Degradarea solurilor și utilizarea terenurilor agricole din comuna Santa Mare (județul Botoșani) Candidat – Rotariu Dana Gabriela Profesor… [306407]

LUCRARE DE LICENȚĂ

Degradarea solurilor și utilizarea terenurilor agricole din comuna Santa Mare (județul Botoșani)

Candidat – [anonimizat], 2018

Cap. I: Introducere

1.1. [anonimizat] a [anonimizat]-a lungul drumului național 24C Iași-Ștefănești. [anonimizat], [anonimizat], iar la nord cu comunele Albești și Românești.

[anonimizat] 47ș35' și 47ș 42' latitudine nordică și 27ș10' și 27ș24' longitudine estică.

Fig. 1. Așezarea geografică a comunei Santa Mare în cadrul județului Botoșani și a [anonimizat], teritoriul comunei Santa Mare este situat în partea de est a Câmpiei Colinare a [anonimizat] a Bahluiului. Limita dintre aceste subunități trece aproximativ pe valea satului Ringhilești până la Iliseni și apoi pe valea Corogei până la râul Prut. Substratul geologic aparține Sarmațianului și Cuaternarului.

Fig. 2. Relief comuna Santa Mare

1.2. Metode de lucru

În elaborarea studiului Degradarea solurilor și utilizarea tererurilor agricole din comuna Santa Mare s-au parcurs următoarele etape:

Etapa pregătitoare sau de birou a [anonimizat] o [anonimizat]:

[anonimizat] 1:25000;

Ortofotoplanuri, ediția 2012;

Studiul pedologic întocmit de O.J.S.P.A. Botoșani.

Etapa de teren a [anonimizat] s-au identificat arealele afectate de procesele de degradare.

Etapa de laborator a vizat prelucarea bazei de date colectate cu ajutorul programelor de GIS (TNT Mips v.6.9), iar baza statistică prin programul Microsoft Office Excel 2010.

Modelul numeric al terenului (MNT-ul) a fost obținut prin extragerea din SRTM la 30 m pentru România. Apoi, pe baza rasterului s-au obținut diverse straturi tematice necesare analizei în raport cu procesele de degradare.

Harta eroziunii solurilor pe terenurile agricole a fost întocmită prin prelucrarea datelor din studiul pedologic în scara 1:10000, executat de O.J.S.P.A. Botoșani.

Hărțile distribuției ravenelor și a [anonimizat], Google Earth și ortofotoplan.

Harta utilizarii terenurilor a fost realizată pe baza informațiilor din ortofotoplan.

1.3. [anonimizat], [anonimizat].

Folosința agricolă îndelungată a [anonimizat], cât și a folosirii unor tehnologii indecvate, s-a [anonimizat], inmlăștinirea, cu distrugerea totală sau partială a orizontului de sol și a suportului acestuia (Surdeanu V., 1998).

Termenul degradare provine din limba franceză (degrader) și din latinescul degradare însemnând a deveni neproductiv (DEX, 2009).

Cuvantul teren, provinde din limba franceză (terrain) și desemneză o întindere de pământ delimitată (DEX, 2009).

Degradarea terenurilor reprezintă “scoaterea unei regiuni, total sau partial, din circuitul economic prin diverse procese geomorfologice de risc (eroziune în suprafață, ravenare, alunecări de teren, aluvionare, înmlăștinire etc) sau antropice (poluare cu substanțe chimice, radioactive etc)” sau “reducerea treptată a înălțimii reliefului prin acțiunea distructivă a proceselor geomorfologice externe” (Donisă, 2009).

Principalele procese de degradare a terenurilor din comuna Santa Mare sunt eroziunea solului, ravenarea și deplasările de teren. Eroziunea solului este larg extinsă pe terenurile agricole, dar cele mai reprezentative procese de degradare sunt asociate alunecărilor de teren. Acestea în marea lor majoritate sunt stabilizate și sunt răspândite pe frunțile de cuestă și pe unele reversuri puternic degradate.

Studiul de față își propune actualizarea hărții solurilor prin vectorizarea poligoanele de pe harta solurilor comunei Santa Mare în scară 1:10.000 întocmită de ing. Costea în anul 1993 și actualizarea tipurilor de sol conform SRTS 2012. De asemenea, lucrarea va avea în vedere și utilizarea aerofotogramelor pentru creșterea acurateții cartografierii tipurilor de sol și realizarea hărților de distribuție a progeselor geomorfologice și a utilării terenurilor, conform ortofotoplanului din 2009.

Cap. II: Factorii pedogenetici

2.1. Geologia si relieful, factori determinati pentru asamblajul pedogeografic

2.1.1. Geologia

Etapa precuaternară

Comuna Santa Mare, prin poziția sa geografică se suprapune peste o mică porțiune din partea de NE a unității cunoscute sub numele de Platforma Moldovenească. Studiile geofizice, forajele de mare adâncime și analizele petrografice făcute de specialiști evidențiază faptul ca unitatea geologică pe care se grefează comuna este constituită din două etaje structurale cu caracter diferit, concretizate în diferențele petrografice, și anume: un etaj inferior, precambrian, constituit în general din roci cristaline, cutate, și un etaj superior, post proterozoic, cu o grosime de peste 1000 m, care cuprinde sedimente ordoviciene, siluriene, cretacice, eocene si neogene, necutate, cu importante discordanțe stratigrafice între ele.

Fundamentul

Fundamentul a fost interceptat în două foraje, primul situat la Todireni (-950 m), respectiv cel de la Bătrânești, poziționat ceva mai la sud față de primul și întâlnește fundamentul la -1008 m.

Analiza mineralogică a carotei de la Todireni relevă faptul că în formațiunile cristaline predominante sunt: microclinul, oligoclazul, cuarțul, biotitul și amfibolii, iar mineralele accesorii sunt apatitul, titanul, magnezitul, pirita și zirconul (Gh. Bâgu și Al. Mocanu, 1984), în același foraj a fost identificat și un filon de bazalt (V. Mutihac, 1990).

Stabilirea vârstei absolute a fundamentului diferă de la autor la autor, unii iau în considerare vârsta și metoda (V. Mutihac, 1990, L. Ionesi, 1994), alții prezintă vârsta pe adâcimi (Gh. Bâgu și Al. Mocanu, 1984). Vârsta absolută a fundamentului determinată pe biotit, în forajul de la Todireni este de 1.420-1.448 M.a., valori apropiate au fost determinate și pe microclin de către D. Giușcă et al. (1974).

Gavăt și colab. (1963) apreciază că în fundamentul Podișului Moldovenesc apar trei zone tot mai afundate spre sud și vest din care două formează parțial și fundamentul comunei Santa Mare.

Cuvertura sedimentară

Peste soclul Platformei Moldovenești se dispune transgresiv și discordant o suită de depozite sedimentare cu grosime foarte diferită. Acumularea depozitelor care constituie cuvertura Platformei Moldovenești corespunde timpului când spațiul moldav a evoluat ca regiune consolidată, adică intervalul Paleozoic-Cuaternar, însă nu în tot acest timp aria moldavă a fost acoperită de ape, ci a cunoscut mai multe faze de exondare. Drept urmare, suita de depozite din cuvertură nu este o succesiune stratigrafică neîntreruptă, ci prezintă discontinuități de sedimentare cu durate inegale.

Primul megaciclu este cel Vendian superior-Devonian și a durat cca. 230 mil. ani, de la finele Proterozoicului până în Devonianul inferior, marcat de discontinuități datorate perioadelor de sedimentări, care au alternat cu cele de exondări. În exondarea postdevoniană, eroziunea îndelungată a realizat o peneplenă – suprafața Botoșani (D. Paraschiv, 1987).

Cel de-al doilea megaciclu este cel Cretacic – Eocen, care se întinde pe 80 mil. ani fiind afectat de numeroase regresiuni și transgresiuni marine. De altfel, cele mai vechi roci care apar la zi în Platforma Moldovenească sunt depozitele de calcare cretoase cu concrețiuni de silex de vârstă Cenomaniană, ce aflorează în malul Prutului între Rădăuți și Mitoc, descrise de Ionesi L. (1989). Și acest ciclu este urmat de o lungă perioadă de exondare, care a durat aprox. 60 mil. ani și care a determinat apariția unei peneplene, denumită suprafața Dorohoi.

Ultimul megaciclu de sedimentare, cel mai scurt, este cel Badenian superior – Meoțian care, deși are o durată de aprox. 7 mil. ani, este cel mai bine studiat, consecință a faptului că eroziunea a scos la zi, pretutindeni în limitele Platformei Moldovei, depozitele caracteristice acestei perioade. Acest ciclu prezintă o importanță deosebită, prin implicațiile directe pe care le are asupra aspectului actual al reliefului acestei regiuni.

Volhinianul reprezintă continuarea argilelor bentonitice de Darabani-Mitoc în care se găsesc cristale de gips, uneori sub formă de agregate. Aceste depozite sunt alcătuite predominant din pachete de marne albicioase în alternanță cu nisipuri albe sau galbene în care se individualizează bancuri de gresii gălbui cu oolite mici.

Basarabianul. Depozitele basarabiene sunt depozitele sedimentare predominante care aflorează la zi. Lipsa depozitelor basarabiene de pe o însemnată porțiune a arealului platformic se datorează unui proces geodinamic de înălțare petrecut chiar în timpul Basarabianului superior. Acumularea depozitelor basarabiene s-a realizat în condiții diferite, L. Ionesi et .al. (1990), distingând trei biofaciesuri.

Fig. 3. Harta geologică a comunei Santa Mare, extrasă din Harta Geologică a României

Biofaciesul marin-salmastru inferior a funcționat în condiții de salinitate uniformă, dar zonal, în care adâncimea bazinului a avut oscilații generate de unele mișcări geodinamice, apoi de un material detritic, variabil, funcție de poziția ariei sursă. Partea sudică a Câmpiei Moldovei corespunde unui litofacies neritic de larg, cu acumulare de pelite – argilele cu Cryptomactra. Spre vest a funcționat litofaciesul neritic-arenitic, iar la est, dincolo de Prut litofaciesul recifal, între care există o serie întrepătrunderi laterale.

La partea superioară „argilele cu Cryptomactra” suportă depozite pelito-nisipoase (argilele și nisipurile de Vlădiceni) care aparțin biofaciesului slab salmastru. Biofaciesul slab salmastru s-a instalat în Platforma Moldovenească, în prima parte a Basarabianului superior ca urmare a exondării părții nordice a acesteia. De aceea acest biofacies apare numai la sud de valea Bahluiului, în Podișul Central Moldovenesc și mai la sud-est.

Peste argilele cu Cryptomactra, s-au acumulat depozite de nisipuri cu intercalații de siltite și argile. Pe alocuri nisipurile prezintă structuri încrucișate. Această uniformitate litologică se întâlnește și în restul Platformei Moldovenești (L. Ionesi et. al., 1996). Limita superioară a acestor depozite este plasată sub calcarul oolitic de Repedea, ceea ce a determinat aprecierea grosimii depozitelor în timpul acestui biofacies la aproximativ 200-240 m.

După acumularea depozitelor ultimei unități, caracteristicile se modifică, revenind pentru o scurtă perioadă de timp (sfârșitul Basarabianului) apele marine salmastre, cu o faună deosebit de bogată. Biofaciesul marin salmastru superior, s-a instalat datorită unor ușoare mișcări geodinamice în Platforma Moldovenească, care au permis revenirea unor condiții (de adâncime și chimism) care au permis acumularea unor depozite mai mult de precipitare ionică decât a celor epiclastice.

Etapa cuaternară. Depozitele cuaternare

Cele mai noi formațiuni ale acestei comune sunt cele de vârstă cuaternară, ce provin în urma acțiunii factorilor erozionali prin fenomenele de detașare, transport și acumulare. Morfologic aceste depozite sunt reprezentate prin terasele, aluviunile recente glacisurile și deluviile. Terasele s-au format sub controlul oscilațiilor climatice, al mișcărilor de neotectonice ori eustatice produse după cu exondarea teritoriului din Basarabian și apariția primelor artere hidrografice.

Alcătuirea petrografică a depozitelor de terasă este dată de nisipuri și pietrișuri diferențiate granulometric. Prundișurile se întâlnesc pe terasele superioare, în timp ce terasele inferioare sunt formate predominant din nisipuri și silturi. Acest lucru se datorează interceptării rețelei hidrografice a depozitelor de pietriș sarmațian fapt explicabil prin evoluția subaeriană a părții nordice a platformei Moldovei începând cu Basarabianul superior.

Depozitele aluvionare, care sunt atribuite ca vârstă holocenului, formează șesurile din cadrul comunei. În prezent frapează lărgimea considerabilă a acestora, care contrastează vizibil cu dimensiunile reduse ale arterelor hidrografice care le-au dat naștere. Acest lucru se datorează perioadelor mai umede (Atlantic) ce au mărit capacitatea de transport și depunere a râurilor comparativ cu perioada actuală.

În ceea ce privește influența tectonicii asupra depozitelor cuaternare părerile sunt divergente. Astfel, E. Liteanu (1960) precizează că depozitele loessoide în nordul Podișului Moldovenesc nu sunt deranjate tectonic în timp ce I. Rădulescu and. H. Grumăzescu (1963) apreciază ca Podișul Moldovei a suferit în Cuaternar o mișcare lentă și uniformă de înălțare dar “de amplitudini inegale pe diferitele sale sectoare” ceea ce a condus la accentuarea fragmentării reliefului în partea de nord. Reluând problema tectonicii, E. Liteanu și C. Ghenea (1967) consideră că partea de nord a Podișului Moldovei a fost afectată de mișcări radiare pozitive în Pliocen și Pleistocen și negative în Holocen. Conform hărții mișcărilor cristale recente, realizată de M. Visarion și I. Drăgoescu (1975) teritoriul studiat se încadrează în zona mișcărilor ascendente, rata înălțării fiind de 1 mm/an.

Astfel, sintetizând, precizăm faptul că formațiunile litologice pe care este cantonat relieful comunei Santa Mare sunt de vârstă volhiniană, basarabiană și cuaternară.

Fig. 4. Deschidere în terasa Prutului

2.1.2. Relieful

Relieful comunei Santa Mare se înscrie între 55 m în șesul Prutului și 247 m în dealul Ciornohal din partea de vest a teritoriului. Se poate spune că relieful a evoluat odată cu evoluția râului Prut și a afluenților săi principali de pe teritoriul comunei, respectiv valea Corogea, valea Ringhilesti, valea lui Iancu, Valea Berza-Veche, fiind fragmentat de aceștia sub forma unor dealuri și coline interfluviale, mărginite de versanți cu înclinări diferite. Majoritatea teritoriului administrativ al comunei Santa Mare are un relief deluros specific Câmpiei Moldovei.

Fig. 5. Relieful comunei Santa Mare

În zona comunei Berza domină Dealul Curții, cu altitudini de 160-190 m. Zonă înaltă există și în partea de vest a comunei la hotarul cu Românești, unde înăltjmile ating peste 190 m.

În ceea ce privește altitudinile din comuna Santa Mare acestea sunt cuprinse între 49 m în lunca Prutului și 202 m, la vest de Ruginești iar altitudinea medie este de 110,9 m.

Altitudinile mai mici, sub 100 m ocupă 45 % din teritoriul studiat și se înregistrează la nivelul luncii Prutului și în apropierea confluenței râurilor tributare acestora. Astfel altitudinile din acest sector se găsesc în lungul Iancu, Ruginești, Berza Veche, Corogea văile din proximitatea satelor Durnești, Ruginești, Bogdănrști, Ruginești Deal, Ilișeni. În lunca râului Prut altitudinile sunt mai mici, sub 70 m.

Zona cuprinsă între 100-160 m ocupă o suprafață de 53%, o zonă în care predomină partea mediană și superioară a versanților, un teritoriu puternic erodat, în care procesele geomorfologice au avut mereu o pondere ridicată, deci se conturează astfel o diferență evidentă de altitudine între nordul, nord-vestul și sudul, sud-estul comunei.

Clasa de altitudine 160-190 m cuprinde ariile superioare ale versanților dar și culmile interfluviale mai înalte din parte nordică a comunei și baza versanților din partea sudică.

Treapta altimetrică peste 190 m revine culmilor interfluviale din rama vestică a comunei Santa Mare cu o pondere de aproximativ 1%.

Fig. 6. Harta hipsometrică a comunei Santa Mare, SRTM 30 m

Fig. 7. Ponderea claselor de altitudine din comuna Santa Mare

Înclinarea versanților (Fig. 8) reflectă constituția geologică și structura, stadiile de evoluție a versanților, precum și caracterul modelării trecute și actuale. Înclinarea și conformația elementelor reliefului influențează procesele actuale de modelare, reflectând și modul lor anterior de acțiune.

Distribuția pantelor este condiționată și de structura monoclinală a reliefului cu o orientare N și NE, valorile mici de pantă au permis dezvoltarea unor rețele hidrografice, ce au retezat capetele sedimentare și slab consolidate de strat, ceea ce a dus la formarea reliefului de cuestă.

Fig. 8. Harta pantelor din comuna Santa Mare

Valoarea declivității variază între 0 și 35%. Regional, se constată diferențe majore între unitățile de deal și cele de vale. Cele mai mari valori ale înclinării versanților le regăsim pe versanții aferenți culmii interfluviale ce desparte comuna de Prut. Valorile cele mai mici corespund culoarelor de vale, conturându-se astfel rețeaua hidrografică. Cele mai mari declivități se întâlnesc la peste 27% și cuprinde sectoarele situate la contactul versanților cu culmile interfluviale, cea mai mare parte a versanților abrupți, dar și sectoarele cu frunte de cuestă și cele de obârșie ale văilor.

Din analiza hărții (Fig. 9) iese în evidență că cele mai mari valori ale unghiurilor de pantă sunt situate în partea centrală a comunei în zonele de delimitare a bazinelor hidrografice. Datorită faptului că toate aceste culmi sunt împădurite apariția proceselor geomorfologice este frânată, pădurile acționând ca agent stabilizator.

Astfel eroziunea geologică cât și procesele geomorfologice care se produc în comuna Santa Mare sunt condiționate într-o mare masură și de declivitatea reliefului.

Aproximativ 90% din suprafața comunei este pretabilă terenului agricol, cu pante până în 18%. De asemenea 22% din teritoriu nu este supus eroziunii în suprafață întrucât prezintă valoare a pantei de sub 5% (Moțoc, 1965).

Fig. 9. Ponderea claselor de pantă din comuna Santa Mare

În lucrările de specialitate sau în documentele oficiale ce fac referire la utilizarea agricolă a terenurilor, acestea sunt exprimate în procente și sunt grupate astfel:

Terenuri foarte slab înclinate (0-3%) și sunt terenuri cu risc de inundație și de apariție a fenomenelor de stagnogleizare și gleizare în pedogeneză.

Terenuri slab înclinate (3-10%) favorabile pentru utilizarea agricolă.

Terenuri moderat înclinate (10-15%) ce prezintă risc de eroziune la activitățile agricole.

Terenuri puternic înclinate (15-25%) sunt tipice frunților de cuestă.

Terenuri foarte puternic înclinate (>25%) care nu se pretează niciunei activități economice și ocupă suprafețele cele mai înalte ale teritoriului.

Fig. 10. Harta orientării versanților din comuna Santa Mare

Suprafețele înclinate au o orientare în raport cu durata insolației (Fig.10) ce condiționează repartiția regimului caloric, a precipitațiilor, a umidității aerului și solului, determinând în mod diferit procesele morfodinamice prezente la nivelul comunei. Domină orientarea spre E și S în strânsă legătură cu înclinarea stratelor.

Principalii factori care influențează eroziunea, atat prin scurgerea lichidă cât și eroziunea prin apă, sunt reprezentați de precipitații, relief, vegetație, sol și metodele de cultură și de amenajare a terenurilor.

Precipitațiile au o deosebită importanță asupra eroziunii solului, dată de ploile torențiale și rareori de ploile de lungă durată. Într-un număr restrâns de ani se produce eroziune datorită scurgerii provenite din topirea zăpezii. Caracteristica principală a a ploilor torențiale este intensitatea, cu patru tipuri de averse: ploi cu intensitate uniformă pe toată durata, ploi cu intensitate mare la început (avansată), ploi cu intensitate mare la mijloc (intermediară), ploi cu intensitate mare la sfârșit (întârziată).

Relieful reprezintă unul din factorii principali ce intervin în procesul de scurgere și eroziune, prin înclinarea și lungiumea versanților.

Înclinarea versanților este caracteristica cea mai important ce intervine in procesele de scurgere si eroziune (Moțoc, 1975), iar lungimea versanților prezintă, de asemenea, un interes deosebit în aceste procese.

Domină clasa de orientare est, sud, sud-est, sud-vest, nord-est, în strânsă legătură cu relieful de cueste.

Fig. 11. Ponderea claselor de orientare a terenurilor din comuna Santa Mare

În ansamblul său, relieful actual al Câmpiei Moldovei are un aspect vălurat, cu interfluvii colinare, deluroase sau sub formă de mici platouri joase, ale căror altitudini se repetă pe suprafețe destul de întinse, lăsându-ne impresia că provin dintr-o suprafață unică, ce a fost îmbucătățită de văile râurilor. Văile largi cu versanții modelați de alunecări ori scrijelați de eroziunea torențială, imprimă reliefului regiunii un aspect estompat, monoton, imbătrânit parcă înainte de vreme (Băcăuanu, 1968).

2.1.2.1. Tipuri și forme de relief

În ansamblu, relieful comunei Santa Mare are un caracter sculptural. Principalele tipuri de relief întâlnite în arealul studiat sunt: relieful structural-litologic, relieful sculptural (fluvio-denudațional) în structură general monoclinală și relieful de acumulare fluvială.

În Câmpia Moldovei, datorită faciesului petrografic mai ușor de îndepărtat de către factorii denudaționali, nu se poate vorbi de existența unor suprafețe structurale în adevăratul înțeles al cuvântului, datorită unor intercalații de marne compacte sau de gresii prea subțiri și ușor de distrus (Băcăuanu, 1968). Platourile structural litologice apar sub forma unor mici martori de eroziune.

Rețeaua hidrografică scoate în relief structura geologică monoclinală, cu înclinare generală NNV-SSE, ceea ce conduce la formarea unor categorii de văi: consecvente/reconsecvente, subsecvente și obsecvente (Ioniță, 2000).

Văile consecvente (cataclinale) sunt primele văi care se instalează și se dezvoltă în condițiile unei câmpii lacustre sau maritime cu o suprafață și o structură geologică ușor înclinate și au o orientare conformă cu înclinarea stratelor. Profilul transversal al acestor văi este, de regulă, simetric.

În nordul Moldovei, suprafața initială ieșită de sub apele mărilor sarmatice a fost în întregime distrusă, culmile interfluviale actuale fiind mult mai coborâte decât nivelul câmpiei maritime. Valea Prutului este o astfel de vale, cu versantul drept, revers de cuestă cu expoziție estică și versantul stâng, frunte de cuestă cu expoziție general vestică. Acest tip de vale pune în evidență asimetria de ordinul al II-lea.

Văile subsecvente (ortoclinale) au o direcție generală perpendiculară față de orientarea stratelor geologice și reprezintă asimetria structurală de ordinul I, având un profil transversal tipic asimetric. Acestea pot fi de două tipuri: văi subsecvente tipice (orientate V-E și E-V) și văi subsecvente piezișe (NW-SE și NE-SW). Aceste văi sunt: Ruginești, Iancu, Corogea fac parte din categoria văilor subsecvente care evidențiază în ansamblu asimetria structurală de ordinul I, unde caracteristic este prezența frunții de cuestă cu expoziție generală nordică și a reversului de cuestă cu expoziție sudică. În detaliu însă asistăm la o alternanță în zig-zag de tronsoane de văi subsecvente piezișe, subsecvente tipice și consecvente/reconsecvente.

Văile obsecvente (anaclinale) are direcția generală contrară înclinării stratelor geologice, cu profil transversal, de regulă simetric și versanți puternic degradați. În cazul comunei Santa Mare acestea nu se impun în relief.

Relieful sculptural ocupă cea mai mare parte din teritriul comunei, deoarece cuprinde culmile interfluviale și versanții.

Apariția acestui tip de relief se datorește în special eroziunii și proceselor deluviale care au modelat un teritoriu complex, alcătuit pe de o parte din depozite friabile (predominant argiloase) și pe de altă parte din depozite grosiere (nisipoase, grezo-calcaroase).

Versanții din comuna Santa Mare, reprezintă rezultatul îndelungat al proceselor deluviale (alunecări de teren), la care se adaugă eroziunea (liniară și regresivă), determinată de caracteristicile petrografice ale rocilor și de structura geologică, contribuind la configurația reliefului actual.

Structura monoclinală a formațiunilor geologice având înclinarea generală a stratelor pe direcția NNV-SSE, a oferit suportul factorilor externi modelatori în dezvoltarea celor mai reprezentative forme de relief din Podișul Moldovei și anume cuestele, având două elemente morfologice importante, fruntea și reversul de cuestă.

Cuestele din Podișul Moldovei au fost studiate de către David M. (1921,1940), Natalia Șenchea (1943), Băcăuanu V. (1968), Ioniță I. (1997, 2000).

Conform literaturii de specialitate, fruntea de cuestă (frontul de cuestă) reprezintă un versant al unei văi, de obicei subsecvente, care retează capetele de strat într-o structură monoclinală. Fruntea de cuestă are orientarea opusă înclinării stratelor, prezintă o înclinare mare și este puternic afectată de procesele geomorfologice actuale (în special alunecări de teren și ravenare).

Reversul cuestei (spinarea cuestei) reprezintă suprafața opusă frunții de cuestă, a cărei înclinare domoală este conformă cu structura geologică (Donisă I, Boboc N., Ioniță I., 2009).

În studiul reliefului trebuie luat în considerare un dublu sistem de pante stratigrafice: unul major, nord-sud, de 6-7 m/km și altul secundar, vest-est, de circa 3m/km, care concurează împreună la crearea unui monoclin de ansamblu de 7-8 m/km (Ioniță I., 2000).

În comuna studiată, versanții deluviali se pot diferenția în:

Frunți de cuestă cu expoziție nordică;

Frunți de cuestă cu expoziție vestică;

Reversuri de cuestă, slab-moderat degradate și puternic degradate.

Asimetria de ordinul I este asociată înclinării majore, nord-sud, a depozitelor geologice din substrat, ce înglobează văile subsecvente. Caracteristica principală a profilului lor transversal, asimetric, o reprezintă fruntea clasică de cuestă cu expoziție nordică (Ioniță I, 2000).

Asimetria de ordinul al doilea cuprinde văile care au o direcție generală de curgere orientată nord-sud. În morfologia acestor văi consecvente, dar asimetrice, trăsătura specifică este imprimată de apariția frunților de cuestă cu expoziție vestică, de amplitudine mai redusă (Ioniță I., 2000).

Reversurile slab-moderat degradate sunt utilizate îndeosebi ca terenuri arabile și sunt afectate de eroziunea areolară.

Reversurile puternic degradate apar datorită subminării bazei versantului și prin adâncirea puternică a afluenților.

În comuna Santa Mare, relieful de acumulare este reprezentat de șesuri aluviale, terase, conuri de dejecție și glacisuri.

Șesul Prutului este foarte bine reprezentat pe malul românesc doar în două sectoare: Stânca și Românești și sectorul doi între Plopi și Trifești (Băcăuanu, 1968). În dreptul localității Românești, Prutul suferă o puternică și bruscă abatere spre baza versantului drept, impusă probabil de o aluvionare puternică a șesului de către un alt afluent, respectiv Kamenka. Meandrarea accentuată îl face ca pe anumite porțiuni să aibă o direcție de curgere contrară înclinării generale a șesului.

De la Românești la sud de Bivolari, Prutul curge umai pe la baza versanutlui drept lăsând doar pe stânga șesul. Pe dreapta apar doar căteva porțiuni de luncă joasă și umedă la est de Ilișeni, Bădărăi.

Conform Băcăuanu, 1968, grosimea totală a aluviunilor diin șesul Prutului oscilează între 5-8 m cu numeroase terase.

Terasele Prutului au fost studiate de Băcăuanu (1968) și la nivelul întregului bazin, pe partea dreaptă a acestuia, sunt prezente 7 nivele de terasă cu alt de 10-15 m, 20-25 m, 30-35 m, 60 m, 90-100 m, 110 m și 140-150 m. Pentru zona studiată, Băcăuanu identifică terasa a V-a cu altitudine realtivă de 90-100 m evidențiată foarte bine în cornișa de 10-12 m de la partea superioară a versantului drept al Prutului. La suprafață, solul actual are o grosime de 1 m, după care urmează luturi loessoide și nisipuri argiloase de vreo 9 m, iar la bază prundișuri. Ocupând o poziție intermediară între terasele mai înalte, pliocen superioare, și cele mai joase, cuaternare mijlocii, vârsta sa este considerată pliocen inferioară.

Pe axa interfluviului Corogea-Prut acelați autor a identificat terasa a VI a, de 100-110 m. Aici, podul terasei are un caracter sculptural și este acoperit de luturi loessoide eluviale cu grosimi mici. Prin urmare, aici terasa a fost aproape complet distrusă, aluviul a fost îndepărtat, iar soclul sarmațian scos la suprafață.

Conform literaturii de specialitate, conul de dejecție (con aluvial, con de împrăștiere, agestru) reprezintă o formă de acumulare cu suprafața slab convexă, semiconică, prezentă în partea terminală a unui torent (Donisă, Boboc, Ioniță, 2009).

Băcăuanu (1968) remarcă existența unor mici conuri de dejecție la periferia șesului, formate de torenți, iar la contactul cu versantul stâng se individualizează apariția unor glacisuri coluviale.

Din punct de vedere granulometric, particulele sunt sortate astfel: cele grosiere sunt depuse în vârful conului, respectiv cele mai fine (luturi, argile) sunt depuse la baza conului.

Glacisurile se formează la baza versanților prin depunerea materialului fin provenit din eroziunea solului și are, de obicei, o pantă foarte slabă și o stabilitate accentuată. Se formează, de obicei, atât prin depunerea materialului rezultat din scurgerile areolare cât și prin unirea mai multor conuri de dejecție, acestea din urmă având un caracter proluvial.

În cazul comunei Santa Mare glacisurile se cantonează atât la baza frunților de cuesta cât și la baza reversurilor. Totuși, Băcăuanu (1968) remarcă dezoltarea mai mare a glacisurilor coluvio-proluviale situate la baza versanților conformi cu structura geologică.

În cadrul teritoriului studiat, rolul principal revine animalelor prin intermediul cărărilor și sunt specifice in principal versanților frunți de cuesta, puternic înclinați și degradați.

Aceste forme, chiar dacă nu se impun în relief, pot duce la intensificare proceselor de degradare a terenurilor.

Relieful antropic reprezintă totalitatea microformelor de relief rezultate în urma activităților umane. Câteva exemple în acest sens pot fi: agroterasele, carierele de exploatare, debleele, rambleele, digurile, etc.

Înainte de anul 1989, unii versanți au fost utilizați în agricultură prin agroterasări, în prezent fiind lăsați în paragină și folosiți în special pentru pășunat.

2.2. Clima și hidrografia

2.2.1. Caracteristici climatice

Temperatura aerului

Regimul termic al aerului din comuna Santa Mare este determinat în cea mai mare parte de caracteristicile termice ale maselor de aer. Astfel, temperaturile scăzute sunt determinate, cel mai adesea, de deplasarea spre estul țării a maselor de aer subarctic continental sau a maselor subpolar maritime. Valorile termice ridicate se produc ca urmare a deplasării maselor de aer subtropicale dinspre SV sau SE vara, ori a maselor de aer oceanic dinspre vest iarna.

Din datele analizate pentru perioada 1961-2000 s-a observat că temperatura medie anuală a aerului scade odată cu creșterea latitudinii și altitudinii, de la 9,5oC în sudul Câmpiei Moldovei (Iași), la 8,3oC în nord (Avrămeni), înregistându-se un ecart de variație de doar 1,2oC. Diferențierile pe direcția est-vest ale temperaturii medii anuale sunt determinate de creșterea altitudinii pe această direcție, asociată cu manifestarea mai intensă a inversiunilor termice în partea estică a câmpiei.

Fig. 12. Regimul anual al temperaturii medii a aerului (1961-2000).

(date Patriche E., 2008)

Fig. 13. Distribuția spațială a temperaturii medii anuale a aerului

(date Patriche E., 2008)

Temperaturile medii anuale din comuna Santa Mare sunt cuprinse între 8,5oC-9oC.

Regimul mediu lunar al temperaturii aerului în cazul celor două stații analizate are un maxim plasat în luna iulie, când temperatura aerului ajunge la 19-20 oC și un minim în ianuarie, când aceasta coboară la -4 oC.

Tab. 1 Temperatura medie lunară și anuală a aerului (1961-2000)

Particularitățile regimului mediu anotimpual al temperaturii aerului constă în salturi termice între anotimpuri de peste trei ori la trecerea toamnă-iarnă și iarnă-primăvară și de peste două ori de la primăvară la vară.

Temperaturile maxime și minime absolute sunt cauzate, în principal, de circulația atmosferică, alături de care condițiile fizico-geografice au un rol important. Astfel, poziția geografică a Câmpiei Moldovei, caracterul depresionar al acesteia, relieful jos, larga deschidere spre nord, nord-est, favorizează iarna pătrunderea și stagnarea maselor de aer reci continentale, care alături de intensele răciri radiative ale suprafeței subiacente, au făcut posibilă scăderea temperaturii aerului la valori mai mici de -30 °C.

Cea mai ridicată temperatură a fost de 38 °C (6 august 1905), cea mai coborâtă de -32,5 °C (februarie 1911, 1937, decembrie 1940).

Vara, datorită advecțiilor maselor de aer continentale topicale, uscate și fierbinți, asociate cu încălzirea excesivă a suprafeței subiacente în condiții de regim anticiclonic, temperatura aerului poate să depășească 35 °C.

Zilele cu temperaturi tropicale (care depășesc 30°C) sunt în medie de 16,6 anual fața de 30,1 la Iași. Cele mai multe zile tropicale sunt în lunile de vară iunie, iulie și august.

Zilele cu temperaturi de iarnă (o maximă de sub 0°C) sunt în medie de 43,7 anual. Cel mai mare număr s-a înregistrat în anul 1940 (80 zile), iar cel mai mic în anul 1958(16 zile). Luna ianuarie are cel mai mare număr de zile cu temperaturi de iarnă (15.4 ).

Zilele cu îngheț sunt cele mai numeroase (131,6), prima zi de îngheț a oscilat între 17 septembrie 1952 și 5 noiembrie 1897, iar ultima a fost înregistrată între 4 aprilie 1910 și 22 mai 1952. Considerând 10 octombrie data medie a primului îngheț și 15 aprilie a ultimului îngheț astfel durata medie a zilelor fară îngheț ar fi de 178 de zile. Însă în mersul anual al temperaturilor se produc și abateri, perioade de răcire în mai și perioade de încălzire în octombrie.

Precipitațiile atmosferice reprezintă elementul climatic poate cel mai important, fără a desconsidera importanța celorlalte elemente climatice, deoarece prin cantitate, regim, intensitate, frecvență, forma sub care cad, imprimă și relevă caracterul climatic al unei regiuni, iar importanța practică în diferite ramuri și sectoare economice, cum ar fi agricultura, sivicultura, transporturi, turism etc., nu este de neglijat. Acest parametru climatic se caracterizează printr-o mare variabilitate în timp și spațiu, întrucât depinde în mare măsură de dinamica maselor de aer, de factorii fizico-geografici regionali, locali, precum și de valorile și regimul celorlalte elemente climatice.

Fig. 14. Distribuția spațială a cantităților medii anuale de precipitații

(date Patriche E., 2008)

În ceea ce privește precipitațiile, cantitatea totală de apă căzută în timpul unui an este în medie de 553,8 mm la Botoșani și de 486,1 mm la Sulița. Ele nu sunt uniform repartizate în comuna Santa Mare ci se remarca existența unei zone cu precipitații mai bogate în partea mai înaltă (500-600 mm) și mai puține în partea inferioară a lui (400-500 mm).

Regimul anual al precipitațiilor medii lunare din Câmpia Moldovei este de tip continental, caracterizat prin existența unui maxim principal în luna iunie, datorat advecției maselor de aer umed dinspre Oceanul Atlantic și proceselor termo-convective locale, care imprimă ploilor de vară caracter de aversă.

Fig.15. Precipitațiile medii lunare în perioada 1961-200, sursa datelor Patriche E., 2008

În mod firesc, diferența dintre cantitățile de precipitații căzute în iunie sunt mai mari față de cele din ianuarie. Astfel, cantitățile de precipitații din luna iunie, la nivelul comunei, sunt cuprinse între 85 și 87 mm, în timp ce în ianuarie, acestea se încadrează în intervalul 20-22 mm.

Maximul pluviometric din iunie este determinat de deplasarea centrilor barici spre est sau spre nord-est, după ce în prealabil au fost reactivați prin staționare mai îndelungată în nord-vestul Mării Negre.

Cele mai mici cantități de precipitații sunt influențate de persistența ariilor barice anticiclonale, sau ca urmare a adevecțiilor de aer cald tropical continental.

Tab.2 Precipitațiile atmosferice – valori medii lunare și anuale (mm)

Cantitățile maxime de precipitații înregistrate în 24 de ore, caracterul torențial al acestora, frecventele furtuni cu grindină, sunt consecința caracterului continental al climatului temperat din Câmpia Moldovei.

Cantitățile maxime de precipitații căzute în 24 ore sunt mai mici în perioada rece a anului, când predomină o circulație atmosferică determinată de acțiunea anticiclonului siberian, iar convecția termică este redusă sau nulă. În perioada caldă a anului, activitatea frontală ciclonală intensă asociată cu procesele convective puternice, determină producerea unor cantități mari de precipitații în 24 ore. În unele situații sinoptice, acestea pot depășii cu mult cantitățile medii din luna în care se produc.

Tab 3. Ponderea procentuală a celor mai mari cantități de precipitații căzute în 24 de ore din cantitățile lunare și mediile multianuale (1961-2000)

2.2.2. Caracteristicile hidrografice

În bazinul Prutului bilanțul hidrologic are o repartiție teritorială relativ uniformă. Marea majoritate a resurselor de apă ale Prutului se formează în regiunile carpatice și subcarpatice de pe teritoriul Ucrainei. În stația hidrometrică Prisăcani în baza măsurătorilor efectuate de Butnariu D.C. s-a calculat debitul mediu multianual având o valoare de 103,81m3 /s. Debitul minim înregistrat între anii 1981 – 2015 a fost de 13,4 m3 /s înregistrat în data de 30 ianuarie 1988 și debitul maxim înregistrat în aceeași perioadă de timp a fost de 900 m3 /s, înregistrat în datele de 9 și 10 iulie 2010. Debitul mediu lunar a fost de 674 m3 /s în luna iulie 2010, fiind cel mai mare debit mediu lunar înregistrat , depășind cu aproape 200 m3 /s debitul istoric de 478 m3 /s din luna august 1955.

Fig. 16. Râuri din comuna Santa Mare

În anul 1978 a fost dat în exploatare barajului de la Stânca – Costești, acumularea asigurând în general un debit mediu lunar de cel puțin 35 m3 /s (excepția anului 2012 când debitul mediu lunar în luna decembrie a fost de 27,8 m3 /s). Acesta are influență asupra transportului de aluviuni în suspensie, acumularea funcționează ca un decantor pentru aluviunile din bazinul hidrografic, astfel încât apele uzinate sunt aproape lipsite de încărcătura solidă. Amonte de lac pătrund 44,26 kg/s aluviuni, iar în avale la aproximativ 100 km de baraj, valoarea scade la 13,24 kg/s în condițiile în care debitul lichid înregistrează o creștere. Încărcătura mai haotică și mai redusă a râului din zona în studiu, se reface pe baza eroziunii albiei râului Prut pe acest sector, dar și a aportului afluenților laterali.

Direcția generală de curgere a râului Prut în zona de studiu este din direcția NV în direcția SV.

2.2.3. Caracteristici generale ale componentului biotic

Comuna Santa Mare se încadrează în regiunea fitogeografică central-europeană, mai exact în subprovincia podolico-moldavă, caracterizată printr-un complex de păduri insulare, pajiști stepice, silvostepice și pe alocuri vegetație halofilă. Pe ansamblu, vegetația are un caracter predominant de silvostepă, însă datorită influenței reliefului prin caracteristicile morfografice și morfometrice, s-au creat condiții pentru etajarea elementelor bio-pedo–climatice. Astfel, putem identifica următoarele zone/etaje de vegetație.

Zona/etajul de stepă

În Câmpia Moldovei nu există stepă tipică în accepția zonal – latitudinală de vegetație, ci doar areale de vegetație stepică privită în cadrul zonalității vertivale a vegetației (V. Băcăuanu și colab.,1980). Vegetațiea stepică mai mult sau mai puțin degradată ocupă spații restânse, sub formă de petice, la altitudini absolute mai mici de 70-80 m.

Datorită transformării zonelor de stepă în terenuri agricole și pășuni, a pășunatului excesiv, vegetația stepică din Câmpia Moldovei este puternic ruderizată, astfel încât, în componența vegetală apar puține specii floristice primare specifice.

Pajiștile stepice mai puțin degradate prin pășunat sunt formate din asociații de colilie (Stipa lessingiana, Stipa joannis) fiind predominantă, alături de care mai întâlnim specii de păiuș (Festuca valesiaca, Festuca sulcata, Festuca pseudovina), negară (Stipa capillata), pir crestat (Agropyrum cristatum) etc.

În pajiștile stepice puternic degradate, apar asociații secundare de firuță (Poa bulbosa), bărboasă (Botriochloa ischaemum), negară (Stipa capillata) pir gros (Cynodon dactylon), la care se adaugă și dicotiledonate: pelinița (Artemisia austriaca), obsiga (Bromus inermis), trifoiul mărunt (Medicago lupulina), trifoiul târâtor (Trifolium repens), laptele câinelui (Euphorbia stepposa). În microformele de relief negative, mai umede, apar destul de rar arbuști spinoși: măceșul (Rosa canina), porumbarul (Prunus spinosa) și murul (Rubus caesius).

Zona de silvostepă

Cea mai mare parte a zonei studiate face parte din zona de silvostepă, subzona silvostepei nordice, caracterizată printr-un complex de pajiști în care predomină colilia (Stipa lessingiana, Stipa joannis) și pâlcuri de păduri (șleauri de silvostepă) alcătuite în principal din gorun (Quercus petreaea) și din stejar pedunculat (Quercus robur). În silvostepa nordică nu apar specii termofile, iar acest aspect o diferențiază de subzona silvostepei sudice prezentă la sud de Câmpia colinară a Moldovei (S. Pașcovschi, 1967).

Vegetația erbacee din silvostepă este reprezentată de pajiști xero(mezo)file, care au un caracter zonal, însă ca și în cazul pajiștilor de stepă sunt puternic degradate, fiind înlocuite în mare parte de terenuri agricole și de pășuni, astfel încât acestea apar cel mai adesea ca enclave de vegetație naturală. Compoziția floristică este dominată de specii de păiuș (Festuca valesiaca, Festuca sulcata) și de colilie (Stipa lessingiana, Stipa joannis). În pajiștile puternic degradate prin pășunat, s-au instalat asociații de bărboasă (Botriochloa ischaemum), firuță cu bulb (Poa bulbosa), pir gros (Cynodon dactylon).

La formarea șleaurile de silvostepă alături de gorun (Quercus petreaea) și de stejarul pedunculat (Quercus robur), care reprezintă speciile predominante, participă și alte specii de foioase. O largă răspândire o are teiul argintiu (Tilia tomentosa ), teiul pucios (Tilia cordata), frasin (Fraxinus excelsior), arțar tătărăsc (Acer tataricum), jugastru (Acer campestre), carpen (Carpinus betulus), ulmul de câmp (Ulmus foliacea) etc. Frecvent ca rezultat a intervenției antropice se întâlnesc păduri de salcâm.

Stratul arbustiv este bine reprezentat mai ales în locurile deschise din interiorul acestor păduri și la periferia acestora. Arbuștii mai frecvent întâlniți sunt: porumbar (Prunus spinosa), mur (Rubus caesius), alun (Corylus avellana), cornul (Cornus mas), sângerul (Cornus sanguinea), lemnul râios (Evonymus verrucosa), lemnul cânesc (Ligustrum vulgare), clocotișul (Staphylea pinnata). În statul ierbos apar frecvent specii de : iarba câmpului (Agrostis stolonifera), Carex brizoides, Juncus effusus, etc.

Etajul de pădure este slab reprezentat în arealul studiat, prin subetajul de gorun-stejar care este prezent zonele mai înalte precum dealul Cozancea (265 m). Predomină stejarul pedunculat (Quercus robur), asociat cu gorunul (Quercus petraea), carpen (Carpinus betulus), tei pucios (Tilia cordata), cireș sălbatic (Cerasus avium), și uneori cu tei argintiu (Tilia tomentosa), măr pădureț (Malus silvestris), părul pădureț (Pyrus piraster) etc. La limita superioară predomină gorunul iar la limita inferioară formează stăjereto-carpinete și păduri de stejar.

Stratul arbustiv este bine reprezentat prin alun, sânger, corn, porumbar, măceș etc. Sub stratul arbustiv se dezvoltă vegetație ierboasă reprezentată prin firuță de pădure (Poa nemoralis), mierea ursului (Pulmonaria officinalis), vinarița (Asperula odorata), urzică moartă (Lamium maculatum, L. galeobdolon), umbra iepurelui (Asparagus officinalis, A. tenuifolius), zâzanie (Lolium perenne) etc.

Vegetația intrazonală

Vegetația palustră, este întâlnită în zonele de luncă, pe versanți în microformele negative de relief din spatele monticulilor de alunecare, pe platourile interfluviale unde stagnează apa datorită existenței în bază a unui strat argilo-marnos impermeabil, sau în alte zone abundent umezite de apa stratelor acvifere de suprafață. Este formată din plante higrofile: rogoz (Carex riparia, Carex vulpina), pipirig (Scirpus silvaticus, S. lacustris), rugina apei (Juncus effusus), papură (Typha latifolia, T. angustifolia), stuf (Phragmites communis), stânjenelul de baltă (Iris pseudacorus) etc. Dintre speciile hidrofile amintim: lintița (Lemna minor), broscărița (Potamogeton natans, P. pectinatus), iarba broaștei (Hydrocharis morsus- ranae) etc.

Pe solurile halofile din cadrul luncilor sau de pe versanții afectați de alunecări, apar uneori asociații halofile ca: Puccinellia distans, Puccinellia limosa, Lepidium latifolium, Juncus gerardi etc (Dobrescu C., 1970; Mititelu D. 1975 și Huțanu Mariana, 1996). Pe solurile puternic salinizate apar specii halofile ca: Salicornia herbacea, Suaeda maritima, Artemisia salina, Taraxacum bessarabicum, Aster tripolium etc. Alături de aceste specii halofile apar uneori și specii de Trifolium fragiferum, Lepidium ruderale, Agrostis stolonifera, Agropyrum repens, Festuca pseudovina var. salina etc.

Cap. III. Resursele de sol și degradarea terenurilor

3.1. Resursele de sol

Relieful, ca factor dominant în formarea învelișului de sol prin altitudine și prin fragmentare, determină un asamblaj pedogeografic relativ simplu, consecință a unei relative omogenități a materialelor parentale, caracterizat prin circulația verticală a substanțelor (ascendentă sau descendentă). Pe lângă circulația verticală, pe anumite suprafețe importanță capătă circulația laterală a substanțelor în sol (apa încărcată cu săruri contribuie la salinizarea solurilor în luncă) sau la suprafața acestuia.

Bioacumularea este procesul de acumulare a humusului în urma descompunerii materiei organice vegetale de către microorganisme.

Fig. 17. Harta solurilor din comuna Santa Mare prin prelucrarea studiului pedologic la 10.000 de la OSPA Botoșani

Pe teritoriul comunei Santa Mare au fost identificate 6 clase de sol, respectiv cernisoluri, cambisoluri, protisoluri, salsodisoluri, antrisoluri și vertisoluri.

Harta realizată pune în evidență următoarea distribuție a tipurilor de soluri:

Clasa Cernisoluri, cu tipurile de sol cernoziom și faeoziom, ocupă 60% din suprafața totală a comunei și sunt distribuite în general la altitudini de până la 200 – 250 m. În cazul solurilor din clasa Cernisoluri, humusul format este alcătuit, predominant din acizi humici saturați complet sau în bună măsură cu cationi bazici, îndeosebi de calciu.

Textura este predominant mijlocie și nediferențiată pe profil (cernoziom tipic), structura glomerulară sau grăunțoasă, remarcându-se conținutul bogat în humus (3-6%), solul fiind saturat în baze, cu o reacție de la slab alcalină până la neutră. Are o fertilitate foarte ridicată în anii climatici normali, necesitând însă corectarea deficitului de umiditate prin irigații.

Faeoziomurile sunt solurile tipice regiunilor de stepă relativ caldă și mai umedă, cu extensii până în zona de silvostepă. Apar în condiții mai umede decât alte soluri de stepă. În consecință, producția de biomasă este mai mare, iar alterarea și levigarea mai pronunțate.

Continuitatea răspândirii solurilor zonale este întreruptă în special de văi, de-a lungul cărora apar soluri intrazonale, puțin răspândite, reprezentate prin lăcoviști și sărături, la care se adaugă unele soluri slab dezvoltate precum solurile aluvionare.

Aluviosolurile în diverse stadii de evoluție se întâlnesc în lungul văilor. În șesuri, după procesul de aluvionare care are loc în perioadele de inundație a luncii urmează procesul de maturare a aluviunilor. Odată cu instalarea vegetației începe procesul de înțelenire și acumulare a humusului. Pe măsură ce textura solului este mai grosieră cu atât conținutul de humus acumulat este mai scăzut.

Proprietățile fizico-biologice sunt favorabile, iar faptul că aportul freatic suplinește deficitul pluviometric caracteristic dealtfel zonelor joase din Câmpia Moldovei, face ca aceste soluri să fie folosite în agricultură. Se impune totuși luarea unor măsuri ameliorative (canale de desecare), pedoameliorative (lucrări în funcție de textură și de profunzimea orizontului cu humus) și cultivarea unor plante adecvate: porumb, sfeclă de zahăr, legume etc.

Solonețul și solonceacul ocupă formele de relief mai înalte din cadrul luncilor și partea inferioară a versanților, acolo unde freaticul nu mai determină procesul de salinizare. Datorită proprietăților fizico-chimice extrem de nefavorabile (permeabilitate pentru apă scăzută, plasticitate ridicată în stare umedă, conținutul mare de sodiu, pH-ul slab și moderat acid etc.), solonețurile se caracterizează printr-o fertilitate naturală potențială redusă, fiind practic excluse din circuitul agricol.

Antrosolurile includ entități tipologice intens modificate antropic, având un orizont superior antropedogenetic de cel puțin 50 cm grosime (format prin transformarea unui orizont sau strat al solului prin fertilizare îndelungată și lucrare adâncă sau prin acreție), ca urmare a unei lungi perioade de cultivare, inclusiv prin desfundare (vii și livezi intensive) și irigație.

Cauzele și tipologia degradării terenurilor

Cauzele degradării terenurilor din comuna Santa Mare sunt: eroziunea lateral în malul Prutului la care se adaugă izvoarele de coastă și striațiile, sectaorele subsecvente ale unor văi mici, tăierea capetelor de strate și alunecări de teren pe frunțile de cuestă cu expoziție nordică, nord vestică și nord estică, la care se adaugă climatul excesiv, dar și prezența sărurilor ce determină procesele de salinizare.

Pe lângă cauzele naturale le amintim pe cele antropice, respectiv defrișarea pădurilor, drumuri trasate pe direcția deal-vale sau pe corpul unor alunecări de teren.

Defrișările care s-au făcut mai ales în a doua jumătate a secolului al XIX-lea, au slăbit gradul de stabilitate al terenului din teritoriul studiat și au dus la activarea unor alunecări de teren mai vechi.

De asemenea, suprapășunatul este răspunzător de formarea cărărilor de animale ce au favorizat infiltrarea apelor pluviale în deluvii, fapt ce a condus la slăbirea terenurilor în fața alunecărilor de teren.

Eroziunea în suprafață

Eroziunea de suprafață sau eroziunea solului (soil erosion) este utilizat de școala americană, preluat de Moțoc M. (1963, 1975), și “reprezintă fenomenul de natură mecanică, de desprindere și transport a particulelor de material solid sub impactul picăturilor de apă și a curenților de la suprafața terenului” (Ioniță I, 2000).

Pluviodenudația (splash erosion) reprezintă “dislocarea particulelor de sol sau rocă sub impactul picăturilor de ploaie. Împroșcate de șocul impactului, particulele de material solid sub transportate aerian pe distanțe mici, de pană la 1,5 m, încât se produce o deplasare lentă a particulelor pe versant” (Donisă I. et al., 2009).

Eroziunea prin picături are o contribuție mică și numai o parte sunt preluate de scurgerea de suprafață, astfel materialul este transportat în aer în stare dispersată și la suprafața solului prin firișoare de apă sau șiroaie mici elementare care dau naștere unor rigole mărunte, nestabile și greu sesizabile (Moțoc M., 1963, 1975; Ioniță I., 2000).

Studiile au arătat că particulele de sol dizlocate de impactul picăturilor de ploaie pe terenurile în pantă, sunt cuprinse între 70-80% în aval și doar între 20-30% în amonte (Bojoi I., 1992).

Eroziunea de suprafață este prezentă pe toate suprafețele înclinate, cu deosebirea că intensitatea procesului este proporțională cu gradul de înclinare al pantelor, cu lungimea și suprafața acestora, fiind influențată apoi de alcătuirea petrografică, felul scurgerii de pe versant, modul de utilizare a terenului etc (Băcăuanu V., 1968).

Eroziunea determinată de scurgerea de suprafață găsește condiții prielnice de dezvoltare la terenuri cu pante de peste 5%. În cazul cernoziomurilor din arealul studiat, acest tip de eroziune apare sub formă de pete de culoare mai deschisă (gălbuie), care indică îndepărtarea orizontului A, bogat în humus.

Fig. 18. Eroziune puternică în comuna Santa Mare

Cea mai avansată formă a eroziunii în suprafață o constituie rigolele mici (Moțoc M., 1963, 1975). Ele au adâncimea cuprinsă între 3-20 cm, ce apar sub forma unor șiroaie în urma ploilor torențiale sau la topirea zăpezilor și sunt ușor de nivelat prin întermediul lucrărilor agricole.

Conform lui Băcăuanu V. (1968), sărurile conținute în formațiunile marnoase de pe versanți pot fi îndepărtate de către apele de șiroire, astfel aceste pot ajunge pe suprafața plană a șesurilor, contribuind la sărăturarea solurilor.

În cazul suprasaturării solului cu apă, capacitatea de infiltrare scade foarte mult și apele acumulate sub formă de șiroaie generează rigole și transportă materialul solid spre baza versanților, unde se formează coluvii și glacisuri coluviale.

Fig. 19. Sărăturare pe terenurile din comuna Santa Mare

Tabelul 5. Clasele de eroziune a solului în funcție de grosimea orizonturilor erodate (Moțoc M., 1963 și 1975).

Ca întindere, eroziunea în suprafață ocupă primul loc în modelarea reliefului comunei Santa Mare și, potențial, este prezentă pe terenurile cu înclinarea de >5%.

Harta intensității eroziunii în suprafață pe terenurile agricole a fost realizată prin prelucrarea informațiilor din studiile pedologice aferente unităților administrativ-teritoriale din comuna Santa Mare (figura nr. 20).

În diferențierea claselor de eroziune s-a ținut cont de caracteristicile morfologice ale solurilor, prezentate în tabelul nr. 5.

Conform studiilor OSPA Botoșani, pe cea mai mare parte a terenurilor comunei predomină eroziunea neapreciabilă, astfel că aceste terenuri nu au eroziune. Cele mai scăzute valori ale eroziunii în suprafață se înregistrează pe culmile interfluviale, platourile structural-litologice, reversurile slab-moderat degradate, șesurile aluvio-coluviale și terase.

Fig.20. Intensitatea eroziunii solului în suprafață pe terenurile agricole,

după OSPA Botoșani

Pe forme de relief, eroziunea excesivă înregistrează cea mai mare frecvență pe frunțile de cuestă cu expoziție nordică și vestică și pe reversurile puternic degradate.

Valorea mai ridicată a eroziunii solului pe versanții frunte de cuestă este determinată îndeosebi de înclinarea mai accentuată și folosirea nerațională a terenurilor. De asemenea, aici sunt incluse și areale apreciabile de reversuri degradate în primul rând prin subminarea bazei versanților la care se adaugă utilizarea neadecvată a terenului.

Un alt aspect important în dinamica eroziunii în suprafață o reprezintă caracteristicile solurilor. Cele mai rezistente soluri au un conținut ridicat de argilă, materie organică având o permeabilitate bună. Eroziunea excesivă, foarte puternică și puternică se regăsește în cazul regosolurilor și antrosolurilor, unde înregistrează peste 50%. Eroziunea moderată predomină în cazul luvosolurilor și solonețurilor. Eroziunea neapreciabilă se înregistrează în cazul aluviosolurilor și gleiosolurilor.

Antrisolurile reprezintă soluri modificate antropic prin executarea de agroterase și terase banchete, fapt ce a condus la creșterea gradului eroziunii în suprafață. Majoritatea acestor terenuri au devenit mai vulnerabile dacă avem în vedere abandonarea acestora.

Utilizarea nerațională a terenurilor prin executarea lucrărilor agricole pe direcția deal-vale a dus la accentuarea intensității eroziunii în suprafață.

Pe terenurile arabile, eroziunea solului se realizează diferențiat, în funcție de tipul plantei cultivate și de stadiul de vegetație al culturilor. Cea mai bună protecție o asigură plantele furajere perene, din al doilea an de cultură, în timp ce plantele prășitoare (porumb, floarea soarelui, sfeclă) cultivate pe o suprafață reprezentativă, oferă cea mai bună protecție, deoarece prezintă un număr redus de plante pe unitatea de suprafață. Cerealele păioase semănate toamna (grâu, orz, secară) asigură o protecție bună a solului, chiar și în timpul ploilor torențiale, deoarece culturile se află într-un stadiu avansat de vegetație și prezintă o densitate mare a plantelor pe unitatea de suprafață (Darie P, 2013).

După anul 1990, prin introducerea Legii nr. 18/1991 a Fondului Funciar, terenurile agricole au fost restituite foștilor proprietari, sub formă de parcele mici pe direcția deal-vale, ceea ce a condus la distrugerea sistemelor antierozionale de cultură existente. Gradul de fragmentare a crescut prin apariția unor parcele de arabil pe alte categorii de folosință, cum ar fi pășunile, prin practicarea unei agriculturi de subzistență, de multe ori pe terenuri supuse eroziunii.

Textura este o însușire a solurilor care nu mai poate fi schimbată și, astfel, este nevoie ca tehnologiile agricole și ameliorative să se adapteze la specificul textural, încercând să compenseze însușirile negative ale texturilor extreme (Teaci D., 1970).

Eroziunea în adâncime (ravenarea)

Eroziunea în adâncime deține un rol secundar în comuna Santa Mare atât ca amploare cât și ca suprafața afectată și acționează împreună cu celelalte procese de degradare a terenurilor.

Definiția ravenei dată de Gregory K.J. și Walling D.F. (1973) este considerată de către Ioniță I. (2000) cea mai bună: “Caracteristicile generale ale ravenelor, implicit în multe definiții alternative, includ faptul că ele deseori au o scurgere efemeră , adesea sunt incizate în materiale neconsolidate și pot sa aibă secțiunea sub formă de V când substratul este fin în textură și rezistent la tăiere rapidă, de U în materiale precum loessul, unde solul și subsolul sunt ambele egal susceptibile la eroziune. Ca mărime sunt mai mari decât rigolele, ele sunt mărginite de maluri înclinate și vârfurile care au înfățișare de abrupturi erozionale și ele sunt obișnuit atât de adânci încât refacerea este imposibilă cu unelte normale și ele nu pot fi traversate de un vehicul sau eliminate prin arătură”.

Posen J.W.A. și Govers G. (1990) delimitează rigolele de ravene în funcție de criteriul secțiunii transversale critice de .

În funcție de durata evoluției ravenele au fost clasificate de către cercetătorii americani și belgieni, astfel:

ravene efemere (ephemeral gullies) sau rigole mari cu un ciclu scurt de evoluție, de obicei annual;

ravene permanente (gullies) cu o durată îndelungată de evoluție.

Rigolele mari reprezintă forme negative de relief aflate la interferența dintre eroziunea în suprafață și cea în adâncime și reprezintă canale mici de scurgere a apei de ploaie sub formă de șiroire. Ele au adâncimea convențională stabilită la 20-50 cm adâncime.

Termenul de ravenă a fost preluat din limba franceză „ravin” înlocuind cuvântul autohton “râpă” și este tradus prin gully (în engleză), uvrag (în rusă), burone sau fossi (în italiană), ravin (în franceză), erosionsgraben (în germană), carcava, arroyo sau quebrada (în spaniolă) etc. (Rădoane M. et al., 1999).

Conform lui Ioniță I. (2000), ravenele efemere se formează acolo unde scurgerea superficială se formează fie pe linii de dranaj natural, fie în lungul unor elemente liniare de peisaj, cum ar fi limitele dintre parcele, drumuri, brazde în arătură, urme de tractoare etc. Același autor consideră că aceste forme iau naștere mai ales pe terenurile recent lucrate atunci când covorul vegetal este încă slab dezvoltat. Ele reprezintă canale temporale continui, deseori acoperite prin cultivarea terenurilor, însă reapar în același loc în timpul scurgerilor lichide ulterioare.

În privința inițierii ravenării, Heede (1975) consideră că cel mai important rol îl are apa de infiltrație care determină apariția piping-ului.

Ioniță I. (2000) identifică două zone critice de inițiere a ravenării, prima situată pe fundul aluvionar al ravenelor discontinue, în special în jumătatea inferioară, iar a doua, în zona vârfului determinând ferestruirea acestuia.

Ravena poate cuprinde următoarele elemente (Donisă I. et al., 2009):

Vârful ravenei (râpă de obârșie) este un abrupt sub forma unui prag sau râpă de obârșie, care se află la capătul din amonte al unei ravene și constituie partea cea mai dinamică a acesteia

Fundul ravenei reprezintă o fâșie îngustă dintre malurile ravenei ce tinde să devină mai lată spre confluență și care la majoritatea ravenelor discontinue reprezintă o zonă de depunere a aluviunilor recente

Conul de dejecție reprezintă o formă de acumulare cu suprafața slab convexă, semiconică, prezentă în partea terminală a unui torent.

Poate fi alcătuit din fragmente de roci cu dimensiuni variate – de la particule pelitice, la blocuri cu diametrul de peste 1 m. Materialul constituent are o dimensiune specifică , particulele mai grosiere fiind depuse la vârful conului.

Pentru studiul ravenelor din comuna Santa Mare, a fost considerată ca fiind adecvată clasificarea propusă de Ioniță I. (1997, 2000b):

A. Clasa ravenelor discontinue:

Grupa ravenelor singulare (izolate, clasice);

Grupa ravenelor succesive (grupate, în cascadă), separate în:

– Familia aluvionară, de tip:

* Lobat (sistemul convergent sau confuzor);

* Evazat (sistemul divergent sau difuzor);

– Familia erozională.

B. Clasa ravenelor continue.

Ravenele discontinue se regăsesc la nivelul versanților, mai rar pe fundul văilor, incizia realizându-se în orizonturile A și B, mai rar orizontul C sau rocă.

Ravenele discontinue singulare au adâncimi relativ reduse, nu reușesc să mențină între ele un canal de scurgere satisfăcător și apar izolat.

Ravenele discontinue succesive se formează grupat și prezintă în lungul lor un canal de scurgere bine definit.

Ioniță I. (1997, 2000b), analizează evoluția a 67 de ravene discontinue succesive pe o perioadă de 19 ani și stabilește că viteza medie de regresie a acestora variază între 0,42-1,83 m/an, cu o valoare medie de 0,92 m/an, deosebind în funcție de gradul de aluvionare a fundului, două tipuri:

– familia aluvionară;

– familia erozivă.

În funcție de configurația în plan, ravenele discontinue succesive din familia aluvionară au fost separate, la rândul lor, în:

– ravene de formă convergente (confuzor) prezintă o formă lobată, având înfățișarea unei pâlnii normale sau confuzor. Acest tip se întâlnește în arealele unde se înregistrează concentrări succesive ale scurgerilor lichide.

– ravene de formă divergente (difuzor) prezintă o formă evazată a fundului ce se aseamănă cu o pâlnie inversă.

Ravenele continue “se formează și evoluează frecvent pe fundul văilor. În general, baza secțiunii lor transversale se dezvoltă în orizontul D și, prin dimensiuni, se deosebesc net față de clasa ravenelor discontinue” (Ioniță I., 2000b).

Ravenele de versant au în general lungimi și adâncimi reduse, incizia realizându-se în orizonturile A și B ale solului și mai rar în orizontul C. De regulă, sunt ravene discontinue cu un profil longitudinal liniar, deseori în trepte, acolo unde apar intercalații argiloase dar și intercalații grezoase. Atunci când densitatea ravenelor crește pe versanți se formează un microrelief de tip “bad lands.

Viteza de înaintare a ravenelor de versant variază între 1-1,5 m/an și 2,5-3 m/an Viteza medie anuală de regresare a unor ravene discontinue succesive, oscilează între 0,42-1,83 m/an, cu o valoare medie de 0,92 m/an (Ioniță I., 1997, 2000).

Ravenele de fund de vale sunt de obicei ravene continue, prezintă adâncimi mai mari și, se regăsesc pe fundul majorității văilor din arealul studiat. Acestea se instalează de obicei în zonele unde în profilul longitudinal al talvegului apare un prag care favorizează concentrarea curenților de apă, iar acolo unde panta este mai ridicată se instalează procesele de eroziune (ravenarea) după care urmează zona de sedimentare, acolo unde capacitatea de transport a apei scade.

Ioniță I. (2000b), pe baza calculelor efectuate pe o serie de ravene din partea de sud a Podișului Bârladului, între 1961-1991, stabilește că rata medie de înaintare a ravenelor continue este de 12,5 m/an, suprafața medie de ravenare crește anual în medie cu 366,8 /an, volumul mediu de material solid erodat prin ravenare atinge 2.617 /an, iar eroziunea medie anuală este de 4.168 t/an.

Fig. 21. Distribuția ravenelor fund de vale din comuna Santa Mare

La nivelul comunei ravenarea ocupă 334.16 ha, așa că nu se impune în relief ca preoces geomorfologic de degradare foarte important.

Ravenele de fund de vale sunt de obicei ravene continue, prezintă adâncimi mai mari și, se regăsesc pe fundul majorității văilor din arealul studiat. Acestea se instalează de obicei în zonele unde în profilul longitudinal al talvegului apare un prag care favorizează concentrarea curenților de apă, iar acolo unde panta este mai ridicată se instalează procesele de eroziune (ravenarea) după care urmează zona de sedimentare, acolo unde capacitatea de transport a apei scade.

Fig. 22. Ravena la intrare în comuna Santa Mare

Deplasările de teren

Conform literaturii de specialitate, deplasările de teren denumite și deplasări în masă, mișcări în masă, pornituri de teren reprezintă “deplasarea unor mase de fragmente de roci mobile sau a unor pachete de roci dislocate de pe versanți, sub acțiunea nemijlocită a forței de gravitație. După Thornbury, pot fi deosebite patru categorii de deplasări de teren: deplasări lente, deplasări rapide (cu participarea apei), deplasări uscate și deplasări de subsidență. Tufescu V. (1966) a separat două categorii importante și anume: deplasările provocate de distrugerea suportului sau unității masei și deplasările umede, la care apa are un rol hotărâtor. Deplasările de teren sunt favorizate de numeroși factori, cum ar fi panta versanților, coeziunea rocilor, circulația și abundența apelor subterane, cutremurele de pământ etc.” (Donisă I. et al., 2009).

În limba franceză termenul este tradus prin mouvement de masse, în engleză prin mass wasling, în germană prin massenabwatiderung sau massenbewegung.

Printre cele mai cunoscute clasificări ale deplasărilor de teren pe plan național se numără cea propusă de Victor Tufescu (1966):

A. Deplasări generate de distrugerea suportului sau a unității masei (apa având un rol secundar):

a. Deplasări cu dezvoltare bruscă:

– rostogolirile;

– surpările.

b. Deplasări cu dezvoltare lentă:

– sufoziunea;

– creep-ul.

B. Deplasări umede:

a. Solifluxiunile;

b. Curgerile noroioase;

c. Alunecările de teren.

Dintre toate procesele menționate anterior, cele mai reprezentative deplasări de teren din arealul studiat sunt alunecările de teren.

Surpările de teren

Surparea de teren reprezintă un “proces gravitațional, de desprindere și deplasare aproape verticală a unor pachete de roci de la partea superioară a unor versanți sau abrupturi, datorită distrugerii (slăbirii) suportului. Deseori, acest proces are loc brusc și este provocat de cause diferite, precum: abraziunea marină, eroziunea lateral din lungul malurilor concave ale unor râuri, variațiile repetate ale nivelului freatic în regiunile deluroase, ciclurile de îngheț-dezgheț etc. În urma procesului de surpare, se pot forma trepte (prispe) de surpare, când materialul dislocat prezintă un grad redus de deformare internă (de ex., la falezele sculptate în depozite loessoide sau în zona unor cornișe de alunecare) sau mormane de dărămături (Donisă I. et al., 2009).

Conform lui Băcăuanu V. (1968), surpările sunt prezente atât în lungul cornișelor principale de la partea superioară a versanților, cât și în lungul malurilor albiilor minore cu caracter adâncit.

În comuna Santa Mare au loc surpări de teren prin subminarea bazei plăcilor de gresie cauzate de îndepărtărea rocilor slab cimentate dintre ele, dar și în sectorul malului Prutului dintre Berza și Dunești, fapt demonstrat de meandrele părăsite rămase pe teritoriul Republicii Moldova.

Alunecările de teren

Alunecările de teren, cunoscute și sub denumirile de deplasare umedă, glimee, fugitură, pornituri, proces de alunecare, reprezintă: “deplasarea naturală a maselor de roci pe o suprafață înclinată cu participarea apei, sub acțiunea gravitației. Alunecările de teren se declanșează datorită ruperii echilibrului dintre forța de gravitație și cea de frecare internă a maselor de roci, ca urmare a unor procese naturale (eroziune, seisme etc) sau a intervenției omului (defrișări, valorificarea versanților instabili în construcții etc). Alunecările de teren prezintă următoarele elemente morfologice principale: abruptul (râpa de desprindere), corpul alunecării (masa alunecată), patul de alunecare (suprafața de alunecare) și fruntea alunecării (Donisă I. et al., 2009).

Deosebit de răspândite sunt alunecările în roci coezive, îndeosebi în cele argiloase. Alunecările de teren sunt favorizate de prezența argilei prin posibilitatea schimbării în limite foarte largi a caracteristicilor mecanice (compresibilitate și rezistență), în funcție de condițiile în care se află, ce țin de doi factori cu rol determinant: umiditatea și caracteristicile structurale în care se includ legăturile rigide de cimentare a particulelor argiloase și fisurile existente în unele dintre acestea (Bally J.R., Stănescu P., 1971).

Terenurile agricole afectate de alunecările de teren își pierd din valoare deoarece ondularea neregulată a suprafeței și crăpăturile adânci îngreunează lucrările agricole. Datorită alunecărilor sunt schimbate caracteristicile solului, deoarece stratul fertil poate fi îndepărtat și la suprafață ajung stratele inferioare și sterile. Datorită deranjării terenului, acesta nu se poate folosi nici ca pășune, deoarece crăpăturile pot constitui un pericol atât pentru oameni cât și pentru animale (Zaruba Q., Mencl V., 1974).

Fig. 22. Distribuția terenurilor afectate de alunecări de teren din comuna Santa Mare

În figura nr. 22 este redată distribuția alunecărilor de teren din comuna Santa Mare. Cartarea acestora a fost realizată în baza ortofotoplanului dn anul 2009 la nivelul județului Botoșani de pe teritoriul studiat și în urma observațiilor geomorfologice de teren. Alunecările de teren dețin o suprafață de 2155.61 ha.

Consecințele degradării prin alunecare asupra terenurilor agricole sunt multiple, iar una din cele mai importante constă în schimbarea categoriei de folosință (Bally J.R., Stănescu P., 1977).

Cu privire la cauzele producerii fenomenului, Surdeanu V. (1998) separă două mari categorii, naturale și antropice, ce contribuie la dinamismul procesului de alunecare. În categoria cauzelor naturale, se regăsesc: relieful, litologia, trăsăturile formațiunilor superficiale, cutremurele, precipitațiile, acțiunea fizico-mecanică și chimică a apelor de suprafață și a celor subterane, vegetația. În categoria cauzelor antropice sunt: evoluția terenurilor forestiere, evoluția terenurilor cu construcții, supraîncărcarea versanților cu construcții, modificarea pantei versanților (construirea de drumuri, agro-terasări etc).

Fig. 23. Alunecare de teren din comuna Santa Mare, imagine Lidar, sursa Mihai Niculiță, Mihai Ciprian Mărgărint Berza- Santa Mare complex landslide

Acesta este cazul unei alunecări impresionante Valea Prutului, între localitățile Santa Mare și Berza, avem un sector de mai mult de 8 km. Diferitele tipuri de mișcări pot fi recunoscute prin abundența unei mari varietăți de micromorfoze detalii despre alunecările de teren (șuvițe secundare, laterale fisuri, diverse rugozități, micro-depresiuni, movile). Complexitatea morfologică este legată de evolutie. În general, este asociată o morfologie proaspătă diapozitivele și fluxurile de translație o diferențiere clară între procesele prezente și cele anterioare au creat forme de relief. O mare parte a acestui complex de alunecările de teren, dar și unele alunecări de teren bazate pe evenimente și acest lucru se datorează formelor de relief de tip cuesta. Evoluția acestei alunecări de teren pare a fi aproape cu o anumită formă de relief de la Podișul Transilvaniei, numite diapozitive "glime". Sunt necesare mai multe analize detaliate pentru a înțelege mecanismele întregului zona de alunecare de teren (mai mult de 6 km2) și recent evoluția părților proaspete ale acestora.

Fig. 24. Alunecare de teren din comuna Santa Mare, imagine ortofotoplan, sursa Mihai Niculiță, Mihai Ciprian Mărgărint Berza- Santa Mare complex landslide

Fig. 25. Alunecarea de teren de pe dreapta Prutului la Santa Mare

Fig. 26. Sectiune in alunecarea de teren din comuna Santa Mare, imagine ortofotoplan, sursa Mihai Niculiță, Mihai Ciprian Mărgărint Berza- Santa Mare complex landslide

În funcție de criteriile de clasificare, tipurile de alunecări pot fi grupate astfel (Băloiu V., Ionescu V., 1977):

– După vârstă: alunecări contemporane, vechi și fosile

– După stadiul de evoluție: alunecări potențiale, în curs de activare și active, recente și stabilizate temporare și vechi stabilizate

– După sensul de dezvoltare: alunecări deplasive, detrusive și mixte

– După formarea suprafeței în raport cu stratificația: alunecări consecvente (conform cu stratificația), insecvente (intersectează stratificația) și asecvente (fără stratificație)

– După înclinarea versantului: Alunecări pe terenuri cu înclinare mică (<10⁰), înclinare medie (10-20⁰) și mare (>20⁰)

– După poziția suprafeței de alunecare: alunecări în depozite de acoperire, la baza depozitelor și în rocile de bază

– După adâncimea suprafeței de alunecare: alunecări superficiale (1 m), de mică adâncime (1-2 m), de adâncime medie (2-5 m), adânci (5-10 m) și foarte adânci (peste 10 m)

– După numărul de suprafețe de alunecare: simple și complexe

– După gradul de frământare al terenului cu alunecări: ușor frământate (0,5 m), frământate (1-2 m), foarte frământate (>2 m), cu amestecuri de orizonturi și roca mamă

– După suprafață: mici (< 1 ha), medii (1-5 ha), mari (5-25 ha), foarte mari (> 25 ha).

Abruptul (cornișa) de desprindere formează elementul cel mai vizibil dintr-o alunecare și este format în partea superioară a versanților, în urma desprinderii maselor de rocă care se surpă sau alunecă pe versant.

Un element foarte des întâlnit în cadrul alunecărilor, îl reprezintă crăpăturile, atât în amonte de cornișa de desprindere cât și pe corpul de alunecare și joacă un rol important în ceea ce privește infiltrația apelor.

Din punct de vedere morfologic, Băcăuanu V. (1968) consideră că în cadrul Podișului Moldovei și în special a Câmpiei Colinare a Jijiei se pot caracteriza mai multe tipuri de alunecări, cum ar fi:

– Alunecări monticulare sunt foarte răspândite și se întâlnesc în cazul versanților care secționează atât depozitele cuaternare de terasă, formate din luturi, nisipuri și prundișuri cât și complexul marnos sarmatic subiacent.

Deluviul de alunecare se prezintă sub formă de monticuli proeminenți sau teșiți cu o altitudine ce variază între 5-10 m.

– Alunecările în trepte se produc în cazul unor versanți cu denivelări accentuate, alcătuiți din alternanțe de argile, nisipuri și uneori gresii și calcare, bogate în strate acvifere subterane. Ele prezintă o cornișă liniară, de la baza căreia începe o succesiune de trepte de dimensiuni variabile.

– Alunecările sub formă de valuri se dezvoltă pe versanți alcătuiți din alternanțe de roci plastice, precum argilele și marnele, separate de orizonturi nisipoase, care se mențin pe întinderi de sute de metri.

Valurile de alunecare sunt de obicei paralele și prezintă o energie de relief de câțiva metri. Stabilizarea lor atrage după sine colmatarea formelor negative, rezultând trepte cu caracter deluvio-coluvia.

Fig. 27. Alunecare de teren în valuri

– Alunecările de tip “hârtop” se întâlnesc de obicei la obârșia unor torenți cu bazin de recepție semicircular, având o cornișă bine individualizată. Aceste alunecări modelează puternic versanții, contribuind la creșterea în dimensiuni a hârtopului și converg spre un punct central aflat la baza versantului.

Alunecările de tip hârtop sunt des întâlnite în teritoriul studiat, mai ales pe versantul dret al Prutului.

– Alunecările în brazde (pseudosolifluxiuni) reprezintă alunecări superficiale ale terenului, având o profunzime de sub 1 m și un aspect de mici trepte (brazde) provenite din deplasarea solului pe un substrat impermeabil.

Aceste alunecări se întâlnesc pe unii versanți înierbați din bazinul mijlociu al Miletinului și Bașeului (Băcăuanu V., 1968).

Geneza lor se referă la umezirea păturii superficiale permeabile a solurilor în pantă, dezvoltate pe un substrat impermeabil.

Fig. 28. Alunecare de teren din comuna Santa Mare

Fig. 29. Alunecare de teren din comuna Santa Mare

Cap. IV. Utilizarea terenurilor

4.1. Utilizarea actuală a terenurilor

Prin aplicarea prevederilor Legii nr. 18/1991 a Fondului funciar și a Legii nr. 1/2000, ritmul de degradare a terenurilor crește îngrijorător. Legea fondului funciar conține două prevederi care împiedică respectarea normelor minime de combatere a eroziunii solului, stipulând punerea în posesie a terenurilor „de regulă” pe vechile amplasamente, adică pe direcția deal-vale, cu dreptul la succesiune până la gradul patru de rudenie. Acest lucru a determinat fragmentarea accentuată a proprietăților și revenirea la modul tradițional de realizare a lucrărilor pe direcția deal-vale.

Fig. 30. Utilizarea terenurilor din comuna Santa Mare, după ortofotoplan

Fig. 31. Ponderea folosințelor din comuna Santa Mare, după ortofoplan

Modul de utilizare a terenurilor reprzintă o premisă importantă în declanșarea și evoluția proceselor geomorfologice. Pentru analiza utilizării actuale a terenurilor din comuna Santa Mare au fost vectorizate digital informațiile de pe ortofotoplanurile rezultate în urma zborului din 2009.

Pășunile și fânețele ocupă 2572 ha (41% din total) și sunt distribuite în special pe versanții de tip frunte de cuestă intens afectați de procese geomorfologice. Categoriile ce vizează viile și livezile sunt foarte restrânse, deoarece astăzi ele apar doar local în interiorul satelor și sunt încadrate la arabil complex, respecitv grădini cu o pondere de 1%. Dintre celelalte elementele ce țin de folosințele neagricole se pot menționa: căile de comunicație pe 50 ha (0.8 %), construcțiile pe 468 ha (7.5 %), terenuri ocupate de ape pe 140 ha (2,2%).

Modul de folosință al terenurilor se află într-o strânsă legătură și cu procesele de degradare. Pe de o parte, modificările permanente ale structurii fondului funciar și sistemele de agricultură practicate, au determinat intensificarea degradării terenurilor, cu repercusiuni directe asupra fertilității solurilor și producțiilor obținute. Pe de altă parte, degradarea intensă prin eroziunea în suprafață, ravenare sau alunecări de teren a impus modificarea modului inițial de folosință. Prin intermediul unor procese pedogenetice sau a unor proprietăților fizico-chimice, soluri pot deveni restrictive pentru unele moduri de utilizare.

Pe tipuri de sol, peste 50% din terenurile arabile au ca suport cernoziomurile. O fertilitate satisfăcătoare prezintă și faeoziomurile, aluviosolurile, preluvosolurile și luvosolurile cu mențiunea că ultimele două tipuri prezintă o vulnerabile mai mare la eroziune.

Cu o favorabilitate extrem de redusă, arabilul apare și pe eutricambosoluri, pelosoluri, gleiosoluri și stagnosoluri.

Probleme majore în ceea ce privește degradarea prin prisma utilizării se înregistrează și în cazul pășunilor. Dintre acestea 34% dintre acestea au ca suport regosoluri, iar 8,4% antrosoluri.

Cap. V: Concluzii

Principalele procese de degradare a terenurilor din comuna Santa Mare sunt eroziunea solului, ravenarea și deplasările de teren. Eroziunea solului este larg extinsă pe terenurile agricole, dar cele mai reprezentative procese de degradare sunt asociate alunecărilor de teren.

Cauzele degradării terenurilor din comuna Santa Mare sunt: eroziunea laterala în malul Prutului la care se adaugă izvoarele de coastă și striațiile, sectaorele subsecvente ale unor văi mici, tăierea capetelor de strate și alunecări de teren pe frunțile de cuestă cu expoziție nordică, nord vestică și nord estică, la care se adaugă climatul excesiv, dar și prezența sărurilor ce determină procesele de salinizare.

Cauzele antropice care declanșează procesele de degrasare în comuna studiată sunt: defrișarea pădurilor, drumuri trasate pe direcția deal-vale sau pe corpul unor alunecări de teren.

În ultimele două secole influența antropică, exprimată îndeosebi prin modalitatea de utilizare a terenurilor, reprezintă un factor extrem de important în desfășurarea proceselor de degradare a versanților. Răspândirea apreciabilă a culturilor slab protectoare antierozional, sistemul tradițional de cultură pe direcția deal-vale și agrotehnicile rudimentare au dus la extinderea pe suprafețe apreciabile a terenurilor degradate. În prezent, terenurile agricole ocupă 83% din suprafața totală, iar cele neagricole 17%, distribuție ce denotă transformarea intensă a covorului vegetal, prin înlocuirea cu suprafețe preluate în circuitul agricol.

Bibliografie

Bally J.R., Stănescu P. (1971) – Alunecări de teren. Prevenire și combatere, Ed. Ceres,

București;

Bally R.J., Stănescu P. (1977) – Alunecările și stabilitatea versanților agricoli, Ed. Ceres, București;

Băcăuanu V. (1968) – Câmpia Moldovei. Studiu geomorfologic, Ed. Academiei, București;

Băloiu V. (1955) – Ameliorarea terenurilor erodate, Ed. Agrosilvică, București;

Băloiu V. (1965) – Amenajarea torenților pe teritoriul agricol, Ed. Agrosilvică, București;

Băloiu V. (1980) – Amenajarea bazinelor hidrografice și a cursurilor de apă, Ed. Ceres, București;

Bojoi I. (1992) – Eroziunea solului, Ed. Univ. „Al. I. Cuza”, Iași;

Brice J. C. (1966) cf. Ioniță I. (2000) – Erosion and Deposition in the Loess Mantled Great Plains, Medicine Creek Drainage Basin, Nebraska, U.S. Geological Professional Paper 352H;

Butnariu D. C, (2018) – Cercetari privind modificorea in timp o malului drept al raului Prut, in zona comunei Prisacani, judelul Iasi, Teza de doctorat, Univ. Tehnică Gh. Asachi

Constantin I, Iordache I (2008) – Valea Prutului. Componentă a rezervației biosferei Delta Dunării, Editura Univ. Al. I. Cuza, Iași

Donisă I., Boboc N., Ioniță I. (2009) – Dicționar geomorfologic cu termeni corespondenți în limbile engleză, franceză și rusă. Edit. Univ. “Al.I.Cuza”, Iași;

Florea M.N. (1979) – Alunecări de teren și taluze. Edit. Tehnică, București;

Heede B.H. (1975) cf. Ioniță I. (2000) – Stages of development of giillies in the West. Present and Prospective Technology for Predicting Sediment Yields and Sources, U.S. Dep. Agric. Res. Serv., ARS-S-40, p. 155-161;

Hârjoabă I. (1968) – Relieful Colinelor Tutovei. Ed. Acad. R.S.România, București;

Ioniță I., (1985) – Eroziunea solului și amenajarea terenurilor în Podișul Moldovei, Vol. Cercetări geomorfologice pentru lucrările de îmbunătățiri funciare, București;

Ioniță I. (1997) – Studiul geomorfologic al degradărilor de teren din bazinul mijlociu al Bârladului. Teză de doctorat, Univ. „Al.I.Cuza" Iași;

Ioniță I. (2000a) – Geomorfologie aplicată. Degradarea terenurilor din regiunile colinare, Ed. Corson, Iași;

Ioniță I. (2000b) – Formarea și evoluția ravenelor din Podișul Bârladului, Ed. Corson, Iași;

Moțoc M . (1963) – Eroziunea solului pe terenurile agricole și combaterea ei, Ed. Agrosilvică, București;

Moțoc M., Munteanu S., Băloiu V., Stănescu P., Mihai Gh. (1975) – Eroziunea solului și metodele de combatere, Ed. Ceres, București;

Mușinschi A. (2009) – Evoluția văii Prutului în Cuaternar, Editura Universității Transilvania, Brașov

Posen J.W.A., Govers G. (1990) – Gully erosion in the loam belt of Belgium. Typology and control measures. In “Soil Erosion on Agricultural Land” Edited by John Boardman, I.D.L. Foster and J.A. Dearing John Wiley & Sons;

Rădoane M., Ichim I., Rădoane N., Surdeanu V. (1999) – Ravenele – Forme, procese și evoluție, Editura Preuniversitară Clujeană, Cluj-Napoca;

Surdeanu V. (1998) – Geografia terenurilor degradate. Alunecări de teren, Ed. Presa univ. Clujeană;

Teaci D. (1983) – Tranformarea peisajului natural al României. Edit. Științifică și enciclopedică, București;

Tufescu V. (1966) – Modelarea naturală a reliefului și eroziunea accelerată, Ed. Academiei Republicii Socialiste România, București;

Vartolomei F (2012) – Bazinul hidrografic Prut. Studiu de hidrologie, Editura Trasnsversal, București

Zaruba Q., Mencl V. (1974) – Alunecările de teren și stabilizarea lor. Ed. Tehnică, București;