Caracterizarea fizico-geografică a sectorului Dunării cuprins în aval de ostrovul Turcescu și Seimeni [311460]

[anonimizat] a [anonimizat]-[anonimizat] 345 ([anonimizat]) și până la kilometrul 286, [anonimizat], și se întinde pe o lungime de 59 kilometri și acoperă o suprafață de circa 127 km² (fig.?). [anonimizat], [anonimizat], pe o distanță variabilă. Extinderea zonei limitrofe malului stâng s-a realizat până la digurile de protecție împotriva inundațiilor și cuprinde o zonă de luncă inundabilă cu lățimi variabile între aproximativ 50 metri și peste 1,6 km, [anonimizat], [anonimizat]. [anonimizat], [anonimizat], [anonimizat] a podișului dobrogean se află pe numeroase sectoare în imediata apropiere a cursului Dunării.

Așadar, vorbim despre studierea unui sector al Dunării Vechi sau a [anonimizat] a [anonimizat].

Fig.. Localizarea zonei studiate

Cadrul geologic

Situată în partea de VSV a Dobrogei, zona studiată face parte din punct de vedere geologic din cadrul Platformei Moesice. Extinderea Platformei Moesice este dată de următoarele limite (fig.?): partea de nord este delimitată de falia Pericarpatică ([anonimizat], 1979) [anonimizat]-est, [anonimizat] (pe teritoriul Bulgariei), iar către vest până la Orogenul Carpatic (Mutihac, 1974; Paraschiv, 1979; Seghedi, 2005; Răileanu, 2012).

Fig. Localizarea Platformei Moesice și a zonei studiate geologic (modificată după Seghedi et. al. 2005)

Reprezintă o [anonimizat] o cuvertură sedimentară cu grosime mare începând din Paleozoic și până în Cenozoic (Seghedi, 2008). [anonimizat]: [anonimizat], situat la nord de aceiași falie (Săndulescu, 1984, Răileanu, 2012). Separarea compartimentelor se poate realiza doar din punct de vedere geofizic dat fiind faptul că grosimea crustei în partea de vest are 30-33 km, iar în est 40-45 km (Țambrea, 2007). [anonimizat] ([anonimizat]), [anonimizat] (Seghedi, 2008, Răileanu, 2012).

În ceea ce privește zona de interes a [anonimizat]-dobrogean ([anonimizat]).

[anonimizat]-Dobrogeană după (Mutihac, 1974), ocupă partea sudică a Dobrogei, [anonimizat], apoi prin falia Dunării (pe o direcție ce leagă localitățile Galați și Ostrov) și prin falia Intramoesică este delimitată de compartimentul valah, iar spre est se extinde până la Marea Neagră. Prezintă caracteristici proprii cu toate că în timp a avut etape de evoluție comună cu sectorul valah (Mutihac, 1974).

Fundamentul platformei a luat naștere în ciclurile orogenetice produse în Proterozoicul Superior – Cambrian. Soclul compatimentului sud-dobrogean este alcătuit din gnaise granitice atribuite Arhaicului (Mutihac, 1974; Seghedi, 2008), desupra cărora se dispun șisturile cristaline (micașisturi) care prezintă intercalații ale unei formațiuni feruginoase, compusă din cuarțite, micașisturi cu almandin, curațite cu magnetit și mai rar calcare cristaline (fig. ?) (Mutihac, 1974). Fig. Coloană stratigrafică în Platforma Sud Dobrogeană

(după Mutihac et al. 2004)

Partea veche a soclului a fost interceptată la adâncimi de peste 600 m sub formațiunile Paleozoice și cele ce aparțin perioadei Mezo-Cenozoică, care prezintă discontinuități și lacune stratigrafice (Seghedi, 2008). Formațiunile din bază care alcătuiesc cuvertura Platformei sunt atribuite Cambrianului superior și Ordovicianului, peste care sunt depuse celelalte formațiuni Paleozoice, continuând cu numeroase lacune în sedimentare, până în Cenozoic (Săndulescu, 1984).

Fig. Harta geologică din zona studiată

Analizând harta geologică din zona studiată (fig.?), se observă că în zonă, cele mai vechi formațiuni care aflorează încep cu Cretacicul (Neocomian) până în Holocen. Formațiunile cretacice sunt răspândite pe versanții malului drept al Dunării (fig. ?), formațiunea din bază fiind cea berriasiană și apare în zona Cernavodă doar atunci când apele Dunării sunt scăzute. Valanginianul apare în apropiere de orașul Cernavodă (la sud de pod) și este reprezentat prin calcare și calcare marnoase. Peste succesiunea valanginiană este depusă cea hauteriviană care apare în zona de studiu în aceleași locuri ca și Valanginianul și este reprezentată prin calcare marnoase și cretoase (Mutihac, 1974).

În zona studiată, Barremianul este întâlnit pe suprafețe mai mari în zona Cernavodă, dar și pe toate văile tributare Dunării. Formațiunile barremiene sunt reprezentate de calcare oolitoce (cu foraminifere, lamelibranhiate), calcare compacte, calcare grezoase, fiind dezvoltate într-un facies recifal (Mutihac, 1974).

Apțianului este întâlnit mai ales între Cernavodă și Cochirleni și este reprezentat prin depozite psefito-psamitice compuse din argile caolinitice, nisipuri, pietrișuri și calcare. Albianul este reprezentat prin depozite detritice alcătuite din nisipuri și gresii glauconitice, conglomerate, pietrișuri. Formațiunile apțiene se întâlnesc în zona localității Seimeni și la nord de aceasta și aflorează între Cernavodă și Rasova, dar și pe malurile limanului Oltina (Mutihac, 1974).

Fig. Secțiune geologică în malul Dunării în apropierea podului de la Cernavodă (după Mutihac et al. 2004)

În zona de studiu, formațiunile ce aparțin Miocenului sunt de vârstă tortoniană și bassarabiană. Tortonianul este reprezentat prin argile, gresii calcaroase, marnocalcare, pietrișuri. Se întâlnește pe zone restrânse pe malul drept al Dunării, la nord de orașul Cernavodă și între localitățile Seimeni și Dunărea. Dintre depozitele sarmațiene, în zona de studiu întâlnim pe cele de vârstă bassarabienă, alcătuite din argile verzui, calcare lumașelice, nisipuri și argile, diatomite, localizate în zona dintre localitățile Seimeni și Dunărea (Mutihac, 1974).

Depozitele pliocene se întâlnesc doar în zona bordurii Dunării în aval de ostrovul Turcescu și localitatea Cochirleni, cu discontinuități în zona limanelor fluviatile, litofaciesul fiind ca și cel prezent în compartimenul valah al Platformei Moesice. Ponțianul este reprezentat prin marne, Dacianul este alcătuit din nisipuri cu intercalații de gresii, iar Levantinului îi sunt atribuite argile, pietrișuri și calcare lacustre (Mutihac, 1974).

Depozitele cuaternare aparțin Pleistocenului și Holocenului și sunt cele mai răspândite în zona de studiu atât pe malul drept cât și pe malul stâng al Dunării. De asemenea, pe ostroavele prezente în albia fluviului sunt intâlnite formațiuni holocene. Pleistocenul este reprezentat prin loess și depozite loessoide, iar Holocenul prin nisipuri, nisipuri argiloase de luncă, depozite loessoide și depozite marine (Mutihac, 2004).

Elemente de tectonică

Geosinclinalul domeniului sud-dobrogean s-a oprit din evoluție în Proterozoicul Inferior. Orogeneza kareliană a metamorfozat umplutura din geosinclinal, consolidându-l. În urma orogenezei baikaliene s-a produs o fracturare a blocului rigid dobrogean și astfel s-a dezvoltat în cadrul acestuia o tectonică rupturală. Fracturile apărute au o direcție aproximativ paralelă cu falia Palazu (Mutihac, 1974).

Elementele tectonice principale (fig. ?) sunt reprezentate de faliile adânci Palazu și Fierbinți denumită după Mutihac (2004); Intramoesică după Săndulescu (1984) și Fierbinți-Intramoesică după Zugrăvescu (2006). Pe lângă faliile menționate mai sus, soclul blocului rigid dobrogean a fost afectat de fracturi paralele cu faliile principale cât și unele falii penpendiculare, care au afectat și cuvertuta platformei. Astfel, Platforma Sud Dobrogeană a fost impărțită în mai multe compartimente, care au evoluat diferit rezultând structuri de tipul horsturilor și grabenelor (Mutihac, 2004).

Dintre faliile recente amintim falia care este situată de-a lungul fluviului Dunărea, care separă partea dobrogeană mai înaltă de compartimentul valah, o altă falie se întâlnește în partea de est și care intră în domeniul platformei continentale din Marea Neagră, iar cea mai recentă este falia Pericarpatică denumită după, cea care realizează legătura cu structurile Orogenului Carpatic (Mutihac, 1974; Mutihac, 2004).

Fig. Harta structurală a Dobrogei de Sud (complilată după Săndulescu, 1970; Moldoveanu, 1994; Dinu, 2005)

Relieful

Din punct de vedere al reliefului, arealul studiat se află localizat în mare parte în cadrul luncii Dunării, ocupând și o mică parte a marginii vestice a Podișului Dobrogei de Sud.

Zona studiată este parte a sectorului Călărași-Pătlăgeanca, sub-sectorul Călărași-Brăila, numit și sectorul celor două bălți (Geografia României, 2005).

Lunca, reprezintă un tip de relief care are geneza în timpul Holocenului și ale căror caracteristici au fost impuse de schimbările dinamicii râurilor, luând în calcul evenimentele neotectonice și bioclimatice din această perioadă (Ielenicz, 2005). În acest sector valea fluviului curge pe rama vestică a Podișului Dobrogei, orientarea fiind SV-NE, valea prezentând o asimetrie pronunțată, impusă de malul drept și abrupt cu altitudini de 70-100 metri, dar și în anumite sectoare peste 100 metri. În această zonă, lunca prezintă cea mai mare lățime de 15-20 km între localitățile Cernavodă și Fetești, altitudinea luncii fiind redusă, cuprinsă între 8-11 metri și forma arcuită (Geografia României, 2005). De-a lungul evoluției sale cursul Dunării s-a deplasat către dreapta, producând o modelare asupra ramei vestice a Podișului Dobrogei, rezultând niște zone sub formă de arc (golfuri) cu diverse mărimi care sunt întrerupte de promontorii constituite din roci dure, un astfel de arc fiind cel dintre Silistra și Hârșova, în care este inclusă și zona de studiu (Geografia României, 2005).

O caracteristică specifică prezentă pe malul drept al Dunării este prezența limanurilor fluviatile: Oltina, Dunăreni (Mârleanu), Vederoasa, Baciu, care sunt în legătură directă cu fluviul.

Malul stâng se prezintă ca o zonă joasă, inundabilă în primele sute de metri și chiar în unele sectoare până la circa 2 kilometri și face parte din cadrul luncii interioare. Această zonă este caracterizată prin altitudini joase, care cresc în zona digurilor de protecție împotriva inundațiilor și care la ape mari ale fluviului se inundă. Relieful luncii interne este constituit din grinduri principale și din zone mai joase care se prezintă sub formă de depresiuni (Geografia României, 2005).

Caracteristice albiei Dunării Vechi în sectorul Bălții Ialomiței sunt despletirile, meandrările, formate pe o litologie sedimentară, care a determinat un grad ridicat de instabilitate a albiei din punct de vedere morfologic (Bondar, 2011). Având în vedere aceste caracteristici, pe sectorul analizat în teză sunt prezente numeroase ostroave, dintre care cele mai multe sunt alungite și situate în sectorul cu limane fluviatile (Geografia României, 2005). Malul dobrogean al Dunării Vechi în sectorul ostrov Turcescu și Seimeni, pătrunde în marginea vestică a Podișului Dobrogei de Sud, astfel, o parte din zona analizată suprapunându-se cu rama dinspre Dunăre a Podișului Dobrogei.

Din punct de vedere al reliefului, Podișul Dobrogei este divizat în trei mari unități: Podișul Dobrogei de Nord, Podișul Dobrogei Centrale și Podișul Dobrogei de Sud (Analele Univ. București, 2003; Posea, 2005; Geografia României, 2005, Ielenicz, 2009, etc.), în componența fiecareia dintrea acestea fiind incluse câteva subunități.

Podișul Dobrogei de Sud, reprezintă unitatea sudică a Podișului Dobrogei, și se desfășoară între aliniamentul faliei Capidava-Ovidiu (Analele Universității București, 2003; Posea, 2005); Topalu-Tașaul (după Ielenicz, 2009), în partea de nord, limita estică este foarte clară și anume falezele cu înălțimi variabile prin care se limitează de Marea Neagră, limita sudică este dată de frontiera cu Bulgaria, însă ca formă de relief acesta continuă și pe teritoriul Bulgariei, iar limita vestică este de asemenea clară, podișul dominând lunca Dunării prin versanți abrupți și înalți de loess, cu altitudini de 60-120 metri (Analele Universității București, 2003).

Podișul Dobrogei de Sud are un fundament vechi, rigid și faliat, peste care s-a depus o cuvertură sedimentară slab ondulată. Se prezintă ca un podiș tabular, structural, dezvoltat în principal pe formațiuni calcaroase, ale cărui forme de relief specifice sunt acoperite de o cuvertură de loess cu grosimi variabile (Analele Universității București, 2003; Posea, 2005). Din punct de vedere altitudinal, această unitate prezintă altitudini între 0 și 210 m, cele mai mari dintre acestea sunt înregistrate în partea sud-vestică, altitudinea medie fiind de 86 m (Analele Universității București, 2003).

Relieful este caracterizat prin prezența interfluviilor plate, cu extindere mare, de câțiva zeci de kilometri formate pe depozite calcaroase (Ielenicz, 2009), văile sunt adâncite, au versanți abrupți, apărând în peisaj sub forma unor canioane, aspect datorat intensității mari a eroziunii fluvio-torențiale (Analele Universității București, 2003).

La rândul său, Podișul Dobrogei de Sud este divizat în câteva subunități de relief și anume: Podișul Medgidiei, se află localizat în partea nordică a acestuia și prezintă cele mai mici altitudini, Podișul Cobadin, ocupă cea mai mare întindere a Dobrogei de Sud, fiind localizat în partea central-sudică și caracterizat prin cele mai întinse platouri structurale tabulare, Podișul Oltinei situat în sud-vest, caracterizat de platouri structurale înguste, care domină valea Dunării prin abrupturi, fiind subunitatea cu cele mai mari altitudini (peste 200 metri) și Podișul Mangaliei care este localizat în partea sud-estică a Dobrogei Sudice, care se prezintă ca niște platouri dezvoltate pe calcare și loess cu văi scurte ca lungime, care se termină la vărsarea în Marea Neagră prin limane fluvio-maritime (Ielenicz, 2003; Analele Universității București, 2003; Ielenicz, 2009). După Geografia României (2005), subunitățile Podișului Dobrogei de Sud sunt următoarele: Podișul Carasu, Podișul Cobadin, Podișul Oltinei și Podișul Mangaliei.

Zona de interes pentru acest studiu, se suprapune peste o mică parte din marginea vestică a podișurilor Oltinei și Medgidiei (fig.).

Podișul Oltinei este localizat în partea de sud-vest a Dobrogei de Sud, întinzându-se între lunca Dunării în vest, Podișul Medgidiei în nord, Podișul Cobadinului la est și frontiera cu Bulgaria în sud. Reprezintă un podiș fragmentat, alcătuit din numeroase interfluvii, cu altitudini între 100-200 metri (Geografia României, 2005). În cadrul acestei subunități se înregistrează cele mai mari altitudini din întreaga Dobroge Sudică – 210 m în vârful Movilei Icușar, 209 m în Dealul Dobromir, 208 m – Echenlia (Analele Universității București, 2003). Zona analizată ocupă fâșia dinspre Dunăre a podișului Oltinei, care domină lunca fluviului prin versanți înalți și abrupți de loess de circa 60-120 metri. Altitudinile cele mai mari din zona de studiu se află la muchea versantului de loess ce se ridică deasupra luncii din dreptul ostrovului Turcescu și ating aproximativ 120 metri, însă majoritatea arealului este cuprins în intervalul 0-20 metri. Văile sunt înguste, meandrate și pătrunse adânc în cuvertura de loess și calcar, în apropierea luncii Dunării acestea se lărgesc și apar în peisaj ca niște golfuri, în care s-au format limanurile fluviatile Oltina, Dunăreni, Vederoasa și Baciu, zone în care altutidinile descresc brusc. Versantul marginal dobrogean este afectat de procese geomorfologice actuale precum alunecări de teren, surpări și ravenări (Geografia României, 2005).

Cea de-a doua subunitate de relief din cadrul Podișului Dobrogei de Sud, în care zona studiată pătrunde, este Podișul Medgidiei.

Podișul Medgidiei (Podișul Carasu, după Geografia României, 2005) se întinde în partea de nord a Podișului Dobrogei de Sud, fiind partea de podiș din sudul Dobrogei, cu cele mai mici altitudini. Caracteristici îi sunt o serie de platouri cu altitudini de circa 100-120 metri, care descresc mult în altitudine spre valea Carasu (azi Canalul Dunăre-Marea Neagră) și văi înguste și adânci care sunt tributare Dunării (Analele Universității București, 2003).

Începând de la valea râului Peștera (la sud de localitatea Cochirleni) și până în extremitatea nordică a zonei de studiu, aceasta intră pe o fâșie îngustă, pe marginea vestică a Podișului Medgidiei (fig.). Peisajul este caracterizat de versanții abrupți și înalți de loess ai podișului, care domină lunca Dunării, întrerupți din loc în loc de văile mai largi, tributare fluviului, care debușează în limanuri fluviatile, ce astăzi sunt parțial sau total desecate. Depozitele loessoide, induc în peisaj forme de relief specifice, grosimea acestora fiind mare, cu un maxim de 14-18 metri în zona localității Rasova (Geografia României, 2005). Versanții de loess sunt afectați de procese geomoforlogice actuale precum șiroiri, surpări, alunecări de teren, cele mai afectate zone fiind cele dintre Cernavodă și Seimeni, precum și la sud de Rasova (Geografia României, 2005).

În peisaj apar și forme de relief rezultate în urma intervenției antropice precum diguri, canale de irigație și de navigație (Canalul Dunăre-Marea Neagră).

Fig. Harta hipsometrică a arealului studiat și limitele subunităților de relief din care face parte

Caracteristici climatice

Din punct de vedere climatic, teritoriul dobrogean se individualizează net de celelalte regiuni, fiind cea mai aridă, cea mai caldă și cea mai vântoasă zonă la nivelul întregii țări. Aceste caracteristici sunt determinate de interacțiunea complexă a factorilor generatori de climă precum cei radiativi, fizico-geografici și dinamici (Analele Universității București, 2003).

Factorii radiativi

Schimburile energetice din natură sunt realizate în principal prin intermediul radiației solare, care participă în mod direct și determinant la generarea climatelor, influențând direct suprafața activă subiacentă și indirect masele de aer ale atmosferei inferioare. Radiația solară globală este în dependență de durata de strălucire a Soarelui (Cracu, 2014?).

Teritoriul dobrogean cât și cel al Bălții Ialomiței, primește cantități mari de energie solară, datorită așezării geografice, a altitudinilor mici, prezenței Mării Negre și a reliefului uniform, în consecință și durata de strălucire a Soarelui prezintă valori mari. Cele mai mici valori medii lunare ale radiației globale sunt înregistrate în luna decembrie, luna iulie fiind cea în care radiația globală prezintă cele mai mari valori (Geografia României, 2005).

Factorii fizico-geografici

Suprafața activă prezintă un rol important asupra caracteristicilor locale ale climei, teritoriul dobrogean individualizându-se prin prezența suprafeței active continentale și în apropierea celei marine. Suprafața continentală este oarecum uniformă, însă impune unele modificări locale ale elementelor meteorologice. Astfel, în zona studiată, cursul Dunării între ostrovul Turcescu și Seimeni, care conține fâșia marginală a Podișului Dobrogei de Sud și o mică parte a Bălții Ialomiței, suprafața activă subiacentă este relativ uniformă, reprezentată de interfluviile plate sau larg vălurite ale Podișului Oltinei și Podișului Medgidiei, valea propriu-zisă a Dunării cu relieful fluviatil specific, dar și zona plană a Bălții Ialomiței cu altitudini mici. În funcție de particularitățile suprafaței active, distingem un topoclimat continental în Podișul Medgidiei, care este atenuat pe latura dunăreană și un topoclimat în Podișul Oltinei, unde apar influențe submediteraneene (Geografia României, 2005). Influența Mării Negre asupra caracteristicilor climatice din vestul Dobrogei este destul de mică dat fiind faptul ca predomină circulația maselor de aer vestice, caracteristic latitudinilor medii (Analele Universității București, 2003).

Factorii dinamici

Reprezintă principala cauză care produce perturbații în cadrului ciclului diurn și anual al diferitelor elemente și fenomene meteorologice (Sandu, 2008). Arealul studiat se află sub influența principalilor centri barici care acționează pe continentul european (Anticiclonul Azoric, Ciclonul Islandez, Anticiclonul Euro-Siberian, Ciclonii Mediteraneeni), cât și într-o mică măsură Anticiclonului Groenlandez, Anticiclonului Scandinav, Anticiclonului Nord African și al Ciclonului Arab (Analele Universității București, 2003).

Circulația atmosferică predominantă, în zona de interes, este cea vestică sau zonală, cu o frecvență de aproximativ 45%, apoi circulația polară cu circa 30%, cea tropicală cu 15% și 10% îi revine circulației de blocare (Analele Universității București, 2003).

Principalele elemente climatice

În cele ce urmează voi descrie carateristicile elementelor climatice din zona arealului studiat, insistând pe principalele elemente care influențează regimul hidrologic al Dunării.

Temperatura aerului

Temperatura aerului pe teritoriul Dobrogei prezintă cele mai mari valori din întreaga țară, datorită valorilor mari ale radiației gobale. Temperaturile medii multianuale prezintă valori de 11.35°C la Călărași, fiind mai crescute pe latura dunăreană și ușor mai mici în partea centrală continentală cu valori de 11°C la stația Medgidia (fig.) (Geografia României, 2005). Din analiza figurii ? observăm un sincronism al temperaturilor medii pe întregul interval și o tendință netă de creștere a temperaturii medii la ambele stații luate în calcul, aceasta fiind ceva mai mare la stația meteorologică Călărași față de cea de la stația Medgidia.

Fig. Variația temperaturilor medii anuale la stația Călărași și Medgidia în perioada 1961-2016

Mediile lunii celei mai reci, ianuarie, sunt mai scăzute în arealul studiat, acestea fiind de -1°C la Cernavodă, -1.2°C la stația Hârșova și -1.3°C la Călărași, crescând spre centrul zonei continentale, unde acestea ating valori de -0.5°C la stația Medgidia. (Analele Universității București, 2003). Temperaturile medii ale lunii iulie, cea mai caldă lună, cresc dinspre centrul părții continentale spre zona studiată, acestea fiind de 22°C la Medgidia și 22.3°C la Hârșova (Analele Universității București, 2003) și de 22.2°C la stația Cernavodă (Geografia României, 2005) și 23°C la Călărași (fig).

Amplitudinile medii anuale cele mai mari se înregistrează în zona studiată, pe latura dunăreană și prezintă valori de 24.3°C la stația Călărași, 23.2°C la Cernavodă, fiind mai scăzute către centrul Dobrogei, unde sunt valori de 22.5°C la stația Medgidia (Geografia României, 2005).

Temperatura maximă absolută înregistrată în arealul studiat a fost de 41.4°C la Călărași și descrește din zona studiată, de la 42.2°C la Cernavodă în data de 20.08.1945 (Geografia României, 2005), la 41.0°C la Medgidia (Analele Universității București, 2003), iar privitor la temperatura minimă absolută, aceasta a fost de -30°C la Călărași și -24.6°C la Cernavodă la data de 05.02.1954 (Geografia României, 2005).

Fig. Variația temperaturilor medii lunare multianuale la stația Călărași și Medgidia

în perioada 1961-2016

Precipitațiile atmosferice

Precipitațiile atmosferice înregistrate pe teritoriul Dobrogei de Sud au un specific aparte, care face ca acest areal să se individualizeze față de toate celelalte regiuni din România, cu medii în cea mai mare parte sub 500 mm pe an. Precipitațiile medii cresc din partea centrală continentală dobrogeană spre Balta Ialomiței (zona studiată) de la 446 mm/an cantitatea medie anuală înregistrată la Medgidia, 467.7 mm la postul pluvio Cernavodă, 484 mm la postul pluvio Ostrov (Analele Universității București, 2003) și 505.3 mm la stația Călărași (fig). Aceste valori medii ale precipitațiilor confirmă faptul că teritoriul dobrogean este caracterizat de un climat temperat semiarid, fiind la contactul cu cel temperat de tranziție.

Regimul anual al precipitațiilor medii înregistrat la stațiile meteorologice Medgidia și Călărași evidențiază un maxim al cantității de precipitații în luna iunie (fig.), fapt determinat de intensificarea convecției frontale datorată activității ciclonice mai crescute și a creșterii temperaturilor (Analele Universității București, 2003). Minimul cantității de precipitații este înregistrat în luna februarie, atât la stația Medgidia cât și la Călărași și este determinat de prezența aerului polar continental din direcția NNE, care este caracterizat printr-un conținut scăzut de vapori de apă.

Fig. Variația precipitațiilor medii lunare multianuale la stația Călărași și Medgidia

în perioada 1961-2013

Evapotranspirația potențială

Evapotranspirația este rezultatul însumării evaporării apei de la suprafața solului și transpirației plantelor sau cantitatea apei extrasă din sol prin transpirația plantelor plus evaporarea de la suprafața solului (Nagy, 1994). Evapotranspirația de referință (evapotranspirația potențială) este un bun indicator utilizat în studii climatologice și hidrologice, furnizându-ne informații prețioase referitoare la bilanțul de apă în sol (Păltineanu, 2007). De asemenea, reprezintă și una dintre componentele importante ale ciclului apei, estimarea sa cu o acuratețe cât mai mare fiind extrem de importantă în ceea ce privește gestiunea resurselor de apă, pentru irigații și amenajări (Pop, 2010).

Pentru a calcula evapotranspirația de referință se utilizează mai multe metode printre care metoda Thornthwaite, care era folosită în România în trecut, astăzi cea de referință, utilizată și acceptată pe scară largă și mult mai precisă, este metoda Penman-Monteith (Păltineanu, 2007). Așasar, în această teză, valorile evapotranspirației din zona studiată au fost obținute utilizând metoda Penman-Monteith.

După (Păltineanu, 2007), sumele anuale medii ale evapotranspirației potențiale estimate, în zona studiată sunt de circa 780 mm atît la Cernavodă, cât și la Călărași crescând spre partea centrală a Dobrogei la circa 800 mm la Medgidia.

Analizând setul de date ROCADA, pentru intervalul 1961-2013, sumele medii anuale ale evapotranspirației potențiale estimate în zona de studiu sunt printre cele mai mari de pe întregul teritoriu al țării și prezintă valori de 840.4 mm/an la stația Medgidia și foarte asemănătoare la stația Călărași, unde se înregistrează 840.2 mm/an. Se constată astfel, o creștere a sumelor anuale ale evapotranspirației pentru zona studiată. Repartiția cantității evapotranspirației medii lunare (fig.), evidențiază un maxim în luna iulie cand se înregistrează cele mai mari temperaturi, evaporația directă și consumul de apă din sol al vegetației și culturilor agricole este cel mai mare și un minim în lunile de iarna în decembrie și ianuarie când temparaturile prezintă valorile cele mai mici, iar evaporația directă și consumul de apă din sol de către plante este minim.

Fig.Variația evapotranspirației medii lunare multianuale la stația Călărași și Medgidia

în perioada 1961-2013

Figura ? pune în evidență diferența dintre cantitățile evapotranspirației și cele ale precipitațiilor înregistrate la stațiile analizate în favoarea evapotranspirației. Prin aceasta diferență se traduce deficitul de apă din sol, care este specific zonei Dobrogei și a zonei de sud-est a Bărăganului. Analizând graficele din figura de mai sus, observăm un deficit de apă de 394.1 mm/an la Medgidia și un deficit de 334.9 mm/an la Călărași. Așadar, constatăm că zona studiată se află în regiunea caracterizată prin cele mai mari deficite de apă la nivelul României, tendința fiind de accentuare a acestei probleme (citare).

Fig. Variația evapotranspitației și a precipitațiilor medii multianuale la stația

Călărași și Medgidia în perioada 1961-2013

Studiile realizate de Păltineanu et al. 2007, cu privire la repartiția teritorială a evapotranspirației de referință la nivelul României, exprimată prin metoda Penman-Monteith, pentru lunile aprilie-octombrie, relevă faptul că în zona studiată se întâlnesc printre cele mai mari cantități ale evapotranspirației zilnice. Valorile sunt cuprinse între 1.9 mm/zi la Cernavodă și 2.0 mm/zi la Călărași, marea parte a arealului studiat este traversată de izolinia de 2.0 mm/zi, pentru luna aprilie și 4.4 mm/zi la Cernavodă și 4.5 mm/zi la Călărași pentru luna iulie.

Având la dispoziție setul de date ROCADA (Romanian Climatic Dataset) realizat de Administrația Națională de Meteorologie, pentru intervalul 1961-2013, s-a calculat evapotranspirația de referință utilizând metoda Penman-Monteith, completându-se astfel studiul realizat de Păltineanu et al. 2007, cu date noi până la nivelul anului 2013. Astfel, după prelucrarea datelor ROCADA, referitoare la evapotranspirația de referință, s-a constatat o creștere a cantității zilnice a evapotranspirației, mediile fiind de 2.5 mm/zi la Călărași în luna aprilie și 4.8 mm/zi la aceiași stație în luna iulie. Făcând o comparație cu studiul realizat Păltineanu et al. 2007, se evidențiază o creștere a evapotranspirației cu 0.5 mm/zi pentru luna aprilie și 0.3 mm/zi pentru iulie. Tot din aceste date rezultă ca minimul cantității pierdute prin evapotranspirație este înregistrat în lunile decembrie și ianuarie și are o valoare de 0.3 mm/zi la Călărași, crescând ușor spre centrul Dobrogei, unde se înregistrează 0.4 mm/zi la Medgidia.

Regimul eolian

Pe lângă temperatură și precipitații, factorul eolian reprezintă cel de-al treilea parametru meteorologic care dau o anumită particularitate climei din Dobrogea.

Poziția geografică a Dobrogei, raportată la principalii centrii barici ce acționează asupra României (în special Anticiclonul Euro-Siberian sau Est-European și Depresiunea Mediteraneeană), relieful care prezintă o uniformitate relativă, însoțit de altitudini mici, prezența acvatoriului Mării Negre, prin aceste caracteristici prezente în Dobrogea, această zonă poate fi denumită „cea mai vântoasă” dintre regiunile României (exceptând zonele montane). Această caracteristică se manifestă prin faptul că în Dobrogea sunt înregistrate cele mai mari valori ale frecvenței și ale vitezei vântului (Analele Universității București, 2003).

Din figurile ? se observă că pe latura dunăreană a Dobrogei, datorită canalizării curențior de aer pe valea Dunării, vânturile predominante la stația meteorologică Hârșova sunt cele din sector nordic și sudic. La stația meteorologică Medgidia, sunt predominante vânturile din sector vestic și nord-vestic, fapt care se datorează în principal curenților de aer care se canalizează pe Valea Carasu care prezintă o orientare V-E (Analele Universității București, 2003). În privința calmului atmosferic, la stația Medgidia este înregistrată cea mai mare valoare din întreg teritoriul dobrogean (26,8%), iar la stația Hârșova calmul atinge 9,4%. Valoarea mică a calmului atmosferic de la stația Hârșova se datorează plasării localității pe latura vestică a Dobrogei în calea circulației maselor de aer dirijate pe valea Dunării.

Valorile vitezelor medii ale vântului sunt mai mari la stația Medgidia și mai mici la stația Hârșova, datorită depărtării de influențele litorale (Analele Universității București, 2003).

Fig. Rozele vântului pentru stațiile meteorologice Medgidia și Hârșova (1965-2000)

Umiditatea aerului

Aceste parametru climatic este caraterizat prin intermediul a două mărimi și anume: tensiunea vaporilor de apă și umiditatea relativă a aerului.

Privitor la tensiunea vaporilor de apă, aceasta înregistrează valori de aproximativ 10 mb în zona centrală continentală și valori mai crescute de circa 11 mb în zona de studiu și prezintă o variație anuală asemănătoare cu cea a temperaturilor. Umezeala relativă a aerului exprimă cel mai bine acest parametru meteorologic și prezintă printre cele mai mari valori de pe teritoriul României (Analele Universității București, 2003).

După cum se observă în tabelul ?, în zona studiată, mediile anuale ale umezelii relative ale aerului, înregistrează valori de 76% la stația Călărași, acestea crescând spre partea centrală, unde ating valori de 78% la stația Medgidia, datorită apropierii de zona de influență a Mării Negre. Cele mai mare valori medii ale umezelii relative se înregistrează în lunile decembrie și ianuarie, iar cele mai mici sunt înregsitrate în luna august.

Tabel . Umezeala relativă a aerului (%) la stațiile Călărași și Medgidia (1961-2013)

Nebulozitatea

Fiind situat la limita vestică a Dobrogei și lunca Dunării, arealul studiat prezintă valori ale nebulozității mai mici decât în restul țării. Mediile anuale ale nebulozității, măsurate în zecimi, în perioada 1965-2000 (tabel.), au valori de 5,3 zecimi la stația Medgidia și 5,2 zecimi în nordul zonei studiate la stația Hârșova (date preluate din Analele Universității București, 2003). Analiza lunară a nebulozității indică cele mai mari valori în luna decembrie și cele mai mici în luna august.

Tabel . Nebulozitatea (zecimi) la stațiile Medgidia și Hârșova (1965-2000)

Hidrografia

Fiind situată la contactul dintre podișul Dobrogei de Sud și zona joasă a Bălții Ialomiței, rețeaua hidrografică din zona de studiu este caracteristică unui areal cu regim climatic semiarid, relief tabular cu văi care prezintă un mare grad de meandrare și o scurgere intermitentă, tributară fluviului Dunărea (Geografia României, 2005). Densitatea rețelei hidrografice este una redusă, incluzând câteva sisteme fluviatile ce prezintă dimensiuni și debite de apă relativ mici, având un caracter torențial în ceea ce privește scurgerea.

În cadrul acestei teze de doctorat ma voi referi doar la o parte a Dunării Vechi și anume cea cuprinsă între aval de ostrovul Turcescu (kilometrul fluvial 345) și zona aflată la nord de localitatea Seimeni (km 286), adică 59 de kilometri lungime. Așadar, zona mai sus menționată se suprapune peste o parte a sectorului Călărași-Brăila, sector în care apele fluviului sunt distribuite pe două brațe, Borcea și Dunărea Veche, care sunt conectate între prin brațul Bala (Stănescu et al. 1967).

Dunărea Veche este principalul curs de apă și colector din zona studiată, circa 72% din râurile care formează rețeaua hidrografică din Podișul Dobrogei de Sud, sunt tributare acestuia (Geografia României, 2005). Pe sectorul analizat, Dunărea Veche prezintă numeroase meandre, brațe secundare, despletiri ale cursului său și ostroave cu dimensiuni și suprafețe variabile. Coeficientul de meandrare este de 1,45, iar cel de despletire de 2, fapt ce indică că procesele de acumulare sunt destul de intense în detrimentul eroziunii și transportului de sedimente (Analele Universității București, 2003). În cadrul sectorului analizat, în urma măsurătorilor efectuate de către autor în teren și având ca bază de lucru imagini satelitare LANDSAT 8 OLI/TIRS, preluate în cursul anului 2017, s-au determinat lățimile maxime și minime ale albiei minore, care oscilează între 815 metri aproximativ în dreptul kilometrului fluvial 345, aproape de vârful ostrovului Turcescu (fig. ? poza) și lățimea minimă de 280 metri care se înregistrează între kilometrii 311 și 310 în aval de localitatea Rasova (fig. ?). Menționez faptul că măsurătorile realizate pe imaginile satelitare au fost validate prin realizarea unui set de măsurători topo-geodezice în teren, în zona Cochirleni – Rasova.

Fig. Zona în care se înregsirează lățimea minimă și maximă a albiei

Malul stâng al Dunării Vechi este caracterizat de o luncă întinsă și aproape plată, în timp ce malul drept, prezintă o luncă mult mai puțin extinsă, delimitată de versanții abrupți ai podișului Dobrogei de Sud, iar din loc în loc se remarcă câteva limanuri fluviatile care induc în peisaj discontinuități ale versanților dobrogeni (Analele Universității București, 2003).

Rețeaua hidografică prezintă particularități diferite comparativ cu celelalte regiuni din România, datorită condițiilor climatice semiaride din zonă, densitatea medie a acesteia este redusă având o valoare de circa 0,23 km/km² (Geografia României, 2005). Atât la nivel regional, pentru Dobrogea, cât și pentru zona studiată, se constată că majoritatea cursurilor de apă sunt temporare datorită permeabilității mari a formațiunilor loessoide și calcaroase peste care acestea curg și au ca și caracteristică accea că se varsă în limanurile fluviatile, care au de asemenea legături cu Dunărea (Analele Universității București, 2003).

Analizând harta rețelei hidrografice (fig.?), începând de la sud către nordul zonei analizate, cursurile de apă întâlnite sunt următoarele: valea Coșlugea care se varsă în limanul Oltina, valea Canaraua Fetei și afluentul său Chici care se varsă inițial în balta Iortmac apoi drenează o zonă mlăștinoasă până la intrarea în lacul Ceamurlia, după care se varsă în limanul Oltina și prin acesta legatura cu Dunărea Veche (Analele Universității București, 2003). Mergând spre nord, întâlnim cursurile de apă tributare limanului Dunăreni (Mârleanu) și anume Valea Mare, principalul curs care are ca afluenți pe partea stângă râurile Dobromir și Negureni, iar pe dreapta afluentul Corvin, apoi spre nord râul Valea Floriilor. Limanul Vederoasa colectează apele râului Urluia care primește ca afluent de stânga râul Ceair și comunică cu Dunărea prin intermediul Privalului Vederoasei. În imediata apropiere a limanului Vederoasa se află localizat limanul Baciu în care se varsă râul Valea Baciului după ce primește ca afluent râul Deleni. Continuând către nord, identificăm valea râului Peștera, care odinioară se vărsa în lacul Cochirleni și prin intermediul acestuia mai departe în Dunăre, astăzi lacul fiind transformat în teren agricol (”ceair”) (poza Transgaz). Caraivan

La kilometrul fluvial 299, în dreptul localității Cernavodă, pe malul drept al Dunării Vechi se găsește derivația canalului Dunăre-Marea Neagră, iar la circa 3 km spre nord se întâlnește canalul de aducțiune al apei de răcire de la Centrala Nuclear Electrică Cernavodă (poza canal). În imediata apropiere a canalului de aducțiune se varsă în Dunăre râul Țibrin, care primește ca afluent de dreapta pe Dorobanțu, iar până la confluența cu fluviul drenează lacul Țibrin (Analele Universității București, 2003). Tot spre nord, întâlnim valea râului Siliștea, care se varsă în lacul Domneasca, iar în extremitatea nordică a zonei studiate se află râul Dunărea, care primește doi afluenți pe partea stângă și anume Crucea și Băltăgești.

Debitele lichide ale râurilor din zona analizată prezintă valori medii multianuale mici, iar debitele medii anuale înregistrează o mare variație indusă de variabilitatea precipitațiilor căzute de la an la an. Vara se înregistrează scurgerea maximă, aproximativ o treime din total, urmată de iarnă și primăvară, toamnei revenindu-i cea mai scăzută scurgere. Scurgerea maximă apare în urma ploilor torențiale și poate fi înregistrată în oricare lună a anului,dar cu precădere vara și primăvara. Scurgerea minimă este înregistrată în perioada caldă și în lunile de toamnă când cantitățile de precipitații sunt mici sau foarte mici și când evapotranspirația este maximă (Analele Universității București, 2003).

În zona studiată, din punct de vedere hidrogelogic se evidențiază două acvifere, unul care este cantonat la baza depozitelelor loessoide de pe malul dobrogean, în aluviunile văii Peștera sau în depozitele detritice ce aparțin Formațiunii de Ramadan, aflat la mică adâncime și un alt acvifer de adâncime reținut în formațiunile ce aparțin Formațiunii de Cernavodă (subformațiunea de Medgidia) în principal în calcare și dolomite calcaroase (Raport Transgaz Caraivan).

Vegatația și fauna

Atât vegetația cât și fauna prezentă în zona studiată aparțin la două provincii biogeografice, cea pontică care este răspândită pe întreg teritoriul dobrogean cu extindere nord-sud și cea moesică în partea de sud-vest (Ielenicz, 2009). Vegetația de stepă este caracteristică acestei zone, însă actualmente suprafața ocupată de stepă s-a redus drastic, fiind înlocuită de agricultură, dar și degradată prin pășunat. Vegetația specifică stepei este astăzi întâlnită pe versanții văilor, inclusiv pe bordura vestică prin care se termină podișul dobrogean spre valea Dunării, exact acele zone care au fost greu accesibile sau improprii culturilor agricole (Geografia României, 2005). Dintre speciile întâlnite cele mai frecvente sunt: pelinița (Artemisia pontica), troscotul (Polygonum aviculare), păiușul (Festuca vallesiaca), laptele câinelui (Euphorbia stepposa).

În zona studiată reprezentative sunt zăvoaiele din lunca Dunării în care se găsesc specii de plop și salcie. Zone mari ocupate de vegetație se întind pe suprafața ostroavelor dunărene, care reprezintă arii deosebit de importante pentru conservarea naturii. Condițiile propice (variațiile nivelului fluviului, varietatea microreliefului) au dus la dezvoltarea a multor specii de plante dar și prezența a numeroase specii de animale (Munteanu, et al. 2009). O parte din aceste ostroave sunt incluse în Rețeaua Natura 2000, ca situri SCI (Site of Community Importance – situri de importanță comunitară) desemnate prin Directiva Habitate (92/43/EEC) și situri SPA (Special Protected Areas – arii de protecție specială avifaunistică) desemnate prin Directiva Păsări (79/49/EEC) (Munteanu, et al. 2009).

Cele mai comune specii prezente pe ostroavele din zona de studiu sunt speciile de salcie, cele mai multe exemplare fiind de salcia albă (Salix alba). Alte specii caracteristice sunt plopul negru (Populus nigra), plopul alb (Populus alba), frasinul de luncă (Fraxinus angustifolia), ulmul de luncă (Ulmus laevis), salcâmul (Robinia pseudoacacia) dar și unele specii de quercinee cu vârstă mai mare, care s-au putut adapta inundațiilor, precum stejarul brumăriu (Quercus pedunculiflora), stejarul pedunculat (Quercus robur), prezente pe ostroavele mai vechi, care au în cadrul lor zone mai înalte. Cel mai des întâlnim asociații de specii precum Salix alba, Populus alba și în stratul ierbos Rubus caesius (mur de miriște) (Munteanu, et al. 2009).

Fauna ostroavelor este bogată începând de la numeroase specii de nevertebrate dintre care coleopterele sunt cele mai întâlnite, la amfibieni (broasca mare de lac – Rana ridibunda, broasca verde – Rana esculenta, broasca râioasă verde – Bufo viridis, etc., reptile (șarpele de casa – Natrix natrix și șarpele de apa – Natrix tessellata, tritonul cu creastă dobrogean șopârle și gușteri – familia Lacertidae). Dintre speciile de pești prezente în apele Dunării și în canalele dintre sau de pe ostroave amintim: știuca (Esox lucius), oblet (Alburnus alburnus), somn (Silurus glanis), șalău (Sander lucioperca), crap (Cyprinus carpio) s.a. ?? (Munteanu, et al. 2009). Dintre speciile de păsări care cuibăresc, migrează sau iernează pe ostroavele dunărene, cele mai importante sunt: pelicanul creț (Pelecanus crispus), rața roșie (Aythya nyroca), codalbul (Haliaeetus albicilla), șoimul dunărean (Falco cherrug), cormoranul mic (Microcarbo pygmeus), egreta mare (Ardea alba), stârcul cenușiu (Ardea cinerea), etc.

Și numărul de mamifere este destul de însemnat în zona studiată, cele mai întâlnite fiind rozătoarele, dintre care popândăul (Spermophilus citellus), șoarecele de câmp (Microtus arvalis), șobolanul de câmp (Apodemus agrarius) (Geografia României, 2005). Alte specii prezente sunt vidra (Lutra lutra), căpriorul (Capreolus capreolus), vulpea (Vulpes vulpes), mistrețul (Sus scropha), bursucul (Meles meles), pisica sălbatică (Felis silvestris), etc. (Munteanu, et al. 2009).

Învelișul edafic – solurile

Formarea învelișului edafic este un rezultat al acțiunii conjugate a factorilor pedogenetici (naturali și antropici), factori care sunt componenți ai mediului înconjurător. Prin acțiunea acestora, la interfața dintre litosferă-biosferă, cât și atmosferă-hidrosferă, este formarea solului sunt: alcătuirea litologică care influențează formarea solurilor prin compoziția chimică, mineralogică și prin proprietățile fizice ale rocilor. În funcție de tipul de rocă, procesele de formare ale solurilor sunt mai lente, cum ar fi în zonele cu roci magmatice și mai rapide în cazul rocilor sedimentare. Tipul de rocă influențează adâncimea până la care solul se va dezvolta, dar și fertilitatea acestuia; relieful intervine direct în pedogeneza solurilor prin alunecări de teren, eroziuni, dar și indirect printr-o serie de caracteristici precum: altitudine, orientare, pantă, fragmentare; clima este un alt factor pedogenetic important care, ca și relieful, influențează formarea solurilor direct și indirect. Parametrii meteorologici cei mai importanți pentru soluri sunt temperatura aerului care determină intensitatea alterărilor, mineralizării, procesului de humificare din sol și precipitațiile prin scurgere, percolare, stagnare, influențează pedogeneza; un factor pedogenetic deosebit de important îl reprezină cel biotic (organismele animale și vegetale), fără de care solurile nu se pot dezvolta. Organismele vegetale contribuie la formarea solurilor prin acumularea de cantități de materie organică în sol, din care rezultă humusul. Alături de organismele vegetale și cele animale au rol important în formarea solurilor prin accelerarea proceselor de mineralizare și humificare, influențând atât aerare cât și permeabilitatea solului (Demeter, 2009); apa freatică influențează procesul de pedogeneză doar în cazurile când acviferele se află la o adâncime care ar avea influență asupra profilului de sol; intervenția umană acționează asupra evoluției solurilor atât pozitiv (fertilizarea cu îngrășaminte, irigații) cât și negativ (degradări ale solurilor prin poluare de diverse feluri) (Mihalache, 2006).

Pedogeografic, zona studiată, se încadrează în regiunea est-europeană, provincia danubiano-pontică. Formarea solurilor din arelul studiat este influențată ariditatea climatului dobrogean, de relieful dezvoltat în mare parte pe formațiuni loessoide cât și de apele freatice aflate la adâncimi variabile, mai mari in zona falezei de loess de pe malul drept al Dunării Vechi și mai mici în zona de luncă inundabilă. Având în vedere o destul de bună omogenitate a factorilor de pedogeneză din zona Dobrogei, acest fapt determină prezența a doar patru clase de soluri în zona studiată și anume cernisolurile, protisoluri, hidrisoluri și antrisoluri (Geografia României, 2005). Denumirile claselor și a tipurilor de soluri sunt în concordanță cu Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor elaborat în anul 2012 (SRTS-2012), lucrare în care s-a realizat o îmbunătățire a SRTS-2003 și de asemenea, o corelare a solurilor din România cu sistemele de clasificare a solurilor recunoscute pe plan mondial: "World Reference Base for Soil Resources” (WBS-SR) și sistemul american "USDA-Soil Taxonomy" (Țărău, 2014).

Fig.. Tipurile de soluri din arealul studiat

După cum se observă din figura ?, tipul de soluri cu cea mai mare răspândire în zona studiată este reprezentat de aluviosoluri, care fac parte din clasa Protisolurilor. Este un tip de sol care s-a format în luncile râurilor și care fie nu mai sunt aflate sub influența inundațiilor, fie sunt inundate la apele mari ale Dunării (Mihalache, 2006). Acestea prezintă în zona studiată câteva subtipuri și anume: aluviosolurile entice, care ocupă și cea mai mare suprafață și care se prezintă ca niște soluri foarte slab dezvoltate, unde orizontul A, are în cele mai multe cazuri mai puțin de 20 cm sau chiar lipsește (Mihalache, 2006); aluviosolurile (inclusiv aluviosoluri entice) și aluviosolurile (inclusiv aluviosoluri entice) frecvent gleizate care au o extindere mică, întâlnindu-se în partea de nord a zonei studiate la nord de localitatea Seimeni.

Următoarele două categorii de soluri, ca importanță, după suprafața ocupată în cadrul arealului analizat le reprezintă erodosolurile și regosolurile. Erodosolurile fac parte din clasa de soluri numită Antrisoluri și reprezintă niște soluri destul de puternic erodate sau decopertate în urma intervenției umane. Profilul acestora este trunchiat, prezintă conținut sărac de humus, fiind nefertile. Regosolurile, fac parte din aceiași clasă cu aluviosolurile, și prezintă un stadiu de evoluție incipient, formate în principal pe loessuri, depozite loessoide, argile, cu conținut de humus slab până la mediu. În zona studiată, aceste două tipuri de soluri se găsesc, fie separat, fie în asociere, sub formă de fâșii înguste și lungi, pe versanții falezei de loess de pe partea dreaptă a cursului Dunării Vechi. Aceste fâșii prezintă discontiunități însemnate în zona lacurilor Oltina, Dunăreni, Vederoasa și sunt aproape continue începând de la nord de localitatea Rasova. Un alt tip de sol întâlnit îl reprezintă kastanoziomurile, care fac parte din clasa Cernisoluri, soluri formate pe loess și depozite loessoide, prezintă fertilitate foarte bună fiind pretabile pentru agricultură. În arealul analizat întâlnim două subtipuri și anume kastanoziomuri tipice în asociere cu regosolurile, tipice erodate asociate cu erodosolurile, sub formă de fâșii, localizate pe versanții ce se desfășoară de-a lungul Dunării; cel de-al doilea subtip este kastanoziomul vermic, întâlnit tot sub formă de fâșii pe suprafețele mai slab înclinate din partea de vest a podișului Oltinei, în zona muchiei falezei cu care acesta se termină spre valea Dunării (Geografia României, 2005). Cernoziomurile se întâlnesc de asemenea în zona de studiu, fac parte din aceiași clasă cu kastanoziomurile, prezintă un conținut de humus mare (2,5-6%), fiind astfel soluri fertile, foarte propice pentru agricultură (Mihalache, 2006). În cadrul zonei analizate apare subtipul cernoziom tipic carbonatic, care este localizat în extremitatea sud-vestică a arealului, la altitudini mai mari, începând din zona muchiei versantului. Gleiosolurile sunt un alt tip de soluri întâlnite, acestea fac parte din clasa Hidrisolurilor, sunt formate pe depozite fluviale sau fluvio-lacustre, sunt influențate de apa subterană care este aflată la mică adâncime (Mihalache, 2006). Ocupă o suprafață foarte mică în cadrul zonei în discuție, fiind reprezentate prin subtipul gleiosoluri cernice saturate, formate pe depozite fluviale și fluvio-lacustre recente. De asemenea se intâlnesc gleiosoluri cu gleizare relictă și gleiosoluri pe depozite fluviale și fluvio-lacustre recente, cele mai mari suprafețe fiind găsite între Cernavodă și Seimeni.

Bibliografie

Bondar, C., Iordache, G., (2011). Procesele hidromorfologice din punctele critice de navigație pe brațul Dunărea, România Maritimă și Fuvială – Magazin, nr. 23, p. 42-49, București.

Cracu, G.M., (2014?). Dinamica peisajului în Masivul Ceahlău în ultimii 100 de ani – Teză de doctorat, Universitatea București, p?

Demeter, T., (2009). Geografia Solurilor, Universitatea din București, București, 130 p.

Dinu, C., Wong H.K., Țambrea D., Mațenco L., (2005). Stratigraphyc and structural characteristics of the Romanian Black Sea shelf. Tectonophysics 410, 417-435.

Dumitrescu, I., Săndulescu, M., (1970). Harta tectonică a României, 1:1000000. Atlas Geologic foaia nr. 6, Institutul Geologic al României, București.

Ielenicz, M., (2003). Relieful litostructural din Podișul Dobrogei, Analele Universității ”Valahia” Târgoviște, Seria Geografie, Tomul 3.

Ielenicz, M., Pătru, I., (2005). Geografia Fizică a României, Editura Universitară, București, 256 p.,

Ielenicz, M., Săndulache, I., (2009). Dealurile și podișurile României, Universitatea din București, București, 188 p.

Mihalache, M., (2006). Pedologie – geneza, proprietățile și taxonomia solurilor. Editura Ceres, București, p. 124.

Moldoveanu, V.D., (1994). Impactul factorilor antropici asupra evoluției apelor subterane și funcționării sistemelor de alimentare cu apă; zonarea după vulnerabilitatea la poluare a acviferului. Arhiva S.C. PROED S.A. București.

Munteanu, C., Gheorghe, I.F., Plăiașu, R., Stan, M., Tatole, V., Murariu, D., (2009). Flora și fauna ostroavelor de pe Dunare, Editura „Green Steps”, Brașov, 28 p.

Mutihac V., Ionesi L., (1974). Geologia României, Editura Tehnică, București, 646 p.

Mutihac, V., Stratulat, I.M., Fechet, R.M., (2004). Geologia României, Editura Didactică și Pedagogică, București, 252 p.

Nagy Z., Luca, E., Turdeanu Al., (1994). Cercetări privind consumul de apă al principalelor culturi de câmp din zona colinară a Transilvaniei, Buletinul IACN, Seria Agricultură, nr. 48;

Paraschiv, D., (1979). Platforma Moesică și Zăcămintele ei de hidrocarburi, Editura Academiei Republicii Socialiste România, București, 195 p.

Păltineanu, C., Mihăilescu, I.F., Seceleanu, I., Dragotă, C., Vasenciuc, F., (2007). Ariditatea, seceta, evapotranspirația și cerințele de apă ale culturilor agricole în România, Editura Ovidius University Press, Constanța, 319 p.

Pop, O.A., (2010). Studiul scurgerii lichide din bazinul hidrografic Tur – Teză de doctorat, Universitatea Babeș-Bolyai, Facultatea de Geografie, Cluj-Napoca.

Posea, Gr., (2005). Geomorfologia României: relief – tipuri, geneză, evoluție, regionare, Ediția a II-a revizuită și adăugită, Editura Fundației Româna de Mâine, București, 444 p.

Răileanu, V., Tătaru, D., Grecu, B., (2012). Crustal Models in Romania – I. Moesian Platform, Romanian Report in Physics, Vol. 64, no. 2, p. 539-554.

Sandu, I., Pescaru, V.I., Poiana, I., (2008). Clima României, Editura Academiei Române, București, 365 p.

Săndulescu, M., (1984). Geotectonica României. Editura Tehnică, București, 336 p.

Seghedi, A., Vaida, M., Iordan, M., Verniers, J., (2005). Paleozoic evolution of the Romanian part of the Moesian Platform: An Overview, Geologica Belgica 8/4, 99-120 pp.

Seghedi, A., (2008). Cadrul geologic și structural al terenurilor din jurul Mării Negre, cu privire specială asupra marginii nord-vestice. Hazard Natural: Evenimente tsunami în Marea Neagră, p. 11-26.

Stănescu, V.A., et al., (1967). Dunărea între Baziaș și Ceatal Izmail. Monografie hidrologică. Editată de Serviciul documentare științifică al Institutului de Studii și Cercetări Hidrotehnice, București, 369 p.

Țambrea, D., (2007). Analiza de subsidență și evoluția tectonică-termică a Depresiunii Istria (Marea Neagră). Implicații în generarea hidrocarburilor. Teză de Doctorat, București, 144 p.

Țărău, D., Dicu, D.D., (2014). Cartarea și bonitarea solurilor/terenurilor – Note de curs, Universitatea de Științe Agricole și Medicină Veterinară a Banatului ,,Regele Mihai I al României”, Facultatea de Agricultură, Timișoara, 180 p.

Zugrăvescu, D., Damian, A., (2006). Observații asupra Faliei Fierbinți-Intramoesică și a activității sale recente-actuale. Studii Cercetări Geofizică, 44, p. 3-16, București.

(2003). Analele Universității București – Secția Geografie, DOBROGEA I, Relieful Podișului Dobrogei, Peisajele Dobrogei, Clima Dobrogei și Apele Dobrogei, 143 p.

(2005). Geografia României, Volum V, Editura Academiei Române, București, 967 p.

(2016). Elaborare studii geotehnice la traversarea fluviului Dunarea și brațele lui (dezvoltarea SNTGN pe coridorul BRUA, faze SF și PT Conducta de transport gaze naturale zona Mării Negre – Podișor la traversarea fluviului Dunărea și a brațului Borcea) Sectorul de traversare Dunare-Cochirleni, 48 p. Executant: INCD GeoEcoMar București.