argilo-nisipoase – procesegravitaţionale – forme ale alunecărilor de teren; structur ă monoclinală – procesefluviale – văi consecvente etc.) uneori, inverse.

Climatul, potenţează sau atenuează componentul hidric, ambelecontribuind la o diversificare a formelor majore de relief, cu apariţia mezo-şimicroreliefului. Asamblajul bio-pedologic acţionează însă în sens opus, întremorfogeneză şi pedogeneză, existând un raport invers propor ţional, ceea cecomplică vizibil aspectul în sine al reliefului, câtşi formularea unor concluziisimple, f ăr ă echivoc.

În aceste condiţii, bazinul hidorgrafic al Bârladului prezintă o serie desimilitudini, câtşi numeroase tr ăsături specifice ale principalelor subunităţi derelief: Podişul Central Moldovenesc, Colinele Tutovei, Dealurile Fălciului,Podişul Covurluiului (ultimele două cu ponderi mai mici în cadrul bazinului),Culoarul Bârladului.

Procesele geomorfologice actuale indică, pe de o parte, sensulşiintensitatea evoluţiei reliefului (anticipând prognozele de evoluţie a reliefului),constituind degradări naturale ale mediului geografic, îndeosebi, ale solului, iar pe de altă parte, se pot constitui în factori de risc de risc geomorfologic (datorită

ritmurilorşi intensităţilor sporite). În această categorie se pot grupa mai multefenomene naturaleşi/sau induse antropic, care acţionează prin mecanismespecifice ale proceselor în cauză.

420




Din grupa proceselor geomorfologice, se detaşează ca factori de risc,următoarele:

- eroziunea în suprafa ţă , proces generalizat la nivelul scoar ţei superficiale, potenţat de cauze multiple (explicate în text), cu manifestări variate şi cuintensităţi diferite. Analiza cantitativă şi calitativă a acestui factor de risc indică manifestarea în bazinul Bârladului a eroziunii potenţiale în suprafaţă între 76-84% din întreg teritoriul, după cum urmează:

- 16-18%, cu intensitate slabă,- 18-20% cu intensitate moderată,- 22-24% cu intensitate puternică şi foarte puternică,- 20-22% cu intensitate excesivă.

Având în vedere rolul protector al vegetaţiei (păduri şi pajişti naturale), ponderea eroziunii efective în suprafaţă se reduce simţitor, prin metode statisticeobţinându-se următoarele situaţii:

- 36% din teritoriu, cu intensitate slabă şi moderată,- 16% cu intensitate puternică şi foarte puternică - 6% cu intensitate excesivă.Aşadar, cu excepţia şesurilor aluviale, a unor glacisuri de acumulareşi a

interfluviilorşi a platoruirlor structural-litologice, cu o vegetaţie forestier ă, toatecelelalte suprafeţe suportă acest risc. Cele cu intensităţi slab-moderate afectează versanţii utilizaţi agricol (îndeosebi arabil), procesul fiind evident după orice ploaie de lungă durată sau de intensitate deosebită (torenţială). Întensităţile puterniceşi foarte puternice sunt specifice versanţilor flanc de vale (inclusivcueste de ordinul II) cu înclinări mai mari de 15-17°, cu variate folosinţeagricole, iar terenurile afectate de procese extreme se grupează în categoriaversanţilor frunte de cuestă şi a celor din unele bazine torenţiale sau dealunecare.

Utilizarea defectuoasă a fondului funciar (inclusiv, ca efect al legii18/1991) potenţează permanent acest factor de risc

- eroziunea în adâncime (toren ţ ial ă ) se materializează prin apariţia unorforme tot mai evoluate (rigole mari, ogaşe, ravene de versantşi fund de vale,organisme torenţiale complexe). Formele eroziunii torenţiale se dezvoltă în toatesubunităţile de relief (cu excepţia Culoarului Bârladuluişi Câmpiei Tecuciului)având o densitate remarcabilă în cursul mijlociu al Bârladului, în ColineleTutoveişi Dealurile Fălciului. Procesele de ravenare prezintă un sezon criticşise leagă direct de faciesurile nisipoase (kersonieneşi meoţian-ponţiene).

Numărul ravenelor din bazinul Bârladului este impresionant, foarte multeasemenea forme de degradare a mediului remarcându-se prin dimensiuniimpresionante (lungimi de câţiva kmşi adâncimi de peste 20-25 m). Având în

421




vedere ratele foarte mari de înaintare (frecvent cu valori de 10-45 m), creştereamedie a suprafeţei de ravenare (între 350-2000 m2/an) şi volumul ridicat dematerial dislocatşi transportat (de ordinul miilorşi zecilor de mii de tone/an)acest proces geomorfologic constituie un veritabil factor de risc.Procesele de eroziune în adâncime determină mari pagube prin diminuareaechilibrului de versantşi favorizarea alunecărilor de teren (ravenele Vâlcioaia,Banca-Recea, din Dealurile Fălciului, Hreasca, din Colinele Tutovei etc),scoaterea din circuitul agricol a unor însemnate suprafeţe, depunerea unor amricantităţi de materiale friabile în conurile proluviale (frecvent ocupate de aşezări),afectarea par ţială a unor localităţi, agradarea luncilor etc. Acest factor de risc nua fost avut în vedere în amenajareaşi planificarea teritoriului sau în proiectele de

urbanism (P.U.G.-urişi P.U.Z.-uri) generând un peisaj dezolant, într-o regiunefoarte săracă, care progresiv a devenit un fel de „ţar ă a nimănui” vitregită denatur ă şi uitată de autorităţi.

- alunecările de teren constituie ce mai virulentă formă de manifestare a proceselor gravitaţionale şi unul dintre cei mai dinamici factori de risc. Acesthazard natural se produce într-un context cauzal complex (factori pregătitori şideclanşatori) şi constituie cel de-al doilea factor major de risc în bazinulBârladului. Condiţiile de manifestare sunt specifice tuturor subunităţilor de relief(cu excepţia văilor şi câmpiilor), însă repartiţia teritorială difer ă foarte mult.Suprafeţele cele mai afectate de acest proces, formele cele mai diversificate,volumele cele mai impresionante antrenate în mişcare (deluvii de alunecare)şiintensităţile cele mai ridicate se înregistrează în jumătatea de nord a regiunii(bazinul superiorşi în cel mijlociu).

Alunecările de teren caracterizează marile fronturi de cuestă (Bârladulsuperior, Racova, pe dreapta râului, apoi cuestele Vasluieţului, Crasnei;Lohanuluişi Jiravăţului, de pe stânga Bârladului), o parte din cuestele flanc devale, câtşi micile bazine de alunecare din zona de obâr şie a unor râuri (îndeosebiîn Colinele Tutovei), la care se adaugă perimetre importante la nivelulversanţilor care însoţesc ravenele şi organismele torenţiale din DealurileFălciuluişi din nordul Podişului Covurluiului.

Deluviile de alunecare, îndeosebi cele active, provoacă mari pagubematerialeşi pun probleme deosebite, în plan ameliorativşi al calităţii mediului.Multe localităţi sunt amplasate spre baza unor versanţi afectaţi de alunecăristabilizate sau în bazine de alunecare (sate de tip „hârtop”). Orice reactivare aunui deluviu presupune costuri semnificativeşi soluţii de ameliorare. În opinia

noastr ă, peste 15% din localităţile rurale din bazinul Bârladului sunt situate pevechi deluvii stabilizate sau în diferite stadii de reactivare. Având în vedereciclicitatea producerii fenomenului, este de presupus faptul că alunecările de

422




teren constituie în permanenţă un potenţial pericol pentru anumite comunităţilocale. Având în vedere creşterea aproape necontrolată a intravilanului, inclusiv pe terenuri improprii, în condiţiile acutizării producerii acestui hazard natural,este de presupus o creştere progresivă a riscului indusşi una exponenţială a pagubelor.

Rezumând datele obţinute prin măsur ători directeşi prin metode indirecte,rezultă că eroziunea efectivă a versanţilor în condiţiile Podişului Bârladuluivariază între 2400-4000 t/km2/an, în condiţiile unui sol neacoperit de vegetaţie,iar dacă se adaugă aportul eroziunii în adâncimeşi cel dislocat prin alunecări deteren, eroziunea brută a versanţilor paote atinge sau depăşi 8000 t/km2.

- agradarea albiilor şi colmatarea lacurilor antropice reprezintă

consecinţa directă a provenienţei, producţiei, tranzituluişi efluenţei aluviunilordintr-un bazin hidrografic. În condiţiile Podişului Moldovei, circa 95% dinvolumul total de aluviuni este reprezentat de particule în suspensie. Producţia dealuviuni difer ă foarte mult de la un râu la altul, în unele situaţii depăşindu-se10.000 t/km2/an (Lipova, Tutova etc.). Având în vedere coeficientul de formă a bazinului, particularităţile litologiceşi însuşirile solului, pe măsur ă ce creşteordiul de mărime al reţelei hidrografice, aluviunile sunt stocate, tot mai intens,spre baza versanţilor, în conuri de dejecţie, în albii majoreşi în retenţii (lacuri).

În aceste condiţii se produce o agradare progresivă a albiilor majore,fenomen materializat printr-o „împotmolire” a reţelei hidrorgafice. Înălţareaalbiilor majore se realizează diferenţiat, în funcţie de condiţiile litologiceşimorfohidrorgafice. Valorile diferite ale pantei profilului longitudinalşimorfologia albiilor determină apariţia unor sectoare în care se constată oeventuală adâncire (degradare) a râurilor în aluviunile recente. Albiile puternicrectificate prin canalizarişi îndiguiri capătă progresiv o tendinţă de revenire spreforma iniţială, meandrată, aşa cum este cazul râului Bârlad, prin reactivareaeroziunii laterale.

Având în vedere elementele prezentate mai sus se remarcă faptul că luncile actuale se află într-un clar proces de agradare, ceea ce restricţionează sever modul de utilizare a terenurilorşi exclude extinderea vetrelor de sat înşesurile aluviale inundabile. Acest fapt poate provoca mari daune (cazulTecuciului, în septembrie 2007), conform simulărilor analizate în lucrare(Tutova, la Puieşti), amenajările realizate în şesurile aluviale (căi decomunicaţie, poduri şi podeţe, baraje de pământ dezafectate) potenţândexponenţial riscul la inundaţii, mai ales, în cazul producerii unor ploi torenţiale.

Colmatarea lacurilor antropice relevă faptul că există o corelaţie directă între surpafaţa bazinuluişi producţia de aluviuni, un rol important fiind deţinutde modul de utilizare a terenurilorşi de sistemul de agricultur ă practicat. În

423




bazinele bine împădurite se constată o producţie mult mai mică de aluviunişi,implicit o rată considerabil redusă a colmatării lacurilor. În Podişul Bârladuluicele mai multe lacuri mari (Puşcaşi, Cuibul Vulturilor, Râpa Albastr ă etc.)realizează un coeficient de captare a aluviunilor de 60-80%şi o rată de colmatarede 1-5%, ceea ce presupune un timp rezonabil de colmatare totală. Astfel,lacurile cele mai importante finalizate între 1970şi 1980 sunt mai puţincolmatate (Râpa Albastr ă – 21%, Cuibul Vulturilor – 33%, în timp ceacumulările cu un volum de apă mai redus sunt mult mai intens colmatate:Fichteşti (bazinul Pereschivului) – 53%, Puşcaşi (pe Racova) - 62%.

Lacurile antropice din bazinul Bârladului, mediuşi puternic colmatate,r ăspund unor funcţii multiple, contribuind la regularizarea regimului hidrologic

al râurilor tributare Bârladului, câtşi la prevenireaşi/sau controlul inundaţiilor. Solul – înveliş derivat aflat la contactul principalelor geosfere,component suport pentru plante, filtru pentru circuitul bio-geodinamic alnutrienţilor şi interfaţă între atmosfer ă şi litosfer ă, constituie un reper „cheie” pentru cuantificarea riscurilor naturaleşi antropice. Aflat într-un echilibrudinamic cu factorii de mediu, fragil sau stabil, solul suportă numeroaseintervenţii, inclusiv antropice, preluând, filtrând, reţinând şi eliberând fluxuriimportante de energiişi mase, pe care le „administrează” diferenţiat.Ţinând contde poziţia pe care o deţine, solul reprezintă componentul cel mai sensibil algeosistemului.

Factorii de risc suportaţi de învelişul de sol sunt multipli, cu acţiuneindirectă şi directă. Din prima categorie fac parte eroziunea în suprafaţă, înadâncimeşi procesele gravitaţionale (de natur ă geomorfologică), inundabilitatea(risc hidorlogic), secetele intense (risc climatic) etc, în timp ce acţiunea directă se leagă de contextul cauzal al evoluţiei solului, la care se adaugă intervenţiaantropică în sistem (modul de utilizare a terenuluişi agrotehnica).

În ceea ce priveşte riscurile geomorfologice, solul cuantifică foarte precisstadiul şi intensitatea proceselor în cauză, prin tipologieşi însuşiri: eroziuneageologică constantă şi intensă – regosoluri; eroziune în suprafaţă foarte puternică şi excesivă – erodosoluri; alunecări de teren – complexe de soluri (cu regosoluri,erodosolurişi alte tipuri aflate în diferite stadii de degradare);şesuri aluvialeinundabile – aluviosoluri stratificateşi/sau cu soluri îngropateş.a.m.d.

Riscurile pedologice directe se cuantifică prioritar prin însuşirilemorfologiceşi fizico-chimice, cu reflex în productivitatea naturală şi efectivă. În bazinul Bârladului soluri suportă impactul unor factori de mediu cu manifestare

externă, cât şi presiunea antropică. Câteva aspecte se impun atenţiei, ca factorispecifici de risc:

424




- regradarea carbonaţilor, în condiţiile unei tendinţe evidente de aridizare aclimatuluişi al caracterului extrem de neregulat al precipitaţiilor: Acest fenomeneste caracteristic majorităţii solurilor de stepă şi silvostepă (cernisoluri:cernoziomuri tipice, cambiceşi argice, faeziomuri; protisoluri: regosoluri,aluviosoluri evoluate etc.).

- pierderea progresivă şi ireversibilă a humusului datorită acceler ăriidenudării în suprafaţă, efect al punerii în posesie a proprietarilor pe vechileamplasamente, a sistemului de cultur ă impropriu (monocultur ă, îndeosebi, pr ăşitoare)şi a agrotehnicii rudimentare;

- amplificarea salinizării secundareşi a alcalizării, ca efect al excesivităţiiclimatului şi al acutizării unor fenomene meteorologice extreme (secete

frecvente şi intense, precipitaţii neregulate etc.). În lipsa lucr ărilor pedo-ameliorative după 1990, fenomenul se acutizează la nivelul luncilor (Bârlad,Vaslueţ, Simila, Horoiata, Tutova, Zeletinş.a.) şi se constată chiarşi la nivelulversanţilor (salinizare de tip sulfatic, prin scoaterea la zi a sulfaţilor din uneledepozite geologice (formaţiuni de gips);

- creşterea intensităţii proceselor de hidromorfism freatic, procescaracteristic unor sectoare de luncă, unde căile de comunicaţii şi lucr ărilehidorameliorative (diguri) funcţionează ca adevărate baraje, apa stagnând perioade îndelungate în sistemul de tip „poldere” (văile Bârladului, Vaslueţului,Tutovei etc.);

- pierderea sau blocarea unor elemente nutritive. Astfel, azotul total se leagă majoritar cu materia organică, iar prin îndepărtarea orizontului humifer (Ao sauAm), acest element nutritiv vital plantelor se pierde progresiv din sol.Majoritatea tipurilor de sol analizate prezintă anumite deficienţe sau chair cerinţeîn azot total. Fosforul mobil, foarte greu sintetizat din depozitele de solificare,s egăseşte în cantităţi reduse, ca efect al precarităţii aplicării îngr ăşămintelorfosfatice. Mai mult, datorită reacţiilor alcaline (condiţionate de intensitateaeroziunii în suprafaţă), formele asimilabile de fosfor se blochează sub formaunor compuşi insolubili. Singurul element nutritiv care nu prezintă carenţe deaprovizionare este potasiul, formele mobile fiind conţinute în materialele parentale. Probleme apar doar în cazul solurilor cu texturi grosiere (nisipoase).

- diminuarea aprovizionării cu microelemente reprezintă o caracteristică tota solurilor degradate prin procese denudaţionale. Se constată la nivelulversanţilor putenic înclinaţi, uneorişi pe interfluviile înguste;

- poluarea fizică, chimică şi biologică, a solurilor urbaneşi din ariile

periurbane, la care se adaugă şi anumite areale din proximitatea unor fermeşicomplexe agrozootehnice. Cele mai mari probleme le ridică gropileşi rampelede depozitare a deşeurilor menajere urbane (Bârlad, Vaslui, Negreşti etc.),

425




staţiile de epurareşi terenurile limitrofe (poluare chimică şi biologică), cât şispaţiile adiacenteşi/sau auxiliare căilor de comunicaţii, gărilor, obiectivelorindustriale etc.

Toate aceste riscuri pedologice determină o degradare permanentă aînvelişului de sol, cu reflex în diminuarea fertilităţii şi creşterea costurilor de producţie, la care se adaugă calitatea tot mai precar ă a mediului urban. Dinfericire, există şi situaţii opuse, de control strict al calităţii solului, aşa cum estecazul unor firme particulare, care utilizând metodele moderne ale unei agriculturintensive, obţin producţii mari, f ăr ă a supune solul unei degradări accentuate.

Sintetizând, pe baza datelor obţinuteşi a interpretărilor din această lucrare, putem formula câteva constatări finale:

bazinul Bârladului, situat în partea de est a României, în regiunea dedezvoltare nord-estică, se caracterizează printr-un potenţial natural modest.Resursele minerale utile sunt în cantităţi reduse şi de calitate inferioar ă, iarrelieful variat tipologic, prezintă multiple procese geomorfologice, moderateşi/sau intense, cu o pronunţată instabilitate a versanţilor şi cu o dinamică încreştere a denudaţiei. Climatul de tip temperat continental, prezintă nuanţe deexcesivitate (continentalism accentuat), cu o tendinţă de aridizare, de creştere atemperaturilor (medii, minimeşi maxime), la care se adaugă caracteruldezordonat al precipitaţiilor (perioade de secetă care alternează cu producereaunor ploi torenţiale) şi exacerbarea unor fenomene meteorologice deosebite. Înaceste condiţii, resursele de apă sunt modeste, atât în ceea ce priveşte apele desuprafaţă, cât şi cele din subteran. Astfel, un bazin cu o suprafaţă de 7220 km2 evacuează din sistem un debit mediu anual de aproape 11,5 m3/s, în timp ceapele subterane, îndeosebi cele freatice, sunt relativ modesteşi deterioratecalitativ, în cea mai mare parte (numeroase surse freatice fiind admise în modexcepţional în categoria celor potabile). Sub aspect hidrochimic, cele maifrecvente sunt apele freatice bicarbonatate calcice, sulfatice, cloruro-sodice,uneori magneziene. Cea mai valoroasă resursă naturală o constituie solul, careînsă suportă o tot mai crescândă presiune antropică dar şi o gamă largă de procese de degradare naturală. Urmează vegetaţia naturală, rolul protector al pădurii fiind în scădere, având în vedere ponderea tot mai restrânsă a acesteiformaţiuni vegetale (în unele subunităţi de releif, cu o propor ţie de sub 20%).

Ansamblul factorilor naturali, schimbările globale ale mediului(îndeosebi, cele climatice)şi intervenţia antropică necontrolată în sistem(adesea) condiţionează producerea unor hazarduri naturale, riscul producerii

acestora fiind condiţionat de complexul cauzal variabil în timpşi spaţiu.Riscurile producerii unor hazarduri naturale se grupează în câteva mari categorii:- riscuri la producerea unor hazarduri tectonice (cutremurele de pământ);

426




- riscurile geomorfologice induse de hazarduri (alunecări de teren), dealcătuirea geologică şi de relief (ravenaţia), câtşi potenţate de activităţile umane(eroziunea în suprafaţă, colmatarea lacurilor etc.);

- riscuri climatice condiţionate de cauze globale (aridizare, încălzireglobală), regionale sau locale, cu o susceptibilitate deosebită la producereasecetei (a se vedea anul 2007), a precipitaţiilor excepţionale (iulie, 2005),septembrie 2007, iulie 2008)şi a exacerbării unor fenomene meteorologicedeosebite (viscol, grindină, număr de zile tropicale etc.). Din acest punct devedere, bazinul Bârladului apar ţine zonei de risc maxim din România.

- riscuri hidrologice, induse de cele climatice, cu producerea frecventă asecetei hidrologice (urmată de cea pedologică), darşi cu manifestarea sporadică

a inundaţiilor (ca în bazinul inferior al Bârladului, în septembire 2007).- riscuri pedologice, condiţionate de cele geomorfologice, climaticeşihidrologice, darşi potenţate de intervenţia antropică de multe ori, abuzivă şinecontrolată.

Pe fondul potenţialului natural relativ modest, producerea hazardurilorşicuantificarea riscurilor denotă o vulnerabilitate crescută acestui teritoriu, ceea cecreează probleme serioase comnităţilor umane din zonă şi generează pagubeeconomice, menţinând o cotă ridicată a săr ăciei, foarte evidentă în aşezărilerurale mici şi izolate (din Colinele Tutovei, Podişul Central Moldovenesc,Dealurile Fălciului).

De aceea, această lucrare apărută ca rezultat al unei cercetări complexe,interdisciplinare (Contract CEEX 756/2006, acronim IRIS), poate constitui unîndreptar practicşi eficient în perspectiva planificării şi amenajării teritoriale.Implicaţiile riscurilor provocate de hazardurile naturale ar trebui cunoscuteşi deinstituţiile publice ale statului (prefecturi, primării, agenţii de mediu, agenţii dedezvoltare, direcţii agricole, oficii de cadastruşi publicitate imobiliar ă etc.), pentru a lua cele mai potrivite decizii care se impun pentru fiecare caz în parteMăsurile de prevenireşi de limitare a efectelor riscurilor naturale sau antropice(eventual, de combatere a unor procese sau fenomene) sunt de competenţaorganismelor abilitate, în urma cunoaşterii complexului cauzalşi al tendinţelorde producere. Această lucrare stă la dispoziţia tuturor celor interesaţi, fiind, înopinia noastr ă, un model de fundamentareştiinţifică a temei propuse ( Impactulriscurilor hidro-climatice şi pedo-geomorfologice asupra mediului în bazinul Bârladului).

427




Bibliografie selectivă:

Alexandrescu G., (1974) - Analiza timpilor de propagare a viiturilor pe râurile mari,

Studii de hidrologie, nr.43, IMH, Bucureşti.Apăvăloae M., Apostol L., Pârvulescu I., (1985) - Poten ţ ialul eolian din ColineleTutovei, Lucr.Sem.Geogr. „D.Cantemir”, nr.6, 1985, Iaşi.

Apetrei M., Groza O., Grasland C. (1996) - Elemente de statistică cu aplica ţ ii în geografie, Ed. Universităţii „Al.I.Cuza” Iaşi.

Apostol L., (2004) -Clima Subcarpa ţ ilor Moldovei, Editura Universităţii Suceava.Apostol L., (2000) - Precipita ţ iile atmosferice în Subcarpa ţ ii Moldovei, Edit. Univ.

Suceava, Suceava.Atanasiu I., Macarovici N., (1950) - Les sédiments miocenes de la partie septentrionale

de la Moldavie (département de Dorohoi, de Boto şani et de Ia şi), ACG, XXIII.Bandrabur T., Ghenea C., Săndulescu M., (1971) - Harta neotectonică a României, Inst.Geol. Bucureşti.

Barbu N., (1987) -Geografia solurilor României, Centr. Multipl. „Univ. „Al. I. Cuza”Iaşi,

Barbu N., (1992) - Podi şul Moldovei. Solurile, în Geografia României, vol. IV, EdituraAcademiei Române, Bucureşti.

Bathrellos G.D., Kalivas D.P., Skilodimou H.D. (2006) - Landslide susceptibilitymapping models applied to natural and urban planning, using GIS ;http://www.urisa.org/bathrellos; 11th International Symposium on Natural andHuman Induced Hazards & 2nd Workshop on Earthquake Prediction.

Băcăuanu V., (1968) - Câmpia Moldovei. Studiu geomorfologic, Ed. Academiei,Bucureşti.

Băcăuanu V., (1973) - Evolu ţ ia văilor din Podi şul Moldovenesc, în volumul Realizări în geografia României, EdituraŞtiinţifică Bucureşti.

Băcăuanu V., (1977) - Processus et formes actuelles de relief dans le Plateau Moldave,An.Şt. Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi, secţ. II-c, tom XII.

Băcăuanu V., Barbu N., Pantazică Maria, Ungureanu Al., Chiriac D., (1980) - Podi şul Moldovei. Natur ă. Om. Economie, Ed.Ştiinţifică şi enciclopedică, Bucureşti.

Băcăuanu V., Donisă I., Hârjoabă I., (1974) - Dic ţ ionar geomorfologic, EdituraŞtiinţifică, Bucureşti.

Băican V., (1996) -Geografia Moldovei reflectat ă în documentele cartografice din secolul al XVIII-lea, Editura Academiei Române, Bucureşti.

Băloiu V., (1980) - Amenajarea bazinelor hidrografice şi a cursurilor de apă, Edit.„Ceres”, Bucureşti.

Băloiu V., Ionescu V., (1986) - Apărarea terenurilor agricole împotriva erziunii,alunecărilor şi inunda ţ iilor , Edit. „Ceres”, Bucureşti.

Bechet S., Neagu Ileana (1975) - Amenajarea şi exploatarea antierozional ă a terenurilorîn pant ă , Edit. „Scrisul Românesc”, Craiova.

Berar U., Ionescu V., Giurma I., Ionescu V. (1983) - Modele matematice pentruombaterea eroziunii solului, Ed. Juminea Iaşi.

428

http://www.urisa.org/bathrellos

http://www.urisa.org/bathrellos




Berbecel, O., Stancu M., Ciovică, N., Jianu, V., Apetroaei,Şt., Socor, Elena, Rogojan,Iulia, (1970) - Agrometeorologie, Edit. Ceres, Bucureşti.

Bogdan Octavia (1994) - Noi puncte de vedere pentru studiul hazardelor climatice,

Lucr ările SesiuniiŞtiinţifice Anuale, Institutul de Geografie, Academia Română,Bucureşti.Biali Gabriela, Popovici N., (2003) -Tehnici GIS în monitoringul degrad ării erozionale,

Ed. „Gh. Asachi” Iaşi.Bogdan Octavia (2005) -Caracteristici ale hazardurilor/riscurilor climatice de pe

teritoriul Romaniei, Natural and anthropogenic hazards, nr 5, oct. 2005, Bucuresti.Bogdan Octavia, Niculescu Elena (1999) Riscurile climatice din România, Edit. Acad.,

Bucureşti.Bogdan Octavia (1981) - Fenomene meteorologice caracteristice întregului an –

uscăciunea şi seceta, Edit. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.Bojoi I., (1992) - Eroziunea solului, Facultatea de Geografieşi Geologie, Univ.

„Al.I.Cuza” Iaşi.Bojoi I., (1996) - Dinamica peisajului geografic din Podi şul Bârladului – Contract nr.

5011/254/1996, etapa 1996, Facultatea de Geografieşi Geologie, Univ. „Al.I.Cuza”Iaşi.

Bojoi I., (2000) - România. Geografie fizică, Ed. Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi.Bradu Tatiana (2004) -Clima Colinelor Tutovei, Rezumatul tezei de doctorat, Univ.

Al.I.Cuza” Iaşi.Bradu Tatiana (2005) - Fenomenele de uscăciune şi secet ă în Colinele Tutovei,

Roumanian Journal of Climatology, nr. 1, Ed. Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi.Brown L. C., Foster G. R., (1987) -Storm erosivity using idealized intensity

distributions, Trans. ASAE 30.Bube K.B., Trimble S.W. (1986) - Revision of the Churchill reservoir trap efficiency

curve using smoothing slines, Water res. Bull., 22, 2.Bulgariu D., Rusu C., (2005) - Metode instrumentale de analiza in geostiinte, vol. I,

Prelevarea probelor. Sampling,Casa Edit. Demirug.Bulgariu D., Juravle D., Bulgariu Laura, Macoveanu M., Rusu C. (2008) – Distribution

and migration of chrome in urban soils – case study: Ia şi City (Industrial Zone),Environmental Engineering and Management Journal, May/June 2008, Vol.7, No.3,277-288. „Gh. Asachi” Tehnical University of Iaşi, Romania

Burduja C., Barbu N. (1955) -Contribu ţ ii la fitogeografia Colinelor Tutovei, Problemede Geografie, vol. II, Ed. Academiei, Bucureşti.

Burduja C., Mihai Gh., (1973)Curs de geobotanică , partea a II-a, Raionarea floristică şi vegeta ţ ia R.S.România, Centrul de multiplicare al Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi.

Carrara A., Cardinale A., Detti R., Guzzetti F., Pasqui V., Reichenbach P. (1999) -GIStechniques and statistical models in evaluating landslide hazard ; Earth SurfaceProcesses and Landforms, vol. 16.

Carrara A., Guzzetti F., Cardinali M., Reichenbach P. (1999) -Use of GIS technology inthe prediction and monitoring of landslide hazard ; Natural Hazards, 20.

429




Chelcea Silvia, Preda AL., Vladucu A., (2006) - Extreme Hydrological Phenomena inthe Bârlad River Basin, Balvois Conferences.

Chiriac V., Filotti A., Manoliu I. (1980) Prevenirea şi combaterea inunda ţ iilor, Ed.

Ceres, Bucureşti.Ciocârdel R., Esca A., (1966) - Încercare de sinteză cu privire la mi şcările verticale ale scoar ţ ei terestre în România, Rev.Roum., G.G.G., s. Géophys., t.IV, f.1.

Cismăriţa D., (1976) - Acumularea Pu şca şi, Hidrotehnica, 21,4.Condurachi D., (2004) -Studiu fizico-geografic al zonei deluroase dintre văile Lohan şi

Horincea, Teză de doctorat, Univ.”Al.I.Cuza” Iaşi Coteţ P., (1973) -Geomorfologia României, Ed. Tehnică, BucureştiDavid M., (1921) -O schi ţă morfologică a Podi şului Sarmatic din Moldova, BSRRG, t.

XXXIX.David M., (1922) -Cercet ări geologice în Podi şul Moldovenesc, AIGR, IX (1915-1920).David M., (1922) -Cercet ări geomorfologice în Podi şul Moldovenesc, An.Inst. Geologic

Român, t. IX (1915-1921), Bucureşti.De Jong, S.M., Brouwer, L.C., Riezebos, H. Th. (1998) - Erosion hazard assessment in

the Peyne catchment, France. Working paper DeMon-2 Project. Dept. PhysicalGeography, Utrecht University.

Dehn M., Buma J., (1999) - Modeling future landslide activity based on generalcirculation models; Geomorphology, 30.

Demoulin A., Chung C.-J., (2007) - Mapping landslide susceptibility from smalldatasets: a case study in the Pays de Herve (E Belgium), Geomorphology, 89.

Desmet P.J.J., Govers G. (1996) - A GIS-procedure for automatically calculating theUSLE LS-factor on topographically complex landscape units. Journal of Soil andWater Conservation, 51 (5).

Diaconu C.,Şerban P. (1994) -Sinteze şi regionalizări hidrologice, Ed. Tehnică Bucureşti.

Diaconu C., (1988) - Râurile de la inunda ţ ie la secet ă, Edit. Tehnică, Bucureşti.Diaconu C., (1971) - Probleme ale scurgerii de aluviuni ale râurilor României, Studii de

hidrologie, XXXI, Bucureşti.Diodato N., (2004) - Estimating RUSLE’s rainfall factor in the part of Italy with a

Mediterranean rainfall regime, Hydrology and Earth Systems Sciences, 8(1).Donciu C., (1962) -Studiul secetei în R.P.România, I, Cauzele sinoptice ale secetelor,

MHGA; VII, Bucureşti 3:170.176.Donisă I., Lupaşcu Gh., Rusu C., (1986) -Quelques aspects du relief de la partie

orientale du Plateau Central Moldave, An. Şt. Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi, secţ. II-b,tom XXXII.

Dragotă Carmen. (2006) – Precipita ţ iile excedentare în România, Edit. AcademieiRomâne, Bucureşti.

Dury G.H., (1970) -General theory of meandering valleys and underfit streams, în:Rivers and river terraces, ed. G.H. Dury, Macmillan, Edingburg.

Erhan Elena (1983) - Fenomenul de secet ă din Podi şul Moldovei, An. Şt. Univ.„Al.I.Cuza” Iaşi, secţ. II-b, tom XXIX.

430




Erhan Elena (1986) - Fenomenul de grindină din Podi şul Moldovei, An. Şt. Univ.„Al.I.Cuza” Iaşi, secţ. II-b, tom XXXII.

Erhan Elena (1992) - Podi şul Moldovei. Clima, în Geografia României, vol. IV, Editura

Academiei Române, Bucureşti.Evans I.S. (1996) -What do terrain statistics really mean?, in Landform Monitoring,Modeling and Analysis, editat de Lane S., Richards K., Chandler J.

Evans J., (2003) -Scale-Specific Landforms and Aspects of the Land Surface, Conceptsand Modelling in Geomorphology: International Perspectives, Edit. I. S. Evans, R.Dikau, E. Tokunaga, H. Ohmorişi M. Hirano, pp. 61–84, TERRAPUB, Tokyo.

Evans I.S., Cox N.J., (1998) - Relations between Land Surface Properties: Altitude,Slope and Curvature, în Process Modelling and Landform Evolution, Hergarten S., Neugebauer H.J., (eds.), Springer.

Evans B., (2006) - Erosion of Uncultivated Land Soil Erosion in Europe, editors, JohnBoardman & J. Poesen, John Willez & Sons Ltd.

Evans M., Church M., (2006) - A method for error analzysis of sediment yields derived from lacustrine sediment accumulation, Earth Surface Processes and Landforms 25.

Farr T. G., et al. (2007) -The Shuttle Radar Topography Mission, Rev. Geophys., 45,2007, http://www2.jpl.nasa.gov/srtm/SRTM_paper.pdf.

Filipescu M.G., (1950) - Îmbătrânirea prematur ă a re ţ elei hidrografice din partea sudică a Moldovei dintre Siret şi Prut şi consecin ţ elei acestui fenomen, Natura anII, nr.5, Bucureşti.

Filipov F., Lupaşcu Gh. (2003) - Pedologie – Alcătuirea, geneza, propriet ăţ ile şiclasificarea solurilor , Edit. Terra Nostra, Iaşi.

Florea N., Bălăceanu V., R ăuţă C., Canarache A. (1986) - Metodologia elabor ării studiilor pedologice, partea I, Colectarea şi sistematizarea datelor pedologice,M.A., A.Ş.A.S., I.C.P.A. Bucureşti.

Florea N., Munteanu I., (2003) -Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor , Edit.Estfalia, Bucureşti.

Florinsky I.V. (1998) -Combined analysis of digital terrain models and remotely senseddata in landscape investigations, Progress in Physical Geography 22, 1, pag. 33-60.

Galli M., Ardizzone Francesca, Cardinali M., Guzzetti F., Reichenbach Paola (2007)Comparing landslide inventory maps; Geomorphology, doi:10.1016/j.geomorph.2006.09.023.

Galli M., Guzzetti F., (2007) - Landslide vulnerability criteria. A case study fromUmbria, Central Italy; Environmental Management, unpublished.

Gamache M., (2004) - Free and Low Cost datasets for International Mountaincartography, http://www.icc.es/workshop/abstracts/ica_paper_web3.pdf.

Gaspar R., Cristescu C. (1987) -Cercet ări hidrologice în bazine hidrografice toren ţ ialemici, Institutul de Cercetări şi Amenajări Silvice, Bucureşti.

Geacu S., (2002) -Colinele Covurluiului. Poten ţ ial ecologic. Comunit ăţ i biologice. Modificarea antropică a peisajului geografic, Ed. Univ. Enclic., Bucureşti.

Giur ăscu C.C. (1975) - Istoria pădurii române şti din cele mai vechi timpuri până ast ă zi,Edit. Ceres, Bucureşti.

431




Giurma I., (2003) -Viituri şi mă suri de apărare, Edit. „Gh.Asachi”, Iaşi.Giurmă I., Cr ăciun I., Giurmă Catrinel-Raluca (2003) - Hidrologie şi hidrogeologie –

Aplica ţ ii, Edit. „Gh.Asachi”, Iaşi.

Gorokhovich Y., Voustianiouk A., (2006) - Accuracy assessment of the processedSRTM-based elevation data by CGIAR using field data from USA and Thailand andits relation to the terrain characteristics, Remote Sensing of the Environment, 104.

Goudie A. (1981) - Geomorphological Techniques, edited for the BritishGeomorphological Research Group, George Allen & Unwin.

Gournellos Th., Evelpidou N., Vassilopoulos A. (1999) - A morphometric analysis usingGIS to deduce geomorphological processes – natural hazards at Zakynthos Island ;6th international conference on Environmental Science and Technology.

Goţiu Dana, Surdeanu V., (2007) - No ţ iuni fundamentale în studiul hazardelor naturale, Presa Universitar ă CLujeană.

Griffin M.L., Beasley D.B., Fletcher J.G.,Foster G.R., (1988) - Estimating soil loss ontopographically nonuniform field and farm units, J. Soil and Water Cons. 43.

Gugiuman I., (1959) - Depresiunea Hu şi–studiu de geografie fizică şi economică,EdituraŞtiinţifică, Bucureşti.

Gugiuman I., (1970) -Câteva observa ţ ii privind durata de str ălucire a Soarelui pe cerîn partea de est a R.S.România, An. şt. ale Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi, secţ. IIc, tomXVI.

Gugiuman I., Patraş Eugenia (1963) - Rolul dinamicii atmosferei şi al factorilor geografici în determinarea regimului aerului în partea de est a României, An. şt.Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi, secţ. II, tom IX, fasc. 4.

Gugiuman I., CârcotăV., BăicanV., (1973) - Jude ţ ul Vaslui, Editura AcademieiR.S.România, Bucureşti.

Guthrie R.H., Evans S.G., (2007) -Work, persistence and formative events: the geomorphic impact of landslides; Geomorphology, 88.

Guzzetti F., Galli M., Reichenbach P., Ardizzone F., Cardinali M. (2006) - Landslidehazard assessment in the Collazzone area, Umbria, Central Italy; Natural Hazardsand Earth System Sciences; 6.

Guzzetti F., Reichenbach P., Wieczorek G.F. (2003) - Rockfall hazard and riskassessment in the Yosemite Valley, California, USA; Natural Hazards and EarthSystem Sciences, 3.

Guzzetti Fausto (2003) - Landslide cartography, hazard assessment and risk evaluation:overview, limits and prospectives; In: Jansà A. & Romero R. (eds.), Proceedings4th Plinius Conference on Mediterranean Storms, Mallorca, Spain, Universitat deIlles Baleares, CD-ROM.

Guzzetti Fausto (2003) - Landslide hazard assessment and risk evaluation: limits and prospectives; Medditeranean Storms, Universitat de les Illes Balears, Spain.

Hărjoabă I., (1962) -Contribu ţ ii la studiul teraselor din Colinele Tutovei, ASUCI-GG,VIII

Hârjoabă I., (1965) - Procese geomorfologice care contribuie la degradarea terenurilordin Colinele Tutovei,An.Şt. Univ. Iaşi, s II, IX

432




Hârjoabă I., (1968) - Relieful Colinelor Tutovei. Ed. Academiei R.S.R. Bucureşti.Hârjoabă I., Teşu C., Hârjoabă Rodica (1971) -Considera ţ ii geografice asupra profilului

de la Poiana, Analeleştiinţifice ale Universităţii „Al.I.Cuza” Iaşi, secţ. Iic, tom

XVII.Heinemann, H. G. (1981) - A new sediment trap efficiency curve dor small reservoirs,Water Res. Bull., Amer. Water Res. Association 17, 5.

Hengl T., Reuter H.I. (2007) -Geomorphometry: concepts, software, applications,Office for Official Publications of the European Communities, Luxembourg.

Hijmans R. J., Cameron Susan E., Parra J. L., Jones P. G., Jarvis Y. (2005) -Very highresolution interpolated climate surfaces for global land areas, Int. J. Climatol. 25.

Hohan Simona Daniela (2001) - Diferen ţ ieri climatice în partea de sud-vest a Moldovei,teză de doctorat , Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi.

Hurjui C., (2000) - Rolul rocilor sedimentare în morfologia şi dinamica ravenelor. Studiicaz din Podi şul Moldovenesc, Teză de doctorat, Univ. „Al. I. Cuza” Iaşi.

Hutchinson M. F. (2004) - Anusplin Version 4.3. Centre for Resource and EnvironmentalStudies, The Australian National University: Canberra, Australia.

Ichim I., Mihaiu Gh., Surdeanu V., R ădoane Maria, R ădoane N., (1990) -Gully erosionin agricultural lands in Romania, in Soil Erosion on Agricultural Land ,Eds.Boardman, Foster and Dearing, Willey & Sons, 55-68.

Ichim I., R ădoane M., Dumitriu D. (2001) -Geomorfologie, vol.I-II, Ed. Universităţii dinSuceava.

Ichim I., R ădoane Maria (1981) -Contribu ţ ii la studiul dinamicii albiilor de râu în perioade de timp scurt şi timp îndelungat , Hidrotehnica, t. 26, nr. 5.

Ichim I., (1968) - Asupra inunda ţ iilor din bazinul râului Bârlad , Hidrotehnica, nr.7,Bucureşti.

Ichim I., (1981) -Tendin ţ e actuale în formarea glacisurilor în condi ţ iile morfogeneticedin România, Analele univ. Iasi, XXVII, IIb.

Ichim I., Bătucă D., R ădoane Maria, Duma D. (1989) - Morfologia şi dinamica albiilorde râu, Editura Tehnică, Bucureşti.

Ichim I., R ădoane Maria, R ădoane N., Grasu C., Miclăuş Crina (1998) - Dinamica sedimentelor. Aplica ţ ie la râul Putna, Vrancea, Edit Tehnica, Bucureşti.

Ichim I., R ădoane, Maria R ădoane, N., Surdeanu V., Amariucai M. (1979) - Problems ofmeander geomorphology with particular emphasis on the channel of the Bârladriver , RR GGG, Geographie, 23.

Ioan C., (1929) - Indicele de ariditate în România, Bul. Obs. Meteor. Lunar, seria II, X,1 ian., IM Bucureşti.

Ionescu Mariana, Povar ă Rodica, Tuinea Petruţa, Mihoc Cornelia, Burcea Gabriela(1992) -Criterii pentru stabilirea perioadelor secetoase în agricultur ă, StudiişiCercetări de Meteorologie., Nr.6, INMH, Bucureşti.

Ionesi L., (1989) -Geologia României. Unit ăţ i de platformă şi orogenul nord-dobrogean.Curs. Editura Universităţii “Al.I.Cuza”, Iaşi.

Ionesi, L., (1994) -Geologia unit ăţ ilor de platformă şi a orogenului nord-dobrogean,Editura Tehnică, Bucureşti.

433




Ionita I., Margineanu R., (2005) -Considera ţ ii privind sedimentarea în acumul ările din partea central-sudică a Podi şului Moldovei, Lucr ări ştiinţifice – Seria Agronomie,vol. 48, Univ. deŞtiinţe Agricoleşi Medicină Veterinar ă „Ion Ionescu de la Brad”,

Facultatea de Agricultur ă, Simpozionulştiinţific „Agriculturaşi mediul – prezentşi perspective”, ISSN 1454-7414, Iaşi. Ionita I., Margineanu R., Hurjui C., (2000) - Assessment of the reservoir sedimentation

rates from 137-Cs measurements in the Moldavian Plateu.Acta GeologicaHispanica, Volum 35, No. 3-4, Special issue " Assessment of soil erosion andsedimentation through the use of the 137-Cs and related techniques" , Edited byQueralt, I., Zapata, F. and Garcia Agudo, Barcelona, Spain.

Ioniţă I., (1985) - Eroziunea solului şi amenajarea terenurilor în Podi şul Moldovei, Vol.Cercetări geomorfologice pentru lucr ări de îmbunătăţiri funciare, Bucureşti.

Ioniţă I., (1997) -Studiul geomorfologic al degrad ărilor de teren din bazinul mijlociu al Bârladului, Teză de doctorat, Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi.

Ioniţă I., (1999) - Accelerarea degrad ărilor terenurilor în Podi şul Moldovei, Studiişicercetări de geografie, XLV-XLVI, Bucureşti.

Ioniţă, I. (1999) -Sediment delivery scenarios for small watersheds, in Vegetation, landuse and erosion processes(editat I. Zăvoianu, D. E. Walling, P.Şerban), Institul deGeografie, Bucureşti.

Ioniţă I., (2000) - Relieful de cueste din Podi şul Moldovei, Editura Corson, IaşiIoniţă I., (2000) -Geomorfologie aplicat ă. Procese de degradare a regiunilor deluroase,

Editura Universităţii “Al.I.Cuza”, Iasi, 247 pp.Ioniţă I., (2000) - Formarea şi evolu ţ ia ravenelor din Podi şul Bârladului. Editura

Corson, Iasi, 169 pp.Ioniţă I. , (2006) -Gully development in the Moldavian Plateau of Romania. Elsevier-

Catena, Special Issue “Soil Erosion Research in Europe”, Edited by KatharinaHelming, J.L.Rubio and J. Boardman, Vol. 68, Issues 2-3.

Ioniţă I., Ouatu O., (1985) -Contribu ţ ii la studiul eroziunii solurilor din ColineleTutovei, Rev. Cercet. Agronomice din Moldova, vol.III, (71), Iaşi.

Ioniţă I., Ouatu O., (1990) –Sezonul critic de eroziune in Colinele Tutovei, An.Şt. univ.„Al.I.Cuza”, t.XXXVI, s.II C, Iaşi

Ioniţă, I., (1985) -Considera ţ ii privind simetria şi asimetria unor văi din partea sudică a Podi şului Moldovei, Lucr. Sem. Geogr. „Dimitrie Cantemir”, nr. 5 – 1985, Iaşi.

Ioniţă I., Mărgineanu R., Popa N., (2000)Utilizarea izotopului 137-Cs în studiilede eroziune şi sedimentare, Lucr ările simpozionului "Metode de cercetare încultura plantelor", Edit. AGRIS, Bucureşti.

Ioniţă, I., R ădoane, Maria, Sevastel, M., (2006) –Soil erosion in Roumania, vol. Soilerosion in Europe, John Willey & Sons, Ltd, Chichester

Jeanrenaud P., (1961) -Contribu ţ ii la cunoa şterea geologiei Podi şului Central Moldovenesc, ASUCI –Şt.nat., VII, 2.

Jeanrenaud P., (1971) - Geologia Moldovei centrale dintre Siret şi Prut, RezumatulTezei de doctorat, Iaşi.

434




Jeanrenaud P., Saraiman A., (1995) -Geologia Moldovei centrale dintre Siret şi Prut ,Editura Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi.

Keller, E.A., Melhorn, W.N. (1978) - Rhytmic spacing and origin of pools and riffles,

Geol. Soc. Of Amer. Bull., 89.Knighton, D., A. (1982) - Asymmetry of River Channel cross sections: Post II. Mode ofdevelopment and local variation, Earth Surface Processes and Landforms, vol. 7,John Wiley & Sons, Ltd.

Knighton, D. A. (1989) - River adjustement to changes in sediment load: the effect of tinmining on the Ringrooma River, Tasmania, 1875-1984, Earth Surface processesand landforms, 14.

Lane, E. W. (1937) -Stable channels in erodible materials, Transactions of theAmerican Society of Civil Engineers, 229.

Larion Daniela (2000) - Clima Municipiului Vaslui,Edit. Univ. „Al.I.Cuza” IaşiLeopold, B. L., Wolman G. M., Miller P.J. (1964) - Fluvial processes in

Geomorphology, Edit. W. H. Freeman & Co., San Francisco.Liebault, F., Piegay, H., (2002) -Causes of 20th century channel narrowing in mountain

and piedmont rivers of southeastern France, Earth Surface Processes andLandforms 27.

Lupaşcu Gh., Jigău Gh., Vârlan M., (1998) - Pedologie General ă, Editura Junimea, IaşiMartiniuc C. (1954) -Gemorfologia degrad ărilor de teren din bazinul mijlociu şi

superior al Tutovei, Dări de seamă Com. Geol. (1950 - 1951)Martiniuc C. (1954) - Pantele deluviale. Contribu ţ ii la studiul degrad ărilor de teren.

Probl. Geogr.1, Bucureşti.Martiniuc C., (1954) -Situa ţ ia pânzelor de apă şi a hidrografiei regiunii colinare

Pue şti–Dr ă xeni (regiunea Bârlad), Dări de seamă Com. Geol. (1950- 1951)Mateescu Elena, Oprea Oana, Amuzescu Anca, (2007) - Efectele secetei asupra culturilor

de câmp în anul agricol 2006-2007 , Sesiunea Anuală de Comunicări Ştiinţifice,Administraţia Naţională de Meteorologie – Bucuresţi, 24-26 Octombrie 2007.

Mateescu, Elena, Povara, Rodica, Oprisescu, Rodica, (1999) -Studiul parametriloragrometeorologici de stres şi impactul acestora asupra grâului de toamnă în perioada inspicare - inflorire - umplerea bobului, Lucr ări Ştiinţifice USAMV, SeriaA, Vol. XLI, Bucuresţi, pag 133-151.

Matreaţă, Simona, Matreaţă, M., Miţă, P., (2004) - Metode de prognoza a producerii fenomenului secării în bazine mici. Aplica ţ ie în cazul Podi şului Central Moldovenesc, prezentare la Seminarul geographic Dimitrie Cantemir, Iaşi.

Mc Cool D.K., Brown L.C., Foster G.R., Mutchler C.K., Meyer L.D. (1987) - Revised slope steepness factor for the Universal Soil Loss Equation. Trans. ASAE, 30.

Mc Cool D.K., Foster G.R., Mutchler C.K., Meyer, L.D. (1989) Revised slope length factor for the Universal Soil Loss Equation. Trans. ASAE, 32.

Mihăilescu V., (1969) - Geografia Fizică a României, EdituraŞtiiţifică, Bucureşti Minea I, Stângă I.C. (2004) - Analiza variabilit ăţ ii spa ţ iale a unor indici de apreciere a

secetelor , Riscurişi catastrofe, vol. III, Casa Căr ţii deŞtiinţă, Cluj Napoca.

435




Minea I., Stânga I. C., Vasiliniuc I. (2005) - Les phenomens de secheresse dans le Plateau de la Moldavie, Anal.Şt. ale Univ. „Al.I.Cuza”, tom XLI, seria IIc, pag. 35-42, Iaşi.

Moore I.D., Turner A.K., Wilson J.P., Jenson S.K., Band L.E. (1993) -GIS and land- surface-subsurface process modeling . In: Goodchild, M.FR., Parks, B.O. &Steyaert, L.T. (eds): Environmental modeling with GIS.

Motoc M., Ioniţă I., Nistor D., (1998) - Erosion and climatic risk at the wheat and maizecrops in the Moldavian Plateau. Romanian Journal of Hydrology & WaterResources, vol. 5, no. 1-2, NIMH, Bucharest.

Moţoc M., (1983) - Ritmul mediu de degradare erozional ă a solului î n R.S.R. Bul. Inf.A.S.A.S., nr.2 Bucureşti.

Moţoc M. (1984) - Participarea proceselor de eroziune şi a folosin ţ elor terenului ladeterminarea transportului de aluviuni în suspensie pe râurile din România, Bul.Inf. al ASAS, nr. 13, Bucureşti.

Moţoc M., Stănescu P., Luca Al., Popescu C.N., (1973) - Instruc ţ iuni privind studiile şicalculele necesare la proiectarea lucr ărilor de combaterea eroziunii solului, Redacţia Revistelor Agricole, Bucureşti.

Moţoc M., Munteanu S., Băloiu V., Stănescu P., Mihai Gh. (1975) - Eroziunea solului şimetodele de combatere, Edit. Ceres, Bucuresti.

Moţoc M., Ouatu O., (1977) - Rezultate preliminare privind încărcarea cu material solida microcuren ţ ilor de la suprafa ţ a versan ţ ilor cu culturi agricole. S.C.C.C.E.S.Perieni, vol. “Folosirea raţională a terenurilor erodate”.

Moţoc M., Taloiescu Iuliana Neguţ, N. (1979) - Estimarea ritmului de dezvoltare aravenelor , Bul. Inf. ASAS, nr.8.

Moţoc M., Stănescu P., Taloescu Iuliana, (1979) -Concep ţ ii actuale cu privire la fenomenul erozional şi la controlul acestuia – Biblioteca Academiei deŞtiinţeAgricoleşi Silvice – Bucureşti.

Moţoc M., Ioniţă I. (1983) -Unele probleme privind metoda de stabilire a indexului ploaie şi vegeta ţ ie, pentru ploi pe intervale scurte. Bul. inf. ASAS, nr. 12,Bucureşti.

Moţoc M., Ouatu O., (1985) - Formarea rigolelor şi intensitatea de transport amaterialului solid, pe versan ţ ii cu culturi agricole. Bul. inf. ASAS, nr.14,Bucureşti.

Mustăţea A. (2005) –Viituri excep ţ ionale pe teritoriul României. Geneză şi efecte,Bucureşti, 408 pp.

Nelson A., Reuter H.I., Gessler P., (2007) - DEM production methods and sources, înGeomorphometry: concepts, software, applications , Hengl T., Reuter H.I. (eds.),Office for Official Publications of the European Communities, Luxembourg.

Niacşu L., (2006) - Factori şi procese pedogenetice în Colinele Tutovei,Autoreferat încadrul programului individual de pregătire doctorală, Universitatea „Al. I. Cuza”Iaşi.

436




Niacşu L., Ursu A., Minea I., Vasiliniuc I., Rusu C. , Stângă I. C. (2007) - Landscapeconditions involved in lake infilling in the Tutova Rolling Hills, InternationalConference Disaster and Pollution Monitoring, Ed. Performantica Iaşi.

Nicolescu C., (1965) -Contribu ţ ii la cunoa şterea apelor de adâncime din ţ inutul cuprinsîntre Siret şi Prut , Hidroteh. Gosp. Apelor Meteor., 12, Bucureşti Niculescu Elena (1996) - Extreme pluviometrice pe teritoriul României în ultimul secol,

Studiişi cercetări de geografie, tom XLIII, Ed. Academiei Române. Niculiţă M., Tanasă Iuliana (2007) – Analiza principalilor parametric geomorfometrici

ai bazinului hidorgrafic Bârlad , în lucrarea Impactul riscurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologici asupra mediului în bazinul Bârladului, coord. C. Rusu, Edit.Univ. “Al.I.Cuza”, Iaşi.

Oanea N., Rogobete Gh., (1977) - Pedologie general ă şi ameliorativă, Ed. Didactică şiPedagogică, 1977, Timişoara.

Obreja Al., (1961) - Date noi asupra teraselor Bârladului, Comunic. Acad. R.P.R., tomXI, nr. 9, Bucureşti.

Olariu P., Gheorghe Delia (1999) -The effects of human activity on land erosion an suspended sediments transport in the Siret hzdrographic basin, in vegetation, landuse and erosion processes (edit. I. Zăvoianu, D. E. Walling, P.Şerban), Institutulde Geografie, Bucureşti.

Panaitescu, E.V., (2007) - Acviferul freatic şi de adâncime din bazinul hidrografic Bârlad , Teză de doctorat.

Pain C.F. (2005) -Size does matter: relationships between image pixel size andlandscape process scale; In Zerger, A. and Argent, R.M. (eds) MODSIM 2005International Congress on Modelling and Simulation. Modelling and SimulationSociety of Australia and New Zealand.

Pantazică M., (1992) - Podi şul Moldovei. Re ţ eaua hidrografică, în Geografia României,vol. IV, Editura Academiei Române, Bucureşti.

Pantazică M., Apăvăloaie M., (1972) - Rezervele de apă din Podi şul Bârladului, An.Şt.Univ. „Al.I.Cuza”, secţ. II-c, tom XVIII, Iaşi.

Paraschiv D. (1964) – În leg ătur ă cu orientarea văii Bârladului, Natura, nr. 6, Bucureşti.Parichi M., (1999) - Pedogeografie cu no ţ iuni de pedologie, Editura Fundaţiei „România

de Mâine”, Bucureşti. Pascu M.R. (1983) - Apele subterane din România, Edit. Tehnică, BucureştiPatriche C. V., (2004) -Cuantificarea eroziunii solului pe baza USLE folosind SIG şi

impactul acesteia asupra fertilit ăţ ii. Aplica ţ ie la teritoriul Podi şului Central Moldovenesc dintre râurile Vaslui şi Stavnic, An. Şt. Univ. „Ştefan cel Mare”Suceava, s. Geogr., XIII-2004.

Patriche C.V., (2004) -Considera ţ ii privind abordarea statistică şi geoinforma ţ ional ă acartografiei tematice în climatologie. Aplica ţ ie la regiunea Podi şului Central Moldovenesc dintre râurile Vaslui şi Stavnic, Lucr ările SimpozionuluiSisteme Informa ţ ionale Geografice, nr. 10, Analeleştiinţifice ale Universităţii „Al.I.Cuza”Iaşi, tomul L, s. II c, Geografie.

437




Patriche C.V., (2005) - Podi şul Central Moldovenesc dintre râurile Vaslui şi Stavnic – studiu de geografie fizică, Editura Tera Nostra, Iaşi

Paucă, M. (1968) - Blocurile structurale ale pământului românesc, Bul. Geol. Nr.2,

Bucureşti.Petts, G.E., Moller, H., Roux, A.L.(Eds), (1989) - Historical change of large alluvialrivers: Western Europe, John Wiley & Sons.

Pike R.J, (2000) -Geomorphometry – diversity in quantitative surface analysis, Progressin Physical Geography 24, 1, pag. 1-20.

Pike R.J., Evans I.S., Hengl T., (2007) -Geomorphometry: a brief guide, în Geomorphometry: concepts, software, applications , Hengl T., Reuter H.I. (eds.),Office for Official Publications of the European Communities, Luxembourg.

Ploscaru D., (1973) - Podi şul Central Moldovenesc–studiu geomorfologic. Rezumatultezei de doctorat, Iaşi

Poghirc P., (1972) -Satul din Colinele Tutovei–studiu geografic, Editura Ştiinţifică,Bucureşti;

Popa A., (1971) -Cercet ări privind scurgerea şi eroziunea solului în Podi şul Bârladului,Lucr ărileştiinţifice ale SCCES Perieni.

Popa A., (1977) -Cercet ări privind eroziunea şi mă surile de combatere a acesteia peterenurile arabile din Podi şul Central Moldovenesc, Centrul de material didactic,MAIA Bucureşti

Popa A., Stoian Gh., Popa Greta, Ouatu O., (1984) –Combaterea eroziunii solului peterenurile arabile. Editura Ceres, Bucureşti

Popa, N. (1999) -Contribu ţ ii la elaborarea unor modele de prognoză a pierderilor de sol şi elemente fertilizante prin eroziune de pe versan ţ ii agricoli, cu referire la Podi şul Bârladului, Rezum.Tezei de doctorat, Universitatea Tehnică „Gh. Asachi”,Iaşi.

Posea G., Popescu N., Ielenicz M., (1974) - Relieful României, Editura Ştiinţifică,Bucureşti;

Pricop, A., Nicolau, A., Leu, D. (1988) -Studiu privind analiza şi sinteza optimă a unui sistem de control al eroziunii pe terenurile în pant ă, Lucr ările celui de al doileasimpozion „Provenienţa şi Efluenţa Aluviunilor,” Piatra Neamţ.

Pricop A., Nicolau A., Leu D., Chirilă A., Alexoaie P. (1990) - Rela ţ ii de sinteză între produc ţ ia de aluviuni şi factorii de influen ţă în bazinul hidrografic Bahlui, Lucr.Celui de al III-lea Simpozion “Provenienţa şi efluenţa aluviunilor”, Piatra Neamţ.

Pujină D., (1997) –Cercet ări asupra unor procese de alunecare de pe terenurileagricole din Podi şul Bârladului şi contribu ţ ii privind tehnica de amenajare aacestora,Teză de doctorat, Univ. „Gh. Asachi”, Iaşi;

Purnavel Gh., (1999) -Cercet ări privind efectul lucr ărilor de amenajare a forma ţ iunilortoren ţ iale, aflate în zona de influen ţă excesivă a lacurilor de acumulare, asupra procesului de colmatare a acestora; cu referire la Podi şul Central Moldovenesc”.Rezumatul tezei de doctorat, Universitatea Tehnică „Gh. Asachi”, Iaşi.

Rausch, D.L., Heinemann, H.G. (1975) -Controlling reservoir trap efficiency, USDA,Transactions of the ASAE, 18, 6, 1105-1113.

438




R ădoane M., R ădoane N., (2001) - Eroziunea terenurilor şi transportul de aluviuni în sistemele hidrografice Jijia şi Bârlad , Rev. De Geomorfologie, vol. 3, Bucureşti

R ădoane Maria, Ichim, I. (1987) - Problema efluen ţ ei aluviunilor condi ţ ionat ă de

ordinul re ţ elei hidrografice, Hidrotehnica, 32, Bucureşti.R ădoane Maria, R ădoane N., (1992) - Areal distribution of gullies by the grid squaremethod. Case study: Siret and Prut interfluve’s. Rev. Roum. Geogr., 36: 95-98

R ădoane Maria, Ichim I., R ădoane N., (1995) -Gully distribution and development in Moldavia, Romania, Catena 24: 127-146

R ădoane, Maria, Ichim, I., R ădoane, N., Dumitrescu, Gh., Ursu, C. (1996) - Analizacantitativă în geografia fizică , Edit. Univ. „Al. I. Cuza”, Iaşi.

R ădoane Maria, R ădoane N., Surdeanu V., Ichim I., (1999) - Ravenele. Forme, procese,evolu ţ ie, Edit. Presa Universitar ă Clujeană

R ădoane, Maria, R ădoane N., (2003) - Morfologia albiei râului Bârlad şi variabilitateadepozitelor actuale, Revista de geomorfologie, nr.4-5, Bucureşti.

R ădoane Maria, R ădoane N., Dumitriu D (2003) -Geomorphological evolution of riverlongitudinal profiles, Geomorphology, 50, Elsevier, Olanda, 293-306.

R ădoane Maria, R ădoane N., (2005) - Dams, sediment sources and reservoir silting in Romania. Elsevier – Geomorphology 71, 112-125 pp.

R ădoane Maria, R ădoane N., (2007) -Geomorfologia aplicat ă, Editura UniversităţiiSuceava.

R ădoane Maria, R ădoane, N., Dumitriu, D., Cristea I. (2007) -Granulometriadepozitelor de albie ale râului Prut între Orofteana şi Gala ţ i, Revista degeomorfologie, 8, Bucureşti.

R ădoane Maria, R ădoane N., Dumitriu D., Miclăuş Crina (2008) - Downstream variationin bed sediment size along the East Carpathians Rivers: evidence of the role of sediment sources,Earth Surface Landforms and Processes, Marea Britanie, 33, 5,674-694.

R ădoane Maria, Feier Ioana, R ădoane N., Cristea I., Burdulea Alina (2008) - Fluvialdeposits and environmental history of some large Romanian rivers, GeophysicalResearch Abstract, vol. 10, EGU General Assembly, Viena.

R ădulescu N.Al., (1964) -Considera ţ ii geografice asupra fenomenelor de secet ă din R.P.România, Natura, seria Geol-Geogr., XVI.

Renard R. G., Foster G. R., Weesies G. A., Porter J. P. (1991) - RUSLE: RevisedUniversal Soil Loss Equation, Journal of Soil and Water Conservation, 46 (1), 1991

Renard R. G., Freimund (1994)Using monthly precipitation data to estimate the R factorin the Revised USLE . J. of Hydrology.

Renard R. G., Foster G. R., Weesies G. A., McCool D. K., Yoder D. C. (1997) - Predicting soil erosion by water: a guide to conservation planning with the reviseduniversal soil loss equation (RUSLE), Agric. Handbook no. 703, USDA-ARS.

Richards K., (1976) -The morphology of riffle-pool sequences, Earth Surface Processesand Landforms, 1.

Richards R., (1982) - Rivers. Form and Process in alluvial channels, Methuen, London.

439




Rinaldi M., (2003) - Recent channel adjustments in alluvial rivers of Tuscany, CentralItaly. Earth Surface Processes and Landforms 28.

Ritchie J.C., Mc Henry J.R., Hawks P.H., (1970) -The use of fallout cesium-137 as

tracer of sediment movement and deposition.Mississippi Water Resources, Conf.Proc. pp. 149-163.Rodriguez, E., C.S. Morris, J.E. Belz, E.C. Chapin, J.M. Martin, W. Daffer, S. Hensley,

(2005) - An assessment of the SRTM topographic products, Technical Report JPL D-31639, Jet Propulsion Laboratory, Pasadena, California,http://www2.jpl.nasa.gov /srtm/SRTM_D31639.pdf.

Roehl J.E. (1962) -Sediment source area, delivery ratio and influencing morphological factories, Intern. Assoc. of Hydrol. Sciences Publication, 59.

Rogler H., Schwertmann U., (1981) - Erosivität der Niederschläge und Isoerodentenkarte Bayerns. Zeitschrift für Kulturtechnik und Flurbereinigung , 22.

Römkens M.J.M, Prasad S.N., Poesen J.W.A. (1986)Soil erodibility and properties.Trans. 13th congress of the Int. Soc. Of Soil Sci., Hamburg, Germany 5.

Rusu C., (1998) - Fizica, chimia si biologia solului. Ed. Univ. Al.I.Cuza Iaşi.Rusu C., (coord.) (2007) – Impactul riscurilor hidro-climatice şi pedo-geomorfologice

asupra mediului în bazinul Bârladului, Edit. Univ. “Al.I.Cuza”, Iaşi.Rusu C. , Stângă I. C., Vasiliniuc I. (2006) –The soil resources of Romania and their

agro-productive potential , Buletinul Societăţii de Geografie din România, serienouă, tom XII (XXCII), Ed. Societăţii de Geografie, Bucureşti.

Rusu C. , Stângă I. C., Vasiliniuc I. (2006) –The agro-productive potential and therestrictive factors of soils in Romania, Ecology: Problems of adaptive-landscapeagriculture. Proceeding of II International scientific and practical conference, 20-22iunie 2006, Ivano-Frankivsk.

Rusu E., (2006) - Les particularites de la circulation atmospherique de l’espacemediterraneen,Lucr ările Seminarului Geografic “Dimitrie Cantemir” nr. 27, Iaşi.

Rusu E., (2007) – Le rechauffement climatique - une actualite disputee. Analeleştiinţifice ale Univ. Al.I.Cuza Iasi, geografie, Tom I.III. s. II, Iaşi.

Rusu E., Sfîcă L., (2007) – Perturba ţ ii meteorologice recente în regiunea de nord-est a României, în lucrarea Impactul riscurilor hidro-climaticeşi pedo-geomorfologiciasupra mediului în bazinul Bârladului, coord. C. Rusu, Edit. Univ. “Al.I.Cuza”,Iaşi.

Sârcu I., (1953) - Piemontul Poiana Nicore şti, St. şi Cercet.Şt. Acad. P. P. Română,t.IV, nr.1 – 4, fil. Iaşi.

Sârcu I., (1956) -Câteva probleme ce interesează geografia Podi şului Moldovenesc,Anal.Şt. Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi, s-II, t.II,1.

Sawyer C., Butler D., (2004) - Landslide aspect: a methodological approach to circulardata for hazard analysis; Papers of the Applied Geography Conference, 27, St.Louis, MO.

Săndulescu M. (1984) -Geotectonica României, Editura Tehnică, BucureştiSchumm S.A. (1977) -The Fluvial System, New York, Wiley-Interscience.

440

http://www2.jpl.nasa.gov/

http://www2.jpl.nasa.gov/




Schumm S.A.(1960) -The shape of alluvial channels in relation to sediment type, USGeological Survey Professional Paper, 352 - B.

Secu C., Rusu C., (2007) -Geografia solurilor cu elemente de pedologie, Edit. Univ.

“Al.I.Cuza”, Iaşi.Secu, C., Niacşu, L., Roşca, B., (2007) - Propunere de standardizare a legendei hăr ţ ii solurilor pentru utilizatorii SIG, Lucr ări ştiinţifice–vol. 50, seria Agronomie, Ed.„Ion Ionescu de la Brad” Iaşi.

Sevastos R., (1915-1920) - Limita sarma ţ ianului şi a pon ţ ianului între Siret şi Prut , An.Inst. Geol. Rom., t. IX.

Sfîcă L., (2007) -Une nouvelle approche sur la circulation atmosphérique dans le nord-est de la Roumanie, Climat, tourisme, environnement – Acte du XX-eme colloquede l’Association Internationale de Climatologie, Carthage (Tunisie) 3-8 septembre2007.

Sfîcă L., (2008) - Regimul şi distribu ţ ia spa ţ ial ă a precipita ţ iilor atmosfericeîn CuloarulSiretului, autoreferat în cadrul stagiului de pregătire doctorală, Universitatea„Al.I.Cuza” Iaşi

Simionescu I. (1903) -Contribu ţ ii la geologia Moldovei dintre Siret şi Prut , Acad. Rom.Rev. V. Adamachi, t. IX, Bucureşti,

Snow R.S., Slingerland R.L., (1987) - Mathematical modelling of graded river profiles, Journal of Geology, vol. 95.

Soroceanu N., (1989) -Considera ţ ii asupra conceptului şi evaluării fenomenului de secet ă , cu referire la Podi şul Moldovei, Studii şi Cercetări de Meteorologie, 3,IMH, 201-211.

Soroceanu N., Amăriucăi M., (1998) -Considera ţ ii asupra tendin ţ ei de aridizare aclimei Podi şului Moldovei, Lucr. Sem. Geogr. „D.Cantemir”, nr. 17-18, 1997-1998,Iaşi.

Stângă I. C., (2007) - Riscurile naturale. No ţ iuni şi concepte, Ed. Universităţii Al. I.Cuza Iaşi, 112 pp.

Stângă I.C., Minea I. (2004) -Considérations sur la variabilité spatiale de certainsindicateurs concernant les phénomènes de sécheresse dans l’est de la Roumanie, Analele Univ. „Al.I.Cuza” Iaşi tom XLIX-L, serie IIc Geografie, 2003 -2004, pg.261 -271

Stângă I. C., Niacşu L., Rusu C., Minea I., Ursu A., Vasiliniuc I. (2007) -Considerationsregarding lake silting in Tutova Rolling Hills. Case study: Cuibul Vulturilorreservoir , International Conference Disaster and Pollution Monitoring, Ed.Performantica Iaşi.

Stângă I.C., Ursu A., Rusu C., Minea I. (2007) – Methodological aspects regarding theuse of remote sensing and GIS techniques in the study of soil degradation in theeastern part of Romania, Changing soils in a Changing World. 5th InternationalCongress of the European Society for Soil Conservation, Book of Abstracts,Palermo.

Stănescu I., Poghirc P., (1992) - Podi şul Bârladului, în Geografia României, vol. IV,Editura Academiei Române, Bucureşti;

441




Stănescu P., (1979) - Estimarea eroziunii poten ţ iale pe terenurile agricole,Rezumatteză de doctorat, Bucureşti.

Stănescu P., Taloiescu Iuliana, Dr ăgan L., (1969) -Contribu ţ ii la stabilirea unor

indicatori de estimare a erozivit ăţ ii pluviale,Analele I.C.I.F.P., vol. II (XXXVII),Bucureşti.Stroia M., Cojocaru Elena (1970) -Considera ţ ii geografice asupra viiturilor râului

Bârlad din anul 1969, cu privire special ă asupra ora şului Bârlad, Analeleştiinţifice ale Universităţii „Al.I.Cuza” Iaşi, s. Geologie-geografie.

Surdeanu, V. (1998) -Geografia terenurilor degradate. Alunecări de teren., Presa univ.Clujeană;

Surian N. (1999) -Channel changes duet o River Regulation: the case of the Piave River, Italy, Earth Surface Processes and landforms, 24, John Willey & Sons.

Surian N. (2002) -Channel changes due to river regulation: the case of the Piave River, Italy Earth Surface Processes and Landforms 24.

Şenchea Natalia (1943) -Cercet ări geografice în bazinul superior al Bârladului, Lucr.Soc. Geogr. „Dimitrie Cantemir”, vol. III, Iaşi;

Topor N., (1964) - Ani ploio şi şi seceto şi în R.P.România, Institutul meteorologic,Bucureşti.

Zăvoianu I., (1978) - Morfometria bazinelor hidrografice, Ed. Academiei R. S. R.Bucureşti.

Trofimov A.M., Philips J., (1992) -Theoretical and methodological premises of geomorphological forescasting , Geomorphology, 5.

Tufescu V. (1940) - Fundamentul Podi şului Moldovenesc, Rev. Geogr. Rom. T III, 1;Ujvari I. (1972) -Geografia apelor României, EdituraŞtiinţifică Bucureşti. Ungureanu Al., (1993) -Geografia podi şurilor şi câmpiilor României, Editura

Universităţii „Al. I. Cuza” Iaşi. Van der Knijff J.M., Jones R.J.A., Montanarella L. (2000) -Soil Erosion Risk

Assessment in Europe, European Soil Bureau, Joint Research Centre, SpaceApplications Institute.

Van Rompaey, A.J.J., Vieillefont, V., Jones, R.J.A., Montanarella, L., Verstraeten, G,Bazzoffi P., Dostal, T, Krasa, J, de Vente, J., Poesen, J.. (2003) -Validation of soilerosion estimates at European scale, European Soil Bureau Research Report No.13, EUR 20827 EN, 26pp. Office for Official Publications of the EuropeanCommunities, Luxembourg.

Van Westen C.J., (2004) -Geo-information tools for landslide risk assessment. Anoverview of recent developments; In: Proceedings of the 9th Internationalsymposium on landslides, Rio de Janeiro. London: Balkema, 2004 pp. 39-56.

Walling, D. E. (1983) -The sediment delivery problem. Journ. of Hydrology.Walling, D. E., Webb, B. W. (1983) - Erosion and sediment yield: a global overview,

IAHS Publication 236.Walling D.E., Quine T.A., (1992) -The use of caesium-137 measurements in soil erosion

surveys. Erosion and Sedimentation Transport Monitoring Programmes in River Basins.Proceedings of the Oslo Symposium, IAHS Publ. No. 210.

442




Walling D.E., Quine T.A., (1993) -Use of caesium-137 as a Tracer of Erosionand Sedimentation: Handbook for the Application of the caesium-137 Technique,Dept. of Geography, Univ. of Exeter, UK.

Warren, S.D., Hohmann, M.G., Mitasova, H., Landsberger, S., Ruzycki, T., Senseman,(2005) -Validation of a 3-D enhancement of the Universal Soil Loss Equation for prediction of soil erosion and sediment deposition, Catena 64.

Williams J. R. (1975) -Sediment-yield prediction with universal equation using runoffenergy factor , Proceedings of the sediment-yield workshop, USDA SedimentationLab., Oxford, Mississippi, Nov. 28-30, 1972, ARS-S-40.

Wischmeier W. H., Smith D. D. (1978) - Predicting rainfall erosion losses: A guide toconservation planning , US Dep. Agric., Agric. Handb. No. 537.

Yalin, M.S. (1971) -On the formation of dunes and meanders, Proceedings of the 14th International Congress of the Hydraulic Research Association, Paris, 3, C 13, 1.

Yoon, Y.H. (1982) - Estimation of silting load and capacitz loss rate of irrigationreservoirs in Korea, Quatorz. Congres des Grands Barrages, Rio de Janeiro.

Zanutta Antonio, Baldi Paolo, Bitelli Gabriele, Cardinali Mauro, Carrara Alberto (2006)- Qualitative and quantitative photogrammetric techniques for multi-temporallandslide analysis; Annals of Geophysics, vol. 49, n. 4/5.

Zavati V., Giurma I. (1982) -Cercet ări privind colmatarea unor lacuri de acumulare dinbazinul hidrografic Bahlui, Hidrotehnica, 27, 2.

Zăvoianu I., Mustăţea A. (1992) - Leg ătura dintre debitele de apă şi de aluviuni în suspensie pe râurile din România, Lucr ările celui de-al IV-lea simpozion„Provenienţa şi efluenţa aluviunilor”, Piatra Neamţ.

Zăvoianu I. (1985) - Morphometry ef drainage basin, Elsevier, Amsterdam.Zhow P., Zhow D., Guo J., Li D., Ding Z., Feng Y. (2005) - A demonstrative GPS-aided

automatic landslide monitoring system in Sichuan Province; Journal of GlobalPositioning System, vol. 4, no. 1-2.

Documents

Riscuri Naturale Bazinul Barladului