1.1 Caracteristicile batimetrice și hidrologice ale zonei de larg 3 1.2 Curenții marini 6 2 CIRCULAȚIA SUB-BAZINALĂ 7 2.1 Circulația verticală 9 3… [307609]

COLECTAREA, ANALIZAREA,

PRELUCRAREA DATELOR

CU PRIVIRE LA MEDIUL FIZIC

(VARIANTA FINALĂ)

Aprilie 2015

CUPRINS

Introducere 2

1 HIDROGRAFIE/BATIMETRIE 3

1.1 Caracteristicile batimetrice și hidrologice ale zonei de larg 3

1.2 Curenții marini 6

2 [anonimizat] 7

2.1 Circulația verticală 9

3 GEOLOGIE/SEDIMENTOLOGIE 9

3.1 Considerații geologice și geofizice 9

3.2 Cadrul geologic și sedimentologic 17

3.3 Geomorfologia coastei 18

4 Factorii de mediu care influențează procesele costiere/clima 19

5 Topografie 32

Bibliografie 33

[anonimizat] 2000 ROSPA 0076 Marea Neagra. [anonimizat], clima, hidrografia și elaborarea unor hărți tematice privind hidrografia/batimetria, geologia/[anonimizat].

Informațiile trebuie livrate în format digital și utilizabile în cadrul unui sistem informațional geografic.

HIDROGRAFIE/BATIMETRIE

Caracteristicile batimetrice și hidrologice ale zonei de larg

Marea Neagra este o [anonimizat] o suprafață de 436.400 km2 și o adâncime maxima de 2.206 m. [anonimizat], supus activității tectonice care a generat în trecut o subsidență accentuată și izolarea periodică a Mării Negre de alte mari. [anonimizat] 1,5-1,8 mm pe an (Panin, 1998).

[anonimizat], apoi prin Strâmtoarea Dardanele. [anonimizat]. [anonimizat]. Primește, [anonimizat], [anonimizat].

O caracteristică esențială a [anonimizat]. Acest fenomen este rezultatul topografiei actuale a bazinului și a aportului fluvial însemnat. [anonimizat], [anonimizat]. [anonimizat]. Urmarea este o [anonimizat] (SIR) direct sub stratul de suprafață. [anonimizat]. Sub acest strat se găsește un mediu anoxic. [anonimizat], ducând la proliferări de suprafață ale organismelor la sfârșitul primăverii și vara. [anonimizat], frecvența proliferărilor, a [anonimizat], prin construcția barajelor și dezvoltării industriale în bazinele hidrografice.

Figura 1 Topografia zonei costiere si a zonei bentale a Mării Negre. Relieful bental: 1 platou a acumulativ, b abraziv; 2 panta continentală a acumulativ, b trepte; 3 etaj al bazinului; 4 pas continental; 5 canioane subacvatice; 6 bare a nisip, b marginal; 7 limitele morfologice a distincte, b neclare. Tipuri de coastă: 1 alunecări de teren; 2 abraziv; 3 abraziv-acumulative; 4 acumulare; 5 lagunar; 6 deltaic

Partea de nord-vest a Mării Negre este mărginită de câmpiile joase ale zonelor de stepă din România și Ucraina.. Cele mai importante râuri din regiune se varsă în Marea Neagră, acestea sunt râurile Dunărea, Nipru, Nistru, și Bug-Yuzhnyi. Estuarele și lagunele lor sunt suprapuse pe linia țărmului. Se pot întâlni lagune separate de mare printr-o limbă de nisip și lagune care pătrund adânc în zona terestră (ex. lagunele-Nistrului, Nipru și Bug) (Figura 1)

Situarea coastei românești în partea de vest a Marii Negre este importantă din punctul de vedere al expunerii. Zona din largul coastei românești se caracterizează printr-o platforma continentala cu adâncimi mici, care este cea mai mare platforma continentală a acestei mări, însă linia coastei este de asemenea expusă valurilor de furtună din nord-est și est. Orientarea generală pe direcția nord – sud a coastei, relativ la direcția principală a vânturilor și valurilor de furtună dinspre nord-est, înseamnă și că, la scară largă, zona costieră este expusă direct condițiilor celor mai aspre. Pe plan mai restrâns, energia variază datorită diferențelor de orientare a liniei țărmului și regimului batimetric din apropierea acestuia, precum și protecției determinate de diferitele structuri costiere.

Situl Natura 2000 face parte din platforma continentală a Mării Negre denumită și șelful continental. Acesta are aspectul unei câmpii submerse cu foarte puține neregularități morfologice. Valoarea pantei crește de la nord (1°) spre sud (2°) considerată pe profilele orientate de la vest spre est, de la țărm spre abruptul continental.

Uniformitatea reliefului se datorează, atât modelării reduse din Pleistocen, cât și procesului intens de sedimentare datorat aluviunilor deversate de râurile din nord-vestul Mării Negre, în special, cele aduse de Dunăre și într-o măsură mai mică, materialului rezultat din abraziunea zonei de coastă.

Din punct de vedere morfometric, morfologic, sedimentologic și biologic, platforma continentală din sectorul românesc, se poate împărți în trei compartimente și anume:

Șelful intern-marginal (frontul litoral)

Șelful median (de tranziție)

Șelful extern (la contactul cu abruptul continental)

Arealul studiat face parte din șelful intern care se desfășoară de la țărmul marin până la izobata de 40-50 m. Acesta se caracterizează printr-o câmpie de abraziune și acumulare rezultată în urma variațiilor nivelului marin din Cuaternar pe care se suprapun forme de relief rezultate din depunerea ulterioară a sedimentelor fluviale. Acest spațiu submers reprezintă domeniul de acțiune a valurilor și curenților marini care prelucrează și transportă materialul aluvionar. Sub aspect sedimentologic și granulometric, pe frontul litoral predomină fracțiunea nisipoasă, care scade treptat spre șelful median în favoarea siltului.

Batratimetria zonei ROSPA0076 Marea Neagră

Informațiile cu privire la batimetria zonei site-ului ROSPA 0076 au fost extrase prin digitizarea adâncimilor existente în hărțile elaborate de Direcția Hidrografică Maritimă, Constanța ediția 2009 având scara 1:50000. În total au fost extrase 1357 de puncte de adâncime in baza cărora s-a elaborat prin interpolare un model batimetric digital al zonei și s-au determinat izobatele corespunzătoare diferitelor clase de adâncime.

În zona site-ului Natura 2000 ROSPA 0076 adâncimile variază între 0.4 și 21.5 m cu o adâncime medie de 10.2 metri . Valoarea cea mai frecventă a adâncimii, moda, fiind 11 m. Diferitele clase de adâncime sunt relativ uniform distribuite pe un gradient crescător pe direcția vest-est și nord-sud (Figura 1.1.).

Figura 1.1. Modelul Batimetric Digital în zona site-ului Natura 2000 ROSPA 0076

Curenții marini

Datorită configurației bazinului Mării Negre, vânturilor dominante, curenții marini au o direcție paralelă cu țărmul. În cadrul arealului, vânturile locale predominant nordice intensifică curentul general nord-sud, iar vânturile sudice îl frânează, dacă au viteze mai mari de 8-10 m/s și persistă mai mult de 24 ore.

Chiar în situații de calm, există un curent general nord-sud cu viteza de 3-50 cm/s, amplificat sau redus, în funcție de regimul hidric al arterelor fluviale ce se varsă în partea nord-vestică a Mării Negre. În fața Deltei Dunării, curenții au direcția generală nord-sud și nord-vest spre sud-est, fiind împinși către larg de aportul Dunării.

În cazul vânturilor de 14-15 m/s și cu durată mai îndelungată, curenții afectează orizontul de apă până la 20-30 m adâncime, iar la suprafață ating o viteză de 100 cm/s. La viteze ale vântului și mai mari, aceștia pot ajunge și până la 150 cm/s (Geografia României, vol V., 2005).

Abaterea spre dreapta a maselor de apă (Legile Ekman), conform forței Coriolis, dă naștere la o mișcare elicoidală în lungul țărmului. În acest fel, în cazul curentului de la nord la sud, masele de apă superficiale sunt împinse spre mal, iar păturile profunde dau naștere la un curent compensator dinspre mal spre larg. În cazul curentului de la sud spre nord masele de apă superficiale sunt spre larg, iar cele de fund spre mal. Distribuția câmpurilor curenților marini permite argumentarea a cel puțin două fenomene:

distribuția granulometrică a aluviunilor marine în zona litorală: grosiere-fine grosiere (de la mal spre larg) urmare a aspectului elicoidal al curenților costieri

incidența curenților cu linia țărmului, orientată diferit pe sectoare față de direcția nord, explică alternanța sectoarelor de abraziune cu cele de acumulare, aici intervenind și acțiunea valurilor și structura câmpurilor de aluviuni

În stadiul actual al cunoașterii, bazat pe zecii de mii de măsurători, pe analize de teledetecție și pe tehnici GIS, se acceptă existența mai multor tipuri de circulație în bazinul Mării Negre:

Circulația majoră de suprafață din bazinul adânc

Circulația de suprafață sub-bazinală

Circulația verticală de tip upwelling și downwelling

În cadrul sitului Natura2000 ROSPA0076 Marea Neagră se poate discuta doar de circulația de suprafață sub-bazinală și circulația verticală.

CIRCULAȚIA SUB-BAZINALĂ

Acest tip de circulație este specifică regiunilor costiere din compartimentul vestic al Mării Negre, unde se află cel mai extins șelf continental. Scurgerea de suprafață este controlată de trei factori importanți: 1. direcția și intensitatea vânturilor, 2. amestecul apelor fluviale dunărene cu cele marine, 3. relieful costier.

Acvatoriile marine costiere sunt situate între linia apei și o limită amplasată deasupra muchiei șelfului care, în condițiile nord-vestului Mării Negre, se află al -150 m. Între aceste limite sunt identificate, pe baza comportamentului hidrodinamic, patru categorii de ape: apele de șelf, apele litorale, apele de țărm și apele de plaje. În cadrul arealului analizat s-au identificat ultimele trei categorii de ape.

Apele litorale sunt prezente între adâncimile de -22 m și -10 m. Acest tip de acvatoriu este afectat de procese specifice scurgerii fricționale generate de vânt, prezentând o variabilitate marcantă în spațiu și timp. Vânturile din direcțiile nord și nord-est determină o circulație generală orientată nord-sud cu viteze care variază între 0,3 cm/s și 3.6 cm/s, ceea ce duce la deplasarea unui flux de apă care variază între 5750 – 77559 m3/s. Această circulație cu direcție spre sud alternează cu circulația spre nord determinată de vânturile care bat din sectorul sudic și care formează curenți cu viteze de 0.1-2.9 cm/s, activând un flux de apă de 2687 – 61586 m3/s. În acest caz este vorba de o circulație alternativă din sectorul nordic și din sectorul sudic, cu predominarea moderată a celui nordic. În profil vertical, vectorii curenților înregistrează scăderi ale vitezelor și schimbări ale direcției în conformitate cu legile lui Ekman.

Apele de țărm sunt situate între o limită inferioară suprapusă muchiei terasei țărmului la adâncimea de -10 m și o limită superioară la nivelul șanțului proximal din profilul țărmului aflat la -1,5 m. Regimul hidrodinamic al apelor este dominat de procesele de deferlare (cădere a crestelor de val înainte ca urmare a faptului că valul întâlnește un obstacol) și de transformare a valurilor prin refracție, difracție și reflecție (Vespremeanu, 1987). Refracția valurilor pe crestele barelor situate pe terasa țărmului determină formarea curenților longitudinali de țărm care curg prin șanțurile dintre bare. Acești curenți dezvoltați în apele de țărm au direcții alternative, din sectorul nordic și din cel sudic, în funcție de orientarea cu care trenul de valuri abordează țărmul. Frecvent se formează curenți de tip rip cu rol important în modelarea reliefului țărmului.

Apele de plaje sunt situate deasupra feței plajei între cca. -1,5 m și creasta feței plajei, care poate avea altitudini foarte diferite între 1 și 2,5 m. Caracteristica hidrodinamică a apelor de plaje este desfășurarea procesului de “swash”, acel du-te-vino al apelor pe fața plajei, cu parametri morfometrici și morfografici foarte diferiți, în funcție de gradul de agitație al mării.

Efectul asupra valurilor asupra țărmului și plajelor diferă mult în funcție de direcția sub care avansează spre țărm trenul de valuri (Vespremeanu, 2004):

în condițiile accelerărilor de vânt din direcția nord-est se formează valuri care cad pe linia apei la un unghi de 130°-135° față de nord, ceea ce determină procese de refracție cu formarea curenților longitudinali de țărm din nord spre sud, precum și a curenților rip, în acest fel se activează driftul aluviunilor de țărm în aceeiași direcție, pierderile de nisip din plaje fiind maxime

în condițiile accelerărilor de vânt din sud-est se formează valuri care cad pe linia apei la un unghi de 45° față de nord, ceea ce determină procese de refracție cu generarea curenților longitudinali de țărm și implicit a driftului de aluviuni din sud spre nord, precum și a curenților rip; în consecință au loc procese de realimentare a plajelor cu nisip și creșterea lor;

hula moderată-puternică, cu valuri paralele la linia apei, are ca efect deplasarea unor cantități mari de nisip de pe terasa țărmului, de la adâncimi de -10 / -1,5 m, spre berma de vară, condiții în care partea înaltă a țărmului acumulează nisip

hula slabă cu valuri paralele cu linia apei are ca efect deplasarea nisipului din avanplaje spre fața plajei, cu dezvoltarea acesteia din urmă

Un sector specific distinct este fața plajei pe care se desfășoară procesul de swash cu formarea curenților de plaje care transportă nisipul spre creasta feței plajei, fie direct, când swash-ul este impus de valurile de hulă, fie prin deplasări laterale, în zig-zag, pe fața plajei, când procesul este impus de valurile transformate prin refracție dintr-o anumită direcție (Vespremeanu, 1987, 2004; Vespremeanu-Stroe, Constantinescu, 2003).

Alternanța circulației din nord și nord-est, cca. 50% din timpul anului, cu cea din sud și sud-est, cca. 35% din timpul anului, este un proces esențial în desfășurarea proceselor reversibile pe țărmuri și mai ales pe plaje. Dacă ar fi dominat o singură direcție de scurgere a curenților litorali și de țărm, țărmurile joase, nisipoase și plajele litoralului ar fi fost erodate de mult timp. Alternanța driftului longitudinal de aluviuni antrenat de curenții de țărm din sectorul nordic cu cel din sectorul sudic asigură refacerea ciclică a stocului de aluviuni din profilul transversal al țărmului, și prin aceasta, s-au putut menține, în condiții naturale, țărmurile și plajele la dimensiuni în conformitate cu stocul general de nisip din țărm. Acest caracter reversibil al proceselor de țărm este esențial pentru funcționarea echilibrată a sistemului (Vespremeanu, 1987).

Construirea digurile perpendiculare pe linia apei care a întrerupt, în bună măsură, fluxul longitudinal de aluviuni pe țărm, au perturbat regimul natural, generând eroziuni și stocări de nisip sub diguri, împiedicând dezvoltarea proceselor naturalede reconstrucție a plajelor. Digurile cu efecte negative de mare amploare sunt cele care protejează canalul Sulina, precum și digurile de protecție ale porturilor Midia, Constanța și Mangalia.

Concluziile privind circulația de suprafață din arealul studiat sunt următoarele:

în apele costiere nu există curenți permanenți

dinamica apelor depinde de vânturi, de impactul apelor dunărene și morfografia reliefului litoral și submarin

morfodinamica țărmului este controlată de circulația din lungul țărmului rezultată din procesele d refracție, difracție și reflecție a valurilor care abordează țărmul din diferite direcții

Circulația verticală

Este reprezentată de curenții verticali de la adâncime spre suprafață dezvoltați în procesul de “upwelling” din apele costiere și bazinul adânc. Contrastele dintre trăsăturile termohaline ape apleor costiere și a celor din bazinul adânc, precum și interacțiunea cu atmosfera generează forțe care permit formarea upwelling-ului la nivelul sectorul abrupt al picnolinei. Aceste procese sunt suficient de intense pentru a transporta de la 200-300 m adâncime spre suprafață ape reci, bogate în hidrogen sulfurat.

Cele mai frecvente procese de upwelling apar mai ales la sud de Constanța. Upwelling-ul costier este generat mai ales de vânturile din sud și sud-vest care determină un transport total Ekman spre est. În aceste condiții se dezvoltă curenți verticali în lungul părții superioare a versantului continental și pe șelf care transportă spre țărm ape reci bogate în H2S și nutrienți. Scăderile de temperatură ale apleor de suprafață pot atinge gradienți de 14-15°C. În regiunile marine afectate de upwelling, productivitatea primară crește ca urmare a creșterii cantității de nutrienți.

GEOLOGIE/SEDIMENTOLOGIE

Considerații geologice și geofizice

Bazinul Mării Negre se subdivide, din punct de vedere morfotectonic și morfostructural în două provincii: centrală și marginală. Situl analizat se suprapune peste provincia marginală cu o structură, tectonică și morfogeneză complexă.

Bazinul Mării Negre (numit și Bazinul Euxinic) se află în partea sudică a plăcii litosfe-rice eurasiatice în apropierea contactului cu plăcile litosferice africană și arabică. Aici au avut loc procese geotectonice de formare a platformelor, munților și bazinelor de sedimentare într-o succesiune din care a rezultat structura, tectonica și relieful actuale.

Cercetările magnetice, gravitaționale și datele rezultate din analizele seismo-acustice au dovedit că, din punct de vedere geologic și geofizic, bazinul Mării Negre se dezvoltă atât pe crustă continentală, cât și pe crustă oceanică.

Bazinul Mării Negre este un bazin tectonic alcătuit din două compartimente, vestic și estic, separate de creasta Andrusov cu aspect de horst.

Întreaga regiune se suprapune unui fundament dezvoltat pe crustă oceanică și pe crustă continentală distribuite neuniform în profilul transversal vest-est al bazinului.

Situl Natura2000 se suprapune crustei continentale situată pe marginile bazinului vestic. Aceasta se caracterizează prin coborârea discontinuității Moho până la cca. 35 km adâncime, prin îngroșarea stratului bazaltic care ajunge la 15-18 km și prin extinderea largă a stratului granitic acoperit cu alte tipuri de sedimente consolidate.

Bazinul Mării Negre se dezvoltă pe trei tipuri de unități tectonice distincte: cratonice, pericratonice și intracratonice (A.M. Nikishin et al., 2003, citat de Vespremeanu, 2004)

Unitățile cratonice sunt reprezentate prin platformele cristaline precambriene și paleozoice situate în nordul și estul bazinului: Platforma Est-Europeană, Platforma Scitică și Platforma Moesică. Aceste platforme sunt specifice părții sud-estice a marii plăci litosferice eurasiatice și au reprezentat marginea stabilă dincolo de care s-au desfășurat procesele active ale tectogenezelor Assyntică în Cambrian, Variscă în Carbonifer și Per-mian, Alpină, în Mezozoic și Neozoic.

Platforma Est-Europeană, numită și Platforma Europei Orientale sau Platforma Rusă, este un soclu cristalin precambrian extins mult spre nord și est de bazinul Mării Negre.

Platforma Scitică, situată în sudul Platformei Est-Europene, este mai tânără (Paleozoic inferior) și mai intens fracturată. Contactul cu Platforma Est-Europeană se face printr-un șir de grabene pe care s-au dezvoltat o serie de bazine tectonice de sedimentare: Depresiunea Bârlad, Depresiunea Predobrogeană, Depresiunea Odessa-Sivaș, Depresiunea Indol-Kuban, Depresiuea Maniei care comunică cu depresiunile peri-caspice (M. Săndulescu, 1984 citat de Vespremeanu, 2004).

Platforma Moesică are aceeași vârstă ca și Platforma Scitică, dar este mult mai extinsă, din fundamentul Câmpiei Române și din Dobrogea până în Depresiunea Rion. Spre nord este delimitată de lanțul intracratonic Dobrogea de Nord-Crimeea-Caucazul Mare, iar spre sud de lanțul pericratonic alpin Balcani-Istrangea-Pontici-Caucazul Mic. Platforma Moesică are extensiune foarte largă între Carpați și bazinul caspic.

Unitățile intracratonice sunt reprezentate prin orogenul Nord-Dobrogean și orogenul Crimeii, prelungit până în M. Caucaz.

Unitățile pericratonice sunt situate în estul și sudul bazinului reprezentând partea cea mai tânără a marginii bazinului formată în mai multe etape ale orogenezei Alpine. Aici se încadrează orogenul alpin al M. Caucaz, M. Pontici și M. Istrangea. Latura sudică a bazinului Mării Negre este bordată de arcul magmatic cretacic Sredne-gorie-Pontide-Achara-Trialet-Karabah.

Întregul bazin este străbătut de falii, majoritatea continuându-se în regiunile continentale alăturate bazinului (Figura 1).

Figura 2. Unități tectonice ale platoului Mării Negre care arată localizarea secțiunilor transversale și a forajelor.

Din cele prezentate rezultă complexitatea geologică și geofizică deosebită a bazinului Mării Negre, ceea ce exprimă o evoluție morfogenetică agitată, normală pentru poziția la marginea plăcii Eurasiatice, nu departe de contactul acesteia cu plăcile Africană și Arabică.

Morfogeneza bazinului Mării Negre

Pe amplasamentul actual al bazinului Mării Negre și mult la vest față de acesta se formează, în Precambrian, Platforma Moesică, deformată și ridicată ulterior de orogeneze-le Variscă, Kimmerică și Hercinică. Podișul înalt rezultat ocupa o regiune întinsă mult dincolo de limitele bazinului actual al Mării Negre.

Începutul orogenezei Alpine introduce modificări majore care s-au desfășurat pe parcursul celor 10 faze ale acesteia. Astfel, în Mezocretacic, Platforma Moesică este afectată de procese de riftogeneză continentală, paralel cu formarea laterală a unor bazine tectonice mici și a unor arcuri vulcanice menținute în structura profundă a bazinului actual al Mării Negre.

Spre sfârșitul Cretacicului începe formarea crustei oceanice prin procese de expansiune față de axul arcurilor vulcanice și prin extinderea rifturilor.

Deschiderea bazinului Mării Negre s-a realizat, în urma acestor procese, în perioada cuprinsă între Cenomanian și Coniacian (Mezocretacic-Neocretacic) timp de cea 10 milioane de ani. Începe astfel formarea bazinului Mării Negre ca o inversiune de relief față de podișul înalt preexistent.

Bazinul vestic al Mării Negre, unde procesele de rifting au început în Barremianul superior (Cretacic inferior sau Eocretacic), se formează primul, în Cenomanian (Cretacicul mediu sau Mezocretacic), prezentându-se ca un bazin adânc dezvoltat pe crustă oceanică (S. Cloething et al., 2003, citat de Vespremeanu, 2004). Aceasta este dovedit de seria sedimentară cu vechimea de aproape 100 milioane de ani. Procesele de riftogeneză încep cu cea 125 milioane de ani în urmă, profunzimea bazinului crescând continuu până la cea -l 600 m, adâncime care este atinsă la cea 35 milioane de ani în urmă. Apoi, între 35 milioane de ani și 12 milioane de ani în urmă, bazinul este umplut cu sedimente, adâncimea sa ajungând la numai -50 m. In ultimii 12 milioane de ani, prin procese de subsidență, adâncimea bazinului vestic scade din nou la -l 200 m pe marginea bazinului. In centrul bazinului vestic, toate aceste procese au fost mult mai intense, între 125 și 100 milioane de ani în urmă alungându-se la o adâncime de -5 000 m (S. Cloetingh et al. 2003).

Întregul bazin al Mării Negre este afectat de procesele morfogenetice ale orogenezei Alpine desfășurate în Munții Carpați, Caucaz și Pontici, foarte active începând din Paleogenul inferior.

Succesiune de etape și stadii morfogenetice al bazinului Mării Negre:

Etapa deschiderii bazinelor prin procese de rifting continental desfășurată între Cretacicul superior și Eocen. Aici putem identifica un stadiu al formării bazinului vestic, între 125 și 100 milioane de ani în urmă, și un stadiu al formării bazinului estic, între 60 și 55 milioane de ani în urmă.

Etapa subsidenței active desfășurată din momentul formării bazinelor până la cea 35-36 milioane de ani în urmă (până în Eocen), când ambele bazine se adâncesc activ, dar diferențiat ca intensitate și ritm. Ritmul subsidenței tectonice este de 70-80 m/l milion de ani.

Etapa reducerii intensității subsidenței și a acumulărilor masive de sedimente venite din regiunile montane și de podiș alăturate, desfășurată între Oligocen și Miocen, între cea 35-36 milioane de ani în urmă și 5,2 milioane de ani în urmă, când ritmul subsidenței tectonice este de 20-30 m/l milion de ani.

Etapa definitivării bazinului actual, desfășurată între Pliocen și Actual, în ultimii 5,2 mii. ani, când ritmul subsidenței tectonice crește în ambele bazine, vestic și estic, ajungând la 85 m/l milion de ani.

Morfogeneza bazinului Mării Negre se datorează proceselor de subsidență care au urmat riftingului continental inițial. Cercetările foarte recente relevă prezența continuă a proceselor de subsidență imediat după riftogeneza inițială. Pe parcursul celor peste 100 milioane de ani subsidență a fost continuă, dar s-a desfășurat în trepte, cu ritmuri și intensități diferite conform celor două modele alăturate. Toate procesele de subsidență s-au desfășurat într-un regim intens compresional care a favorizat fluxurile de căldură în partea inferioară a crustei oceanice.

Sedimentologie

Sub sedimentele actuale se află depozite cuaternare, care nu au o succesiune continuă. Cele mai vechi depozite cuaternare sunt reprezentate printr-o serie continentală depusă în Pleistocenul superior (Würm), deasupra căreia se află o primă formațiune marină

Țărmul și platforma continentală din spațiul românesc al Mării Negre se caracterizează prin existența unor sedimente specifice. În ansamblul ei, sedimentarea rezultă din aportul de materiale terigene, organogene și reziduale, la care se adaugă minerale autigene.

Materialele terigene au în alcătuirea lor fragmente de cuarț, mică, feldspat, litoclaste, minerale grele (granat, amfiboli, piroxeni, minerale opace, staurolit), provenite din debitul solid al Dunării. Sedimentele terigene pot fi urmărite de la aliniamentul Deltei Dunării până departe la sud de Mangalia. La Mamaia, sursa terigenă este slab reprezentată, iar de aici către sud, materialul terigen al Dunării este deplasat spre larg, fiind înlocuit la țărm cu material terigen rezidual sau provenit din Podișurile Dobrogei Centrale și de Sud, fiind bogat în minerale opace și piroxeni.

Materialele organogene sunt abundente în lungul plajei și platformei continentale. Biomasa totală pe aria de platformă continentală este de circa 32 milioane tone, dintre care pe flancul de nord-vest al Mării Negre 15,7 milioane tone, iar în celelalte sectoare de șelf, aproximativ 16,2 milioane tone. Pe țărmul și șelful românesc, cochiliile actuale, cât și materialul relict, prin triturare, participă substanțial la alcătuirea sedimentelor grosiere. La aceste organisme maerobenctonice se adaugă organismele planctonice care prezintă o variație sezonieră în dezvoltarea lor, algele (din domeniul pelagic) și fitoplanctonul. Se constată și o importantă cantitate anuală de material organic acumulat (3 mg/m în Oceanul Planetar), acest din urmă aspect explicând și cantitatea mare de humus de origine terigenă.

Materialele reziduale reprezintă reluarea în sedimentarea actuală a multor tipuri de nisipuri cuaternare consolidate. Amestecul materialului din aceste trei surse importante, dă subtipuri de sedimente: terigen-organogene; organogen-terigene; organogen-reziduale; rezidual-organogene; rezidual-terigene. Există o serie de asociații caracteristice țărmului și șelfului românesc (Caraivan, 1982). Dintre acestea menționăm: asociația midiilor de stâncă (Mitilus galloprovincialis, Mytilaster lineatus, la care se adaugă ca elemente secundare, Bittiuni verticidatus, Cardium pussilum); asociația cu C. edule, Chione galina corugutula, localizate pe nisip, nisip mâlos; asociația cu Mya arenaria, apărută recent în Marea Neagră, se extinde de la nord la sud, înlocuind progresiv asociația cu Cardium edule; asociația cu Spirula subtruncata triangula, localizată la 20-30 m adâncime; asociația midiilor de adânc, adaptate la un substrat mâlos, siltic, unde apare împreună cu alte numeroase moluște bentonice.

Materialul terigen este adus pe platforma continentală de Dunăre, Nistru, Nipru și se aglomerează intens spre țărm. Totuși masa lui se prelungește ca un evantai până în porțiunea mai adâncă. Sedimentarea actuală este dominată de materialul terigen și depunerea carbonaților autigeni, acumulați de Coccolitoforidee (alge microscopice, unicelulare, care se încrustează în plăcuțe calcaroase, fine; sunt microorganisme planctonice).

În cadrul platformei pot fi individualizate, în succesiune câteva unități litostratigrafice:

sedimente cuaternare, în primii 650 m: sapropeluri, cretă lacustră, mâluri terigene, mâluri cu turbidite, sideritelor (FeCO3) – mâl superior sideritic sau cu pirită, precipitate chimice cu predominarea carbonaților – calcit, aragonit, dolomit, alternanțe de mâl cu diatomee

sedimente pliocene, 680-890 m adâncime: mâl aragonitic și parțial mâl sideritic, precipitate chimice carbonatice în alternanță cu pietrișuri și nisipuri grosiere, depuse în condițiile unui lac cu apă dulce puțin adânc

sedimente miocene superioare, sub 890 m adâncime: dolomite, marne negre cu intercalații de carbonați și mâl cu pietriș

În depozitele de mâl cuaternar se disting următoarele unități litofaciale:

mâl cu Coccolitoforidee bogate în carbonați (60-80% CaCO3) și sărac în carbon organic, de 20-30 cm grosime pe panta continentală (depus în ultimii 3000 ani)

sapropel microlaminat sub mâlul cu Coccolitoforidee, 20-45 cm grosime; fomațiunea a început să se formeze în intervalul 7000-3000 ani B.P.; începând cu 7090+180 ani B.P., cantitatea de carbon organic din sedimente crește brusc la peste 80%, în timp ce cantitatea de carbonați se menține la valori de 15-20 cm; corespunde perioadei când s-a instalat actualul regim euxinic în Marea Neagră

lutite negre laminate, cu numeroase nivele grosiere, cu sedimentație graduală, care s-au format anterior regimului euxinic, fază în care rata de sedimentare era de 2-3 ori mai mare; alternează cu fracții mai grosiere; sunt bogate în sulfați de fier și sărace în carbon organic (<5%) și carbonați (4-5%); compoziția mineralogică este dominată de cuarț, feldspat, calcit, dolomit, minerale grele (granat, minerale argiloase illit, mont-morillonit), fragmente litice – calcare, vulcanite, metamorfite;

Interfața dintre sapropelurile microlaminate și mâlurile carbonatice reprezintă trecerea, evident rapidă, de la regimul lacustru existent în Marea Neagră cu cca. 7200 ani în urmă la regimul marin după invazia apelor saline mediteraneene prin Strâmtorea Bosfor.

Tipuri de sedimente actuale

Sedimentele actuale au origine terigenă, biogenă și autigenă.

Sediementele terigene sunt transportate de râurile și fluviile aferente Mării Negre, precum și de vânturile puternice care antrenează cantități mari de praf din stepele pontice. Cantități mult mai mici de sedimente terigene provin din abraziunea țărmurilor loessoide.

Sedimentele terigene fluviale reprezintă sursa cea mai importantă, cantitatea totală de material detritic transportată în Marea Neagră cifrându-se la un total de 149,95 milioane t/an. Dintre acestea, 25% (37 milioane tone) sunt transportate de Dunăre. Cea mai mare parte a acestor sedimente este transportată în suspensie primăvara. Râurile și fluviile transportă, de asemnea, cantități mari de ioni aflați în soluție. Debitul chimic intrat anual în Marea Neagră este de 80 milioane tone, din care 65% revine Dunării. La acestea se adaugă nutrienții minerali (azotați, azotiți, amoniac, fosfați, siliconi) cu un total de 1,2 milioane tone (Konovalov și Murray, 2001 citat de Vespremeanu, 2004).

Sedimentele biogene, provin, în special, din fitoplancton. Producția de materie organică este de 812 milioane t/an, ceea ce reprezintă foarte mul în comparație cu alte mări. Valorile mari ale producției primare se explică prin aportul de nutrienți, prin schimburile chimice dintre stratul anoxic și suboxic cu cel oxic, precum și prin salinitatea scăzută care favorizează dezvoltarea fitoplanctonului. Principalele grupe prezente în fitoplancton sunt diatomeele, dinoflagelatele și coccolitoforii, toate atingând maximum biomasei în timpul verii. În aceste condiții, cantitatea medie de carbon organic este de 3 mg/l de două ori mai mult decât cantitatea medie din Oceanul Planetar (Vespremeanu, 2004).

Sedimentele autigene rezultă din procesele schimb chimic desfășurate în sedimentele dominant biogene, sub -1800 m, pe câmpia abisală. Aici se formează continuu bisulfuri de fier coloidale și metacoloidale de tipul piritei (Fe2S) prin descompunerea resturilor organice în condiții anaerobe.

Distribuția sedimentelor

Distribuția sedimentelor este influențată de principalii factori de dispersie: valurile și curenții.

În cadrul sitului studiat, valurile și curenții induși de acestea, precum și curenții costieri de vânt sunt principalii factori care asigură dispersia sedimentelor. Sedimentele litorale sunt dominate de nisipurile terigene, terigen-biogene sau biogen-terigene, în funcție de predominarea fracțiilor respective. Cochiliile de Mya, Mytilus, Venus, Cardium contribuie în proporție de 10-60% la alcătuirea nisipului de țărm și plajă. În afară de delte și lagune, aportul important al fluviilor, este stocat, în cea mai mare măsură, pe frontul litoral.

Cercetări de sedimentologie în sectorul Sf. Gheorghe – Vadu

Cercetările geologice-sedimentologice întreprinse de Dimitriu R.G. și colaboratori (2008) au evidențiat faptul că sedimentele superficiale care acoperă fundul mării în sectorul litoral Sfântu Gheorghe – Vadu se încadrează într-o largă gamă de clase granulometrice, de la nisip mediu la nisip siltic, silt, silt argilos, până la argilă siltică. Sedimentele aflate în categoria “nisip” au în compoziție peste 85% fracție nisipoasă cu granulație fină (fracțiile “nisip foarte fin” și “nisip fin”), cu caracter unimodal al distribuției; fracțiunile învecinate, 0,062 – 0,125 mm, respectiv 0,125 – 0,250 mm sunt bine reprezentate. Caracterul bimodal al distribuției sugerează prezența materialelor din două surse și/sau existența unor mecanisme diferite de transport (Figura 3).

Figura 3 Harta sedimentologică a sectorului litoral Sfântu Gheorghe-Vadu (după Dimitriu și colab., 2008)

Nisipurile, de la „foarte fine“ la „medii“, ocupă areale importante în apropierea coastei, în jurul insulei Sacalin și paralel cu țărmul, începând cu zona Zătoane până în dreptul localității Vadu, spre larg suprafața acoperită extinzându- se până la adâncimea apei de cca 10 m. Comparativ cu zona situată la sud de Gura Portița, care are o lățime a depozitelor nisipoase de maximum 2500 m, spre sud, în dreptul grindului Chituc, lățimea acesteia poate atinge valori de până la 4500 m. Pe lângă aportul de sedimente nisipoase datorat contribuției Dunării, o parte a substratului poate avea la origine cordoanele litorale fosile.

Sedimentele siltice domină zona estică a ariei studiate (Sud Zătoane) și bordează doar parțial zonele dominate de nisipuri, faciesurile specifice aflându-se la adâncimi ale apei de peste 8 – 10 m. În dreptul locației Gura Portița, zona acoperită de silturi are o extindere semnificativă spre larg (cca 8000 m). Spre sud, în sectorul Vadu, silturile sunt prezente până la izobata de 20 m, continuând probabil spre larg,în afara zonei studiate. Trecerea de la nisipuri siltice la silturi argiloase se face gradat, prin creșterea treptată a procentelor de silt și argilă, concomitent cu scăderea procentului de nisip. Sedimentele fine, de tip siltic, reprezintă, în principal, contribuția Dunării, zona fiind sub directa influență a fluviului.

În sectoarele de adâncime maximă a perimetrului Sf. Gheorghe-Vadu, începând cu gura de vărsare a brațului Sfântu Gheorghe și până în partea sud-estică a zonei cercetate, sedimentele de fund sunt dominant argiloase.

Depozitele cochilifere apar pe suprafețe extinse, dispuse aproximativ paralel cu linia țărmului, bordând arealul ocupat de sedimentele nisipoase. Aceste depozite prezintă o dispozitie discontinuă, din dreptul Gurii Portița până în zona Periboina, și spre sud, în dreptul grindului Chituc. Sectoarele ocupate de depozitele cochilifere par să ocupe suprafețe relativ largi. Este posibil ca acumulările de cochilii să reprezinte foste linii ale țărmului, situate acum la adâncimi ale apei de peste 5 m.

Sedimentele amestecate (nisiar) ocupă aproximativ aceleași areale ca în 1995. Interferența curenților marini locali cu morfologia fundului implică acumularea de sedimente amestecate (nisiar) în anumite sectoare, pe arii limitate. De asemenea, procesele sedimentare depoziționale și post-depoziționale desfășurate în zona Sfântu Gheorghe – Vadu sunt influențate și de factorii biogeni, care pot provoca perturbări ale stratelor de sediment prin procese de bioturbare, frecvent întâlnite în zona marină oxică.

Actuala dispoziție a sedimentelor de fund din sectorul Sf. Gheorghe – Vadu reprezintă rezultatul acțiunii conjugate a factorilor naturali: direcții dominante ale vântului, variațiile direcțiilor curenților litorali, regimul și direcția valurilor, morfologia fundului etc. Curentul litoral local, cu o direcție dominant sudică, favorizează acumularea sedimentelor fine și foarte fine spre sud, la adâncimi ale apei mai mari de 20 m. În sezonul rece, atunci când direcția dominantă a vânturilor este orientată spre nord, transportul sedimentelor se schimbă, permițând acumularea acestora în apropierea coastei, inclusiv în zona adăpostită din spatele insulei Sacalin.

Analizele mineralogice de laborator, efectuate pe probele de sediment, au pus în evidență importante acumulări de minerale grele (Dimitriu R.G. și colab., 2008). Valorile de maxim ale concentrațiilor acestora se suprapun ariilor de dezvoltare ale deltelor secundare Sfântu Gheorghe II, Coșna și Sinoe. În mod obișnuit, mineralele grele marchează zonele depoziționale dominant nisipoase. Studiile microscopice au evidențiat trei asociații majore de minerale grele:

opacite – amfiboli – • granat, dominante între izobatele de 10 și 20 metri din părțile de sud și est ale sectorului studiat;

amfiboli – opacite – granat, dominante în partea sudvestică a sectorului, de la țărm până la izobata de 20 m;

granat – opacite – amfiboli – epidot, în jurul insulei Sacalin, cu continuare spre vest, de-a lungul țărmului, între Perișor și Periteașca.

Cadrul geologic și sedimentologic

Zona costieră româneasca se situează în partea de vest a Mării Negre și are o lungime de aproximativ 240 km. Limitele geografice sunt mai curând de natura politica decât geomorfologică, fiind constituite de frontiera ucraineana, in golful Musura, la nord, si frontiera bulgara, in apropiere de Vama Veche, la Sud, așa cum se poate vedea in Figura 1.2.

Din punct de vedere geomorfologic, coasta poate fi împărțita în două mari unități sau zone. Aceste două porțiuni de coasta au un bilanț sedimentar diferit și reacționează foarte diferit la acțiunea principalilor factori de mediu.

Unitatea Nordica se compune din ampla coasta a Deltei Dunării, cu complexul lagunar Razim (Razelm) – Sinoe, având plaje joase în zona deltaica / lagunara si pante submarine line. Se întinde de la frontiera cu Ucraina pana la Portul Midia si are o lungime de aproximativ 160 km. Unitatea sudica este foarte diferita ca forma si are faleze moi cu mici plaje-buzunar in fata, despărțite de mici bare litorale de nisip. Aceste plaje au pante submarine mai abrupte decât în Unitatea Nordica.

Delta Dunării se compune din depozite litorale, deltaice si lacustre relativ tinere (din punct de vedere geologic), formate in decursul ultimilor aproximativ 10.000 de ani. Spre deosebire de aceasta, Unitatea Sudica prezintă aflorimente de depozite mult mai vechi, precuaternare, calcarelele sarmatiene fiind cele mai răspândite in zona de plaja (Chiriac, 1960). Deasupra acestor depozite calcaroase se găsesc straturi de argila pleistocena, acoperite, la rândul lor, de strate groase de loess si paleosoluri care datează din Pleistocenul Mijlociu (Balescua et al., 2003). Loessul este un sediment eolian format prin acumularea de sedimente siltice, prăfoase transportate de vânt, cu cantități mai reduse de nisip și argilă, cimentate slab cu carbonat de calciu. Rezultatul este o serie de faleze instabile, susceptibile de cedare prin alunecări de teren, cu eliberare de sedimente siltice și, ocazional, de nisipuri foarte fine.

Plajele Deltei Dunării sunt in cea mai mare parte compuse din nisipuri fine bine sortate, provenite in principal din aluviunile transportate de Dunăre. Exista, de asemenea, fragmente de scoici si cochilii de alte moluște, scoicile fiind mai prezente in partea de sud a deltei. In momentul de fata, majoritatea acestor cochilii provin de la specii alogene, introduse în zona în urma cu câteva zeci de ani.

Contrastant, plajele aflate de-a lungul Unități Sudice, situate in fata falezelor, sunt în general mai stâncoase, cu o acoperire mai redusă cu sedimente. Exista scurte porțiuni de plaje cu nisip, dar sedimentul tinde sa fie constituit din nisipuri cu granulație medie spre mare. Aici, Dunărea a avut o influenta mai redusa, mai ales după construirea digurilor Portului Midia, care au blocat complet transportul litoral. Intre Golful Mamaia și Constanta încă sunt prezente nisipurile fine provenite din Dunăre. Cochiliile și fragmentele de cochilii constituie o componenta importantă a plajelor din Unitatea Sudică, reprezentând pana la 98% din sedimentele de pe plaje la sud de Agigea. Majoritatea fracției nisipoase terigene este relictă, provenind din fostele văi de râuri de la Techirghiol, Carasu si Ostrov, din Holocenul Târziu, deși pe plajă se întâlnesc și fragmente de calcar și pietre provenite din eroziunea structurilor de protecție si a falezelor joase. Unele plaje au fost de asemenea reconstruite artificial, fapt care a introdus noi sedimente în sistemul plajei.

Geomorfologia coastei

Unitatea Nordica este dominata de Delta Dunarii. Aceasta este a doua delta ca marime din Europa, iar conditiile deltaice au aparut aici in era cuaternara, cand Dunarea a inceput sa se verse in Bazinul Marii Negre (Panin, 1998). Formarea sa a fost puternic influentata de o serie de transgresiuni si regresiuni in Cuaternar, dar si-a inceput faza curenta de evolutie acum cca 2000 de ani. Atunci, lobul Sulina se afla la extindere maxima (aproximativ 12 km spre larg), dar in ultimii 2000 de ani s-a aflat intr-o eroziune aproape continua, in timp ce deltele Sf. Gheorghe II si Chilia au progradat (Panin, 1998).

Campia deltaica marina se caracterizeaza prin prezenta a numeroase bare fosile de plaja marina, care au fost integrate in campia deltaica in perioada de progradare a deltei. Barele de nisip maritim pot fi izolate sau juxtapuse. Exemple de astfel de complexe de bare de plaja sunt Saraturile, Letea, Perisor si Chituc. Barele de plaja tind sa se aiba inaltimi de la cateva zeci de centimetri pana la 1,7 metri deasupra nivelului mediu al marii, in timp ce zonele de depresiune dintre acestea se gasesc sub nivelul mediu al marii sau putin deasupra acestuia. Exista, de asemenea, zone de dune care pot atinge inaltimi de pana la 12 metri. Bariera de plaja actuala este si ea foarte joasa, situandu-se intre 0,7 m si 1,5 m deasupra nivelului mediu al marii. Ca urmare, zona este expusa la inundatii.

Modificarile istorice si contemporane ale pozitiei liniei tarmului sunt discutate in capitolele urmatoare, dar, pe scurt, linia tarmului dintre Sulina si Sf. Gheorghe este supusa in momentul de fata unui proces de eroziune rapida, cu o medie de 10 m pe an in zona centrala (Stanica et al., in presa), in timp ce lobul Sf. Gheorghe avanseaza treptat prin formarea si reconfigurarea insulei Sahalin (Sacalin) prin procesele aluvionare. La sud de Sahalin, coasta este in general afectata de o eroziune neta, cu exceptia subsectoarelor Periteasca si Chituc Sud – Capul Midia. Desi inainte de constructia barajelor de la Portile de Fier I si Portile de Fier II a existat o tendinta similara de modificare (mai putin la extremitatea nordica a plajei Sulina), de la inceperea exploatarii barajelor si de la extinderea digurilor de la Sulina a crescut semnificativ viteza de eroziune a portiunii centrale a sectorului Sulina – Sf. Gheorghe (Stanica si Panin, 2009; Stanica et al.).

Formarea de dune pe plaja Sf. Gheorge tinde sa aiba un caracter sezonier, cu o crestere a avandunelor intre lunile aprilie si decembrie si o tendinta de eroziune neta din decembrie pana in aprilie (Vespremeanu-Stroe si Preoteasa, 2007).

Coasta sudica se caracterizeaza printr-un hinterland colinar si stanci care strabat un strat de loess moale aflat deasupra unui strat de baza calcaros, cu o inaltime intre 15 si 20 de metri. Spre interior se gaseste Platoul Dobrogei, un platou de pe care raurile curg spre coasta si spre Dunare. Partile inferioare ale albiilor care coboara spre coasta sant ocupate in prezent de lacuri si lagune despartite de mare prin bariere de plaja din nisipuri grosiere, bogate in cochilii, cu inaltimi de pana la 5 m (Charlier si Charlier, 2010). Sedimentele nisipoase din care sunt constituite aceste plaje sunt probabil in cea mai mare parte relicte, provenind din sedimentele din Dunare transportate de-a lungul coastei in trecut sau din remanierea sedimentelor provenite din fostele vai ale raurilor. Dovezile mineralogice sugereaza faptul ca nisipul din Dunare a fost transportat chiar pana la Capul Constanta, dar nu si dincolo de acesta (Kuroki, 2006). In spatele barierelor de plaja se găsesc câteva lacuri, dintre care doua s-au format in depresiuni complet izolate de mare si cu un aport limitat de apa dulce: Mangalia si Techirghiol.

Falezele instabile din roci moi aflate de-a lungul Unitatii Sudice sunt susceptibile de prabusire prin alunecari de teren. Stratele de loess si paleosol permit infiltrarea apei, insa stratee de argila de la baza sunt impermeabile; aceasta inseamna ca argilele devin alunecoase si se formeaza o suprafata de translatie intre limita loessului si stratele de argila de dedesubt. Ca urmare a proceselor subaeriene si a actiunii valurilor in partea frontala, falezele aflate deasupra argilelor aluneca in jos, iar sedimentele, care sunt in general prea fine pentru a se acumula pe plaja, sunt transportate de valuri in larg.

Caracterul acestor plaje variaza semnificativ in toata partea sudica a zonei de studiu, de la plaje foarte inguste (de ex. Mamaia Sud) la foarte late, avand in spate zone joase de vegetatie (de ex. intre Navodari si Navodari Sud) si de la tarmuri cu pietre la nisipuri fine. Plaja Mamaia, situata in partea de nord a unitatii sudice, este cea mai cunoscuta plaja de pe litoralul romanesc si este formata din nisip fin adus de Dunare. Este o plaja nisipoasa joasa, aflata in fata lacului Siutghiol. Ca si in restul Unitatii Sudice, plajele sunt sarace in sedimente si, ca atare, sunt vulnerabile la eroziunea cauzata de furtuni, cand volume insemnate de sedimente sunt antrenate in afara plajei. Prin acest mecanism se produce o pierdere neta de sedimente la nivelul plajelor, iar in momentul de fata plajele nu se refac complet in perioadele de calm. Principalul proces de eroziune se produce iarna, cand condițiile sunt mai severe.

Factorii de mediu care influențează procesele costiere/clima

Situl Natura2000 reprezintă o zonă de contact apă-uscat asupra căreia se întrepătrund influențele a trei medii de viață și anume: apa, uscatul și aerul într-o continuă mișcare, în contextul climatului temperat în care este situată Marea Neagră, pe fondul căruia își pun amprenta și influențele menționate mai sus.

Factorii genetici ai climei

Radiația solară, ca principal factor genetic al climei, reflectă caracteristicile medii ale fluxului radiativ impus de poziția litoralului în zona climei temperate, în care razele solare cad sub un unghi de 44-45°. La aceasta se adaugă influența acvatoriului marin, deasupra căruia descendența aerului reduce nebulozitatea și mărește durata de insolație, determinând aici cele mai mari valori ale radiației solare globale din întreaga țară.

În acest sector nebulozitatea medie anuală este cea mai mică din țară (5.2 zecimi la Sfântu Gheorghe și Mangalia). O ușoară creștere se remarcă în porțiunea centrală, în perimetrul Constanța-Năvodari (5.5 zecimi), sub influența platformei chimice Năvodari și a orașului Constanța.

De la fâșia de țărm, nebulozitatea crește, spre est, deasupra apelor marine de pe platforma continentală a Mării Negre, sub influența cețurilor marine (5.4 zecimi la Sulina-dig, la circa 6 km în largul mării).

Durata efectivă medie anuală de strălucire a Soarelui este în lungul arealului, de asemenea, cea mai mare din țară (2 400-2 500 ore de insolație), depășind cu 200-250 ore de insolatie pe cea din Câmpia Română.

In lungul sitului, cea mai mare durată de insolație se remarcă la Sfântu Gheorghe în sud-estul Deltei Dunării (2 502 ore de insolație), ca urmare a destrămării sistemelor noroase care traversează delta de la vest la est în cadrul circulației zonale de vest, atât sub influența descendenței aerului de deasupra suprafețelor acvatice deltaice, cât și de deasupra acvatoriului complexului lacustru Razim-Sinoie și, mai ales, al Mării Negre. De la gurile deltei în larg, pe platforma continentală, odată cu intensificarea cețurilor marine, se reduce treptat și durata de insolație, rămânând totuși destul de ridicată (Sulina-dig, 2 475 ore).

În contrast cu aceasta, în zona de sud, unde se remarcă doar aportul influenței mării la creșterea duratei de insolație, aceasta este cu circa 75 ore mai redusă decât la Sfântu Gheorghe (Mangalia, 2 426 ore). În porțiunea centrală a litoralului, sub influența platformei chimice și a orașului Constanța, durata de insolație este simțitor redusă (Constanța, 2 282 ore/an).

În semestrul cald al anului, durata de insolație reprezintă circa 2/3 din cea anuală (Sfântu Gheorghe 1 705 ore, Sulina-dig 1 684 ore, Constanța 1 614 ore, Mangalia 1 620 ore). De remarcat din acest punct de vedere este faptul că în intervalul anual iunie-septembrie, între orele 10 și 13, pe tot litoralul, Soarele strălucește >80% din durata posibilă, iar în luna august, peste 85% la Sfântu Gheorghe și >90% la Mangalia, aceasta din urmă favorizată de latitudinea mai sudică (fig. 4.4), ceea ce reprezintă circa 14 ore/zi cu Soare.

Radiația solară globală reflectă caracteristicile regimului de nebulozitate și, respectiv, al duratei de strălucire a Soarelui. Datele calculate indică pe tot litoralul, valori mai mari de 130 kcal/cm2 suprafață orizontală, fiind mai ridicate spre extremități (Sfântu Gheorghe 136 kcal/cm2 și Mangalia 133.5 kcal/cm2) și mai reduse în porțiunea centrală, Năvodari-Constanța (circa 130 kcal/cm2).

Circulația generală a atmosferei

Reflectă influența aerului în advecție și reprezintă cel mai dinamic factor al climei zonei, care acționează asupra peisajului, atât în mod direct, cât și indirect, prin acțiunea valurilor mării pe care le pune în mișcare.

Asupra arealului se exercită influențele centrilor barici de acțiune specifici Europei de Sud-Est și anume: ciclonii mediteraneeni, anticiclonul azoric, anticiclonul est-european și anticiclonul scandinav, care pompează mase de aer cu caracteristici fizice variate, ce determină stări de vreme la fel de variate. în același timp, Marea Neagră este ea însăși un centru de ciclogeneză, către care converg masele de aer mai rece. Deasupra ei se formează ciclonii pontici și se regenerează ciclonii mediteraneeni, numiți și „perturbații mediteraneene", deoarece ajunși aici își schimbă caracteristicile, evoluând retrograd, de la est la vest, influențând, prin acțiunea lor violentă, zona costieră a Mării Negre.

Dintre toți centrii barici, ciclonii mediteraneeni și pontici cu evoluție normală sau retrogradă influențează cel mai mult asupra zonei. Ei determină o gamă variată de fenomene, de la precipitații slabe sub formă de burniță, până la ploi violente, bogate cantitativ, care pot totaliza în 24 ore, 1/3 până la dublul valorii medii multianuale de precipitații.

Anticiclonul azoric, la periferia căruia se dezvoltă ciclonii oceanici răspunzători de maximul pluviometric anual din iunie, pompează în regiune mase de aer care ajung deja continentalizate, astfel că precipitațiile respective sunt reduse cantitativ (35—45 mm).

Vara, însă, pe fondul predominării timpului anticiclonic, se dezvoltă o intensă circulație locală de tip briză, cu rol de moderator termic pentru toată suprafața cercetată, dar mai ales pentru sectorul sudic.

Anticiclonul est-european acționează în perioada rece a anului și în anotimpurile de tranziție, când poate provoca geruri puternice în lungul litoralului, în timpul cărora temperatura poate coborî sub …-20°C și, respectiv, înghețuri, brume și ninsori dintre cele mai timpurii și târzii.

Prin infiltrarea aerului rece sub forma unei pâlnii în spațiul blocat de barajul orografic al Carpaților Orientali la vest și de barajul termic al Mării Negre la est, în lungul litoralului de vest și nord-vest are loc frontogeneza de coastă a Mării Negre, care generează vânturi tari din nord, nord-est și ceva mai reduse, din est și sud-est.

În corelație cu ciclonii mediteraneeni se produc viscole intense, mai ales pe litoralul de nord, iar în bazinul Mării Negre de vest se produc furtuni violente (>10 m/s) și valuri marine (>2-3 m înălțime), care provoacă procese accelerate de abraziune (Geografia României, vol V., 2005).

Acțiunea acestor furtuni devine foarte violentă atunci când perturbațiile mediteraneene de la sud se corelează cu un câmp de mare presiune din altitudine, poziționat deasupra lor, în cadrul cărora apar „nuclee reci" cu rol hotărâtor în geneza și intensitatea furtunilor din bazinul vestic al Mării Negre.

Anticiclonul scandinav favorizează infiltrarea aerului rece polar sub forma unor pene din nord, în bazinul inferior al Dunării, printre Carpați și țărmul mării, contribuind, de asemenea, la frontogeneza de coastă; el generează valuri de frig iarna, vânturi de nord și nord-vest cu viteze mari și ninsori abundente în regiunile de uscat, fiind, însă, reduse cantitativ pe litoral.

Suprafața activă. Prin caracteristicile lor fizice de sens contrar – căldură specifică mare și conductivitate calorică mică în cazul apei (la care se adaugă și salinitatea apelor marine) și invers în cazul uscatului – asupra zonei litorale se reflectă în permanență influența acestora,. De asemenea, desfășurarea zonei în plan orizontal, fără variații altimetrice importante, mai ales în sectorul nordic, dar și în latitudine, pe aproape 1°30', influențează evoluția proceselor macro- și microgenetice ale climei.

Așa, de exemplu, în timp ce deasupra uscatului se dezvoltă activitatea convectivă caracterizată prin curenți de aer ascendenți și fenomene de cumulizare, deasupra mării, au loc inversiuni termice de evaporație, caracterizate prin curenți de aer descendenți, care duc la destrămarea sistemelor noroase, fenomene mai mult vizibile în jumătatea nordică a litoralului, unde abundă suprafețele de apă.

Pe de altă parte, căldura specifică mare a apei determină o oarecare inerție în încălzirea acesteia, care se realizează cu circa 1-2 ore mai târziu decât pe uscat în timpul zilei și cu circa o lună în cursul anului.

Contrastul termic apă-uscat, foarte evident în perioada caldă a anului, generează dezvoltarea brizelor în zona litorală, care poartă cu ele vaporii de apă rezultați din procesele de evaporație de pe suprafețele de apă, spre interiorul uscatului. Influența lor este, astfel, moderatoare, atât prin cantitatea de vapori de apă, cât și prin viteza cu care bat.

Influența Mării Negre este limitată de gradul de uscăciune de deasupra teritoriului continental limitrof, care absoarbe rapid vaporii de apă transportați de briza marină.

O diferențiere în procesele de încălzire se remarcă și deasupra apelor costiere ale Mării Negre, în acest caz un rol important avându-1 extensiunea platformei continentale și adâncimea mării. Astfel, datorită condițiilor mai avantajoase, pe litoralul de nord, unde platforma continentală este cea mai extinsă și apele mai puțin adânci, marea își exercită mai bine rolul de rezervor termic decât pe litoralul de sud și, în consecință, cel mai mare potențial termic se realizează aici, la Sulina-dig: -0.2°C în luna cea mai rece a anului, ianuarie, 23°C în luna cea mai caldă, iulie și 11.6°C media anuală, aceasta fiind cea mai mare din întreaga țară.

Regimul mareic

Marea Neagra este un mediu micromareic, cu variatii minime ale nivelului apelor datorate mareelor, amplitudinea mareelor primavara fiind de aproximativ 0,05 m (JICA, 2008; pe baza analizei armonice a mareelor efectuate in 2000 si 2001 in porturile Constanta si Mangalia); ca atare, curentii costieri nu sunt influentati semnificativ de maree si orice crestere a nivelului marii se datoreaza vantului si valurilor.

In ciuda amplitudinii reduse a mareelor, s-a creat un spatiu disponibil, in special de-a lungul coastei deltaice, datorita variatilor nivelului relativ al marii, fapt care este discutat in cele ce urmeaza.

Variațiile nivelului marii

Modificarile nivelului apei in regiunea Marii Negre se produc pe diferite intervale temporale si spatiale.

La nivel regional, respectiv, in regiunea Marii Negre, variatiile nivelului marii depind de bilantul cantitatilor de apa care intra si care ies din bazinul Marii Negre. Exista variatii mari ale nivelului marii la scara anuala si decadala, care pot ajunge pana la 20-30 cm (Stanev si Peneva, 2002). Bilantul cantitatilor de apa depinde de:

varsarea apelor curgatoare, care reprezinta 80% din aportul de apa. Dunarea are cea mai mare influenta, dar Nistrul si Niprul au de asemenea o contributie importanta);

evaporarea la suprafata marii;

precipitatiile;

apa care intra si iese prin Stramtoarea Bosfor; si

apa care intra si iese prin Stramtoarea Kerci.

Toate aceste componente au importante variatii sezoniere si de la an la an, ca urmare a modificarii conditiilor de clima existente. Exista un decalaj de aproximativ doua luni intre variatiile sezoniere ale nivelului marii si cele ale debitului Dunarii..

Pe langa aceste variatii sezoniere si de la an la an, se inregistreaza o crestere neta continua a nivelului mediu al Marii Negre, incepand din 1840, legata de cresterea globala a nivelului marilor si oceanelor ca urmare a modificarilor climatice (Figura 4). Cresterea nivelului relativ al marii in perioada contemporana (adica in ultimul secol) se situeaza intre 2,8 si 3,1 mm pe an (Dan et al., 2009), fapt corelat cu cresterea globala eustatica a nivelului marilor si oceanelor de aproximativ 1,3 mm pe an (Malciu, 2000) si cu subsidenta de aproximativ 1,5-1,8 mm pe an (Panin, 1999).

Figura 4 Grafice cronologice ale nivelului mediu anal al Marii Negre la Sulina (1), Constanta (2), Varna (3), Jibireni (4), Odessa (5), Sevastopol (6), Ialta (7), Kerci (8), Batumi (9) si ale aportului mediu anual de apa la gurile Dunarii.

Pe langa variatiile pe termen mai lung si sezoniere ale nivelului marii, care se produc la scara regionala, exista si variatii mai locale, pe termen scurt, ca rezultat al modificarii presiunii atmosferice si a vitezei si directiei vantului.

Valurile de furtuna sunt asociate sistemelor meteo depresionare din larg. Orice sistem de furtuna care vine din Mediterana este canalizat prin zonele joase din jurul Bosforului, Muntilor Pontici si Caucazului, ceea ce limiteaza viteza si traseul cicloanelor. Ca urmare, frecventa valurilor de furtuna in Marea Neagra este mai mica decat in alte regiuni ale Oceanului Planetar, dar acestea provoaca pagube mai mari, deoarece magnitudinea ridicarii nivelului marii este de 7-8 mai mare decat alte variatii ale nivelului marii (Mungov si Daniel, 2000). Ca atare, valurile de furtuna in zona Marii Negre pot conduce la o crestere a nivelului apei cu pana la 1,3 m peste nivelul mediu (Panin, 1999; Mungov si Daniel, 2000).

S-au stabilit corelatii intre frecventa furtunilor si modificarile nivelului marii asociate debitului apelor curgatoare (Stanev si Peneva, 2002), pe de o parte, si Oscilatia Nord-Atlantica (NAO), fenomen care influenteaza frecventa cicloanelor de iarna, afectand, prin urmare, volumul precipitatiilor si temperaturile de la suprafata marii. NAO este un fenomen climatic care consta in fluctuatii ale diferentelor presiunii atmosferice la nivelul marii intre minimul islandez si maximul azoric. Relatia dintre NAO si Marea Neagra este opusul a ceea ce se intampla in estul regiunii Nord-Atlantice si in marile din vecinatatea acesteia: in faza pozitiva a NAO apar ierni relativ reci si uscate si invers (Oguz et al., 2006). Semnificatia relatiei dintre NAO s nivelul Marii Negre este controversata si unii autori (de ex. Woolf si Tsimplis, 2003) sugereaza ca nu exista o influenta clara.

Pe langa valurile de furtuna, de-a lungul acestei coaste se manifesta si seise. Seisa este un "val stationar" si este tipica pentru bazinele inchise sau semiinchise, cum este cel al Marii Negre. Ele pot fi provocate intr-o apa in rest calma, de regula de vantul puternic care bate dintr-o singura directie sau de schimbari ale presiunii atmosferice si au un efect similar valurilor de furtuna. In nord-vestul si vestul Marii Negre, seisele au o durata care variaza intre cateva minute si 13 ore si amplitudini intre cativa centimetri si 2,0 m (Panin, 1999). Acesta este un fenomen specific coastei nordice a Romaniei, cu aparitia de cresteri bruste ale nivelului marii, de mana la aproximativ 1,5 m, urmate de o usoara scadere. Fenomenul se manifesta o data la unu pana la cinci ani, in perioada 1958 – 2005 inregistrandu-se cinci astfel de evenimente, care au produs inundatii in zona Sulinei. Diferenta dintre valurile de furtuna si seisa este ca, in cazul seisei, valurile se deplaseaza in sus si in jos, spre deosebire de valurile eoliene care se deplaseaza inainte. Semnele premergatoare seiselor sunt foarte reduse sau lipsesc complet, motiv pentru care aceste fenomene sunt imprevizibile; totusi, la construirea de structuri de protectie intr-o mare semiinchisa, cum este Marea Neagra, trebuie sa se tina seama de posibilele cresteri ale nivelului apei datorate acestui fenomen.

In regiunea Marii Negre exista si riscul producerii de tsunami, ca urmare a cutremurelor submarine. Totusi, modelarile matematice ale datelor referitoare la tsunami indica faptul ca in Marea Neagra acestea sunt rare si nu reprezinta un risc potential pentru zona costiera (Bondar, 2009).

Aportul si transportul de sedimente

Dunarea este principala sursa de sedimente contemporane pentru zona costiera unde sedimentele sunt redistribuite de curentii costieri si valuri. Dunarea se varsa in Marea Neagra prin trei brate: Chilia, Sulina si Sf. Gheorghe. Majoritatea apelor si sedimentelor deversate de Dunare sunt transportate prin bratul Chilia, ceea ce conduce la progradarea deltei secundare Chilia aflata dincolo de frontiera cu Ucraina. S-a estimat ca prin bratele Sulina si Sf. Gheorghe se deverseaza aproximativ 19%, respectiv 23% din volumul de apa si sedimente (Bondar si Panin, 2001). Deoarece digurile de la Sulina blocheaza transportul sedimentelor de-a lungul tarmului dinspre nord (Panin, 1998, Giosan et al., 1999, Ungureanu si Stanica, 2000 etc.), in Unitatea nordica romanesc nu mai ajung sedimente provenite de pe coasta ucraineana sau din fluviile din Ucraina (Nistru si Nipru). Sedimentele aduse de Dunare pe coasta romaneasca tind sa se distribuie in limitele Unitatii Nordice, in timp ce partea sudica a Unitatii Sudice, de la Constanta Sud la Vama Veche, se afla complet in afara influentei sedimentelor dunarene.

In Unitatea Sudica aportul apelor curgatoare este redus. Exista o singura cale navigabila dinspre Dunare care se varsa in mare in Portul Constanta si un curs de apa dulce foarte scurt, la Mangalia, care de asemenea se sfarseste in port.

Sursele de sedimente de pe uscat tind sa provina din remanierea depozitelor existente pe linia tarmului, cum ar fi barele litorale relicte si dunele din Delta Dunarii sau barierele de plaja relicte din Unitatea Sudica. Eroziunea falezelor din Unitatea sudica nu reprezinta o contributie semnificativa la plajele invecinate. Loessul moale este prea fin si, ca atare, are tendinta de a fi pur si simplu antrenat in larg, in timp ce calcarul mai dur, de la baza, este foarte rezistent la actiunea valurilor si genereaza cantitati foarte mici de sedimente (in principal bolovani si pietre, mai rar nisip) si pe perioade indelungate de timp.

In nordul coastei romanesti exista un aport de sedimente provenite de pe coasta ucraineana; in lungul insulei aflate de-a latul gurii de varsare a bratului Stari Stambul din delta secundara Chilia, in golful Musura. Aceasta insula s-a format in anii’70-’80 si a continuat sa avanseze spre sud, ceea ce indica existenta uni transport continuu de sedimente in celula din extremitatea nordica a coastei romanesti (Stanica et al., 2007). In sud, exista un potential de transport al sedimentelor spre sud dincolo de frontiera romano-bulgara, insa avand in vedere natura saraca in sedimente a celei mai mari parti a coastei Marii Negre, doar o calitate mica de sedimente se poate pierde in acest fel din zona costiera a Romaniei.

O alta sursa de sedimente o reprezinta cochiliile si fragmentele de cochilii de moluste care se gasesc pe plaje atat in Unitatea Nordica (in special la sud de Perisor) cat si in Unitatea Sudica, desi contributia acestei surse la bugetul sedimentar al plajelor creste de la nord la sud. Cu toate acestea, s-a studiat foarte putin importanta populatiilor de moluste pentru bugetul sedimentar al plajelor. Insa in unitatea sudica peste 98% din sedimente sunt de origine calcaroasa, fapt care demonstreaza originea biogena a acestora (Kuroki et al., 2006).

Pierderea de sedimente prin antrenarea in larg este greu de cuantificat, desi se considera ca acesta este un proces activ in locurile in care s-au construit diguri de protectie lungi. In restul zonelor, este probabil ca sedimentele mai fine aduse de Dunare sau rezultate din eroziunea falezelor de loess sa fie antrenate in larg. In Unitatea sudica se pare ca are loc o pierdere neta de nisip prin antrenarea in larg a sedimentelor in timpul furtunilor. Pe aceasta sectiune este posibil sa se fi produs si o oarecare acumulare de nisip in depresiunile din suprafata suprafetelor de calcar care ies la suprafata direct pe fundul marii pe portiuni intinse intre Eforie si Vama Veche

Vânturile

Prin frecvența și viteza sa, reflectă cel mai bine influența aerului în advecție; la rândul lor, acestea se reflectă în configurația morfologică a liniei de țărm și a zonei litorale în ansamblul său, prin procesele de modelare pe care le generează.

Datorită absenței obstacolelor, vântul bate din toate direcțiile. Cea mai mare frecvență o dețin vânturile de nord-vest (Sfântu Gheorghe 17.5%, Mangalia 16.7%), de nord (Jurilovca 27.9%) și de vest (Constanța 15.6% și Mangalia 16.7%). Deasupra apelor teritoriale, la Sulina-dig, cea mai mare frecvență o au vânturile de nord (18.5%) și cele de sud (16.7%).

Viteza medie anuală cea mai ridicată se realizează uneori, pe litoral, pe direcția vântului dominant: Sulina-dig 8.4 m/s pe direcția nord și Jurilovca 6.7 m/s pe aceeași direcție. Alteori, aceasta se realizează pe alte direcții, ca de exemplu la Sfântu Gheorghe, unde predomină nord-vestul, viteza cea mai mare se realizează pe direcția nord (5.7 m/s); la Constanța, unde predomină nord-vestul, viteza cea mai mare o au vânturile de nord-est (7 m/s), ca și la Mangalia (6.1 m/s).

Cele mai mari viteze (>8 m/s), se produc în zona de nord, iar cele mai mici (circa 6 m/s), în zona de sud, ceea ce reprezintă un potențial energetic ridicat, care poate fi utilizat practic, dar și un pericol iminent pentru procesele de deflație sau de abraziune marină.

Viteza medie anuală, indiferent de direcție, variază de la 7.1 m/s la Sulina-dig până la 3.8 m/s la Mangalia. La Sulina-dig, sub influența curentului maritim de coastă, vântul bate în toate lunile anului cu viteze relativ constante, de circa 7 m/s (v. fig. 2.23, cap. 2.5), ceea ce permite utilizarea potențialului energetic eolian din regiune în condiții mai avantajoase.

O diferențiere în viteza vântului se remarcă între cele două perioade ale anului, caldă și rece. Astfel, iarna, viteza vântului este cu circa 0.5-1 m/s mai mare pe mare la Platforma Gloria decât cele din zona litorală sau apropiate de linia de țărm (Sulina-dig).

Vara, însă, când contrastul termic este foarte pronunțat, cele mai mari viteze ale vântului se produc în apropierea țărmului, mediile lunare fiind cu 0.5-1 m/s mai reduse în larg, la Platforma Gloria, comparativ cu cele de la Sulina-dig. în genere, însă, față de stațiile de pe litoral, valorile medii lunare înregistrate pe Platforma Gloria sunt mai mari cu 3-4 m/s în perioada rece și cu 2-3 m/s în cea caldă.

În regim diurn, viteza vântului este mai mare pe țărm, ziua, când contrastul termic este mai mare, iar în largul mării, noaptea, când marea cedează căldura.

Datorită permanenței vântului, calmul atmosferic are cele mai mici valori din țară, crescând în lungul acesteia, de la nord (Sulina-dig 1.8%, cea mai mică valoare), spre sud (Constanța 8.8%, Mangalia 13.7%).

In perioada caldă a anului, când contrastul termic apă-uscat este cel mai pronunțat, se produc brize marine, mai clar exprimate în zona de sud. Observațiile efectuate la Constanța arată că acestea, în cursul a 24 ore, suportă o rotație conform acelor de ceasornic, acoperind un cadran de 360°. Briza de zi bate dinspre mare spre uscat între orele 10 și 20. Briza de noapte bate dinspre uscat spre mare, între orele 23 și 8. între orele 8 și 10 dimineața și 20-23 seara, când se produc faze de echilibru termic, se pregătește schimbarea sensului de circulație a aerului.

Cea mai mare frecvență a brizei de zi se realizează la ora 13, când predomină estul (peste 70% în lunile mai-iunie și peste 60% în lunile iulie, august și septembrie), în timp ce briza de noapte înregistrează doar 20%. Înspre largul mării, la circa 30 km depărtare de coastă, unde dispare contrastul frapant dintre apă și uscat, briza de zi din același interval reprezintă o frecvență lunară doar de 30% din est, după care urmează sudul cu 20-25%.

In perioada rece a anului, circulația locală de tip briză este înlocuită cu circulația zonală de vest caracteristică pentru tot intervalul diurn, cu frecvențe mai mari pe direcția nord-vest și nord.

Valurile

Regimul valurilor din Marea Neagra este influentat atat de valurile de hula, cat si de valurile de vant produse local. Inaltimea medie a valurilor semnificative de larg creste dinspre nord (0,85 m) spre sud (0,95 m). Directia vantului si valurilor de larg este variabila, insa exista si variatii sezoniere, cu conditiile cele mai nefavorabile in perioada de iarna (din noiembrie pana in martie) si conditii mai calme din aprilie pana in octombrie.

Peste 90% din valurile de vant si de hula se propaga dinspre nord-est si scad in inaltime spre coasta, in apropierea tarmului (Royal Haskoning, 2004). Analiza seturilor de date rezultate din observarea valurilor litorale indica faptul ca sunt in oarecare masura mai adapostite zona de nord a golfului (fata de valurile din nord-est) si cea de sud, imediat la nord de digul de larg al portului Constanta, unde valurile din sud sunt restrictionate. Adapostite sunt si zonele din spatele structurilor, cum ar fi digul de la Sulina si insula Sahalin.

In timpul furtunilor din nord si sud, inaltimea valurilor de larg depaseste adesea 5 m. Au fost determinate conditiile de valuri litorale pe o perioada de 100 de ani (corespunzand unui nivel al apei pe 100 de ani egal cu nivelul mediu al marii + 1.05 m) in cadrul modelarii valurilor realizate pentru studiul de fata. S-a constatat ca de-a lungul coastei s-ar putea inregistra valuri cu o inaltime de pana la 5,88 m.

Coasta romana este foarte susceptibila la eroziune pe termen scurt datorata furtunilor. Modelarile recente au investigat retragerea potentiala a liniei tarmului intr-un numar de locatii si a stabilit ca eroziunea pe termen scurt cauzata de furtuni poate fi de ordinul zecilor de metri. Retragerea cea mai accentuate cauzata de furtuni tinde sa se regaseasca in Unitatea Nordica unde sedimentul este mai fin si plajele mai aplatizate. Este de asteptat ca, pentru o mare parte din coasta, o parte importanta a pierderii transversale de sediment pe termen scurt sa fie recuperata dupa perioada de furtuna, cand hule mai scurte (valuri constructive) sunt dominante. Totusi, in lungul unora dintre sectoarele sudice in prezent pare sa fie o pierdere neta de sediment ce conduce la o diminuare a plajelor pe termen lung.

Temperatura, umiditatea si precipitatiile

Înregistrează o creștere evidentă de la sud spre nord: Mangalia și Tuzla 11.2°C, Agigea și Constanța 11.3°C, Gura Portiței și Sfântu Gheorghe 11.4°C și Sulina 11.6°C, valoarea cea mai mare din țară (Figura 5) Influența mării, resimțită pe tot litoralul, determină izoterme paralele cu țărmul. O inflexiune mai pronunțată apare la Jurilovca (11.0°C), unde influența uscatului limitrof este mai mare.

Figura 5. Sensul de creștere (sud-nord) a temperaturii medii din luna iulie (după Geografia României, vol. V., 2005)

In cursul anului, cea mai mică temperatură medie lunară în februarie pe apă. Ele se diferențiază în profil longitudinal, fiind pozitive în sud (Agigea 0.0°C, Tuzla și Mangalia +0.1 °C) și negative în nord (Gura Portiței și Sfântu Gheorghe, -0.3°C și la Sulina-dig,-0.2°C.

In largul mării, pe platforma continentală, la circa 30 km depărtare de țărm, temperatura rămâne pozitivă în tot timpul anului, iar cea mai mică medie lunară din cursul anului se realizează în februarie, fiind de +0.9°C, în timp ce în ianuarie este de +2.6°C.

In luna cea mai caldă a anului, iulie, temperatura aerului din regiune reflectă, de asemenea, mecanismul propriu de autoreglare a valorilor termice ale aerului de deasupra mării, care influențează și temperatura de pe uscatul limitrof. În această lună, rolul de moderator termic este mai mare pe tot litoralul de sud, unde media acestei luni este mai mică de circa 22°C (Mangalia 22.7°C, Tuzla 21.8°C, Agigea 22.0°C, Constanța și Năvodari 22.1°C) și mai redus pe litoralul de nord, unde mediile respective sunt mai mari (Gura Portiței și Sfântu Gheorghe 22.9°C, Sulina-dig 23°C). Datorită rolului de rezervor termic al Mării Negre, în sezonul cald, cel mai mare potențial termic se remarcă tot pe litoralul de nord, deasupra platformei continentale a Mării Negre, unde temperatura în toate lunile de vară este mai ridicată decât pe litoralul de sud. În plus, la Platforma Gloria, cea mai caldă lună este august (22.4°C), comparativ cu litoralul sudic (Mangalia, 21.7°C).

Temperaturile extreme absolute care reflectă influența aerului în advecție, în comparație cu valorile medii, au fost mult diferite și contrastante. Temperatura minimă absolută a atins și chiar a coborât sub … -25°C: Mangalia, și Constanța …-25°C, Jurilovca …-23.5°C și Sulina …-25.6°C. întrucât șirul de observații este neomogen, nu se poate remarca o ordonare clară a valorilor de la sud spre nord sau invers. Datorită influenței mării, însă, valorile respective sunt cu circa 5-7°C mai mari decât cele din Bărăgan (Armășești -32.5°C).

De asemenea, temperaturile maxime absolute prezintă valori relativ apropiate, dar fără a se putea remarca o tendință clară de evoluție, din cauza șirurilor scurte de date: Mangalia 37.0°C, Constanța 38.5°C, Sfântu Gheorghe 36.3°C și Sulina 37.5°C (fig. 4.8). în porțiunea centrală, la Jurilovca, unde influența continentală este mai accentuată, temperatura maximă absolută este de 38.0°C, fiind cu circa 7°C mai redusă decât în Bărăgan (44.5°C/10.VIII.1951).

Amplitudinea temperaturii aerului pune în evidență contrastul termic dintre lunile extreme din timpul unui an, ca și dintre temperaturile extreme absolute din perioada analizată (1896-1990).

Din analiza izoliniilor se constată faptul că pe litoralul de sud, rolul de moderator termic al mării este mai mare, astfel că aici amplitudinea medie anuală este egală sau mai mică de 22°C (Agigea 22.0°C, Tuzla 21.7°C și Mangalia 21.6°C), decât pe litoralul de nord (Gura Portiței, Sfântu Gheorghe și Sulina 23.2°C).

Cea mai mare influență a mării asupra moderării valorilor termice, însă, se remarcă în larg pe Platforma Gloria, unde cel mai mare contrast termic dintre iarnă și vară se realizează între lunile februarie (+0.9°C) și august (+22.4°C), de unde rezultă o amplitudine medie anuală de 21.5°C.

Contrastul termic cel mai mare este evidențiat de temperaturile extreme absolute din ultimul secol, care este cel mai clar exprimat la stațiile cu șir lung de observații, remarcându-se o ușoară tendință de creștere de Ia sud spre nord: Mangalia 62.2°C, Constanța 63.5°C și Gorgova 64.4°C, în timp ce la Sulina-dig, deasupra apelor teritoriale, este mai mică 63.1°C. Înspre largul mării, pe Platforma Gloria, aceasta este cu siguranță și mai mică, datorită influenței moderatoare a apei.

Înghețul

Este un alt fenomen climatic care reflectă influențele climatice exterioare asupra litoralului. Data medie a primului îngheț de toamnă delimitează zona litorală în care acest fenomen se produce cel mai târziu, după 11 .XI. (Figura 6) In lungul sitului, acesta se produce mai de timpuriu în porțiunea centrală, unde influența continentală este mai accentuată, adică uscatul limitrof se răcește mai repede (Jurilovca 5.XI. și Sfântu Gheorghe 6.XI.) și este mai întârziat spre extremitățile de nord (Sulina-dig 12.XI.) și de sud (Mangalia 15.XI.), unde chiar poziția acestora mai apropiată de advecțiile de aer rece și, respectiv, de aer cald, are un rol important.

Figura 6. .Date medii de producere a înghețului și durata medie a perioadei fără îngheț (în zile) (după Geografia României, vol. V., 2005)

Spre deosebire de aceasta, data medie a ultimului îngheț de primăvară este mai întârziată în porțiunea centrală și de sud (Jurilovca, Mangalia, 30.III.) și mai timpurie la Constanța și Sfântu Gheorghe, 27.III., ca efect al topoclimatului urban și, respectiv, al acvatoriului marin.

Durata medie a intervalului fără îngheț este, cea mai mare din țară, peste 225 zile în lungul litoralului, aceasta este mai redusă în porțiunea centrală (Jurilovca, 219 zile) și mai mare spre extremitățile de nord (Sulina, 228 zile) și de sud (Mangalia, 229 zile).

Cele mai timpurii înghețuri de toamnă se produc sub influența advecțiilor de aer rece polar și arctic continental din nord și nord-est mai devreme pe litoralul de nord (Sulina, 4.X.), decât pe litoralul de sud (Constanța, 14.X.). Cele mai târzii înghețuri de primăvară se produc pe tot litoralul până spre sfârșitul lunii aprilie (Sfântu Gheorghe și Mangalia, 27.IV.); face excepție Constanța, unde adăpostul urban reduce influența înghețului, acestea producându-se până la 19.IV.

Diferența de timp dintre data medie de producere a înghețurilor și cele mai timpurii înghețuri de toamnă, respectiv cele mai târzii înghețuri de primăvară, constituie intervalul de risc pentru producerea înghețului. în lungul litoralului, acesta este, în general, toamna cuprins între 4.X. și 11 .XI., iar primăvara între 1 .IV. și 27.IV.

Precipitațiile atmosferice

Reflectă, de asemenea, foarte bine cele trei influențe climatice exercitate de apă, uscat și aerul în advecție. Astfel, cantitățile medii anuale de precipitații se reduc treptat deasupra Dobrogei, de la vest la est, ajungând pe litoral, sub influența mării, să înregistreze cele mai mici valori din țară, sub 400 mm și chiar sub 350 mm.

În lungul sitului se remarcă o ușoară tendință de diminuare de la sud spre nord (Mangalia 384,4 mm, Constanța 382.6 mm și Sulina-dig 330,4mm). În general, zona este delimitată de izohieta de 400 mm.

Înregistrarea celor mai mici cantități anuale de precipitații din țară, se explică prin descendența aerului deasupra acvatoriului marin, ca și a complexelor lacustre din regiune, mai extinse pe litoralul de nord.

Întrucât stația Sulina-dig este situată la circa 6 km în largul mării, aceasta reflectă, prin cantitățile cele mai mici înregistrate aici, 330.5 mm, cel mai bine influențele mării în geneza precipitațiilor.

In cursul anului se realizează un maxim pluviometric anual principal în iunie (35-45 mm) și altul secundar în noiembrie-decembrie (35-40 mm), ca efect al intensificării activității ciclonice pe Marea Mediterană și pe Marea Neagră. De remarcat că deasupra apelor costiere, maximul din noiembrie tinde să devină cel principal (Sulina-dig 35.9 mm în iunie și 36.9 mm în noiembrie).

Minimul pluviometric se realizează primăvara, în martie (20-23 mm), fiind cel mai redus la Sulina-dig (17.9 mm). In semestrul cald al anului se realizează circa 2/3 din cantitatea anuală de precipitații, respectiv 170-200 mm, fiind cea mai mică la Sulina-dig (174.3 mm).

Cantitățile maxime absolute de precipitații în 24 ore reflectă cel mai bine influența aerului în advecție. Ele au depășit în toate cazurile 90 mm și au reprezentat 1/4 până la 1/3 din cantitatea medie anuală. Face excepție stația Sulina-dig, situată în largul mării, care, sub influența activității ciclonice care se dezvoltă aici, a depășit 200 mm (219.2 mm), ceea ce reprezintă peste 2/3 din cantitatea anuală.

În cursul anului, cele mai mari cantități maxime în 24 ore s-au realizat în ordine în august, iunie, iulie, septembrie.Iarna, precipitațiile se produc sub formă de ninsoare, fiind însă slabe cantitativ, iar stratul de zăpadă totalizează o grosime medie lunară sub 9 cm, care se menține în circa 25 zile/an, aceasta fiind cea mai mică durată a stratului de zăpadă din țară.

Fenomenele de uscăciune și secetă

Constituie un indicator climatic specific, în ciuda faptului că aici se află cea mai mare suprafață de apă. Dar condițiile genetice ale precipitațiilor și temperaturile ridicate din semestrul cald al anului sunt deosebit de favorabile pentru producerea lor.

Figura 7. Climograme tip Peguy: T – temperatura medie anuală; P – cantitatea medie anuală de precipitații (după Geografia României, vol. V., 2005)

În arealul studiat, cu deosebire în sectorul nordic, pe platforma continentală, se realizează cele mai lungi perioade de uscăciune (circa șase luni/an), dintre care 3,5 luni sunt cu fenomenul de secetă. Exprimate prin sistemul de climograme Peguy, acestea variază ca durată în lungul litoralului de la sud (Mangalia: trei luni aride și șase cu tendință de ariditate), la nord (Sulina-dig: cinci luni aride și patru cu tendință de ariditate). De altfel, indicele de ariditate Emm. de Martonne, calculat pe o perioadă de un secol, indică pe litoral cele mai mici valori din țară (<20, iar în ultimele decenii, de 15-17), ceea ce arată gradul mare de uscăciune și un proces incipient de aridizare a climei.

Cele prezentate sunt în măsură să pună în evidență foarte bine individualitatea și specificitatea climatică a zonei studiate, cu un bogat potențial termic, radiativ-caloric și eolian, cu durată prelungită de insolație și precipitații reduse (Figura 7).

Topografie

Ținând cont de natura site-ului ROSPA0076 respectiv desfășurarea exclusiv marina a acestuia, elaborarea unei hărți topografice propriu zise nu se poate realiza. Având în vedere structura planului de management și cerințele impuse de acesta s-a elaborat o harta care cuprinde zona adiacentă ariei protejate evidențiind diferite elemente de reperaj topografic în mediu terestru cât și în medul marin acolo unde acestea există.

Harta topografică este anexă la prezentul document și cuprinde delimitarea sectoarelor costiere aparținând diferitelor unități administrativ teritoriale, infrastructura de transport și comunicație, distribuția localităților din zona costieră, diferitele tipuri de utilizare/acoperire a terenurilor, toponimiile importante, curbele de nivel și punctele de cotă relevante.

Bibliografie

Alexandrov, V., Genev M. and Aksoy H. (2005). The impact of climate variability and change on water resources in the western coastal zone of the Black Sea. In Regional Hydrological Impacts of Climatic Change. Wallingford: IAHS.

Balescua S., Lamotheb M., Merciera N., Huotb S., Balteanuc D., Billardd A. and Huse J. (2003) Luminescence chronology of Pleistocene loess deposits from Romania: testing methods of age correction for anomalous fadinginfading in alkali feldspars. Quaternary Science Reviews 22, 967–973.

Bondar C. (2009). Book review: Black sea Level: past, present and future. Goriacikin I. N. and Ivanov V. A. EKOCI-Gidrofizica, Sevastopol 2006, pp210. Geo-Eco-Marina 15, Sedimentary Processes and Deposits within River-Sea Systems. 175 – 179.

Charlier R. and Charlier C. (2010). Romaina. Encyclopedia of the World's Coastal Landforms. Bird E.C.F. (ed.). Springer Netherlands. p789-794.

Corre J-J. (1991). The sand dunes and their vegetation along the Mediterranean coast of France. Their likely response to climatic change. Landscape Ecology 6, 65-75.

Dan S., Stive M. J. F., Walstra, D. R. and Panin N. (2009). Wave climate, coastal sediment budget and shoreline changes for the Danube Delta. Marine Geology 262, Issues 1-4, July 2009, 39-49.

Dimitriu R.G și colaboratori, 2008, Cartarea hidro-geomorfologică a zonei litorale Sfântu-Gheorghe-Vadu, Geo-Eco-Marina 14, Supliment nr. 1

Fleming C, Reeve D and Chadwick A (2005) Coastal Enginnering…

Hulme, M., G. Jenkins, X. Lu, J.R. Turnpenny, T.D. Mitchell, R.G. Jones, J. Lowe, J.M. Murphy, D. Hassell, P. Boorman, R. McDonald and S. Hill (2002) Climate Change Scenarios for the United Kingdom: The UKCIP02 Scientific Report. Tyndall Centre for Climate Change Research, University of East Anglia, Norwich,120 pp.

IPCC (2007) Fourth Assessment Report: Climate Change 2007. AR4 WGII Chapter 12 Europe.

Jones, P.D. and Moberg A. (2003). Hemispheric and large scale surface air temperature variations: an extensive revision and an update to 2001. J. Clim., 16, 206-223.

JICA (2007) Final report : the study on protection and rehabilitation of the southern Romanian Black Sea shore in Romania ; Vol. 1. Basic Study and Coastal Protection Plan. Japan International Cooperation Agency: ECOH Corp.

Kuroki K., Goda Y., Panin, N., Stanica, A., Diaconeasa, D.I. and Babu G. (2006). Beach erosion and coastal protection plan along the southern Romanian Black sea shore. Coastal Engineering 2006.

Lowe, J. A. and J.M. Gregory, (2005) The effects of climate change on storm surges around the United Kingdom. Philos. Trans. Roy. Soc. London, 363, 1313-1328.

Ludwig W., Dumont E., Meybeck M. and Heussner S. (2009) River discharges of water and nutrients to the Mediterranean and Black Sea: Major drivers for ecosystem changes during past and future decades? Progress In Oceanography 80, Issues 3-4, March 2009, 199-217.

Malciu V. (2000). Implications of accelerated sea-level rise (ASLR) for Romania. Proceedings of SURVAS Expert Workshop on European Vulnerability and Adaptation to impacts of Accelerated Sea-Level Rise. Hamburg, Germany, 23-24.

McQuatters-Gollop A., Mee L. D., Dionysios E. Raitsos D. E. and Shapiro, G. I. (2008). Non-linearities, regime shifts and recovery: The recent influence of climate on Black Sea chlorophyll. Journal of Marine Systems 74, Issues 1-2, November 2008, 649-658.

Meier, H.E.M., Broman B. and Kjellström E. (2004). Simulated sea level in past and future climates of the Baltic Sea. Clim. Res., 27, 59-75.

Mungovi G. and Daniel P. (2000). Storm surges in the Western Black Sea. Operational forecasting. Mediterranean Marine Science 1/1, 2000, 45-50.

Nohara D., Kitoh, A., Masahiro, H. and Oki, T. (2006). Impact of climate change on river discharge projected by multimodel ensemble. Journal of Hydrometeorology 7, 1076-1089.

Oguz T., Dippner J. W. and Kaymaz Z. (2006). Climatic regulation of the Black Sea hydro-meteorological and ecological properties at interannual-to-decadal time scales. Journal of Marine Systems 60, Issues 3-4, May 2006, 235-254.

Panin N (1997). On the geomorphologic and the geologic evolution of the river Danube – Black Sea interaction zone. GEO-ECO-MARINA 2, 31-40.

Panin N. (1999). Global changes, sea level rise and the Danube Delta: risks and response. Geo-Eco-Marina 4, 19-29. Bucharest, Romania.

Prasch m., Marke, T., Strasser, U. and Mauser, W. (2011) Large scale integrated hydrological modelling of the impact of climate change on the water balance with DANUBIA. Advances in Science and Research 7, 61-70.

Pye and Saye, 2005)……

Räisänen, J., U. Hansson, A. Ullerstig, R. Döscher, L.P. Graham, C. Jones, M. Meier, P. Samuelsson and U. Willén, (2004) European climate in the late 21st century: regional simulations with two driving global models and two forcing scenarios. Climate Dyn., 22, 13-31.

Royal Haskoning (2004). Outline Strategy for the integrated management of the Romanian Coastal Zone. Towards Implementation. Draft Report.

Stanev E. V., Peneva E. L., Le Traon P.-Y. (1999). The recent changes of the Black Sea level: estimates from mariograph, altimeter and hydrological data. IGBP/GAIM Report Series Report 8. EGS Vening Meinesz Conference "Global and Regional Sea-Level Changes and the Hydrological Cycle" October 4-6, 1999 – Loiri-Porto San Paolo, Sardinia, Italy

Stanev E. V., Peneva E. L (2002) Regional sea level response to global climatic change: Black Sea examples. Global and Planetary Changes 32, 33-47.

Stanica A., Dan, S., Jiménez,J. A. and Ungureanu G. V. (in press). Dealing with erosion along the Danube Delta coast. The CONSCIENCE experience towards a sustainable coastline management. Ocean & Coastal Management.

Stanica A., Dan S., Ungureanu Gh. (2007) Coastal changes at the Sulina mouth of the Danube River as a result of human activities. Marine Pollution Bulletin, 55/10-12 pp. 555-563

Stanica A. and Panin N. (2009). Present evolution and future predictions for the deltaic coastal zone between the Sulina and Sf. Gheorghe Danube river mouth (Romania). Geomorphology 107, 41-46.

Ünsal Karhan S., Kalkan, E. and Baki Yokes M. (2007). First record of the Atlantic starfish, Asterias rubens (Echinodermata: Asteroidea) from the Black Sea. JMBA2 – Biodiversity Records. Published on-line.

Vespremeanu E., 2004, Geografia Mării Negre, Editura Universității din București

Vespremeanu E., 1987, Probleme de geomorfologie marină, Editura Universității din București

Vespremeanu-Stroe si Constantinescu, 2003, Tarmul Sulina-Sfantu Gheorghe.Elemente de morfodinamica. Studii si Cercetari de Geografie, XLVII-XLVIII

Woolf, D. and Tsimplis M.. (2003). The influence of the North Atlantic Oscillation on sea level in the Mediterranean and the Black Sea derived from satellite altimetry. Proceedings of "Second International Conference on Oceanography of the Eastern Mediterranean and Black Sea: Similarities and Differences of Two Inter-connected Basins". Ed. A. Yilmaz, Tubitak Publishers, Amkara, Turkey, 145-150.

Yunev O. A., Carstensen J., Moncheva S., Khaliulin A., Ærtebjerg G. and Nixon S. (2007). Nutrient and phytoplankton trends on the western Black Sea shelf in response to cultural eutrophication and climate changes. Estuarine, Coastal and Shelf Science 74, Issues 1-2, August 2007, 63-76.

Geografia României, Vol. 5, 2005, Câmpia Română, Dunărea, Podișul Dobrogei, Litoralul Românesc al Mării Negre și Platforma Continentală, Ed. Academiei Române