UNI VERSITAT EA DIN BUCUR EȘTI DEPAR TAMENTUL DE ÎNV ĂȚĂMÂNT LA DISTANȚĂ „CREDIS” Florin Tătui CURS DE GEOGRAFIA MĂRII NEGRE 2017 Cuprins [616368]

1

UNI VERSITAT EA DIN BUCUR EȘTI

DEPAR TAMENTUL DE ÎNV ĂȚĂMÂNT LA
DISTANȚĂ „CREDIS”

Florin Tătui

CURS
DE
GEOGRAFIA
MĂRII NEGRE

2017

Cuprins
2

CUPRINS

Introducere ………………………………… …………… ………… ……………… ……………………………………………….. 5
Modu lul 1. MAREA N EAGRĂ – CARACTER ISTICI GENERALE ……. ……………… ……………………………….. 6
Unitatea de învățare 1.1. Tip, așezare, limite și dimensiuni………………….. ………………………………..
………………… ……………………… …….…… 6
Unitatea de învățare 1.2. Scurt istoric al cunoașterii Mării Negre ……………………… ……….……………… 9
1.2.1. Originea numelui ……………. ……………………. …………………… …………………………. ……….. .. 9
1.2.2. Istoricul cercetărilor……………….. ………………… ……… …………………………………………………
………………… ………… ………………….. ……………….. 9
Surse documentare …………………… ………………………… …………………………………… ……………… ……….. 12
Întrebări de verificare ………………… ………………………… ……………….……………………….. ………… ……….. 12

Modu lul 2. GEOLOGIA, MORFOGENEZA ȘI RELIEFUL BAZINULUI MĂRII NEGRE…………………………
13
Unitatea de învățare 2.1. Geologia și geofizica Mării Negre…… ……………………………………………….
………… ………………………… ……………… ……….. 13
Unitatea de învățare 2.2. Morfogeneza bazinului Mării Negre….. …………… ………………………. ………. 16
Unitatea de învățare 2.3. Relieful bazinului Mării Negre……………… ……………… …………… ………………. 18
2.3.1. Morfologia marginilor continenta le………… …………………………… ……………………………… 19
Dicționar ………………… ………………… ………………………… ………………………………… ………………… ………. 21
Surse documentare …………………… ………………………… …………………………………. ……………….. ………. 21
Întrebări de verificare ………………… ………………………… ……………… ………………….. ………………. ……….. 21

Modu lul 3. HIDROLOGIA ȘI CLIMA BAZINULUI MĂRII NEGRE …………… ………………………………………
22
Unitatea de învățare 3.1. Bazinul hidrografic al Mării Negre…… ……… ………………………..………………. 22
3.1.1. Caracterizare generală a bazinului hidrografic …………………. ………………………………….. 22
3.1.2. Bazinul Dunării………….. …………………….. ………………… ………………………………………….. 23
Unitatea de învățare 3.2. Clima din regiunea Mării Negre ….………………………… ………………………….. 25
Unitatea de învățare 3.3. Bilanțul hidric……………………………………………. ………..………………………. 30
Dicționar ………………… ………………… ………………………… ………………………………… ………………… ………….. 31
Surse documentare …………………… ……………………………………………………………. ……………….. ………. 32
Întrebări de verificare ………………… ………………………… ……………… ………………….. ………………. ……… 32

Modu lul 4. EVOLUȚIA NIVELULUI MĂRII NEGRE ….………………………………………………………………..
33
Unitatea de învățare 4.1. Evoluția pre -Cuaternară a acvatoriului Mării Negre …………………………… 33
Unitatea de învățare 4.2. Evoluția acvatoriului Mării Negre în Pleistocen ….……….. …………………….. 35
Unitatea de învățare 4.3. Evoluția acvato riului Mării Negre în Hol ocen…………………… ………………… 37
Unitatea de învățare 4.4. Oscilaț iile recente ale nivelului Mării Negre ………………………………………. 39
4.4.1. Oscilațiile nivelului Mării Negre pe coasta românească ……. ………………………………….. 39
Surse documentare …………………… ………………………… ……………… ………………….. ………………. ……….. 42
Întrebări de verificare ………………… ………………………… ………………………………….. ………………. ……….. 42

Modu lul 5. DISTRIBUȚIA TEMPERATUR II, SALINITĂȚII, DENSITĂȚII ȘI OXIGENU LUI DIZOLVAT ÎN
MAREA NEAGRĂ……. …………………………………………………………………………………………………………….

43
Unitatea de învățare 5.1. Temperatura apelor ……… .……… ………… ………………………………………………. 44

Cuprins
3
Unitatea de învățare 5.2. Salinitatea apelor ………… ………………………… ……………………… ………………. 45
Unitatea de învățare 5.3. Densitatea apelor ..…………………………… ……………………………………………. 46
Unitatea de învățare 5.4. Oxigenul dizolvat …………… ………… ………………………… ……………………… ….. 46
Unitatea de învățare 5.5. Hidrogenul sulfurat și sulfurile în apa Măr ii Negre……… ……………… ….. 47
Dicționar ………………… ………………… ………………………… ……….……………………….. ………………… ……….. 49
Surse documentare …………………… ………………………… ……………… ………………….. ………………. ……….. 49
Întrebări de verifica re ………………… ………………………… ……………… ………………….. ………………. ………. 49

Modu lul 6. CURENȚII ȘI PROBLEMELE DE MEDIU DIN MAREA NEAGRĂ ……………………………………..
50
Unitatea de învățare 6.1. Curenții din Marea Neagră……….. ……… …………………. …………………. …….. 50
Unitatea de învățare 6.2. Problemele de mediu din Marea Neagră …………… …………………………….. 52
Dicționar ………………… ………………… ………………………… ………………………………… ………………………….. 56
Surse documentare …………………… ………………………… …………………………………. ……………….. ……….. 56
Întrebări de verificare ………………… ………………………… ……………… ………………….. ………………. ………. 56

BIBLIOGRAFIE ……………………………… …………… ………… ………………… ……………………………………………..
57

4

5
Introducere

Cursul de Geografia Mării Negre se a dresează tuturor studenților geografi, în special
studenț ilor din anul I înmatriculați în cadrul programului de învățământ la distanță și
învățământ cu frecvență redusă (ID-IFR), specializările Geografie și Geografia turismulu i.
Cursul de față reproduce, în manieră sintetică , informații din cursul de ”Geografia Mării Negre”
publicat de prof.univ.dr. Emil Vespremeanu la Editura Universita ră în anul 2005, completate cu
date recente despre Marea Neagră preluate din cursul de ”Oceanografie fizică”, autori Alfred
Vespremeanu -Stroe, Luminița Preoteasa și Florin Tătui, publicat în anul 2014 la Editura Ars
Docendi.
Rostul acestui curs este acela de a prezenta, într -o manieră sintetică, o serie de concepte
și mecanisme esențiale înțelegerii modului în care funcționează sistemul complex cunoscut sub
denumirea de Marea Neagră, absolut particular în cadrul Ocean ului Planetar. Lucrarea
cuprinde șase module de studiu (capitol e), fiecare modul cuprinzând mai multe unități de
învățare. Modulele de studiu se înche ie cu sursele documentare la care poate apela cititorul
cărții pentru informații suplimen tare și cu o serie de întrebă ri de verificare pent ru a putea
determina nivelul de însuș ire și înțelegere a cunoștințelor . Majoritatea capitolelor au la sfârșit
un dicționar în care sunt explicați unii termeni. În plus, recomandăm studenților să
folosească dicționare le de termeni geografici, enciclopediile , internetul etc. ori de câte ori o
noțiune le este străină.
Pe marginea textului au fost marcate prin simboluri diferite activităț i:

Notați!

Rețineți ! / Atenție!
Dicționar
Recomandări bibliografice

Răspundeți la întrebăril e de verificare!

6

Modulul
1

MAREA NEAGRĂ – CARACTERISTICI
GENERALE

Conținu t:
Unitatea de învățare 1.1. Tip, așezare, limite și dimensiuni
Unitatea de învățare 1.2. Scurt istoric al cunoașterii Mării Negre
1.2.1. Originea numelui
1.2.2. Istoric ul cercetărilor

Obiective:
 Explicarea tipologiei Mării Negre ;
 Cunoașterea rolului așezării și limitelor Mării Negre asupra caracteristicilor
bazinului ;
– Explicarea originii numelui Mării Negre
 Prezentarea celor mai importante repere în cunoașterea Mării
Negre și sesizarea principalelor progrese.

Cuvinte cheie: mare mediterană, Pontus Axeinus, Pontus Euxinus,
Mare Nigrum .

Unitatea d e învățare 1.1.
TIP, AȘEZARE, LIMITE ȘI DI MENSIUNI .

Din păcate, chiar și în prezent, întâlnim în literatura de specialitate (și nu
numai) încadrarea eronată a Mării Negre în categoria mărilor marginale, a mări lor
conti nentale sau a celor epicontinentale. Marea Neagră mai este considerată în mo d
greșit și "bazin perife ric secundar al Oce anului Atlantic" .
Marea Neagră este o mare semi -închisă ( Semi -Enclosed Sea ), componentă a
Mării Medi terane (Mediterana Europeană sau Mediterana Eurafricană), de al cărei
bazin principal se leagă prin mai multe st râmtori și bazine: Strâmtoarea Bosfor ,
Marea Marmara, Strâmtoarea Dardanele și Marea Egee (F ig. 1).

7
Modulul 1

Marea Neagră nu poate fi o mare continentală deoarece :
 are bazinul dezvoltat atât pe crustă continentală, cât și pe crustă oce anică ;

 morfologia bazinului este asemănătoare cu cea a bazinelor oceanice (este
frecvent considerat un ocean miniatural), cu margini continentale și câmpii abisale ;

 acvatoriul se află în relații active de schimb cu Marea Mediterană și, prin acea sta, cu
restul Oceanului Planetar .

Fig. 1. Localizarea Mării Negre în cadrul Mării Mediterane

Între bazinele bine individualizate ale Mării Mediterane, Marea Neagră are cea
mai mare suprafață (aproximativ 34% din total).
Din punct de vedere geo grafic, Marea Neagră este așezată î n partea estică a
Europei Sud -Estice, între 40°55' ș i 46°32' lat. N și 27°27' ș i 41°42' long. E, într -o
regiune în care platformele stabile străvechi intră î n contact cu munții tineri
generați de orogeneza alpină (Fig. 2) .
În no rd se află o succesiune de câmpii și podișuri dezvol tate pe Platforma
Europei Orientale și pe Platforma Scitică: Podiș ul Volhino -Podolic, Podișul
Donețului, Podișul Privolgia, Câmpia Mării Negre, care comunică, prin Culoarul
Manici, cu Câm pia P recaspică .
În sud se află Munții Pontici cu altitudini moderate (1 500 – 2000 m), cu
excep ția părții estice, unde ating 3 937 m î n Vf. Kavron.
În est, limita bazinulul Mării Negre este dată de Munții Caucazul Mare (cu
altitudinea maximă de 5 642 m în Vf. Elbrus) și Munți i Caucazul Mic, despărțiți de
Depresiunea Kolkhi da, un bazin tectonic format recent prin prăbușirea și
scufundarea continuă a blocului georgian. Munții Caucaz formează o barieră în
calea vânturilor reci din nord ș i nord -est, favorizând prezenț a unui clim at
subtropical pe coasta estică și sud -estică a bazinului.
În vest, limita bazinulul este trasată pe marginea estică a podiș urilor joase
dezvoltate pe platformele Moesică și Scitică, precum ș i pe orogenul nord –
dobrogean.
Așezarea geografică a Mării Negre, aș a cum a fost prezentată mai sus,
determină principalele procese climatice și biotice, precum și principale le procese
de interacțiune mare -atmosferă .

8

Fig. 2. Așezarea și limitele Mării Negre

Faptul că prin mijlocul Mă rii Negre trece paralela de 43° lat. N plasează această
mare în centrul zonei temperate, ceea ce are două implicații esenți ale:
 prezența sezoanelor bine marcate în concordanță cu succesiunea solstițiilor
și a echinocțiilor;
 recepția unei radiații solare care variază între 130 000 și 150 000 cal/cm2.
Această valoare medie anuală a radiației totale este mai mică față de cea
recepționată de Marea Mediterană, dar suficientă pentru asigurarea energiei
necesare dezvoltării tuturor proceselor fizice, chimice și biologi ce.
Așezarea longitudinală între 27° și 41° long. E plasează Marea Neagră î n calea
maselor de aer afectate de principalii centri barici: anticiclonul subtropical al
Azorelor, a nticiclonul continental eurasiatic, ciclonii nord -atlantici și din bazinul Mă rii
Mediterane.
Prezența maril or bariere orografice – Munții Carpați, Munții Balcani , Munții
Caucaz și Munții Pontici – modifică circulația majoră a atmosferei deasupra Mării
Negre impunâ nd diferențieri climati ce locale. Deschiderea largă a părții nordice a
Mării Negre spre stepele pon tice permite pătrunderea ma selor de aer continentale
reci ș i uscate, cu influenț e deosebite as upra tuturor proceselor din bazi nul vestic .
Barajul Munților Caucaz față de masele de aer continentale este foarte efi cient,
permițând apariț ia unor condiții clim atice subtropicale umede î n regiunile costiere
sud-estice.

Fig. 3. Harta batimetrică a Mării Negre

Dimensiuni
Suprafața totală a Mării Negre este de 466 200 km2 (inclusiv Marea Azov).
Suprafața bazinului hidrografic aferent Mării Negre este de 2 405 000 km2 din
care 0.817 milioane km2 aparțin Dunării, ceea ce re prezintă 3,9 7% din total .

9
Lungimea maximă a bazinului Mării Negre între Burgas ș i Poti, pe para lela de
45°30' este de 1 175 km, iar lățimea maximă este de 610 km și este atinsă în vestul
bazinului între Oceacov și Capul Eregli .
Lungimea totală a liniei țărmului este de 4 340 km, din care 1 400 km pe
teritoriul Turciei, 1 400 km î n Ucraina (inclusiv Peninsula Crimeea), 475 în Rusia, 310
în Georgia, 300 în Bulgaria și 225 în Româ nia.
Adâncimea medie este de 1 197 m , iar adâncimea maximă este de 2 212 m
(date UNEP).
Distribuția adâncimi lor este foa rte asimetrică și se datorează originii tectonice
a bazinului : 50% din suprafața bazinulul este ocupată de câmpia abisală situată sub
2000 m, 25% reprezintă suprafața șelfurilor continentale, iar restul de 25% revine
versantelor continentale și glacisurilor continentale .
Volumul t otal al apelor este de 5 47 000 km3.

Unitatea de învăț are 1.2.
SCURT ISTORIC AL CUNOAȘTERII MĂRII NEGRE

1.2.1. ORIGINEA NUMELUI

Primele observații și relatări referitoare la spațiul marin aveau un profund
caracter mitic, aflându -se la limita realului cu fantasticul. Tot acum apar în cadrul
populațiilor maritime primele idei și credințe religioase, spațiul marin fiind unul
dominat de sacralitate.
Numele de Marea Neagră ( Black Sea, Mer Noire, Mare Nero, Schwarze Mer,
Cernoe More, Kara Deniz ) este de dată relativ recentă, se pare începâ nd din secolul
al XIV -lea și nu are nicio l egătură cu numele din Antichi tate.
Explicația științifică a originii numelui est e încă departe de a fi soluționată din
cauza dificultăților de ordin etimologic și hidrod inamic.
Triburile de origine indiană (Meoții, Sindi și Taurinii ), care l ocuiau î n step ele din
nordul Mării Negre cu 850 -800 ani î. Hr. Num eau marea Termarum (A.I.
Trubachi ov).
În antichi tatea grea că timpurie, Marea Neagră a fost denumită Pontus Axeinus
(”Marea Neospitalieră” ), pentru ca mai târziu să fie numită Pontus Eux inus (”Marea
Ospita liera” ). Se foloseau și alte nume precum Pontus Scyti cus, Pontus Sarmaticus,
Mare Sarmaticum , Marea Cimerică.
În Evul Mediu se utilizau, de asemenea, mai multe nume: Mare Majus, Mar
Maggiore, Mer Maiour, Kara Deniz (însemnând, în limba turcă, Marea Neagră) , iar
în 1338 apare pentru prima dată num ele latin de Mare Nigrum , lansat mulți ani mai
târziu de Dimitrie Cantemir î n lumea savantă a seco lulul al XVIII -lea prin scrierile
sale în limba latină (Dimitrie Cantemir, 1710) .
Controversele privind originea nume lui Mării Negre, Ia care au participat
personalități marcante ale culturii române precum B.P. Haș deu și Gh. Brătianu,
rămân deschi se. Oricum, explicaț ia nu trebuie c ăutată î n trăsăturile fizice ale
acvatoriului, ci, credern noi, în modul în care a f ost perceput acesta de către
populațiile locale circueuxinice , în funcți e, deseori, de factori subiectivi .

1.2.2. ISTORICUL CERCETĂRILOR

Mitologia greacă păstrează primele impresii ale omului din zorii istoriei despre
Marea Neagră. De la Hesiod află m că însuși zeul Okeanos, cel mai important
personaj al mitologiei m arine grecești , care patrona Oceanul, locuia într-o grotă
adâncă din fundul Mării Ne gre, de unde ieșea supraveghind î ntinsul apelor .
Tot din mitologie aflam de spre călătoria argonauț ilor pe nava Argo , despre
care se crede că ar fi prima expediție pe mare cu scopuri precise: descoperirea și
capturarea lâ nii de aur . O bună parte din călătorie s-a defășurat pe Marea Neagră
între Str . Bosfor ș i Kolhida . Poetul Orfeu, aflat Ia bordul navei Argo, ne lasă im presii
interesante despre curenț i, valuri și vân turile do minante.
Faptul că Marea Neagră era cunoscută din preistorie este relevat ș i de

10

Modulul 1

legendele țesute în jurul lnsulei Șerpilor, numită pe atunci Leuke. Aici ar fi existat
templul magic unde locuia Ahilleus, retras pe insulă după zeificare.
Primele informații despre Marea Neagră le datorăm filozofilor din Antichitate,
începând cu Homer (1000 î.Hr.), Hecateu (500 î.Hr.), Herodot (485 -125 î.Hr.), Aristotel
(384 -322 î.Hr.), Ptolomeu (127 –151 d.Hr), care au Iăsat texte și desene cartografice,
unele uimitor de precise pentru acele vremuri. Aristotel ocupă un loc deosebit în
galeria primilor învățați care au căutat să înțeleagă Marea Neagră. Astfel, în
Meteorologia , lucrare fundamentală scrisă î n cea de a doua perioadă ateniană,
Aristotel descrie circulația acvatică a apelor din Marea Azov, prin Marea Neagră, prin
Strâmtorile Bosfor și Dardanele, prin Mările Egee și Mediterană spre Oceanul
Atlantic, în care pătrunde după trecerea prin Coloa nele lui Hercule (Str. Gibraltar).
Aici găsim prim a descriere corectă a curenților din Str. Bosfor, precum și numeroase
alte informații despre Marea Neagră și Marea Azov.
A urmat o perioadă lungă în care Marea Neagră era cutreierată de navigatorii
greci, venețieni, turci, de la care au rămas documente interesante privind configurația
țărmurilor, poziția geografică a porturilor și factoriilor, condițiile de navigație.
Primele ridicări batimetrice de precizie au fost executate de R. Gotie în anii
1820 și 182 1 (publicate în 1822), urmate de expediția condusă de E.P. Manjanari între
anii 1825 și 1836, care prezintă în manieră cartografică (1842) o imagine generală a
batimetriei și a sedimentelor superficiale.
După anul 1850, se desfășoară mai multe expediții r usești, începe activitatea
laborioasă a Comisiunii Europene a Dunării, se dezvoltă cercetările științifice în toate
porturile principale, apar primele stațiuni de cercetări marine (Odessa – 1872,
Sevastopol – 1879, Karadag – 1902, Kerci – 1919, Agigea – 1926, Constanța – 1932,
Mamaia Sat – 1933 etc.
Între expedițiile mai importante reținem pe cele conduse de F. Wranghel și J.B.
Spindler, între anii 1890 și 1894, când sunt descoperite apele anoxice, este elucidată
structura generală termică și salină a acvat oriului , sunt descrise principalele tipuri de
sedimente din bazinul adânc, precum și structura generală a biomului marin.
Prima expediție oceanografică românească în Marea Neagră este realizată de
Gr. Antipa (1893), când se efectuează cercetări asupra faun ei marine, se colectează un
bogat material zoologic și se fac măsurători chimice și determinări de curenți.
Începând din anul 1890, Direcția Hidrografică a Marinei Române și Marele Stat
Major al Armatei execută lucrări cartografice și oceanografice de mare precizie atât în
spațiul costier, cât și în largul Mării Negre.
Un rol important în cunoașterea curenților revine lui R. Ciocârdel care, între anii
1932 și 1937, realizează hărți ale curenților din nord -vestul Mării Negre. În anul 1942
apare una dintre pr imele și cele mai interesante sinteze asupra Mării Negre – primul
volum al monografiei Marea Neagră , autor Gr. Antipa.
După c el de Al Doilea Război Mondial, se reia cercetarea oceanografică a Mării
Negre în instituțiile specializate din țările riverane, aj ungându -se, la începutul anilor
1960, la colaborări largi cu cele mai importante centre oceanografice din lume și
trecându -se de la cercetarea preliminară la cea sistematică a Mării Negre.
Programele desfășurate pe baza cercetărilor la bordul navelor Atlan tis II (1969)
și Glomar Challenger (1975) au ca rezultat publicarea a numeroase lucrări, între care
și monografiile The Black Sea: Geology, Chemistry and Biology (editată de E.T. Degens
și D.A. Ross) și Deep Sea Drilling Project (vol. XVII).
După 1980 , cunoașterea Mării Negre este aprofundată prin programe riguroase
de măsurători care beneficiază de noile instrumente caracteristice oceanografiei
moderne: expediția Knorr (1988 – studiul nutrienților anorganici, al distribuției
oxigenului și hidrogenului sul furat și al distribuției luminii și căldurii în acvatoriu ),
programul Hydroblack91 (1991 – analiza trăsăturilor fizice: presiune, temperatură,
densitate și a salinității ), programul internațional CoMSBlack (1991 -1994), programul

11
Modulul 1

Black Sea Environmental Programme (1993), proiectul NATO TU -Black Sea (1993 –
1998) și multe altele după anul 2000.
În România , după cel de Al Doilea Război Mondial, cercetările efectuate la
stațiunile Constanța, Agigea și Sulina, la Institutul Român de Cercetări Mari ne din
Constanța, la Institutul Național de Meteorologie și Hidrologie (INMH) , Muzeul de
Științe Naturale ”Grigore Antipa”, Institutul de Biologie, Universitatea din București ,
Universitatea din Iași, Institutul de Geologie și Geofizică, precum și la Insti tutul
Național de Geologie Marină și Geo -Ecologie, contribuie fericit la cunoașterea Mării
Negre.
Amintim aici contribuțiile esențiale la cunoașterea ecosistemelor costiere ale
Mării Negre în România prin seria de studii realizate sub coordonarea lui M. Bă cescu,
publicate după 1965 în volumele Ecologie marină ; monografia hidrologică Marea
Neagră în zona litoralului românesc (INMH, 1973, sub conducerea lui C. Bondar);
Atlasul oceanografic (Gh. Șerpoianu, 1982); Determinatorul ilustrat al florei și faunei
Rom âniei – mediul marin (1995, coordonator G.I. Muller).

12

Surse documentare Modulul 1

Bakan G, Buyukgungor H , 2000. The Black Sea. Mar Pollut Bull 41(1 –6):24 –43
Brătianu G ,1999. Marea Neagră. Ed Polirom. Iași, Romania, p 69 (in Romanian)
Fabbri P, Fierro G (ed), 1992. Semi -enclosed seas: exchange of environmental
experiences between Mediterranean and Caribbean Countries. Elsevier, London, p
153
GOOS Report , 2002. Black Sea GOOS workshop. Second Session, Poti, Georgia 22 –25
May 2001. UNESCO, GOOS Rep ort No 109. Paris
Vespremeanu, E. , 2005. Geografia Mării Negre. Editura Universitară. București.
Vespremeanu -Stroe, A., Preoteasa L., Tătui, F. , 2014. Oceanografie fizică. Editura Ars
Docendi, București.

Întrebări de v erificare

1. Ce tip de mare este Marea Neagră ? Explicați!
2. Care este rolul limitelor și așezării Mării Negre în definirea celorlalte
caracteristici ale bazinului (climatologice, hidrologice, sedimentare etc.) ?
3. Care este originea numelui Mării Negre?
4. Prezentați principalele progrese la nivel internațional în cunoașterea Mării
Negre .
5. Cum s-a dezvoltat cunoașterea Mării Negre în România?

13

Modulul
2

GEOLOGIA, MORFOGENEZA
ȘI RELIEFUL BAZINULUI
MĂRII NEGRE

Conținu t:
Unitatea de învățare 2.1. Geologia și geofizica Mării Negre
Unitatea de învățare 2.2. Morfogeneza bazinului Mării Negre
Unitatea de învățare 2.3. Relieful bazinului Mării Negre
2.3.1. Morfologia marginilor continentale

Obiective:
 Însușirea structurii geologice a bazinului Mării Negre ;
 Cunoașterea evoluției morf ogenetice a bazinului Mării Negre ;
 Însușirea caracteristicilor , tipologiei și morfologiei marginilor
continentale din jurul Mării Negre .

Cuvinte cheie: crustă oceanică, crustă continentală, rifting
continental, subsidență, margine continentală, câ mpie abisală .

Unitatea d e învățare 2.1.
GEOLOGIA ȘI GEOFIZICA MĂRII NEGRE

Bazinul Mării Negre (numit și Bazinul Euxinic) se află î n partea sudică a
plăcii litosferice eurasiatice î n apro pierea contactului cu plăci le litosferice
africană ș i arabică. Aici au avut loc procese geotectonice de formare a
platformelor, munților și bazinelor de sedimentare într -o succesi une din care a
rezultat structura, tectonica și relieful actual e.
Cercetările efect uate încă din a doua jum ătate a secolului al XIX -lea au
relevat tr ăsăturile generale ale Bazinului Euxini c, m ărginit de munți tineri în sud,
est și nord -est, de platforme străvechi și de bazine tectonice, intens
sedimentate, în nord ș i vest . Mai târziu a f ost descoperită structu ra extrem de
complicată a bazinului Mării Negre, precum ș i trăsăturile tectonice și structurale
ale regiunilor înconjurătoare de care este strâ ns legată morfogeneza bazinului.

14
Modulul 2

După cel de al Doilea Război Mondial, cerce tările magnetice, gravitaționale și
datele rezultate din analizele seismo -acustice au dovedit că, din punct de vedere
geologic și geofizic, bazinul Mării Negre se dezvoltă atât pe crustă continentală, cât și
pe crustă oceanică (Fig. 4) .

Fig. 4. Profil tr ansversal Vest -Est prin bazinul Mării Negre
Datele rece nte ne perm it o caracterizare generală a geologiei și geofizicii
bazinului Mării Negre (S. I. Subotin, 1968; Yu. Neprocinov ș i colab ., 1974 ; D. A. Ross , E.
Uchupi, C. O. Bowin, 1974 ; R. Brinkmann, 1974 ; M. Săndulescu, 1980, 1984; R. I. Kut as
și colab., 1998; V. V. Belousov, B. S. Volvo vsky, 1989; L . lonesi, 1994; J. C. Hippolyte,
2002; A. M. Nikishin și colab., 2003; S. Cloetingh și colab., 2003).
Bazinul Mării Negre este un bazin tectonic alcătuit di n două compartime nte,
vestic și esti c, separate de creasta Andrusov cu aspect de horst (Fig. 5 ).

Fig. 5. Structura și tectonica de ansamblu a bazinului Mării Negre
(Nikishin și colab ., 2003, 2015)
Întreaga regiune se suprapune unui fundament dezvoltat p e crustă oceanică și
pe crustă continentală distribuite neuniform în profilul transversal Vest -Est al bazinului
(Fig. 4).
Crusta oceanică tipică se află în partea centrală a bazinului vesti c, sub Câmpia
Abisală Euxinică delimitată de i zobata de -2 000 m . Aici, nivelul discontinuității Moho
se ridică spre suprafață, ajungând în partea centrală a bazinului la numai 20 km sub
nivelul actual al mării.

15
Modulul 2

Stratul bazaltic, cu o grosime maximă de 8 km, se suprapune mantalei superioare care
are temper aturi de 500 -600°C și este acoperit de sedimente neconsolidate cu
grosimea de 7 -14 km.
Crusta continentală este situată pe marginile bazinulul vestic și se
caracterizează prin coborârea discontinuității Moho până la cca. 35 km adâncime, prin
îngroșarea str atului bazaltic care ajunge la 15 -18 km ș i prin extinderea largă a
stratului granitic acoperit cu alte tipuri de sedi mente consolidate. Bazinul estic este
suprapus unei scoarțe continentale cu strat bazaltic g ros de 8 -9 km peste care se află
un strat grani tic subți re acope rit de sedimen te neconsolidate dezvoltate pe o grosime
de 10-12 km . Această crustă continentală se îngroașă din ce în ce mai mult spre est,
unde atinge grosimi de peste 40 km.
În partea centrală a Mării Negre se află Creasta Andrusov forma tă din crustă
continentală cu strat bazaltic mai gros peste care se află un strat granitic subțire și
apoi stiva de sedi mente neconsolidate. La est de Creasta Andrusov nu mai putem
vorbi de scoarță oceanică tipică datorită prezenței stratului granitic subț ire care
acoperă stratul bazalti c.
Bazinul Mării Negre se dezvoltă pe trei tipuri de uni tăți tectonice distincte:
cratonice, pericratonice ș i intracratonice (A.M Ni kishin și colab ., 2003) – Fig. 6.

Fig. 6 . Harta tectonică a bazinului Mării Negre ( Nikishi n și colab ., 2003, 2015)

Unitățile cratoni ce sunt reprezentate prin platformele cri staline precambri ene
și paleozoice situate în nordul și estul bazinului : Platforma Est-Europeană, Platforma
Scitică și Platforma Moesică. Aceste platforme sunt specifice părții sud -estice a marii
plăci litosferice eurasiatice și au reprezentat marginea stabilă dincolo de care s -au
desfăș urat procesele active ale tectogenezelor Assyntică în Cambrian, Variscă î n
Carbon ifer și Permian, Alpină în Mezozoic și Neozoic (M. Săndule scu, 1984) .
Platforma Est -Europeană, numită și Platforma Europei Orientale sau Platforma
Rusă, este un soclu cristalin precambrian exti ns mult spre nord și est de bazinul Mării
Negre (M. Săndulescu, 1984).
Platforma Scitică situată în sudul Platformei Est -Europene, este mai tânără

16
Modulul 2

(Paleozoic inferior) și mai intens fracturată. Contactul cu Platforma Est -Europeană se
face printr -un șir de grabene pe care s -au dezvoltat o serie de bazine tectonice de
sedimcntare: Depresiunea Bârlad, Depresiune a Predobrogeană, Depresiunea Odessa –
Sivaș, Depresiunea lndol -Kuban, Depresiunea Manici care comunică cu depresiunile
peri-caspice (M. Săndulescu, 1984).
Platforma Moesică are aceeași vârstă ca și Platforma Scitică, dar este mult mai
extinsă, din fundament ul Câmpiei Române și din Dobrogea până în Depresiunea Rion.
Spre nord este delimitată de lanțul intracratonic Dobrogea de Nord -Crimeea -Caucazul
Mare, iar spre sud de Ianțul pericratonic alpin Balcani -Istrangea -Pontici -Caucazul Mic.
Unitățile intracratonice sunt reprezentate prin Orogenul Nord -Dobrogean și
Orogenul Crimeii, prelungit până î n M. Caucaz. Pe versantul continental al Crimeii, în
fața portului Sevastopol, a fost descoperit Masi vul Lomonosov alcătuit din bazalte,
andezite ș i dacite rezultate din erupții cu vârstă Albiană peste care se află sedimente
Cretacic superior ș i post -cretaci ce (A. M. Nikishi n și colab ., 2003).
Unitățile pericratonice sunt situate în estul și sudul bazinului reprezentând partea
cea mai tânără a marginii bazinului formată în mai m ulte etape ale orogenezel Alpine .
Aici se î ncadrează orogenul alpin al M. Caucaz, M . Pontici ș i M. Lstrangea .
Latura sudică a bazinului Mării Negre este bordată de arcul magma tic cretacic
Srednegorie -Pontide -Achara -Trialet -Karabah (A. M. Nikishi n și colab ., 2003). În jurul
Mării Negre se află o serie de bazine tectonice formate pri n ritftogeneza continentală
în Apțian -Albian: bazi nul Belgorsk, situat în es tul Crimeii, grabenul Salgir, din sud -estul
Crimeii, șanțul Karki nit din Golful Odessa, grabenul S htormovaya situat la sud de
Șanțul Karkini t, bazinul Al ma situat în sud -vestul Crimeii, bazi nul Kuban situat pe
flancul nord -vestic al M . Caucazul Mare (A. M. Nikishin și colab. , 2003) . Între gul bazin
este străbătut de falii, majoritatea continuându -se în regiunile continentale alăturate
bazinului.
Din cele ar ătate mai sus rezultă complexitatea geologică și geofizică deosebită a
bazinului Mării Negră, ceea ce exprimă o evoluție morfogenetică foarte agitată, de
altfel normală pentru poziția la margince Plăcii Eurasiati ce, nu departe de contactul
acesteia cu Plăcile Africană și Arabică.

Unitatea de învăț are 2.2.
MORFOGENEZA BAZINULUI MĂRII NEGRE

Tabloul evoluției bazinului Mării Negre după si ntezele din ultimele decenii relevă
complexitatea proceselor morfogenetice din care a rezultat bazinul actual ca o
inversiune de relief.
Pe amplasamentul actual aI bazinului Mării Negre și mult la vest față de acesta se
formează, în Precambrian, Platforma Moesică, def ormată și ridicată ulterior de
orogenezele Variscă , Kimmerică și Hercinică. Podișul înalt rezultat ocupă o regiune
întinsă mult di ncolo de limitele bazinului actual al Mă rii Negre .
Începutul orogen ezei Alpine introduce modificări majore care s -au desfășura t pe
parcursul celor 10 faze ale acesteia. Astfel, in Mezocretacic, Platforma Moesică este
afectată de procese de riftogeneză continentală , paralel cu f ormarea l aterală a unor
bazine tectonice mici și a unor arcuri vulcanice menținute în structura profundă a
bazinului actual al Mării Negre, după cum s -a arătat mai sus.
Spre sfarșitul Cretacicului incepe formarea crustei oceanice prin proc ese de
expansiune față de axul arcurilor vulcanice ș i prin extinderea rifturilor . Deschiderea
bazinului Mării Negre s -a realizat, î n urma acestor procese, în perioada cuprinsă între
Cenomanian ș i Coniacian (Mezocretacic -Neocretacic) timp de cca . 10 milioane de ani
(A. M. Nikishin și colab. , 2003). Începe astfel formarea bazinului Mării Negre ca o
inversiune de relief față de podișul î nalt preexistent.

17
Modulul 2


Bazinul vestic al Mării Negre , unde procesele de rifting au î nceput în Barremianul Superior
(Cretacic Inferior sau Eocretacic), se formează primul, î n Cenomanian ( Cretacicul mediu sau
Mezocretaci c), prezentâ ndu-se ca un bazin adânc dezvoltat pe crustă oceanică (S . Cloething și
colab., 200 3). Aceasta este dovedit ă de seria sedimentară cu vechimea de aproape 100 milioane de
ani ( Fig. 7 ).

Fig. 7 . Topografia fundamentului bazinului Mării Negre
(Nikishin și colab ., 2003, 2015)

Procesele de riftogeneză încep cu cc a. 125 milioane de ani î n urmă, profu nzimea bazinului
crescâ nd continuu până la cca . -1 600 m, adâncime care este atinsă la cca . 35 mili oane de ani în
urmă. Apoi, între 35 milioane de ani și 12 milioane de ani în urmă, bazinul este umplut cu
sedimente, adâncimea sa ajungând la -50 m. În ultimii 12 milioane de ani, prin procese de
subsidență, adâncimea bazinului vestic scade din nou la -1 200 m pe margi nea bazinului . În centrul
bazinulul vestic, toate aceste procese au fost mult mai i ntense, între 125 și 100 milioane de ani î n
urmă ajungându -se la o adâncime de -5 000 m (S. Cloe tingh și colab., 20 03).
Bazinul estic al Mării Negre se formează mai târziu, în Paleoge nul Superior, seria sedimentară
fiind mult mai tânără (Fig. 8). Procesele de rifting au inceput cu 60 milioane de ani în urmă ,
subsidența fiind foa rte activă, dar fără a se forma un bazin adânc. Aportul masiv de sedim ente din
Munții Caucazul Mare și din Munții Pontici contribuie la activarea subsidențe i, în Miocenul Superior
adâncimea ajungâ nd la -2200 m .
Întregul bazin al Mă rii Negre este afectat de procesele morfogeneti ce ale orogenezei Alpine
desfășurate în Munții Carpați, Caucaz și Pont ici, foarte active începând din Paleogenul I nferior (J.C.
Hippo lyte, 2002; A.M. Nikishin și colab., 2003) .
Sintetizând cele arătate mai sus pe baza ultimelor cercetări dat orate lui J.C. Hippolyte (2002),
A.M. Nikishin și colab. (2003) și S. Cloeti ngh și colab. (2003), ca ș i pe baza unor ipoteze mai vechi,
între care lucră rile lui M. Săndulescu (1980, 1984) ocupă un loc principal, putem prezenta
urmă toarea succesiune de etape și stadii morfogenetice ale bazinului Mării Negre:
 Etapa deschiderii bazi nelor prin procese de rifting continental , desfășurată între Cretacicul
Superior și Eocen. Aici putem identi fica un stadiu al formării bazinului vestic, între 125 și 100
milioane de ani în urmă, și un stadiu al formării bazinulul estic, între 60 ș i 55 milioane de ani în
urmă.

18

Modulul 2

 Etapa subsidenței active desfășura tă din momentul formării bazinelor până la cca
35-36 milioane de ani în urmă (până în Eocen), când ambele bazine se adâncesc activ,
dar diferențiat ca intensitate și ritm. Ritmul subsidenței tectonice este de 70 -80 m / 1
milion de ani.
 Etapa reducerii inte nsității subsidenței și a acumulărilor masive de sedimente
venite din regiunile montane și de podiș alăturate, desfășurată între Oligocen și
Miocen, între cca. 35 -36 milioane de ani în urmă și 5.2 milioane de ani în urmă, când
ritmul subsidenței tectoni ce este de 20 -30 m / 1 milion de ani .
 Etapa definitivării bazinului actual, desfășurată între Pliocen și prezent, în ultimii
5,2 mil. ani, câ nd ritmul sub sidenței tectonice crește în ambele bazine, vestic și estic,
ajungând Ia 85 m / 1 mili on de ani .

Fig. 8. Modelul formării bazinelor vestic și estic ale Mării Negre
(Nikishin și colab ., 2003, 2015)
Așadar, morfogeneza bazinului Mării Negre se datorează proceselor de subsidență
care au urma t riftingului continental iniț ial (Fig. 8) . Cercetările f oarte re cent e
sinteti zate de A.M. Nikishin (2003 , 2015) relevă prezența continuă a proceselor de
subsidență imediat după riftogeneza inițială. Pe parcursul celor peste 100 milioane de
ani, subsidența a f ost continuă , dar s -a desf ășurat în trepte, cu ritmuri și inte nsități
diferite conform celor două modele a lăturate. Toate procesele de subsidență s-au
desfășurat într -un regim intens compresional care a favori zat fluxurile de căldură în
partea inferioară a crustei oceanice .

Unitatea de învăț are 2.3.
RELIEFUL BAZINULUI MĂRII NEGRE

Relieful bazinului Mării Negre se subdivide, din punct de vedere morfotectonic și
morfostructural, în două provincii: centrală și marginală.
Provincia centrală , dezvoltată pe crustă bazaltică de t ip oceanic și parțial pe crustă
continentală, cuprinde Câmpia Abisală Euxinică situată la adâncimi sub 2000 m. Relieful
tectonic primar a fost îngropat de sedimentele depuse în ultimii 80 -100 milioane de ani,

19
Modulul 2

astfel încât relieful actual, de zvoltat pe sedimente neconsolidate fine și ultrafine, se
prezintă deosebit de plan și neted, cu energie de relief de numai câțiva metri.
Provincia marginală are o structură mult mai complexă. Relieful acestei
provincii poate fi asociat marginilor continent ale oceanice, prezentând diferențe
marcante pe fiecare dintre laturile sale (E. Vespremeanu, 1989).
Latura nordică poate fi asemănată cu marginile continentale pasive, stabile,
prezentând toate trăsăturile morfologice specifice: câmpie costieră, câmpii li torale,
șelf continental larg extinse, versant continental ușor înclinat, glacis continental larg.
Laturile sudică și estică sunt asemănătoare marginilor continentale active,
instabile, fără câmpii costiere, cu câmpii litorale puține și reduse ca extensiu ne, cu
șelfuri continentale înguste, versant continental abrupt și glacisuri continentale
înguste și abrupte.
Latura vestică are trăsături mixte strâns legate de structură, tectonică și
morfogeneză.

Fig. 9 . Topografia coastelor și fundului bazinului Mări i Negre

2.3.1. MORFOLOGIA MARGINILOR CONTINENTALE

Relieful marginilor continentale ale Mării Negre este asociat la trei tipuri:
Marginea Scitică, Marginea Caucaziană și Marginea Pontică.
Marginea Scitică , numită astfel după extensiunea largă a câmpiei costiere pe
locurile ocupate în vechime de Sciți (E. Vespremeanu, 1989), se află î n nordul
bazinului, între Promontoriul Dunavăț -brațul Sfâ ntu Gheorghe din Delta Dunării și
Capul Anapa și se dezvoltă pe Platforma Scitică și pe Platform a Europei Orientale ( M.
Săndulescu, 1984 ; E. Vespremeanu, 1989) . Caracteristica este dată de Câmpia Mă rii
Negre, care este o câmpie costieră tipică, delimitată spre nord de podișuri le Volhino –
Podolic, Doneț și Privolgia, iar spre sud de mai multe câmpii litorale . Câmpia costie ră
comunică spre est cu Câmpia Caspică prin C uloarul Manici .
Sub Câmpia Mării Negre se află Iitoralul (țărmul) reprezentat prin Iitoraluri
deltaice și lagunare care se grupează în patru sectoare:
– Litoralul Dună rean situat intre brațul Sfântu Gheorghe (Del ta Dunării) și
gura Lim anului Nistrului;
– Litoralul Fidonisic, î ntre gura Limanului Nistrului și Capul Tarhancut;
– Litoralul Crimeii, între Capul Tarhancut și Capul Meganon;
– Litoralul Azovian, între Capul Meganon și Capul Anapa.
Șelful continental prezintă în sectorul nord -vestic cea mai largă extensi une din
întregul bazin al Mării Negre . În restul Marginii Sciti ce, șelful continental se reduce Ia

20
Modulul 2

o treaptă îngustă.
Versantele continentale încep sub muchia șelfului situată la -150 / -180 m, sun t
ușor înclinate, cu canioane de diferite mărimi. Cel mai mare este Canionul Viteaz situat
în largul coastei românești, care începe a se forma la adâncimea de -100 m și
debușează pe glacisul continental la -1 000 m printr -un con abisal.
Glaci surile conti nentale sunt largi și se dezvoltă începâ nd de la -1500 / -1800
m, suportând conuri abisale, c el mai mare fiind numit de unii autori C onul Abisal al
Dunării (D.A. Ross, E. Uchupi, C.O. Bowin, 1974), iar de alți i Conul Abisal Euxinic.
Marginea Caucaziană este cuprinsă între Capul Anapa și Capul Tsikizisi, situat la
25 km nord de orașul Batumi. Trăsătura morfologică principală este dată de frontul
submontan al Munț ilor Caucazul Mare continuat prin litoral și șelf înguste ș i versant
continental abrupt pană la gl acisul continental și Câmpia Abisală Euxinică . Litoralul
acestei margini se subdivide în două sectoare:
– Litoralul Caucazian, între Capul Anapa și gura râului Gumista î n apropiere de
Suhumi ;
– Litoralul Kolhidei, între gura râului Gumista și Capul Tsikizisi .
Marginea Pontică , situată între Capul Tsikizisi ș i Capul Koru, corespunde, în cea
mai mare pa rte, frontulul Munților Pontici, care î n ultimii 10 milioane de ani au suferit
o deplasare Ientă spre nord, de unde și caracterul foarte abrupt al versantului
continental ș i îngustimea glacisului continental . În cadrul acestei margini deosebim :
– Litoralul Pontic, între Capul Tsikizisi ș i Capul Baba ;
– Litoralul Bosforului, înt re Capul Baba și Capul Koru.
Sectorul din tre Capul Ko ru și brațul Sfântu Gheorghe (Delt a Dunării) are
caracter mix t, de contact între marginile Pontică și Scitică, fi ind dezvoltat pe Platforma
Moesică și pe orogenul nord -dobrogean .

21

Dicționar Modulul 2

Craton – termen geologic care definește un bloc mare vechi și stabil al
crustei Pământului care formează nucleul unui continent . Acesta se găsește în
general în interiorul plăcilor tectonice. Termenul este folosit pentru a discrimina
porțiunile stabile ale crustei continentale de regiunile mai active și instabile.
Acesta poate f i descris fie ca un scut, fie ca o platformă .
Discontinuitatea Moho – Strat de tranziție care separă crusta de litosfera
inferioară. Grosimea stratului Moho este de 100 -200 m sub fundurile oceanice,
de 500 -600 m în regiunile continentale ș i de 1 000 -1 200 m sub munții tineri.
Temperatura în stratul Moho variază î ntre 150 și 200°C sub crusta oceanică și
între 500 -700°C sub crusta continentală cu grosime maximă . Cercetările
geofizice au dovedit că stratul Moho este mobil pe verticală și î n timp, ca urmare
a raporturilor dintre crustă , pe de o parte, și litosfera inferioară și astenosfera,
pe de altă parte.

Surse documentare

Nikishin, A.M., Okay, A.I., Tüysüz, O., Demirer, A., Amelin, N., Petrov, E. , The Black Sea
basins structure and history: new model based on new deep penetration regional
seismic data. Part 1: Basins structure and fill, Marine and Petroleum Geology (2014),
doi: 10.1016/j.marpetgeo.2014.08.017.
Nikishin, A.M., Okay, A., Tüysüz, O., Demirer, A., Wannier, M., Amelin, N., Petrov, E. ,
The B lack Sea basins structure and history: new model based on new deep penetration
regional seismic data. Part 2: Tectonic history and paleogeography, Marine and
Petroleum Geology (2014), doi: 10.1016/j.marpetgeo.2014.08.018.
Vespremeanu, E. , 2005. Geografia M ării Negre. Editura Universitară. București.
Vespremeanu -Stroe, A., Preoteasa L., Tătui, F. , 2014. Oceanografie fizică. Editura Ars
Docendi, București.

Întrebări de verificare

1. Explicați diferențele de structură geologică (crustă continentală și
oceanică) între compartimentele vestic și estic ale Mării Negre .
2. Prezentați principalele etape și stadii morfogenetice ale bazinului Mării Negre .
3. Caracterizați provincia centrală a Mării Negre .
4. Caracterizare generală a provinciei margina le a Mării Negre .
5. Marginea Continentală Scitică – caracteristici, morfologie și subdiviziuni .
6. Marginea Continentală Caucaziană – caracteristici, morfologie și
subdiviziuni.
7. Marginea Continentală Pontică – caracteristici, morfologie și subdivizi uni.

22

Modulul
3

HIDROLOGIA ȘI CLIMA
BAZINULUI MĂRII NEGRE

Conținu t:
Unitatea de învățare 3.1. Bazinul hidrografic al Mării Negre
3.1.1. Caracterizare generală a bazinului hidrografic
3.1.2. Bazinul Dunării
Unitatea de învățare 3.2. Clima din regiunea Mării Negre
Unitatea de învăț are 3.3. Bilanțul hidric

Obiective:
 Însușirea caracteristicilor generale ale bazinului hidrografic ;
 Cunoașterea caracteristicilor climatice ale bazinului Mării Negre ;
 Cunoașterea elementelor bilanțului h idric al Mării Negre .
Cuvinte cheie: bazin hidrografic, climă, bilanț hidric, evaporație,
precipitații .

Unitatea d e învățare 3.1.
BAZINUL HIDROGRAFIC AL MĂRII NEGRE

3.1.1. CARACTERIZARE GENERALĂ A BAZINULUI HIDROGRAFIC
Bazinul hidrografic aferent Mării Negre are o suprafață de 2 405 000 km2 (Fig.
10). În cadrul bazinului hidrografic al Mării Negre se diferențiază patru categorii de
bazine hidrografice: bazinele vestice și nord -vestice, bazinele di n Crimeea, bazinele
Caucaziene și bazinele din Asia Mică, care transportă în total aproximativ 350 km3 de
apă.
Bazinele vestice și nord -vestice au cea mai mare exte nsiune, suprafața lor fiind
de 1 520 000 km2, ceea ce reprezintă 82% din totalul bazi nului hidrografic al Mării
Negre . În această categorie se încadrează cele mai mari bazine afluente Mării Negre:
Dunărea, Nistru, Nipru și Bug, care transportă un debit Iichid m ediu multianual
(pentru peri oada 1921 -1988) de 261 km3/an, ceea ce reprezintă 76% din debitul
afluent Mă rii Negre din întregul său bazin hidrografic, cu variații între o minimă de
153 km3, în anul 1921, și 389 km3, în anul 1970 . Debitul solid reprezentat prin aluviuni
în suspensie, să ruri dizolvate, nutrienți minerali și materi e organică, e ste de cca . 150
milioane t/an, având rol esențial în funcți onarea sistemului acvatoriulul și în
dlstribuția sedimentelor recente (dat e UNEP, 1998).
Bazinele din Crimeea au o suprafață totală de numai 2 729 km2, reprezentâ nd
0.14% din total . Cele mai mari r âuri sunt : Cern aia, Belbek, Alma și Kacea, care
transpo rtă un debit mediu multianual (1921 -1988) de 0.32 km3 de apă (0.09% din
total), cu variații între o minimă de 0.07 km3, în anul 1930, ș i o maximă de 0.67 km3,
în anul 1968 (date UNEP, 1998) .

23
Modulul 3

Bazinele C aucaziene au o suprafață totală de 75 000 km2, ceea ce reprezintă
4% din total . Râurile cele mai importante sunt : Kuban, Ri oni, Ciorok, lnguri, Kodori,
Bzib, Supsa și Mzi mta. Media debitelor lichi de multi anuale este de 43 km3 (13% din
total), c u variații între o minimă de 31 km3, în anul 1969, ș i o maximă de 57 km3, în
anul 1922 (dat e UNEP, 1998) .
Bazinele din Asia Mică au o suprafață totală de 259 550 km2, cee a ce
reprezintă 14% din t otal. Cele mai importante râuri sunt Yesilirma k, Kâzâlirmak ș i
Sakarya . Debitul mediu multianual, pentru pe rioada 1930 -1986, este de 36 km3 (11%
din total) cu variații între 25 km3, în anul 1949, și 151 km3, în anul 1940 (date UNEP,
1998 ).

Fig. 10 . Bazinul hidrografic al Mării Negre

Bazinele hidrografice ale măr ilor europene sunt foarte diferite în funcție de
relieful continentului și de dimensiunile rețelei hidrografice. În comparație cu alte
mări europene, bazinul hidrografic al Mării Negre este cel mai extins și mai complex.
Raportul suprafață bazinală / suprafață marină relevă în bună măsură
importanța proceselor fluviale în structura și funcționarea acvatori ului (E.
Vespremeanu, 1992) . Astfel, Ia o suprafață a Mă rii Negre de 466 200 km2 revine o
suprafață a bazinulul hidrografic de 2 405 000 km2, ceea ce în seamnă o suprafață
bazinală de 5, 15 km2 pentru fiecare km2 de mare. Acest lucru are consecințe majore
în morfologia bazinului, distribuția sedimentelor, salinitatea apei etc.

3.1.2. BAZINUL DUNĂRII

Bazinul Dunării (817 000 km2) reprezintă 43,57% din sup rafața totală a
bazinului Mării Negre influențând esențial compartimentul vestic al acesteia.
Structural și tectonic, bazi nul Dunării a evoluat pe 6 domenii: alpin, hercinic,
panonic, carpatic, getic și pontic . Bazinul s -a format începând din Mezozoic, în mai
multe etape, ca urmare a jocului factorilor tectonici, marini și subaerieni . Orogeneza
alpină, ultima din ș irul cicluril or tectonice generatoare de munț i, este cea care

24
Modulul 3

clădește scheletul bazinului Dunării într -o perioadă de circa 230 mil ioane de ani.
În toate fazele orogenezei alpine s -a menținut în partea centrală a lanțului
muntos alpino -carpatic, un șir de depresiuni care comunicau între ele: depresiuni le
Bavariei, Moraviei, Pannonică și Transilvană î n comunicare, prin strâmtoarea de l a
Porțile de Fier, cu bazinele Getic , Euxinic și apoi cu bazinele Caspic și Aral. Toate ac este
depresiuni au funcționat ca bazine marine până la sfârșitul Pliocenului, adică până î n
urmă cu cca . 2,5 milioane de ani. Pe măsură ce munții se edificau ș i se înălțau, se
organizau rețelele hidrografice independente care debușau î n lacurile și mările
interioare. La începutul Cuat ernarului , apele se retrag pe fundul depresiunilor
Pannonică ș i Getică. În spațiile proaspă t exondate se formează o arteră colectoare, di n
ce în ce mai însemnată , care va deveni fluviul Dună rea (E. Vespremeanu, 1992).
Bazinul superior se formează primul. Colectorul adună afluenți din Alpi, din
Munții Pădurea Neagră, Munții Pădurea Boemiei ș i din Colinele Moraviei, drenează
depresiunile Bava riei și Vienei, traversâ nd pragul de la Devin, locul î n care Alpii
joncționează cu Carpații .
Bazinul mijlociu se formează în etapa a doua. Trecâ nd prin poarta de la Devin,
Dunărea pătrunde în Depresiunea Pannonică, ocupata încă de mlaștinile rămase după
retragerea apelor lacului cu acelasi num e. Regiunea este afectat ă de scufundări
tectonice lente. Procesele de sedimentare sunt foarte active, depunându -se cantități
mari de pietrișuri din Carpați ș i din Alpii Dinarici, Dunărea meandrează larg prin centrul
depresiunii , primește afluenți noi și se îndreaptă spre trecer ea prin Carpați care va
deveni ulterior Defileul Porț ile de Fier.
Bazinul inferior se formează ultimul. Intrând în Depresiunea Getică , Dunărea
urmează Marea Getică, în retragere. Numărul mare de a fluenți veniți din Carpați
forțează fIuviul să se men țină cât mai la sud , pe contactul cu Pl atforma Prebalcanică ș i
cu Podișul Dobrogei. Fluviul tre ce apoi prin poarta de la Galați debușâ nd spre bazinul
Euxinic, printr -un golf larg situat în marginea nordi că a Depresiuni i Predobrogene.
Toate aceste proces e s-au desfășurat în ultimii 1,5 mili oane de ani.
Holocenul, ultima parte a Cuaternarului (ult imii 10 000 de ani), este perioada în
care se definitivează bazinul fluviulul în forma lui prezentă . Treptat, ni velul Mării Negre
tinde a se stabili Ia cota actuală față de care înregistrează oscilații ușoare. Se ajunge
deci la un nivel de bază unic pentru întregul bazin, ceea ce va impune evoluția unitară a
talvegului Dunării și implicit, a afluenților. În cursul i nferior se formează Lunca și Delta
Dunării. În ultimii 2 000 -2 500 de ani întregul bazin intră sub incidența activităților
umane, manifestate prin despăduriri și expansi unea agric ulturii. Apar viit urile
catastrofale, iar debitele solide cresc de zeci de or i.
În ultimii 100 de ani , acțiunea activităților umane se intensifică pri n amenajări
(indiguiri, desecări, construcția barajelor î n spatele cărora se formează lacuri de
acumulare) care artificializează complet între gul regim al scurgerii, ca și morfologia ,
structura și funcționarea albiei majore.
Cei 2863 km ai fluviului sunt împărțiți după criterii geografice în trei sectoare:
Dunărea de Sus, Dunărea de Mijloc și Dunărea de Jos.
Dunărea de Sus este cuprinsă între Kilometrul 2863 (Donaue schingen) și
Kilome trul 1791 (Devin) . Supr afața bazinului este de 240 000 km2, ceea ce reprezintă
29% din total. Diferența de altitudine între izvor și Devin est e de 360 m . Sectorul se
suprapune Europei Hercinice și Europei Alpine . Până la Regensburg Dunărea primește
afluenț i mici, atâ t din Mun ții Pădurea Neagră și Munții Pădurea Boemiei, cât și din Alpii
Bavariei (mai important este Râul Lech), astfel încât aici atinge un debit de 432 m3/s. În
aval de Passau, Innul a duce din Alpi un debit de 810 m3/s. La Lintz, debitul Dunăr ii
atinge 1060 m3/s. La ieșirea din se ctorul superior , Dunărea are deja un debit mediu de
2 000 m3/s (30,7% din de bitul mediu multianual la intrarea în Delta Dună rii).
Dunărea de Mijloc este cuprinsă între Kilometrul 1791 (Devin) ș i Kilometrul 1074
(Baziaș ). Suprafața acestei părți a bazinulul este de 360 000 km2 (45% din total) .
Sectorul se suprapune domeniil or Alpin, Pannonic ș i Carpatic . Diferența de altitudine
între Devin și Baziaș este de numai 74 m . Principalii afluenți sunt Drava (670 m3/s), Sava
(1 460 m3/s), Morava (210 m3/s), care vin din Alpii Austriei și Alpi i Dinarici, precum

25
Modulul 3
și Tisa (814 m3/s), din Carpați. Datorită acestui aport substanțial, debitele cresc de Ia
2000 m3/s la 5 500 m3/s (la Baziaș), ceea ce reprezintă 84% din debitu l mediu la intrarea
în deltă.
Dunărea de Jos începe la Baziaș (Kilometrul 1074) și se termină la gurile de vărsare
în Marea Neagră. Suprafața bazinului în acest sector este de 217 000 km2, ceea ce
reprezintă 26% din total. Sectorul acesta se suprapune dome niilor Carpatic, Balcanic,
Getic, Moldav, Dobrogean, de unde rezultă complexitatea geografică maximă față de
întregul bazin. În acest ultim sector se identifică, prin personalitatea geografică specifică,
trei părți: Defileul Dunării (Dunărea Carpatică – între Baziaș și Drobeta Turnu Severin,
163 km, cu o alternanță de bazinete depresionare și îngustări ), Dunărea Getică (între
Drobeta Turnu Severin și Călărași, cu trei sectoare distincte de luncă: Gruia – Calafat,
Calafat – Turnu Măgurele și Turnu Măgurele – Călărași ) și Dunărea Pontică (care a
evoluat sub controlul oscilațiilor de nivel ale Mării Negre din Holocen, cu trei
subdiviziuni: Călărași – Brăila, Brăila – Ceatal Izmail și Delta Dunării) (E. Vespremeanu,
1992).

Unitatea de învăț are 3.2.
CLIMA DIN REGIUNEA MĂRII NEGRE

Marea Neagră se află în zona temperată , clima de de asupra acvatoriului fiind
influențată hotărâ tor de principali i centri barici care guvernează circulația generală a
atmosferei Europ ei de Sud -Est: Anti ciclonul Subtropical al Azorelor și Anticiclonul
Continental Eurasiatic, Ia care se adaugă activitatea ciclonică din nordul Oceanului
Atlantic ș i a celui din Marea Mediterană (Ș t. Stoenescu, 1960).
Clima Mării Negre prezintă, pe cea mai mare parte a supraf eței, caracter semiarid,
evaporați a fiind de 300 -400 km3/ an, iar canti tatea de precipitații de numai 225-300
km3/an (G. Bakan și H. Buyukgungor, 2000) .
Relieful continental din jurul Mării Negre determină distribuția f oarte neuniformă a
factorilor dinam ici ai climei deasupra acvatoriului. Poziți a bazinului Mării Negre cu
deschidere largă, pe cea mai mare parte a laturii nord ice, spre stepele Pontice de unde
pătrund facil masele de aer continentale uscate și reci, barajul lanțului Munțilo r Carpați
care reduce mult penetrarea influențelor oceanice din vest, barajul eficient al lanțului
Munților Caucaz care creează condiții de adăpost pe toată latura nord -estică și estică
față de influențe le excesiv co ntinentale din nord -est, prezenț a, în sud, a Mu nților Pontici
și a Podișulul Anatoliei determină un anumit model de distribuție spațială a parametrilor
climatici.
Vara, temperatura aerului este relativ uniformă, diferențierile făcâ ndu-se numai la
nivelul zecimi lor de grad (Fig. 11 b). Precipitați ile sunt mai evident diferenț iate (Fig. 12 b).
larna, te mperatura aerului este foarte diferențiată, minime le fiind de -0,7°C, în
colțul nord -vestic, iar maximele de 6,9°C, î n sud -estul bazinului (Fig. 11 a). Precipitațiile
prezintă o distribuție extrem de di ferită î n cadrul bazinului, î ntre sub 40 mm, în nord –
vest, și peste 140 mm, î n sud-est (Fig. 12a) .
Rezultă că, în funcție de distribuția spațială a deschiderilor ș i a barierelor
continentale , se difer ențiază evident trei compartimente cu climă specifică: v estic,
central și est ic, fiecare cu un sector nordic ș i sudic.
Compartimentul vestic este larg deschis spre nord și nord -est, de unde provin
influențele continentale excesive specifice stepelor pontice. Î n cadrul acestui
compartiment se diferențiază două s ectoare, nordic ș i sudic . Sectorul nordic se
caracterizează prin iernă reci și uscate, cu vâ nturi pu ternice. Temperatura medie
multianuală a lunii ianuarie crește c u un gradient de 3,7°C, de Ia -0,6/-0,7°C, în Golful
Fidonisi, Ia 3°C, î n largul S tr. Bosfor . Precipitațiile atmosferice variază între 38 ș i 50 mm .
Evaporarea variază între 30 și 80 mm în timpul ierni i. Verile sunt moderat de calde, în
luna lulie temperatura medie multianuală este distribuită mult mai uniform, gradientul
schimbării fiind de numai 0,5-0,6°C. Precipitații le au valori mod erate, variind î ntre 25 și
35 mm, iar evaporarea prezintă valori între 80 și 130 mm . Medii le anuale ale
precipitațiilor variază între 350 și 600 mm, iar ale evaporației, î ntre 975 și 800 mm .

26

Modulul 3

Compartiment ul estic este situat la adăpostul Munților Caucaz, ceea ce se
materializează în specificul climatic prin temperaturi medii anuale de 14 -15°C, cu ierni
calde și relativ umede și veri moderate și umede. Acest compartiment este mai
omogen din punct de vedere al repartiției temperaturilor, dar bine diferențiat în
privința distribuției precipitațiilor și a eevaporării. Astfel, în nordul compartimentului
estic, precipitațiile medii lunare variază între 25 și 100 mm, iar evaporarea între 35 și
200 mm, pe când în s udul acestui compartiment precipitațiile medii lunare variază între
80 și 200 mm, iar evaporarea, între 70 și 110 mm. Media anuală a precipitațiilor este de
600 mm, în nordul compartimentului estic, și de 1700 mm, în sud. Media anuală a
evaporării este de 1 290 mm, în nord, și de 785 mm, în sud. Local se diferențiază
condiții climatice asemănătoare celor subtropicale, dar acestea sunt datorate exclusiv
adăpostului oferit de Munții Caucaz, ca și de relieful cu văi adânci orientate spre sud –
vest și cu depres iuni adăpostite. În nici un caz nu putem vorbi de un climat subtropical
în bazinul Mării Negre.

Fig. 11. Distribuția temperaturii medii a aerului în lunile (a) Februarie și (b) August
(The Black Sea E nvironment , 2008 )

Compartimentul central prezintă tr ăsături climatice de tranziție.
Din datele prezentate mai sus rezultă diferențele mari între cele două
compartimente extreme, unul sub influența maselor de aer continentale, celălalt la
adăpostul Munților Caucaz, și caracterul de tranziție al compartimentu lui central.
Diferențele cele mai semnificative se înregistrează în cantitățile de precipitații
din sectorul nord -vestic și din sectorul sud -estic, care exprimă rolul esențial al barierei
lanțului Munților Caucaz. Astfel, în colțul nord -estic, la 46°28' la t. N și 30°10' long. E,
suma anuală a precipitațiilor atmosferice este de 370 -380 mm, în partea centrală a

27

Modulul 3

Mării Negre, la 43°50' și 33°27', este de 340 -350 mm, iar în colțul sud -estic, la 41°55' și
41°15', de 1 700 -1 900 mm (E. Vespremeanu, 2004).

Fig. 12 . Distribuția precipitațiilor medii lunare (mm/lună) în lunile (a) Februarie și
(b) August (The Black Sea E nvironment , 2008)

Vântul și procesele eoliene deasupra mării au importanță deosebită,
determinând morfologia și dinamica valuril or, starea apelor în stratul de amestec,
circulația de suprafață, procesele superficiale de amestec și chiar circulația prin Str.
Bosfor.
Principalii centri barici care influențează dinamica atmosferei deasupra Mării
Negre sunt (G. Bakan și H. Buyukgungor, 2000):
• vara se resimte influența Anticiclonului Azore și a ciclonului din Golful Persic;
• iarna se manifestă centrul de presiune înaltă din Asia, centrul de joasă
presiune din regiunile arctice și centrii barici din bazinul Mării Mediterane.
În aceste condiții, intensificările de vânt din timpul iernii au direcție dominantă din
nord -nord -est, în compartimentele vestic și central, și din sud și sud -vest, în
compartimentul estic.
Pe coasta României , furtunile violente sunt consecința pătrunderii ciclonilo r
mediteraneeni cu traiectorii trans -balcanice în spațiul Mării Negre, în intervalul
noiembrie – martie, unde primesc o cantitate mare de energie de pe suprafața mării,
sub forma vaporilor de apă, ce determină intensificarea vântului în cadrul ciclonului;
excepție face partea centrală a ciclonului (ochiul ciclonului) în care aerul se deplasează
ascendent, iar viteza vântului e redusă.

28
Modulul 3

Furtunile puternice suflă predominant dinspre NE (onshore), iar pe măsură ce
ciclonul avansează în Marea Neag ră (deplasându -se către NE sau N) direcția vântului,
observată într -o locație fixă, se rotește retrograd – dinspre NE către N și NV – și scade în
intensitate atunci când vântul începe să sufle dinspre interior (offshore). Furtunile
sudice (când vântul bate dinspre SV, S sau SE) au o frecvență și intensitate mult mai
reduse decât cele nordice și se produc pe fondul ciclonilor mediteraneeni cantonați în
părțile centrală și estică a Mării Mediterane sau în Marea Egee. Ambele reprezentări
indică o frecvență foa rte scăzută pentru furtunile dezvoltate pe direcții transversale (E
și V); practic, furtunile dezvoltate perpendicular dinspre larg (onshore), care au cel mai
ridicat potențial de inundare / eroziune a țărmului, au în schimb o proporție de doar
1% cuprinsă exclusiv din furtuni de gradul I și II.
Furtunile marine sunt mai frecvente și mai puternice în timpul iernii deoarece
atunci se produc cele mai pronunțate diferențe de temperatură și densitate dintre
masele de aer de origine continentală și marină (ocean ică). Frecvența medie lunară a
zilelor cu furtună, calculată pentru mai bine de 50 ani (1961 – 2012) la stația Sulina,
este de peste 5 zile/lună în intervalul octombrie – martie și de peste 7 zile/lună în
decembrie – ianuarie ( Fig. 13 A). În funcție de vite za și durata vântului au fost propuse 5
categor ii (clase) de furtuni (Tabel 1 ). Numărul mediu de furtuni este de 29/an, dintre
care cele puternice (severe) sunt în număr de 3/an (Zăinescu și Vespremeanu -Stroe,
2014).

Categoria I II III IV V
Condiții minime*
(viteză, durată) ≥10 m/s,
≥24 h ≥15 m/s,
≥12 h ≥20 m/s,
≥6 h ≥24 m/s,
≥6 h ≥28 m/s,
≥2 h
Număr total 862 446 99 24 7
Frecvența (%) 59.9 31 6.9 1.7 0.5
Înălțimea valurilor
(Hs) 1.5 – 2.5 m 2.5 – 4 m 4 – 5 m 5 – 7 m > 7 m
Frecvența anuală
(furtuni/an) 17.24 8.92 1.98 0.48 0.14
Interval mediu de
recurență (ani) 0.06 0.11 0.5 2.08 7.14
Tabel 1 . Descrierea categoriilor de furtună pentru coasta românească a Mării Negre
(Zăinescu și Vespremeanu -Stroe, 2014 )

În timpul celor severe, viteza vânt ului depășește 20 m/s, iar valurile ating înălțimi
de 4 – 7 m în larg, producând eroziuni semnificative la nivelul unităților emerse ale
țărmului: plaje, dune, faleze, insule barieră. Majoritatea acestor furtuni cu impact
major asupra litoralului ating max imul potențialului morfosculptural pe direcțiile ENE și
NE ( Fig. 13 C). Foarte interesantă este dispunerea direcțiilor rezultante ale furtunilor în
funcție de intensitatea acestora. La nivelul global al furtunilor (toate categoriile), chiar
dacă minoritare, furtunile sudice au totuși o frecvență semnificativă, cu puțin peste
20% din total. Dacă însă selectăm doar furtunile puternice (severe), respectiv
categoriile III, IV și V, ponderea furtunilor sudice devine infimă (< 5%), pe fondul
creșterii frecvenței f urtunilor nordice la ca. 96% ( Fig. 13 C).
Variabilitatea temporală a furtunilor indică două intervale stormice active: 1965 –
1979, și 1994 – 2005 și două intervale calme: 1979 – 1994 (calm moderat) și 2005 –
2014 (foarte calm). Ultimul interval (2005 -2014) reprezintă o anomalie negativă
excepțională, frecvența furtunilor ajungând de 2 ori mai mică decât media
multidecadală, iar indicele de impact morfologic (SIP) de circa 3 ori mai redus ( Fig. 14 ).
Toate aceste intervale se găsesc într -o corelație inversă (n egativă) destul de puternică

29

Modulul 3

cu Oscilația Nord -Atlantică – NAO (r = – 0.76), ceea ce reflectă controlul exercitat de
principalul sistem de variabilitate climatică din emisfera nordică asupra frecvenței și
intensității furtunilor de iarnă de pe litoralul românesc al Mării Negre (Vespremeanu –
Stroe și Tătui, 2012; Zăinescu și Vespremeanu -Stroe, 2014).

Fig. 13 . A. Frecvența medie lunară a zilelor de furtună; B. Topul celor mai puternice
10 furtuni (cu o perioadă de recurență de 5 ani) calculat după indicele de severitate a
vântului (cuantifică doar viteza vîntului, nu și direcția față de țărm); C. Rozele
furtunilor calculate pentru toate furtunile (sus; v ≥ 10 m/s) sau doar pentru cele
severe (jos; v ≥ 20 m/s). Pentru analize s -au folosit datele de vânt orare de la stația
Sulina din intervalul 1961 – 2012.

Fig. 14 . Co-evoluția stormicității (SSI – indicele de severitate a furtunilor) pe coasta
Deltei Dunării și a indicelui Oscilației Nord Atlantice (NAOI) în intervalul 1962 -2012.

30
Modulul 3

Unitatea d e învățare 3.3.
BILANȚUL HIDRIC

Bilanțul hidric al Mă rii Negre a preocupat oceanografii încă de la sfârș itul
secolului al XIX -lea (J.B. Spindler, 1896, 1899) și a fost reluată de 33 aut ori în 27 lucrări
apărute în se colul al XX -lea.
Dificultățile estimărilor cantitative ale componentelor de intrare ș i de ieșire ale
bilanțului, mai ales la nivelul precipitațiilor atmosferice ș i evaporării, au determinat
existența unor dat e cantitative foa rte diferite ale parametrilor bilanț ului hidric.
Ecuația bilanțului hidric, în forma care ia în calcul intrările și ieș irile, este :

Q + P + K + B = E + K 1 + B 1
unde:
Q = intrările fluviale; P = intrări din precipitați ile atmosferice; K = intră ri prin Str .
Bosfor; B = intrări prin St r. Kerci din M. Azov;
E = ieșirile prin evaporare, K 1= ieșirile prin Str. Bosfor; B 1 = ieș irile prin Str. Kerci spre
M. Azov.

lntrările fluviale reprezintă componenta care poate fi calculată cu mai multă
acuratețe în comparați e cu toate celelalte, datorită numeroaselor stații hidrologice
existente pe majoritatea fluviilor și râ urilor afluente Mării Negre.
Intrările din precipitați i atmosferice sunt mult mai difi cil de calc ulat atât din
cauza heterogenității distribuției precipi tațiilor deasupra mării , cât și din cauza sărăciei
fondului de date. Cantitatea medie multianuală de apă intrată din precipitații estimată
variază între o minimă de 119 km3 pe an (E .V. Soliankin, 1963; C. Bondar, 1986) și o
maximă de 300 km3 pe an (E. Oztu rgut, 1971; U. Unluata et al.,1990).
Estimarea intrărilor și ieșirilor prin strâmtoarea Bosfor diferă , de asemenea, mult
de la autor la autor. Intrările prin Bosfor î n Marea Neag ră sunt evaluate de H. U.
Sverdrup (1942), G.J.W. Neuman ș i E. Rosem an (1954), A.K. Leonov (1960) și D .la.
Berembeim (1960) la 192 -193 km3/an, de I. Soliatkin (1963) la 176 km3/an, de G.
Șerpoi anu (1973) Ia 123 km3/an, de C. Bondar (1986) Ia 203 km3/an și de U. Unluata și
colab. (1990) la 312 km3/an, de E. Ozsoy ș i U. Unluata (1997) la 305 km3/an.
leșirile din Marea Neagră prin Bosfor spre Marea Mediterană sunt evaluate de
I.B. Spindler (1896) la 416 km3/an, de H.U. Sverdrup (1942) la 397 km3/an, de G.J.W.
Neuman ș i E. Roseman (1954) la 462 km3/an, de I. Soliatkin (1963) Ia 340 km3/an, de
Gh. Șerpoianu (1973) Ia 260 km3/an, de C. Bondar (1986) la 371 km3/an, de U. Unluata
și colab. (1990) Ia 612 km3/an, de E. Ozsoy și U. Unluata (1997) la 605 km3/an.
lntrările din M. Azov sunt evaluate între un minim de 22 km3/an (I.A.
Reșetnickov, 1 992) și un maxim de 95 km3/an (A.K. Leonov, 1960), iar ieșirile din Marea
Neagră spre M. Azov, î ntre un mi nim de 29 km3/an (Rojdestvenski, 1971) și un maxim
de 70 km3/an (Leo nov, 1960) . Aceleași diferențe mari apar și în calculul ieșiri lor, prin
evaporare.
Tabelul 2 prezintă estimările efectuate de mai mulți autori asupra
componentelor bilanțului hidric, cu mențiunea că este vorba exclusiv de tentative de
evaluare a bilanțului apelor Mării Negre, se pare cu preocuparea pentru un rezultat
care să exprime un bilanț perfect echilibrat.
Fiecare dintre componentele bilanțulul prezintă variabilitate accentuată lunară,
sezonieră și anuală, mai ales în funcție de condițiile clim atice din bazinul hidrografic
aferent Mării Negre ș i din spați ul marin propriu -zis.

31
Modulul 3

Tabel 2. Componentele bilanțului hidric al Mării Negre după diferiți autori ( The rivers
of the Black Sea, EEA T echnical Report )

Dicționar

Ciclon – Regiune a sistemului baric în care presiunea scade de la periferie spre centru,
iar ma sele de aer au o mișcare convergentă pe orizontală și ascendentă pe verticală.

32

Surse documentare Modulul 3

Vespremeanu, E. , 2005. Geografia Mării Negre. Editura Universitară. București.
Vespremeanu -Stroe, A., Preoteasa L., Tătui, F. , 2014. Oce anografie fizică. Editura Ars
Docendi, București.

Întrebări de v erificare

1. Bazinul hidrografic al Mării Negre – caracterizare și componente.
2. Explicați consecințele raportului dintre suprafața bazinului hidrografic al Mării
Negre și suprafața efectivă a Mării Negre .
3. Clima Mării Negre – caracterizare generală.
4. Distribuția temperaturii aerului în Marea Neagră .
5. Distribuția precipitațiilor în Marea Neagră.
6. Bilanțul hidric al Mării Negre .

33

Modulul
4

EVOLUȚIA NIVELULUI
MĂRII NEGRE

Conținu t:
Unitatea de învățare 4.1. Evoluția pre -Cuaternară a acvatoriului Mării Negre
Unitatea de învățare 4.2. Evoluția acvatoriului Mării Negre în Pleistocen
Unitatea de învățare 4.3. Evoluția acvatoriului Mări i Negre în Holocen
Unitatea de învățare 4.4. Oscilațiile recente ale nivelului Mării Negre
4.4.1. Oscilațiile nivelului Mării Negre pe coasta românească

Obiective:
 Explicar ea factorilor care influențează evoluția nivelului Mării Negre ;
 Cunoașterea evoluției nivelului Mării Negre în Pleistocen și Holocen ;
 Cunoașterea oscilațiilor prezente ale nivelului Mării Negre .

Cuvinte cheie: Marea Sarmatică, Marea Meotică, Marea -lac
Ponțiană, transgresiune, regresiune, inundare catastrofală , oscilații de nivel .

Unitatea d e învățare 4.1.
EVOLUȚIA PRE -CUATERNARĂ A ACVATORIULUI MĂRII NEGRE

Cunoașterea evoluției Mării Negre presupune analiza a două aspe cte: evoluția
morfogenetică prin c are s -a ajuns la stadiul actual al bazinului , prezentată succint în
Unitatea de învățare 2.2, și evoluția acvatoriului , adică succesi unea de evenimente care
au culminat cu modelul actual al masei de apă din bazin . Problema evoluției
acvatoriului Mării Negr e de l a sfârșitul Neogenului p ână în prezent a format obiectul a
numeroase studii și reconstitui ri pe baza analizei și datării vârstei formațiunilor
sedimentare transgresive .
În Miocenul S uperior (Messinian), acva toriul făcea parte din Marea Sarmatică
extinsă din Bazinul Viennei, Bazinul Pannonic, prin strâmt oarea de la Porțile de Fier,
Bazinul Getic, peste actuala câmpie costieră a Mării Negre, până în bazinele Caspic ș i
Aral (Fig. 15 ).
La începutul Pliocenului, Marea Sarmatică se fragmentează în bazine ma i mici,
printre care și Marea Meotică, care ocupa bazinul actual adânc al Mării Negre

34
Modulul 4

conectată la restul Oceanului Planetar și extinzându -se mult spre nord, peste Câmpia
Costieră a Mării Negre și continuându -se, prin Culoarul Manici cu bazin ele Caspic și
Aral (Fig. 15). Marea Meotică era un acvatoriu marin tipic, cu ape care aveau salinitate
de 34 -35‰ și cu biosfera dominată de specii marine.

Fig. 15 . Difer ite stadii în evoluția acvatoriului Mării Negre în Miocen și Pliocen

Spre sfârși tul Pliocenului, acvatoriul Mării Negre se restrânge trecându -se la
marea -lac Ponțiană, fără legătură cu Oceanul Planetar, păstrând legătura numai cu
Bazinul Caspic (Fig. 15). Apele erau dulci, cu viețuitoare dulcicole, prezente în fauna
actuală ca relicte pontice.
La începutul Cuaternarului, Marea Neagră este un lac izolat, cu apă dulce, aflat
sub influența schimbărilor climatice majore specifice alternanței perioadelor glaciare
cu cele interglaciare.

35

Modulul 4

Unitatea d e învățare 4.2.
EVOLUȚIA ACVATORIULUI MĂRII NEGRE ÎN PLEISTOCEN

Din punct de vedere geografic , interesează oscilaț iile nivelului apelor, tipul
acvatoriului (lacustru sau marin), precum și legă tura cu bazinele alăturate (Marea
Caspică ș i Marea Mediterană) .
lstoria cuaternară a acvatoriului Mării Negre este legată de schimbă rile climatice
și tectonice din cadrul bazinulul, precum și din regiunile înconjură toare. Sunt bine
cunoscute condiții le climati ce din Plei stocen, care se ca racterizează prin succesiunea
perioadelor g laciare cu perioadele interglaci are, ceea ce induce succesiunea fazelor
transgresive cu cele regresi ve.
Clima din Ho locen (ultimii 10 000 ani) prezintă oscilații cu ampli tudine mai mică,
dar sufici ente pentru a afect a, fie și numai prin procese sterice, nivelul apelor,
generând serii de emergențe și submergențe pe o secvență generală transgresivă,
după modelul lui R. Faibridge (1965).
Regimul tectonic este activ atât în partea centrală a bazinului , unde predomină
subs idenț a, cât și pe margini, u nde alternează procesele de ridicare cu cele de
subsidență. Admițând ipoteza unei subsidențe acc elerate în Pleistocenul Medi u (E.T.
Degens și A. Paluska, 1974), acvatoriul Mării Negre ar fi fost timp îndelungat un lac
puțin adân c legat din timp în timp cu Marea Mediterană, adâ ncirea sa dator ându-se
unor procese tectonice recente .
Legătura cu Marea Mediterană, prin strâmtorile Bosfor ș i Dardanele și prin
Mările Marmara și Egee s -a realizat nu numai în funcți e de nivelul apelor, da r și în
funcție de morfologia celor doua strâmtori, afectate de procesel e tectonice foarte
intense desfășurate pe aliniamentul faliilor și bazinelor din spaț iul Est –Anatolian .
Înainte de deschiderea Strâmtorii Bosfor, legătura dintre Marea Neagră și Marea
Marmara s-a realizat prin culoarul marin Saka rya (M. Phannenstiel, 1944; E. Gokaș an și
colab ., 1997; A.E. Aksu și colab. , 2002; R .N. Hiskott și colab. 2002; F.Y. Oktoy și colab .,
2002) .
Legătura cu Marea Caspică a funcționat cu intermitență pe alinia mentu l
Culoarului Manici, activ încă din Sarmați an.
Potrivit concluziilor din stadiul actual al cunoașterii, evoluția acvatoriului Mării
Negre a trecut printr -o succesiune de cinci etape: Ceauda, Paleo -Euxinică, Uzunlar,
Karangat și Neo -Euxinică, fiecare cu unu l sau mai multe stadii transgresiv -regresive și
cu mai multe faze de submergență și emergență.
Sunt prezentate mai jos principalele trăsături ale etapelor și stadiilor de evoluție
a acvatoriului Mării Negre în Cuaternar pe baza datelor din literatura de sp ecialitate
din ultimii 100 ani sintetizate de E. Vespremeanu (2003), cu mențiunea că vârstele și
limitele dintre etape și stadii sunt încă departe de a fi stabilite cu precizie din cauza
lipsei datărilor formațiunilor sedimentare prin tehnici sigure.
Etapa Ceauda , desfășurată t imp de cca . 350 000 de a ni, între 750 000 și 400 000
de ani B.P. (B.P. – Before Present , "înainte de prezent" ; se raportează la anul 1950). În
această etapă, acvatoriul a trecut prin două stadii :
• Stadiul transgresiunii Ceauda , desfă șurat în intergl aciarul Gunz -Mindel (î ntre
cca. 750 000 și cc a. 500 000 de ani B.P.), c u trei faze în care nivelul apelor depășea cu
puțin pe c el actual, acvatoriul Mării Negre fiind în legătură cu Marea Caspică și cu
Marea Mediterană . Fauna era formată di n specii pontice relicte și din speci i
mediteraneene.
• Stadiul regresiunii Post -Ceauda , desfășurat în timpul glaciați unii Mindel (între
cca. 500 000 ș i cca . 450 000 de ani B.P .), în care nivelul apelor scade cu cca . 65-70 m
sub nivelul actual, acvatoriul prezentâ ndu-se ca un lac izolat cu apă dulce.
Etapa Paleo -Euxinică , desfășurată timp de cca . 125 000 ani, î ntre cca . 450 000
de ani B.P. și cc a. 325 000 de ani B.P., cu două stadii :

36
Modulul 4

Fig. 16 . Diferite stadii în evoluția acvatoriului Măr ii Negre în Pleistocen

• Stadiul transgresiunii Paleo -Euxinice (numită și Euxinul Vechi)
corespunzător interglaciarului Mindel -Riss I, între cca. 450 000 și cca. 375 000 de
ani B.P., când nivelul apelor crește cu puțin peste nivelul actual, refăcându -se
legătura cu Marea Mediterană.
• Stadiul regresiunii Paleo -Euxinice , între 375 000 și 325 000 de ani B.P., cu
amplitudine de cca. -5 m și durată de numai cca. 25 000 de ani, pe o secvență
climatică mai rece din interglaciarul Mindel -Riss I.

37
Modulul 4

Etapa Uzunlar , desfășurată timp de cca. 200 000 de ani, între cca. 325 000 și cca.
125 000 de ani B.P. Cea mai mare parte a autorilor citați mai sus sunt de acord că în
această etapă se succed următoarele stadii transgresive și regresive:
• Stadiul transgresi unii Paleo -Uzunlar , între cca. 325 000 și 320 000 de ani B.P.,
când nivelul mării crește peste cotele actuale intrând în legătură cu apele Mării
Mediterane prin Culoarul Sakarya.
• Stadiu regresiv cu amplitudine mică , între cca. 320 000 și cca. 260 000 de ani
B.P., în care legătura cu Marea Mediterană se întrerupe și se revine la acvatoriul
lacustru izolat.
• Stadiul transgresiunii Uzunlar Mediu , desfășurat între cca. 260 000 și 240 000
de ani B.P. în timpul interglaciarului Riss l – Riss II, în care se ref ace legătura cu Marea
Mediterană prin culoarul Sakarya.
• Stadiul regresiv Uzunlar Mediu , între cca. 240 000 și 185 000 de ani B.P., cu
întreruperea legăturii cu Marea Mediterană.
• Stadiul transgresiunii Uzunlar Finală desfășurat între cca. 185 000 și cca . 170
000 de ani B.P., în care nivelul mării era cu cca. 5 m peste cel actual, legătura cu Marea
Mediterană realizându -se prin Culoarul Sakarya.
• Stadiul regresiunii Post -Uzunlar desfășurat între cca. 170 000 și 120 000 de ani
B.P., în timpul căruia nivel ul apelor Mării Negre era cu 65 -70 m sub cel actual.
Etapa Karangat , desfășurată timp de cca 70 000 de ani, între cca. 120 000 și cca.
50 000 de ani B.P., cu două stadii:
• Stadiul transgresiunii Karangat desfășurat între cca. 120 000 și cca. 70 000 de
ani B.P., în timpul lnterglaciarului Riss II -Wurm I, când nivelul apelor a crescut până la
maximum 10 m deasupra cotelor actuale, contactul cu Marea Mediterană fiind foarte
activ, prin Culoarul Sakarya.
• Stadiul regresiunii Post -Karangat desfășurat între cca . 70 000 și cca. 50 000 de
ani B.P., în timpul perioadei glaciare Wurm I, când nivelul apelor a scăzut până la cca. –
80 m față de cotele actuale.
Etapa Neo -Euxinică , cu o durată de cca. 40 000 ani, desfășurată în timpul
succesiunii de glaciațiuni și interg laciațiuni specifice intervalului Wurm și perioadei
postglaciare care a urmat. În această etapă au fost identificate următoarele stadii:
• Stadiul transgresiunii Surojski desfășurat între cca. 50 000 și cca. 28 000 de ani
B.P., în timpul interglaciarului W urm I – Wurm II, nivelul apelor crescând de la cca. -80
m la cca. -10 m față de cotele actuale.
• Stadiul regresiunii Post -Surojski desfășurat între cca. 28 000 și cca. 20 000 de
ani B.P., în timpul glaciațiunilor Wurm II și Wurm III, când nivelul apelor s cade până la
cca. -110 ….. -130 m.
• Stadiul transgresiunii Neo -Euxinice Târzii desfășurat între cca. 20 000 de ani
B.P. și actual. Acest stadiu corespunde transgresiunii Flandriene din Oceanul Atlantic și
Marea Mediterană și se suprapune perioadei post glaciare de Ia sfârșitul Pleistocenului
și din Holocen.

Unitatea d e învățare 4.3.
EVOLUȚIA ACVATORIULUI MĂRII NEGRE ÎN HOLOCEN

Evoluția holocenă a acvatoriului Mării Negre este tratată în prezent prin două
grupe de ipoteze:
 O primă ipoteză consideră că acvatoriul Mării Negre a prezentat oscilații pe o
curbă continuu transgresivă începând din postglaciar până în prezent .

38
Modulul 4

 A doua ipoteză susține o creștere catastrofală a nivelului mării.
Prim a ipoteză susține că nivelul Mării Negre în perioada vârfului ultimei
glaciațiuni (cca. 20 000 – 18 000 ani B.P.) se afla la:
• 150 m (W . Ryan și colab., 1997; C. Winguth și colab ., 2000);
• 90 m (N.M. Kaplin și F.A. Scerbakov, 1986; A. Julian și colab., 1987);
• 110 m (P.A. Pirazolli, 1996; A. E. Aksu și colab. , 2002) .
S-a stabilit că volumul de apă cuprins între nivelul actual al Mă rii Negre și i zobata
de 110 m este de 54 000 km3. Considerâ nd volumul aportului fluvial actual (350 km3 pe
an), creșterea de nivel ar fi fost reaIizată în numai 155 ani, desigur fără a lua î n calcul
pierderile prin evaporare și aportul din precipitații le atmosferice (A.E. Aksu și colab .,
2002).
În prezent se crede, aproape unanim, că nivelul Mării Negre după ultima
glaciațiune a evoluat pe o curbă de creștere continuă sau cu mai multe paliere la care
nivelul mării staționa o anumită perioadă de t imp (Fig. 17) .

Fig. 17 . Curbe de nivel ale Mării Negre în ultimii 20.000 ani
(din S trechie -Sliwinski, 2007 )
Autorii ruși și ucrai nieni susțin o creștere transgresivă pe fondul căreia sunt
oscilații între 2 ș i 15 m (A. B. Ostrovski și colab., 1977; C.I. Varuscenko și colab., 1987;
A.L. Tshepaliga, 2002) .
P.A. Pirazzoli (1996) consideră că nivelul a crescut începâ nd cu 17 000 ani în
urmă, p e o curbă de creștere lentă.
A.E. Aksu și colab. (2002) demonstrează că nivelul mării a început să crească
începând de Ia -110 m cu 17 000 ani în urmă, Ia -100 m (15 000 ani în urmă), atingând
nivelul actual Ia 5 000 ani în urmă. Pe această curbă glacio -eustatică, autorii identifică
două perioade de stați onare a nivelului mării. Astfel, între 12 000 și 10 000 ani în urmă
nivelul staționează Ia -40 m, iar între 9 000 și 8 000 ani în urmă, nivelul staționează la –
20 m . Explicaț ia este lega tă de relațiile dint re Marea Neagră ș i bazinele Mării
Mediterane prin Culoarul Sakarya și St r. Bosfor .

39

Modulul 4

A doua ipoteză , lansată de C.W. Pittman și W.B.F. Ryan în anul 1982, la care au
aderat recent numeroși autori, consideră că , în perioada 9 000 de ani B.P. și 7 200 de ani
B.P., Marea Neagră era un lac cu apă dulce al cărui nivel se afl a cu 120 – 156 m sub cel
actual (W.B.F . Ryan, C.W. Pittman ș i colab., 1997) . La 7 2 00 de ani B. P. a avut loc o
transgresiune foarte rapidă și intensă datorată invaziei apelor M . Med iterane prin St r.
Bosfor . Nivelul apelor a crescut, într -un si ngur an, de la -120 m (după unii autori), sau de la
-156 m (după alții), Ia cca. -10 m față de cot ele ac tuale, autorii asociind această catastrofă
naturală cu mitul Potopului Biblic. Ultimele ce rcetări (Soulet și colab., 2011) au scos în
evidență faptul că reconectarea Mării Negre cu Marea Mediterană a avut loc acum cca.
9400 ani (Fig. 18).

Fig. 18. Inundarea catastrofală a Mării Negre acum cca. 9400 ani

Unitatea d e învățare 4.4.
OSCILAȚIILE RECENTE ALE NIVELULUI MĂRII NEGRE

Analizele efectuate pe serii de timp de 30 până la 130 de ani relevă creșteri ale
nivelului mării cu un ritm de 5,66 mm/an la Odessa; 2,02 mm/an la Nikolaev; 0,84 mm/a n
la Sevastopol; 2,25 mm/an la Novorosiisk; 1,29 mm/an la Tuapse; 0,83 mm/an la Batumi;
5,94 mm/an la Poti (Black Sea Environmental Programme); 2,386 mm/a n la Varna (V.
Dachev, 2000).
Rezultă clar că asistăm, în prezent, Ia creșteri ale nivelului Mării Neg re care au
ritmuri cuprinse între 0,83 mm/an și 5,66 mm/an, în funcț ie de div ersele compartimente
ale coastei. Diferențele foarte mari pot fi explicate numai prin comportamentul izostazic
diferit al marginilor continentale. Asemenea procese s -au desfășurat și în trecut, putâ ndu-
se explica astfel oscilațiile emergente și submergente c u amplitudine destul de mare ale
nivelului mării sem nalate indubitabil de datele arheologice (E. Vespremeanu, 2003).

4.4.1. OSCILAȚIILE NIVELULUI MĂRII NEGRE PE COASTA ROMÂNEAS CĂ

Oscilațiile de nivel de pe coasta românească a Mării Negre, se pot clasifica (i)
după origine : eustatice (reprezentând variațiile volumului de apă) și de deformare

40
Modulul 4

(provocate de variația formei suprafeței libere a mării), (ii) după durat ă: de scurtă
durată (denivelări produse de vânt, variații ale presiunii atmosferice, seișe și maree), de
durată medie (oscilații sezoniere) și de lungă durată (mișcări eustatice și izostatice,
controlate de factorii climatici, hidrologici și tectonici), (iii) după ritmicitate : oscilații
periodice (maree, seișe) și neperiodice.
Din categoria oscilațiilor de scurtă durată cele mai importante sunt denivelările
suprafeței mării produse de vânt în timpul furtunilor . Aceste oscilații au amplitudini mari
și sunt f oarte frecvente fiind generate prin acțiunea de frecare a aerului pe suprafața
mării unde antrenează în mișcare stratul de apă superficial ( wind drift ). Ca o consecință
directă, vânturile care bat dinspre larg supraîncarcă apele de țărm cu masele de apă al e
curenților de derivă eoliană provocând creșteri de nivel ce ating maximul lângă linia
apei, în timp ce vânturile care bat dinspre uscat “împing” marea către larg.

Fig. 19 . Denivelările mării produse de vânt pe sectoarele de țărm orientate N -S
Aceste os cilații produse de vânt, se adaugă celor induse de valuri ( wave setup ) care, în
cadrul zonei de spargere a valurilor, mențin un nivel ascendent către linia țărmului;
denivelarea pozitivă din zona de spargere față de nivelul mării în larg este proporțională
cu înălțimea valurilor deferlante. Figura 19 prezintă estimări ale denivelărilor de scurtă
durată asociate vânturilor și spargerii valurilor pentru sectoarele de țărm orientate
aproximativ N -S (delta Chilia – I. Sacalin, Chituc – Vama Veche). Se remarcă d enivelări
semnificative pentru vânturile dinspre larg (NE, E, SE) care produc creșteri ale nivelului
mării de până la 35 cm și 50 cm, în cazul vânturilor de 15 m/s și 20 m/s. Cele mai mari
creșteri se dezvoltă în timpul furtunilor costiere extreme (ex: 16 -21 februarie 1979, 21 –
25 ianuarie 1998) când nivelul mării a atins maxime de 80 – 90 cm, conform
înregistrărilor de la mirele Sfântu Gheorghe și Constanța (Vespremeanu -Stroe, 2007).
Oscilațiile de nivel de durată medie sunt determinate în principal de vari ația
sezonieră a debitelor Dunării și secundar de regimul precipitațiilor și evaporației din
bazinul Mării Negre. Aportul fluvial este cea mai de seamă componentă a bilanțului
hidrologic al Mării Negre, care determină variații sezoniere și lunare ale nivel ului cu
amplitudini de până la 40 cm pe țărmul deltaic (Sulina, Sfântu Gheorghe) și 20 cm pe
țărmul sudic românesc (Constanța; Fig. 20). Nivelele maxime se ating în intervalul aprilie
– mai pe țărmul deltaic și cu o întârziere de 3 – 4 săptămâni pe țărmul sudic (mai –
iunie), impusă de timpul necesar propagării geostrofice către sud a creșterii nivelului în
apele costiere deltaice (Vespremeanu și colab., 2003). Decalajul temporal al producerii
maximelor între cele două sectoare ale coastei românești este mă rit și de suprapunerea
pe singurul interval, aprilie – iunie, în care vânturile sudice reușesc să fie asemănătoare
ca intensitate și frecvență cu cele nordice, în restul anului fiind net inferioare.

41
Modulul 4

Fig. 20 . Oscilațiile medii lunare ale nive lului Mării Negre la Constanța (1933 – 2010);
albastru = nivelul mării, roșu = variabilitatea lunară interanuală a nivelurilor lunare

Fig. 21 . Evoluția nivelurilor anuale ale Mării Negre la Sulina (1858 – 2010)

În mod paradoxal, celelalte surse de varia ție sezonieră – precipitațiile și
evaporația – se comportă antagonic față de regimul hidrologic al marilor râuri
tributare. Exceptând coasta vestică a bazinului Mării Negre unde precipitațiile de vară
sunt cele mai bogate, restul precipitațiilor căzute pe suprafața mării atinge maximul în
intervalul octombrie – ianuarie, inclusiv pe coasta Caucazului unde se înregistrează cele
mai mari cantități medii anuale din întreg bazinul. La fel, regimul evaporației – cu un
maxim vara în timpul nivelelor mari și un mi nim iarna – se comportă în contratimp cu
variația medie lunară a nivelurilor Mării Negre și a debitelor Dunării estompând într -o
oarecare măsură amplitudinea oscilațiilor de nivel lunare și sezoniere. Seișele
reprezintă oscilații periodice de scurtă durată ale nivelului mării (un corp de apă închis
sau semiînchis) generate de un schimb brusc în presiunea atmosferică, o furtună sau o
variație bruscă a direcției și vitezei vântului. Pe litoralul românesc seișe cu amplitudini
de peste 10 cm se înregistrează od ată la câțiva ani.
Pe baza datelor instrumentale și a cunoașterii ansamblului sinoptic se pot
analiza două cazuri de seișe foarte puternice care s -au produs pe țărmul românesc în
asociere cu pasajul unor fronturi atmosferice de furtună. În primul caz, noap tea de 28
decembrie 1960, trecerea unui ciclon de la sud spre nord în lungul litoralului a fost
acompaniată de un front de apă cu înălțimi de ca. 1m care a inundat jetiurile Sulinei de
către Baia de Sud. Mai recent, pe 25 ianuarie 2012 în zona de vărsare a brațului Sfântu
Gheorghe, la începutul unei furtuni severe ridicarea indusă de valuri în zona de
spargere s -a propagat sub forma seișelor pe gura de vărsare, care s -au amplificat și a
ajuns la amplitudinea de 80 cm în dreptul stației hidrometrice Sfântu G heorghe.

42

Modulul 4

Creșterea multianuală a nivelului mării este una din cauzele favorabile
retragerii țărmurilor pe termen lung. Prima stație maregraf din Marea Neagră și una din
cele mai vechi din lume este cea amplasată în 1858 la Sulina de către Co misiunea
Europeană a Dunării. Șirul lung de date (1858 – 2010)a permis o analiză cuprinzătoare a
tendințelor evolutive înregistrate în cei 153 ani (Fig. 21) punând în evidență cele trei
intervale de creștere rapidă asociate episoadelor de încălzire intensă : ieșirea din Mica
Glaciațiune (1858 – 1880), perioada caldă de la începutul secolului 20 (1910 – 1940) și
ultimele două decenii considerate cele mai calde din ultimii 2000 ani (1990 – 2010).
Pentru întreg intervalul analizat am calculat un ritm de creșter e de 2.5 mm/an (1858 –
2010). Această rată reprezintă creșterea relativă a nivelului mării, respectiv cea
resimțită de sistemul morfologic al țărmului deltaic. În realitate, rata de creștere
absolută a nivelului Mării Negrea fost probabil ceva mai mică, aces teia adăugându -i-se
și rata locală de subsidență de ca. 0.5 – 1 mm/an. Maregraful de la Constanța a fost
amplasat mai târziu, în perioada interbelică, iar rata medie de creștere a nivelului
relativ calculată pentru intervalul 1933 – 2010 este de 1.4 mm/an, ceea ce indică
posibilitatea manifestării unor lente procese hidroizostatice locale de ridicare (0.1 – 0.4
mm/an).

Surse documentare

Vespremeanu, E. , 2005. Geografia Mării Negre. Editura
Universitară. București.
Vespremeanu -Stroe, A., Preoteasa L. , Tătui, F. , 2014. Oceanografie fizică. Editura Ars
Docendi, București.

Întrebări de v erificare

1. Explicați evoluția pre -Cuaternară a nivelului Mării Negre.
2. Explicați evoluția din Pleistocen a nivelului Mării Negre.
3. Explicați evoluția din Ho locen a nivelului Mării Negre.
4. Explicați oscilațiile recente ale nivelului Mării Negre – diferențieri regionale.
5. Prezentați oscilațiile nivelului Mării Negre pe coasta românească.

43

Modulul
5
DISTRIBUȚIA TEMPERATURII,
SALINITĂȚII, DENS ITĂȚII ȘI
OXIGENULUI DIZOLVAT ÎN
MAREA NEAGRĂ

Conținu t:
Unitatea de învățare 5.1. Temperatura apelor
Unitatea de învățare 5.2. Salinitatea apelor
Unitatea de învățare 5.3. Densitatea apelor
Unitatea de învățare 5.4. Oxigenul dizolvat
Unitatea de învățare 5.5. Hidrogenul sulfurat și sulfurile în apa Mării Negre

Obiective:
 Însușirea noțiunilor: temperatură, salinitate, densitate, oxigen dizolvat , hidrogen
sulfurat ;
 Descrierea proceselor fizice și chimice implicate ;
 Cunoaș terea repartiției proprietăților fizice și chimice ale apei de
mare la suprafața Mării Negre ;
 Cunoașterea distribuției pe verticală a proprietăților fizice și chimice ale
apei de mare în Marea Neagră .

Cuvinte cheie: termoclină sezonieră, strat i ntermediar rece, haloclină,
picnoclină, oxiclină, strat anoxic, hidrogen sulfurat.

44
Modulul 5

Unitatea de învățare 5.1.
TEMPERATURA APELOR

TEMPERATURA APELOR LA SUPRAFAȚĂ
Ca ș i tempe ratura aerului, se caracterizează prin diferențe marcante între cele
două compartimente, de vest ș i de est, între care se află partea centrală cu caracter de
tranziț ie.
Cele mai mari diferențe se înregistrează iarna, cele din timpul veri i fiind
neînsemnate. Toamna, răcirea apelor de Ia suprafață începe din nord -vest ( din Golful
Fidonisi), unde în luna septembrie se înregistrează o medie de 18,4°C, spre colțul sud –
estic, unde media lunii septembrie este de 21,2°C (Tabel 3 ).

Tabel 3. Distribuția temperaturii apelor Mării Negre la suprafață în timpul iernii și verii
(după datele din Black Sea GIS )
Apele de suprafață din compart imentul vestic se caracterizează prin cea mai
mare heterogenitate termică, cauzele fii nd legate de aportul apelor fluviale și de
vânturile dominante, reci ș i uscate care bat din nord -est.
Temperat ura medie a apelor de suprafață se distribuie după un model cu
gradienți termici pronunțați spre extremele bazinelor vestic și estic și cu gradienți mici
în partea centrală . Temperatura medie anuală la suprafața mării variază înt re 13 – 14
˚C în colțul NV extrem, 14˚C în NV, 14 – 15˚C în centru și 15 – 16.5˚C în est.

TEMPERATURA APELOR ÎN PROFIL VERTICAL
Distribuția pe verticală a temperaturii prezintă o stratificație specifică Mării Negre ,
individualizată prin absența termocline i permanente tipice , prezența Stratului Intermediar
Rece (SIR) și prin faptul că apele intermediare și profunde sunt mai calde decât apele de la
aceeași adâncime din Oceanul Planetar . Astfel, profilul vertical al temperat urii în bazinul
adânc (Fig. 22 ) pre zintă următoarea stratificație (Vespremeanu, 2005):
 Stratul de amestec , situat între suprafață și 10 – 12 m adâncime, cu diferențe
de 1 – 1.5˚C între limita superioară și cea inferioară;
 Stratul termoclinei sezoniere , aflat între 10 – 12 m și 40 – 50 m adâ ncime, în
care gradientul termic atinge 12 – 14˚C;
 Stratul Intermediar Rece (SIR) , situat între 40 – 50 m și 125 – 150 m adâncime,
în care temperatura scade cu 1 – 1.5˚C;
 Stratul intermediar , situat între 125 – 150 m și 1500 m adâncime, în care are
loc o i nversiune termică, caracterizată printr -o creștere ușoară a temperaturii de la 8˚C
la 8.88˚C;
 Stratul profund , aflat sub 1500 m adâncime, în care temperatura crește de la
8.883˚C (la 1500 m adâncime) la 8.896˚C (la 1800 m adâncime), apoi rămâne constantă
până la cele mai mari adâncimi (temperatură potențială de 8.9˚C).
larna, î n stratul de amestec, temperatura scade Ia 2 -8˚C, cee a ce conduce Ia
apariția unei inversiuni de temperatură în straturile de deasupra SIR.
SIR este prezent în tot acvatoriul Mării Ne gre și are grosimi de 100 -120 m î n

45

Modulul 5

imediata apropiere a versantelor continentale și sub 50 m în partea centrală a
bazinului. Grosimea maximă este de 140 -150 m și se înregistrează în largul versantelor
continentale din colțul sud -estic aI Măr ii Negre. Interfața termoclină -SIR se află la 25 –
30 m, în cea mai mare parte a bazinului, cu excepția părții sudice și sud -estice, unde
coboară la 40 -45 m.
Stratele de apă intermediare și profunde au temperatura mai mare decât în
mod normal la aceeași adân cime, în legătură cu aportul apelor mediteraneene, mai
calde, prin Bosfor, precum și datorită transferului caloric geotermal la nivelul fundului
bazinului.

Fig. 22 . Distribuția valorilor medii ale temperaturii, salinității și oxigenului dizolvat
în func ție de adâncime în acvatoriul adânc al Mării Negre

Unitatea de învăț are 5.2.
SALINITATEA APELOR

SALINITATEA APELOR LA SUPRAFAȚĂ
Salinitatea medie anuală la suprafață variază î ntre un minim de 14,5‰ în largul
Deltei Dunării și un maxim de 20,7‰ în partea centrală a bazinului (după datele din
Black Sea GIS, 1998). În fața gurilor Dunării , salinitatea scade la 5 -8‰ datorită
volumelor mari de apă fluvială. Salinitatea medie anuală la suprafață are distribu ție
zonată l ongitudinal, cu valori mici și gradienți mari pe laturile vestică și estică ș i cu
valori peste 18,20‰ în partea centrală a bazinului .
Variaț iile sezoniere al e salinității la suprafața mării înregistrează valori mari.
Astfel, după datele din Bla ck Sea GIS:
• larn a, valorile minime sunt de 15,44‰ ș i se înregistrează în l argul Deltei
Dunării și î n Golful Odess a; cea mai mare parte a suprafeț ei mării din comparti mentul
vestic are salinitatea de 18,19 -18,28‰ , partea central -estică are ape cu salinita tea
maximă de 18,28‰ , iar apele caucaziene au 17,97‰ ;
• Primăvara, minima este de 12,06‰ ș i se înregistrează î n largul Deltei Dună rii

46

Modulul 5

și în Golful Odessa; cea mai mare parte a apelor de la suprafață au salinități de 18,20 –
18,35‰;
• Vara, mi nima se înregistrează în fața Deltei Dunării și în Golful Odessa,
prezentând valori care variază între 14 -15‰; în partea centrală a bazinului, salinitatea
variază între 18 și 18,50‰, iar pe coasta caucaziană, între 16,9 și 17,5‰;
• Toamna se înregistrează valori minime în nord -vestul Mării Negre, unde variază
între 14 și 16‰; în centrul bazinului sunt salinități de 18 -18.50‰, iar în apele
caucaziene, între 17 și 18‰.
Variațiile sezoniere sunt legale evident de aportul apelor fluviale spre Marea
Neagra și d e raportul dintre precipitațiile atmosferice și evaporare.

VARIAȚIA SALINITĂȚII PE VERTICALĂ
Variația salinității pe verticală în bazinul adânc urmează o traiectorie diferită de
restul Oceanului Planetar prin extensiunea largă a haloclinei . Profilul verti cal al
distribuției salinității (Fig. 22 ) prezintă trei etaje (Vespremeanu, 2005):
 Stratul de amestec (0 – 30 m adâncime), cu o medie a salinității de 18 –
18.25‰;
 Haloclina (30 – 200 m adâncime), în care salinitatea crește la 21.5‰;
 Stratele intermediar ș i profund (situate la adâncimi mai mari de 200 m), în
care salinitatea crește foarte lent până la 22.5‰.
Distribuția verticală a salinităț ii în bazinul adâ nc este rezultatul proceselor de
difuziune multiplă și amestec a maselor de apă cu di ferite origini .

Unitatea de învățare 5.3.
DENSITATEA APELOR

Densitatea prezintă valori care cresc cu adâncimea, determinâ nd, în mare măsură,
distribuția pe verticală a princ ipalelor componente chimice, cu toa te procesele pe care Ie
implică.
Distribuția densității în profil vertical prezintă urmă toarea etajare (T. Oguz și
colab ., 2001; G. Karakas și colab ., 2002):
 Stratul superficial situat între suprafață și -10 până la -15 m , cu densități de
10,5 -11 kg/m3;
 Stratul picnoclinei perm anente situat între -15 m și -120 m, î n care densitatea
crește de la 11 -11,5 la 15,5 -16 kg/m3, cu un gradient de 5 -6 kg/m3;
 Stratul profund situat la adâncimi mai mari de 120 m, c u densitatea de 16 –
16,5 kg/m3.
Menționăm importanța prezenței picnocli nei ferme cu gradient mare care
influențează hotărâtor desfăș urarea pro ceselor de transfer pe verticală (M. Gregoire, E.
Stanev, 2001; S. K. Konovalov, J.W. Murray, 2001). Cu toa te acestea, activitatea eolia nă
intensă din timpul iernii generează frecvent procese de convecție care determină
ventilarea locală a pi cnoclinei și apelor profunde până la adâncimi de 400 -500 m (M.
Gregoire, E. Stanev, 2001).

Unitatea de învățare 5.4.
OXIGENUL DIZOLVAT

Oxigenul dizolvat înregistrează valori maxime î n stratul superficial dintre
suprafață ș i -10 m, variind între 330 și 380 µ M/I (micromoli la litru) –Black Sea GIS, 1998 .

47
Modulul 5

La 100 m adâncime, cantitatea de oxigen scade până sub 5 µM/I în partea
centrală a bazinului adânc, menținându -se însă la valori de 275-300 µM/I în imediata
vecinătate a versante lor continentale. Sub 150 m, oxigenul scade rapid și dispare între
-190 și -200 m.
Distribuția pe verticală a cantității de oxigen din bazinul adânc al Mă rii Negre
(Fig. 22) urmează urmă torul model (D.G. Aubrey și colab ., 1992; S.K. Konovalov și J.W.
Murray, 2001; T. Oguz și colab .,2001):
 Stratul superficial , situat între 0 și -5 m, în care se desfășoară cele mai
intense schimburi cu atmosfera, se caracterizează prin cantități mari de oxigen
dizolvat, care variază între 350 și 379 µM/I .
 Stratul de amestec , situat între -5 m și adâncimea de 30 -35 m, în care
oxigenul se află l a 90 -110% saturație, variind între 305 și 350 µM/I. Aici oxigenul
provine din atmosferă, din schimbul de gaze și din activitatea fotosintetică a
fitoplanctonului care asigură producția primară. Cantitatea de oxigen din stratul de
amestec variază sezonier î n funcție de temperatura, salinitatea și gradul de agitație al
suprafeței apelor care determină solubilitatea oxigenului și desfășurarea proceselor
de producți e primară .
 Strat ul oxic linei , situat între 35 și 60 m adâncime, î n care cantitatea de
oxigen dizo lvat sc ade de la 300 µM/I la 5-6 µM/I . Scă derea cantității de oxigen se
datorează consumului activ al acestuia î n procesele de oxidare a materiei organice ș i a
sulfurilor (S.K. Konovalov, J.W. Murray, 2001).
 Stratul oxic/anoxic , numit și stratul suboxic (SOL, de la Suboxic layer ),
situat în cadrul picnoclinei permanente, între 55 -60 m ș i 100-120 m, în strânsă
corelație cu picnoclina, î n care cantitatea de oxigen dizolvat scade de la 5-6 µM/I la
valori apropiate de zero. În bazinul adânc, oxigenul dispare la adâncimea de 190 -200
m. În stratul suboxic (SOL) se formează o masă de apă specifică Mării Negre.
Distribuția pe verticală a cantității de oxige n dizolvat variază de la loc la loc în
funcție de dinamica maselor de apă, astfel încât nu pute m identifica rep artiții
uniforme pentru întregul bazin aI Mă rii Negre. Se poate vorbi de un relief, cu coline ș i
depresiuni, al suprafeței superioare a stratului anoxic.

Unitatea de învăț are 5.5.
HIDROGENUL SULFURAT ȘI S ULFURILE ÎN APA MĂRII NEGRE

Distribuția pe verticală a cantității medii de H2S (L.N. Neretin și colab ., 2001)
reflectă o creștere continuă de Ia 150 m adâncime până Ia -2 000 m .
Analiza distribuției producției și c onsumului de H2S a relevat existența u nui
orizont cu producție maximă situat între 500 ș i 1 000 m adâ ncime, a unui orizont de
consum maxim mai sus de -500 m și un orizont neutru, sub -1 000 m ( L.N. Neretin și
colab ., 2001).
Poziția verticală a interfeței anoxic -suboxic este distribuită fo arte neunifo rm,
rezultând un "relief" cu "coline" și "depresiuni" variabil î n timp (Fig. 23 ).
Formarea H 2S începe cu advecția sulfurilor la suprafața mării, care variază
între 0.8 și 200 Tg/an în funcție de intensitatea proceselor de turbulență și advecție
(L.N. Neretin și colab ., 2001).
În stratul soboxic (SOL) au loc procese de oxidare a sulfurilor î n două stadii: la
început, sulfurile sunt oxidate la sulfuri elementare ș i tiosulfa ți, apoi, tiosulfații sunt
oxidați Ia sulfați cu ajutorul bacteri ilor chemolit hoautotrofe , mai ales a celor din genul
Thiomicrospira sp . Sulfaț ii astfel formați sunt reduși cu forma rea hidrogenului sulfurat.
Rolul proceselor biogeochimice în forma rea H2S este cel puțin Ia fel de important ca și
rolul proceselor strict abiotice, fapt dovedit de creșterea conc entra ției
bacterioclorofilei -e la interfaț a oxic -anoxic .
Prezența sulfurilor în masa de apă și în sedimente se datorează proceselor de
formare a b isulfurilor de fier coloidale ș i metacoloidale de tipul piritei (FeS 2) prin

48
Modulul 5

descompunerea resturilor organice în condiț ii anaerobe (G.A. Cutter și colab ., 1999;
S.K. Konovalov, ].W. Murray, 2001; T. Oguy și colab ., 2001; L .N. Neretin și colab.,
2001). În condiții aerobe, sulfurile de fier sunt instabile, oxidându -se ușor în sulfat
feros, care în prezența oxige nului trece în oxid feric. Acesta, la rândul să u, se
descompune repede prin hidroliză, rezultând hidroxidul de fier ș i H2S04 liber care
trece în soluț ie. Astfel, 60% din sulfuri se formează î n etajul superior al stratul ui
anoxic (A. YU. Lein, M.V. Ivanov, 1991). În sedimente se acumulează cantități
importante de bisulfuri de fier coloidal e care vor asigura un flux continuu de
hidrogen sulfurat spre acvatoriu.

Fig. 23. Localizarea medie a limitei superioare a zonei cu H2S (1920 – 1990 )
Modelul desfășurării proceselor de producere ș i consum al H2S relevă
prezenț a a trei niveluri:
• nivelul producerii H2S prin reducerea sulfaților în prezența bacte riilor
chemolithoautotrofe, situat în stratul anoxic și în sedi mente;
• niv elul consumului de H2S în stratul suboxic (SOL) prin oxidarea sulfurilor;
• nivelul oxic care este sursa particulelor de materie organică ș i de carb on
organic rezultat din producția primară , care vor asigura baza procesului de formare
a bisulfurilor . În ac elași timp, aic i se vor consuma, prin oxidare, cantități mari de
H2S.
În bugetul hidrogenului sulfurat din Marea Neagră un rol impor tant îl are
intruziune a penei de apă mediteraneană prin Str . Bosfor . Apele cu origine
mediteraneană ies pe șelful continenta l din faț a Str . Bosfor, se încarcă cu oxigen, se
scufundă pe versa ntele continentale, p ătrunzând prin difuziune multiplă în masa de
apă a stratului anoxic . Aici determină procese de oxidare a sulfurilor, cu reducerea
cantității de H2S.
Din cele arătate ma i sus rezultă că acvatoriul Mării Negre este un sistem
chimic cu autoreglare, î n care procesele de intrare a H2S sunt controlat e prin feed –
back de procesele de c onsum a H2S. În acest fel s e explică stabilitatea nivelulul
interfețelor oxi c/suboxic /anoxic, c el puți n în ultimii 100 ani . Dinamica reliefulul
interfeț ei anoxic -suboxic, cu deplasarea laterală a unor coline pe locul
depresiunilor, a dus la concluzi a eronată potrivit căreia stratul anoxic se apropie de
suprafață , ceea ce nu s-a demonstrat științ ific.

49

Dicționar

Oxiclină – Schimbare mai mult sau mai puțin bruscă a distribuției pe verticală a
cantității de oxigen dizolvat în apa mării, de la suprafață spre adâncime. Gradientul
oxiclinei depinde de latitudine și de structura acvatoriului marin respe ctiv.
Anoxie – Dispariția totală a oxigenului dizolvat în apă .

Surse documentare

Vespremeanu, E. , 2005. Geografia Mării Negre. Editura Universitară. București.
Vespremeanu -Stroe, A., Preoteasa L., Tătui, F. , 2014. Oceanografie fizică. Editura Ars
Doce ndi, București.

Întrebări de v erificare

1. Explicați distribuția tempera turii și salinității la suprafața Mării Negre .
2. Explicați distribuția pe verticală a temperaturii, salinității, densității , oxigenului
dizolvat și hidrogenului sulfurat în cadrul Mării Negre .
3. Explicați diferențele regionale în localizarea medie a limitei superioare a zonei cu H 2S.
4. Explicați particularitățile Mării Negre în ceea ce privește distribuția pe verticală a
temperaturii și salinității, în comparație cu Oceanul Planetar.

50

Modulul
6

CURENȚII ȘI
PROBLEMELE DE MEDIU
DIN MAREA NEAGRĂ

Conținu t:
Unitatea de învățare 6.1. Curenții din Marea Neagră
Unitatea de învățare 6.2. Problemele de mediu din Marea Neagră

Obiective:
 Cunoașterea mecanismelo r de formare a curenților marini ;
 Însușirea organizării curenților de su prafață în Marea Neagră ;
Cunoașterea circulației de tip upwelling ;
 Cunoașterea problemelor de mediu din Marea Neagră .

Cuvinte cheie: curenți geostrofici, Curent Principal Circu mbazinal,
upwelling / downwelling, poluare, eutrofizare, suprapescuit, reducerea
biodiversității, eroziunea țărmurilor.

Unitatea de învățare 6.1.
CURENȚII DIN MAREA NEAGRĂ

Circula ția de suprafa ță în Marea Neagră este controlată de ac țiunea combinată a
vântului, transferurile termice dintre aer – apă – uscat, aportul de apă dulce din râuri și
precipita ții, schimburile de apă cu Marea Mediterană, procesul de evapora ție de l a
suprafa ță și grosimea stratului de suprafa ță impusă de stratifica ția principalelor mase de
apă. Un rol important în determinarea modelului general al curen ților de suprafa ță îl are
morfologia și dimensiunea bazinului marin precum și configura ția țărmuril or.
Este unanim recunoscută manifestarea în apele costiere și mai departe către larg
(deasupra șelfului și versantului continental), a unui Curent Principal Circumbazinal
(CPC), numit și Curentul Principal de Bordură (sau Curentul Principal al Mării Negr e – Rim
Current ), ciclonal, cu caracter geostrofic, care se dezvoltă sub forma unui curent lat de ca.
50 km, până la adâncimi de -150 m, deplasându -se cu viteze medii de 15 -20 cm/s, și cu un
debit mediu anual de 6 Sv, care fluctuează înt re 8 Sv primăvara ș i 4 Sv vara (Fig. 24) . CPC
se distinge la nivelul suprafe ței mării prin temperaturi cu 2 – 3°C și valori ale salinită ții cu
1-2 ‰ mai mari decât apele de țărm. Întreaga structură spa țială și temporală a Curentului
Principal este determinată de procesele ge ostrofice, de meandrare și de circularitate,
fiind discontinuă în timp și foarte variabilă în spa țiu (Vespremeanu, 2005).

51
Modulul 6

În secț iune transver sală apar frec vent procese de forfecare orizontală, ceea ce
determină formarea spre exterior a 9 vâr tejuri anticiclonice bine conturate numite
Sevastopol, Kaliakra, Bosfor, Sakarya, Sinop, Kâzâlirmak, Batumi, Caucaz și Crimeea, la
care se adaugă mai multe vârtejuri mici, se cundare (Fig. 24) .
În interiorul bazinului și a CPC se manifestă doi curenți disti ncți sub forma a
două gire alăturate, una în compartimentul estic și cealaltă în cel vestic, care se
deplasează în sens invers acelor de ceasornic, cu viteze și debite tot mai mici către
centru girei și categoric mai mici decât CPC (Fig. 24) .
Orientarea ș i aspectul neregulat al liniei țărmului, descris de alternanța unor
protuberanțe ale coastei (ex. capuri formate în roci mai dure, construcții antropice de
tipul jetiurilor sau construcții portuare) și golfuri, perturbă deplasarea lineară a
ramurilor inter ioare ale curenților de țărm determinând separarea din CPC a treigire
(celule) anticiclonale principale pe coasta românească: Sulina Sud, Sacalin – Portița,
Constanța Sud.

Fig. 24 . Distribuția curenților de suprafață în Marea Neagră
Marea Neagră comunic ă cu Marea Mediterană prin intermediul Strâmtorilor
Bosfor și Dardanele a căror adâncime măsoară 40 m, respectiv 92 m, lă țimea variind
între 0.76 km și 3.60 km. Formarea maselor de apă în bazinul Mării Negre este
controlată de schimbul de apă cu Marea Medi terană și de aportul de apă dulce de pe
continent (provenit în principal din Dunăre, Nistru, Nipru, Bug, Don, Kuban) care
însumează aproximativ 300km³/an și care, împreună cu precipita țiile (300km³/an)
depă șesc volumul de apă evaporat: 353km³/an (Murray și colab., 2005). Modelul
circula ției temohaline în cadrul Mării Negre este controlat de transferul de mase de
ape între cele două bazine marine. Fluxul de apă în cele două stâmtori este alcătuit
dintr -un curent de suprafa ță care transportă un volum de apă d e ~ 600km³/an cu
salinitate redusă, dinspre Marea Neagră spre Marea Mediterană și un curent de
adâncime care transportă un volum de apă sărată de ~ 300km³/an (Murray și colab.,
2005) din Marea Mediterană în bazinul Mării Negre. Lă țimea și adâncimea redusea le
celor două praguri determină accelerarea curen ților, creând condi ții favorabile
producerii de turbulen țe cu rol important în amestecul maselor de apă. Ca urmare, în
bazinul mediteranean, salinitatea maselor de apă provenite din Marea Neagră este mai
ridicată cu aproximativ 12 unită ți (30‰ fa ță de 18‰), iar în cadrul Mării Negre,
salinitatea maselor de apă mediteraneene este mai diluată cu aproximativ 4.5 unită ți
(34‰ fa ță de 38.5‰) (Pickard și Emery, 1993). Salinitatea redusă a maselor de apă din
orizont ul superior al Mării Negre (17.5 – 18.5‰) creează un contrast puternic cu
masele de apă de adâncime, mai sărate (~22.2‰), provenite în principal din bazinul

52
Modulul 6

mediteranean. Această stratifica ție impusă de densitatea apei controlează distribu ția
elementelor biogeochimice (oxigen, sulfa ți, nitra ți, amoniac) în cadrul coloanei de apă,
în func ție de care au fost delimitate trei orizonturi distincte: oxic, suboxic și anoxic.
Stratul superior, oxic este cuprins între 0… -40m adâncime și este bine oxi genat.
Temperatura apei variază în func ție de temperatura aerului între 2 -24°C, salinitatea
men ținându -se între 17 -18‰. În intervalul de adâncime cuprins între -40… -100m se
află orizontul suboxic unde concentra țiile O 2 și H 2S sunt extrem de reduse
(Vespr emeanu, 2004). Stratul de adâncime anoxic se desfă șoară între -100m și fundul
mării, este complet lipsit de O 2și prezintă o concentra ție ridicată de H 2S, temperaturi
de 8 -8.8°C și valori mai mari ale salinită ții, de până la 22.3‰. Această stratificare a
impus, de asemenea, crearea unor condi ții de stabilitate care favorizează men ținerea
constantă a unui Strat Intermediar Rece (SIR), cu o temperatură medie de 8 °C, între –
50 și -130m adâncime.
Circulația frontală este reprezenta tă prin curenții verticali de Ia adâncime spre
suprafață dezvolta ți în proce sul de upwelling atât în apele costiere, cât și în bazinul
adânc (Gh. Șerpoi anu, 1980; S .V. Bulgakov, G .K. Korotaev, 1984; J. Staneva, E. Stanev,
1998) .
Contrastele dintre trăsă turile te rmohaline ale apelor c ostiere ș i ale celor din
bazinul adânc, precum și interacțiunea cu atmosfera generează forțe care permit
formarea upwelling -ului la nivelul se ctorului abrupt al picnoclinei. Aceste procese sunt
sufici ent de intense pentru a transporta de la 200 -300 m adânc ime spre suprafață ape
reci, bogate î n hidrogen sulfurat.
Cele mai frecvente procese de upwelling costier apar pe coasta s udică a
Crimeii, pe coastele românești și bulgărești, mai ales la sud de Constanț a, precum și pe
coastele anatoliene .
Upwelling -ul cos tier din sectorul româ nesc est e generat mai ales de vânturile
din sud și sud -vest care determină un transport total Ekman spre est. În aceste condiții,
se dezvoltă curenți verticali în lungul părț ii superi oare a versantului continental și pe
șelf care tran sportă spre ță rm ape reci bog ate în H 2S și nutrienți. Scăderile de
temperatură a apelor de suprafață pot atinge gradienți de 14 -15°C, uneori mai mult
(Gh. Șerpoianu, 1980) .
Procesele de upwellin g din bazi nul adânc sunt î n apele situate dea supra
versantelor continentale la vest de Crimeea și Ia sud de Str . Kerci (J. Staneva, E . Stanev,
1998).
În ambele cazuri, ca în orice regiune marină afectată de upwelling ,
productivitatea primară creș te ca urm are a creșterii cantit ății de nut rienț i.

Unitatea de învățare 6.2.
PROBLEMELE DE MEDIU DIN MAREA NEAGRĂ

Activitățile celor peste 168 m ilioane de locuitori care populează statele
riverane Mării Negre, după cum s -a arătat mai sus, induc o presi une umană
reprezentată prin 386 loc./km2 de mare (M. V. Konovalov, 1995; Yu. Zaițev, V.
Mamaiev, 1997). Luând în considerare întreaga suprafață a bazinului hidrografic al
Mării Negre , presiunea este desi gur mult mai mare. Această presiune se ex ercită prin
poluare, eutrofizare, supra pescuit, periclitarea speciilor rare, reducerea biodiversității ,
introducerea speci ilor noi, alterarea structurii și funcționării regiunilor ume de din jurul
mării, degradarea ță rmurilor, alterare a esteticii pei sajelor .

53
Modulul 6

POLUAREA
Poluarea cu metale grele . Metalele grele (mercur, cadmiu, zinc, cupru,
arsenic, ni chel, crom) sunt aduse de fluvii , contribuind astfel la poluarea apelor .
Îngrijorează mai ales cantitățile mari de cupru (cca . 1 400 – 1500 t/an), m ercur (60
t/an), cadmiu (280 t/an) , zinc (6 000 t/an). Numai Dunărea transportă în Marea
Neagră anual cca . 55 t de mercur ș i 240 t de cadmiu (S. M. Konovalov, 1995). Aceste
meta le grele se depun în sedimente, de unde sunt asimi late d e moluște ii pești,
ajun gând în final în organismul uman și provocând cele mai diverse afecțiuni (E.
Vespremeanu și Bianca Simio n, 2002) .
Poluarea cu pesticide organo -clorurate . Pesticidele provin din agricultură și
silvicultură, fiind transportate de ape sau de vânt, valoril e maxime fiind atinse în anii
'60 și '70, când s -au utilizat abuziv cantități mari de DDT și pesticide hidrocarbonatice
clorurate. Î n anul 1989, con centrația medie în Marea Neagră pe ntru DDT era de 0,5 -2
mg/l în apele de larg și de 7 -30 m g/l în apele costiere (S.M. Konovalov, 1995) . În
prez ent, cantitatea de DDT ajunsă în mare a scăzut, dar se mențin cantități
importante de pesticide organo -clorurate ( Europes Environment , 1995; L . Me e,
2000) .
Poluarea cu produse petroliere . Produsele petroliere ajung î n apa Mării Negre
transportate de Dună re (cca . 53 000 t/an), o dată cu apele uzate (cca . 30 000 t/an) ș i
din surse industriale (cca . 15000 t/an). O contribuți e importantă, greu de cuantificat,
revine navelor de diferite tipuri și mai ales petroli erelor (L. Mee, 200 0).
Poluarea cu ape menajere . Anual se deversează în Marea Neagră o canti tate
de cca . 517 milioane m3 de ape menajere care conțin detergenți , resturi organice,
germeni microbieni . Aceste ape, care sunt neepura te sau insuficient epurate,
contribuie la eutrofizare, la poluarea cu substanț e toxice și la poluarea microbiană a
apelor costi ere.
EUTROFIZAREA
Primele fenomene de eutrofizare au apărut în anii '60 (M. T. Gomoiu, 1985).
Treptat, fenomenul a luat amploare, generâ nd schimbarea structu rii fitoplanctonului
și a căilor de producție primară (Fig. 25) .
În condițiile î n care cantitatea de nutrienți se menține Ia valori moderate,
conform fluxurilor controlate natural, fitoplactonul era format dintr -un număr mare
de specii, iar algele macrofite erau reprezenta te prin 141 de specii (G.l. Muller, 1995),
între care alga Phyllophora forma câmpuri întinse pe șelful nord -vestic. Producția
primară realizată de fitoplancton și algele macrofite asigura baza lanțuri lor trofice
terminate cu peștii valoroși din punc t de vede re economic .
Dezvoltarea forțată a agriculturii în majoritatea țărilor din jurul Mă rii Negre,
dar în special în bazinele Dunării, Nistrului, Niprului ș i Donului, prin utilizarea excesivă
a îngrășămintelor fosfatice și azotoase, a dus Ia creșterea de sute d e ori a cantității de
nutrienți din apele costiere ale Mării Negre (L . Mee, 2000) . Anual ajungeau în mare
cca. 160 000 t fosf or și cca. 800 000 t azot . Principalele sur se de azot sunt din
agricultură (31%), din ape le menajere (26%), din atmosferă (19%), di n industrie (17%),
iar principalele su rse de fosfor sunt din apele me najere (46%), agri cultură (15%), din
industrie (15%), din atmosferă (8%) ( Europes Environment . The Dobris Assessment ,
1995).
Ca urmare a eutrofiză rii accelerate s-au dezvoltat exploziv po pulaț iile câtorva
specii din fitoplancton, ajungându -se la biomase enorme. A crescut turbiditatea ș i a
scăzut mult transparența apelor. Cantitatea de substanțe organice este cu mult mai
mare decât capacitatea de descom punere, surplusul depunându -se pe fund sau pe
plaje. În aceste condiții , majoritat ea macrofitelor bentale au dispărut, iar lanțuri le
trofice care as igurau o productivitate echilibrată au fost grav afectate, producția
piscicolă scăzâ nd drastic .
Protecția împotriva eutrofizării se poate realiza numai prin adoptare a unei
strategii moderne de utilizare rațională a îngrășă mintelor chimi ce, de epurare
eficientă a apelor menajere orașenești și din stați unile turistice și de refacere a
regiunilor umede care au rol filtrator esenț ial al nutrienților tra nsportați de fl uvii (L.

54
Modulul 6

Mee, 2000).

Fig. 25 . Reprezentare schematică a surselor și proceselor de eutrofizare
SUPRAPESCUITUL
Numărul din ce î n ce mai mare al navelor de pescuit (3 000 de nave de pescuit
în 1985, 3 250 în 1990 și 4 000 în 19 97) și utili zarea tehnicilor dure (plase de
dimensiuni mari, dar cu ochiuri mici, traulare cu ră zuirea fundului) au dus Ia reducerea
efectivelor populațiilor peș tilor cu valoare economică, î n special a st urionilor și
calcanului. La aceasta s -au adăugat și efectele negative ale eutrofizării, precum și ale
expansiunii meduzei piepten e (Mnemiopsis leidyi ), specie carnivoră care se hrănește
cu zooplancton și alevi ni.
Din aceste cauze, starea pescuitului din Mar ea Neagră, după anul 1985, este
deosebit de gravă. Astfel, de la cca . 850 000 t de pește pescuit în anul 1985 s -a ajuns,
în anul 1991, l a numai 250 000 t, pentru a creș te în 1995 la 517 000 t . Această creștere
s-a realizat aproape exclusiv pe baza hamsiei pescuite în largul coastelor turcești, ceea
ce deno tă tocmai declinul populațiilor speciilor de pești cu valoare economică ridicată
(L. Mee, 2000) .
În același timp s -a redus drastic numărul de specii cu valoare comercială ,
pesc uite industrial, de la 26 specii în perioada 1960 -1970 Ia numai 5 specii în prez ent:
hamsia ( Engraulis encrasicolu s), șprotul ( Sprat tus sprattus și Clupeonella cultiventris ),
stavridul ( Trachurus mediterraneus și Trachurus trachuru s) (A.S. Bologa și colab., 1995;
Black Sea Region Homepage , 2000) .
REDUCEREA BIODIVERSITĂȚII
Cercetările de biologie și ecologie marină efectuate în perioada 1890 -1960,
între care subliniem cuntribuțiile deosebite ale specialiștilor români Gr. Anti pa, I .
Borcea ș i M. Băcescu, au relevat o biodiversitate atât la nivelul ecosistemelor, cât și Ia
nivelul speciil or, care, deși nu atinge a va lorile din Marea Mediterană, era totuși
remarcabilă.
După 1960 asistăm la declinul evident al unor ecosisteme și al populaț iilor
unor specii (Black Sea Red Data Book, Black Sea Environmental Studies, UNDP , 1999) .
Majoritatea eco sistemelor costiere au suferit schimbări majore. Este cazul
ecosistemului bentoni c cu Phyllophora , numit câm pul lui Zernov, situat pe șelful nord –
vestic, în prezent distrus aproape în totali tate.

55
Modulul 6

Apariția în Marea Neagră a speciei Rapana thoma siana , originară din M.
Japoniei, care s -a adaptat repede, devenind un concurent al speciilor locale de
moluște, a dus la reducerea până la dispariție a populațiilor unora dintre acestea
cu repercusiuni asupra structurii și funcționării ecosistemelor Iitor ale.
La fel, apariția și dezvoltarea largă a populației de Mnemiopsis leidyi au
dus la reducerea drastică a populației de Aurelia aurita și a zooplanctonului, iar,
în final, la reducerea populațiilor de pești planctivori (M. Konovalov, 1995).
Comunitățile zooplanctonice au pierdut mult din bi odiversitatea lor din
perioada anterioară anilor '60 . Astfel, biomasa zooplanctonului a crescut de la
2,56 mg/m3 în 1961, la 18,30 mg/m3 în 1967, ș i la 155,56 mg/m3 în 1976 -1977,
pentru a ajunge la 8 719 mg/m3 în 1983 ( G. Bakan, H . Buyukgongur, 2000).
Această creștere aberantă a biomasei este însoțită de reducerea biodiversității,
majoritatea populațiilor specii lor zoo planctonice dispărând în favoarea câtorva
specii devenite dominant e. Acestea sunt Noctiluca miliaris , cu peste 15 000
indivizi/m3, Acartia clausi , cu peste 5800 indivizi/m3, Pleopsis polyphe moides , cu
1 760 indivizi/m3. Este sem nificativ ă evoluț ia biom asei populației de vară a
speciei Noctiluca miliari s care crește de Ia 200 000 t, în 1950, la 3 mi lioane t, în
anii '70, și la 13 milioane t, î n anii 1980 -1985 (G . Bakan, H . Buyukgongur, 2000) .
Se consideră că în prezent sunt î n pericol 160 de specii, î ntre acestea
fiind încadrate și specii care nu populează acvatoriul Mării Negre, fi ind prezente
numai în regiun ile costi ere ( Black Sea Reel Data Book , Black Sea Environmental
Programme, 2000) .
ALTERAREA STRUCTURII ȘI FUNCȚIONĂRII REGIUNILOR UMEDE
Regiunile umede ( Wetland s) din jurul Mării Negre au un rol deosebit în
filtrarea și neutralizarea parțială a substanțelo r poluante și fertilizanțil or,
contribuind, în același timp la menținerea biodiversității ș i a echilibrelor
naturale. Din ace st punct de vedere, deltele, limanele și lagunele adiacente
mării au rol esenț ial.
Amenajarea bazinelor hidrografice și a deltelor a dus Ia apariția unor
schimbări ireversi bile a le structurii și funcționării si stemelor teritoriale
respective, cu reduccrea rolulul lor ben efic asupra apelor marine costie re.
Necesitatea protecției re giunilor umede circum -euxinice a impus crearea unei
rețele de rezervații și re fugii .
EROZIUNEA ȚĂRMURILOR
Majoritatea țărmurilor Mării Negre sunt afecta te de procese de eroziune
cu pierderea, în fiecare an, a sute de hectare din teri toriile statelor riverane.
Sunt afectate mai ales țărmurile joase, nisi poase de pe Iitoralurile deltaice,
lagunare și Ii manice.
Cauzele sunt multiple, dar primează creș terea nivel ului mării , reducerea
cantității de aluviuni nisipoase transportate de fluvii, lucră rile costiere
inginerești care întrerup fluxul aluviunilor în lungul ț ărmului.
Consecinț ele sunt inducerea unor riscuri pe întregul litoral al Mă rii
Negre, dar m ai ales pe cele joase, reprezentate prin pierderea habitate lor,
reducerea biodiversității, afectarea ș i distrugerea unor amenajări turisti ce,
așezări omenești, obiec tive industriale și portuare .
ALTERAREA ESTETICII PEISAJELOR
Peisajele marine costiere aveau, la începutul secolului al XX -lea, o
valoare estetică rezultată din pre dominarea structurilor naturale ș i din
presiunea umană redusă.
Impactul antropic desfășurat accelerat după primul război mondi al și în
special după 1950 a dus la degradare a peisajelor costiere prin ampli ficarea
lucrărilor haotice de construcții (amenajări portuare, stațiuni turistice, orașe,

56

industrii), fără preocupar ea pentru dezvoltarea regiona lă rațională și estetică. O
parte din aceste intervenții umane sunt astă zi părăsite reprezentând cicatrici
greu de vindecat, care afectează grav estetica peisajelor costi ere (L. Mee, 2000) .

Dicționar

Mișcarea anticiclonal ă are loc în sensul acelor de ceasornic în Emisfera Nordică și în
sens invers acelor de ceasornic în Emisfera Sudică .
Upwelling costier – În conformitate cu legile lui Ekman, î n regiunile costiere afectate
de vânturi care bat paralel cu țărmul se dezvol tă un transport total Ekman c are
deplasează apele de suprafață de Ia țărm spre larg . Apare astfel o situație de
divergență orizontală care at rage ape de la adâ ncimi de 200 -300 m spre suprafa ță. În
emisfera nordică, cele mai cunoscute regiuni costiere c u upwelling sunt cele din
Oregon, California, Portugalia, Africa de Nord Vest, iar în emisfera sudică, cele din
largul coastelor peruane, chiliene ș i sud -africane . Proce sul apar e și în largul litoralului
românesc al Mării Negre în condițiile unei circulații eoli ene din sectorul sudic spre
nord .

Surse documentare

Vespremeanu, E. , 2005. Geografia Mării Negre. Editura Universitară. București.
Vespremeanu -Stroe, A., Preoteasa L., Tătui, F. , 2014. Oceanografie fizică. Editura Ars
Docendi, București.

Întrebări de v erificare

1. Explicați circulația de suprafață în Marea Neagră.
2. Explicați procesul de upwelling costier în Marea Neagră.
3. Enumerați și explicați pe scurt principalele probleme de mediu în Marea Neagră.
4. Definiți următorii termeni: eutrofizare, poluare, suprapescuit, reducerea
biodiversității, eroziunea țărmurilor.

57
BIBLIOGRAFIE

58

59

60

61

62

63

64

65

66

67

68

69

70

71

72

73

74