1

Romanescu Gheorghe

VALORIFICAREA TURISTICĂ A ZONELOR

LITORALE ŞI DELTAICE

Editura Terra Nostra

2011, Iasi

2

Referenţi:

Prof.dr. Andre Ozer (Belgium)

Prof.dr. Ioan Nistor, Ottawa (Canada)

Prof.dr. Simon Hutchinson (England)

3

ABREVIERI

aprox. – aproximativ

BP – Before Present (înainte de prezent)

C – Celsius

cm – centimetru

d.Cr. – după Cristos

E - est

Î.Cr. – înaite de Cristos

Fig. – figură

g – gram

h - oră

kg – kilogram

km – kilometru

km2 – kilometru pătrat

km3 – kilometru cub

l - litru

m – metru

m2 – metru pătrat

m3 – metru cub

mg – miligram

ml - mililitru

mld. - miliard

mln. - milion

mm - milimetru

Mm – milă marină

m/s – metru pe secundă

N – nod, nord

S- sud

S – secundă

t - tonă

V - vest

% - la sută

‰ – la mie

4

5

CUPRINS

Introducere......................................................................................................................

Capitolul I Relaţia apă-uscat............................................................................................

Caracterele generale ale uscatului continental şi ale mediului acvatic..............

Volumul de apă din natură.................................................................................

Compoziţia apei marine.........................................................................

Apa dulce din cadrul mării.....................................................................

Chimismul apei din Marea Neagră.......................................................

Transparenţa şi culoarea apei.................................................................

Capitolul II Oceanele şi clima........................................................................................

Climatele marine................................................................................................

Capitolul III Condiţiile hidrometeorologice de pe litoralul românesc al Mării Negre....

Clima..................................................................................................................

Circulaţia generală a atmosferei deasupra Europei...............................

Formaea ciclonilor retrograzi în bazinul Mării Negre...........................

Caracteristicile meteorologice............................................................................

Vânturile................................................................................................

Temperatura şi umiditatea aerului.........................................................

Temperatura apei..................................................................................

Regimul gheţurilor................................................................................

Precipitaţiile...........................................................................................

Ceaţa......................................................................................................

Nebulozitatea.........................................................................................

Vizibilitatea...........................................................................................

Fenomene meteorologice deosebite......................................................

Capitolul IV Curenţii oceanici.........................................................................................

Curenţii de suprafaţă..........................................................................................

Sistemul curentologic planetar..............................................................

Principalii curenţi din cadrul mărilor şi oceanelor................................

„Apele moarte”.....................................................................................

Curenţii din strâmtori.............................................................................

Importanţa curenţilor...........................................................................................

Curenţii marini şi climatul...................................................................................

Circulaţia apei în adâncime.................................................................................

Curenţii de turbiditate...........................................................................

Curenţii din Marea Neagră.................................................................................

Capitolul V Valurile........................................................................................................

Definiţie.............................................................................................................

Elementele valurilor...........................................................................................

6

Valurile eoliene şi tsunami................................................................................

Valurile interne................................................................................................

Valurile din Marea Neagră..............................................................................

Talasoterapia ca formă modernă de turism......................................................

Capitolul VI Mareele şi creşterea nivelului Oceanului Planetar..................................

Geneza şi repartiţia mareelor..........................................................................

Regimul creşterii nivelului Oceanului Planetar.............................................

Variaţiile nivelului mării şi al mareelor din Marea Neagră.............................

Capitolul VII Clasificarea şi răspândirea mărilor...........................................................

Capitolul VIII Flora şi fauna Mării Negre......................................................................

Originea faunei din Marea Neagră.....................................................................

Capitolul IX Potenţialul turistic natural al reliefului litoral şi deltaic............................

Definiţia litoralului.............................................................................................

Geneza litoralului...............................................................................................

Mişcările continentale........................................................................................

Eroziunea marină...............................................................................................

Sistemele de eroziune continentală şi evoluţia litoralului...................................

Rolul organismelor vii........................................................................................

Ţărmurile şi structura..........................................................................................

Ţărmurile înalte.......................................................................................

Ţărmurile joase.......................................................................................

Estuarele...............................................................................................................

Deltele...................................................................................................................

Capitolul X Ţărmul românesc al Mării Negre...................................................................

Capitolul XI Potenţialul turistic al mediului marin............................................................

Capitolul XII Amenajări turistice litorale...........................................................................

Concluzii............................................................................................................................

Bibliografie.........................................................................................................................

7

Introducere

La ora actuală litoralul înglobează gestiune etică şi politică. Litoralul este fâşia

celor două domenii, uscat şi apă, care suportă cele mai puternice agresiuni din partea

omului. În toată istoria sa omenirea nu a cunoscut o asemenea luptă de cucerire a

domeniului marin şi se pare că dorinţa este continuu alimentată. Este posibil ca în

următorii 20-30 de ani mai mult de 50-60% din populaţia Terrei să locuiască pe litoral

sau în apropierea acestuia (până la 100 km distnaţă). Lipsa apei din interiorul

continentelor face ca „mareea umană” să se reverse spre domeniul de tranziţie dintre

uscat şi apă. Mediul natural va fi înlocuit de cel antropizat.

Poziţia pe care o ocupă litoralul, la contactul dintre uscat şi ocean, face ca acesta

să fie domeniul periferic a două lumi. Acest spaţiu tampon se află în poziţia modelării

combinate a agenţilor marini, aerieni şi subaerieni. În acelaşi timp reprezintă un sistem

deschis care primeşte şi trimite fluxuri multiple. Rezultatul acestor trăsături dă naştere

unui peisaj cu forme multiple şi depozite poligenetice şi policronice.

Orice sistem deschis este supus factorilor endogeni şi exogeni care contribuie la

o funcţionalitate complexă şi o dinamica particulară, complementară sau antagonică.

Finalitatea se rezumă la un schimb intens de materie şi energie între uscat şi apă, care

fac din litoral un domeniu viu, hipersensibil şi hipervulnerabil.

Cea mai profitabilă ramură economică, pentru cele mai multe ţări europene, este

fără îndoială turismul: Spania, Italia, Franţa, Portugalia, Malta etc. Din acest motiv

unele ţări în curs de dezvoltare, precum Tunisia, Maroc, Egipt, Turcia etc, au încercat să

utilizeze cea mai importantă resursă de care dispuneau: potenţialul turistic al zonelor

litorale şi deltaice.

Se cunoaşte faptul că turismul estival însumează cele mai mari cifre de afaceri

pentru litoralele mărilor Mediterane, Caraibe, pentru peninsula Indochina şi alte situri

izolate din oceanele Indian, Atlantic sau Pacific. Din păcate, nu de fiecare dată,

modificarea litoralului maritim se repercutează pozitiv în societatea umană. Unele

modificări duc la creşterea infrastructurii turistice dar afectează mediul marin şi

continental. Din acest punct de vedere exemplele sunt extrem de numeroase: Japonia,

Europa Vestică, nord-estul SUA etc.

Cu toate că România dispune de o lungime redusă a litoralului (244 km), s-a

încercat o valorificare judicioasă a multiplelor resurse de care acesta dispune. Pe o

lungime atât de scurtă litoralul românesc dispune de forme multiple, fapt pentru care

potenţialul său natural este ridicat: litoral deltaic, cu numeroase guri de vărsare,

cordoane litorale cu nisip relativ fin până la grosier, dune, golfuri etc.; litoral cu faleze,

golfuri şi mici cordoane litorale care adăpostesc plaje cu nisip fin.

Modificarea litoralului românesc este radicală doar în sectorul cuprins între

Capul Midia şi localitatea Vama Veche. Sectorul deltaic, ca urmare a faptului că Delta

Dunării este declarată Rezervaţie a Biosferei, se află în stadiul de virginitate.

8

Cele câteva spaţii libere care sunt actualmente în sudul litoralului românesc vor

fi ocupate de locuinţe permanente şi de vacanţă în următorii ani şi Constanţa va deveni

al doilea oraş ca mărime după Bucureşti. În realitatea litoralul sudic va deveni cea mai

importantă arie metropolitană a României, un „micromegalopolis” litoral cu funcţie

complexă.

Pentru litoralul Deltei Dunării se preconizează doar utilizarea arealelor deja

amenajate, la ora actuală relativ modest: oraşul Sulina, satul Sfântu Gheorghe şi

staţiunea Portiţa de pe cordonul litoral Razim-Sinoie.

9

CAPITOLUL I RELAŢIA APĂ-USCAT

Caracterele generale ale uscatului continental şi ale mediului acvatic

Terra a luat naştere în acelaşi timp cu celelalte planete ale Sistemului Solar,

adică cu 4,6 miliarde ani în urmă. S-a pornit de la un nor primitiv de praf şi gaz,

asemănător cu cel care intră în alcătuirea nebuloasei Cap de Col. Planetele s-au format

ca urmare a agregării în mase compacte, sferice, a unui enorm nor de praf cosmic,

meteoriţi şi alte materiale. Iniţial, materialele erau răcite, de genul “bulgărilor de

zăpadă”. Ca urmare a propriei rotaţii, norul primitiv capătă alura unui disc, mai dens şi

mai cald în partea centrală, comparativ cu periferia. Materialele constituente s-au adunat

local, potrivit densităţii şi temperaturii, dând naştere diferitelor astre ale sistemului.

Apa primară (originală) este pierdută în timpul fazei de reîncălzire şi fuziune

(Fig. 1). Planetele în formare se răcesc treptat ca urmare a coliziunii dintre atomii care

intră în alcătuirea lor. Căldura internă este determinată de dezintegrarea moleculelor

elementelor radioactive. Reacţiile nucleare duc la fuziunea “inimii planetare”.

Fig. 1 Apa, simbolul vieţii şi perenităţii umane

10

În urma căderii prafului cosmic iniţial creşte masa planetei şi implicit forţa

gravitaţională. Densitatea medie a Terrei este de 5,67 (comparativ cu 1, cât are apa).

Rocile de la suprafaţă au o greutate specifică de 3,5, iar cele din interior mai mare.

Părţile cele mai adânci ale Terrei se compun din Fe acompaniat de cantităţi mici de sulf

şi nichel.

Sfera interioară a Pământului are o rază de 3 480 km şi poartă denumirea de

nucleu (centrosferă, barisferă, batisferă). Nucleul nu este în totalitate omogen: prezintă

o parte internă solidă şi alta externă fluidă.

Peste nucleu se desfăşoară mantaua, pe 2 800 km. Este compusă dintr-un

amestec de metale în care predomină siliciul şi magneziul (sunt şi elemente de aluminiu

şi calciu). Mantaua ar putea reprezenta materialul primar al Terrei. Cele mai grele

elemente ale sale au “curs” spre centrul Pământului, iar cele mai uşoare s-au ridicat.

Scoarţa terestră repauzează pe suprafaţa fluidă a mantalei, cunoscută sub

numele de astenosferă.

Oceanele Terrei sunt alcătuite din apa iniţială (originală) şi cea provenită prin

intermediul vulcanilor (juvenilă). Practic, Terra deţine strat pe strat, întocmai unei cepe.

Primele tentative pentru determinarea dimensiunilor exacte ale Terrei datează

din Antichitate. Sicilianul Diceargue afirma că circumferinţa acesteia este de 47 000 km.

Cea mai elegantă metodă pentru măsurarea razei terestre a fost dată de Eratostene (284-

192 î.Cr.). La solstiţiul de vară Soarele trimite razele până în fundul puţurilor din oraşul

Siena (Egipt), situat în apropierea Assuanului. La aceeaşi dată în oraşul Alexandria

razele solare fac un unghi de 7012’ cu verticala. Printr-un singur rapot geometric,

cunoscând distanţa dintre cele două localităţi (787,5 km), a ajuns la concluzia că

circumferinţa Terrei este de 39 375 km, apropiată de cea exactă (40 076 km).

Forma Terrei nu este perfec sferică deoarece suportă o mişcare de rotaţie,

nefiind totodată în totalitate rigidă. La cei doi poli s-a aplatizat, iar la ecuator s-a bombat

(raza polară măsoară 6.356 km, iar raza ecuatorială 6 378 km).

Misterul erelor geologice a fost definitiv rezolvat la sfârşitul anilor 1830 - 1840.

Volumul de apă implicat în fiecare proces glaciar ar fi de aprox. 40 mln.km3. La punctul

culminant al avansării gheţarilor nivelul oceanului ar fi cu aprox. 100 m inferior celui

“normal” (actual). Cu aprox.17 000 ani în urmă (ultima glaciaţie) nivelul Oceanului

Planetar a fost mai coborât cu 160 m. Actualmente, nivelul mării se ridică anual cu o

medie de 1 mm, ceea ce corespunde topirii unei mase de gheaţă de 400 mld. m3.

Principala zonă de fuziune glaciară se află în extremitatea occidentală a Antarctidei.

Glacio-eustatismul reprezintă variaţia nivelului mării datorată fenomenelor

glaciare; sedimento-eustatism este variaţia provocată de umplerea bazinelor oceanice;

tectono-eustatism reprezintă alte modificări ale nivelului oceanic imputabile mişcărilor

provocate în adâncurile scoarţei. Glacio-eustatismul este însoţit de un schimb al

volumului global al apelor marine; în perioada celorlalte două fenomene volumul de apă

rămâne constant. Când expansiunea fundului oceanic este mai rapidă, se constată şi o

11

creştere a fluxului de căldură. În acest caz scoarţa oceanică se reîncălzeşte, se dilată şi

nivelul mării se ridică. Când expansiunea încetează, scoarţa oceanică se răceşte şi

nivelul mării scade.

În Cretacicul mediu (85 mln. ani în urmă) s-a simţit o accelerare brutală a

ritmului expansiunii fundurilor marine (de 10 ori mai repede decât astăzi) şi nivelul

oceanului s-a ridicat cu peste 300 m deasupra nivelului actual.

Masele continentale se prezintă sub forma unor “pachete” groase a căror

altitudine medie se ridică la 230m deasupra nivelului mării. Oceanele, cu excepţia

platourilor continentale, care se pot încadra soclurilor continentale, sunt formate din

imense câmpii abisale care prezintă adâncimi medii de 4 700 m.

Crusta terestră (litosfera) este alcătuită din bazalte oceanice (de mare densitate,

dar subţiri) şi roci continentale (relativ uşoare, dar foarte groase). Modul în care aceste

mase se echilibrează, deasupra astenosferei, ascultă de un ansamblu de legi fizice

cunoscute sub numele de izostazie.

Unele dintre rocile care intră în alcătuirea continentelor au vârste foarte

înaintate: 3,5-3,6 mld. de ani. Bazaltele de pe fundul oceanelor sunt mai tinere,

nedepăşind 200 mln. de ani. Plecându-se de la această constatare s-a întrevăzut

mecanismul derivei continentale: acestea “călătoresc” pe marile plăci tectonice, care

sunt împinse de materialele noi venite din interiorul Terrei.

Marea dorsală medio-oceanică se găseşte efectiv în toate bazinele oceanice.

Dorsala în cauză este, în realitate, o falie sau fisură, ori mai curând o succesiune de fante

în crusta terestră. Deschiderea în cauză, unde magma urcă, se poate prelungi şi pe uscat

(dorsala care împarte longitudinal Marea Roşie, Afarul Etiopian şi fosa est-africană).

Unele sectoare ale acestui sistem vulcanic sunt adormite, în timp ce altele sunt extrem

de active. Dorsala medio-atlantică este aproape în întregime activă, mai ales în

apropierea Islandei, Azorelor şi Tristan da Cunha. Foarte activă este şi dorsala Mării

Roşii. Dorsala Pacificului este calmă, cu excepţia zonei din apropierea Americii

Centrale şi Californiei (falia San Andreas).

Bazaltele de pe fundul Oceanului Atlantic se organizează în benzi aproape

paralele, de o parte şi de alta a dorsalei medio-atlantice. Franjurile cele mai îndepărtate

de fisură sunt cele mai vechi. Cele mai apropiate sunt mai recente. Din măsurătorile

magnetismului terestru s-a constatat că din Paleozoic până astăzi, câmpul terestru s-a

modificat continuu. Bazaltele se magnetizează graţie incluziunilor de săruri sau de oxizi

de fier, când se răcesc (deasupra “punctului Curie” îşi pierd magnetismul). Din cauza

magnetismului benzile succesive de materiale scăpate din mantaua terestră, prin fisurile

dorsalei medio-oceanice, se aseamănă într-o oarecare măsură cu inelele de creştere a

arborilor. Fiecare bandă bazaltică corespunde la mai multe milioane de ani. Stratele

corespondente pe fiecare parte a dorsalei au aceleaşi caracteristici magnetice. Bazaltele

mai vechi sunt împinse lateral de cele noi. În acest caz blocurile eurasiatic şi african se

12

separă din ce în ce mai mult de blocul format din cele două americi. Viteza de depărtate

este de câţiva cm/secol.

Ipoteza tectonicii plăcilor este, în mare parte, foarte logică. Scoarţa terestră nu

este alcătuită dintr-o singură piesă, ci din contra, se aseamănă unei “cârpăceli”.

Înglobează o duzină de plăci de mari dimensiuni care joacă şi se mişcă independent,

unele faţă de altele, asemănător gheţurilor ce plutesc pe o mare agitată cu curenţi

contradictorii: unele se depărtează faţă de altele, o altă parte se telescopează etc. La

întâlnirea lor are loc o ciocnire în front sau pot aluneca unele sub altele. În acest caz sunt

posibile toate figurile (Fig. 2).

Fig. 2 Tipul zonelor continentale din punct de vedere tectonic

după Kennett, 1982

Crusta terestră se divizează în plăci suprapuse a căror joc complex stă la

originea derivei continentelor, apariţiei munţilor, vulcanismului, seismelor şi existenţei

foselor oceanice.

Matematicianul şi astronomul elveţian Leonhard Euler este cel care a pus bazele

interpretării generale a deplasării corpurilor la suprafaţa sferei. A demonstrat că aceste

deplasări pot fi asimilate rotaţiilor din jurul unui ax ce trece prin centrul sferei.

Migraţiile plăcilor litosferice răspund perfect la această schemă. Se pot defini, pentru

multe din ele, polii precişi ai rotaţiei. Viteza de deplasare este cvasinulă în propierea

polilor şi maximă la “ecuatorul” lor. Majoritatea polilor de rotaţie sunt situaţi la

13

latitudini mari, fenomenele tectonice având, în general, o mare intensitate la latitudini

joase. Regula poate oferi şi excepţii.

Plăcile majore ale scoarţei antrenează în baletul lor un număr apreciabil de

unităţi tectonice. Ele sunt izolate de falii care le individualizează şi le modifică fără

încetare. Un continent vechi, în timpul înaintării, se rupe şi creează un număr variabil de

fragmente mai mici: microplăci şi microcontinente.

La periferia Terrei se găsesc două mari tipuri de structuri: continentele şi

bazinele oceanice. Primele au o altitudine medie de 850 m şi reprezintă 29,2% din

suprafaţa Terrei; oceanele reprezintă 70,8% din suprafaţa Pământului şi au o adâncime

medie de 3 700 m.

Fluviile care drenează uscaturile continentale aduc apă, sedimente şi substanţe

minerale şi organice în oceane. Volumul apelor fluviale care este deversat anual în

oceane este de 36 440 km3, în timp ce masa sedimentelor este de 12,7 mld.t. (Dunărea

are un debit mediu de 6 400 m3/s şi transportă anual aprox. 21 mil.t. aluviuni.

Ştiinţa care se ocupă cu studiul fundurilor oceanice distinge, în funcţie de

dimensiunea lor, mai multe unităţi de referinţă: macrosistemele geologice (înglobează

regiuni întinse); mezosistemele (unităţi mai mici, de genul Golfului Gascogne);

microsistemele (sunt limitate în spaţiu, ca de exemplu falezele).

Cele mai spectaculoase formaţiuni geologice desfăşurate pe fundurile oceanise

sunt dorsalele medio-oceanice. Se desfăşoară pe fundul tuturor oceanelor şi depăşesc 80

000 km lungime. Faliile secundare care le întretaie se subdivid, la rându-le, în falii

terţiare. Punctele de extruziune vulcanică dau naştere conurilor submarine care, uneori,

pot ieşi la suprafaţă (Hawaii). Când sunt submerse şi au conul retezat poartă denumirea

de guyots.

Continentele se prelungesc, mai mult sau mai puţin în mare, sub forma unei

platforme continentale. Acestea din urmă se termină printr-un taluz continental care

plonjează brusc spre câmpiile abisale. Multe din marile fluvii se termină în cadrul

oceanelor sub forma unor canioane. Pe fundul câmpiilor abisale se găsesc gropile

abisale cu adâncimi de peste 6 000 m.

Mai mult de 90% din sedimentele acumulate pe fundul oceanelor sunt de natură

terigenă, adică provin de pe uscat. Se depun pe platourile continentale, rulează pe taluz

şi sfârşesc prin a se etala pe câmpiile abisale sau în gropile de mari adâncimi. Cu toate

acestea ating foarte rar spaţiile marelui larg (cvasitotalitatea lor se etalează în jurul

continentelor, pe mai puţin de un sfert din suprafaţa oceanică). Acumularea din larg se

face lent (unele zone din larg au atins un maximum de 500 m în 160 mln. ani, adică 3

mm/1 000 ani). Sedimentarea activă are loc în jurul Antarctidei deoarece icebergurile

aduc o mare cantitate de material desprins de pe continent (în Golful Alaska viteza de

sedimentare depăşeşte 2 m/1 000 ani) (Fig. 3, 4).

14

Fig. 3 Sedimentarea glaciară din Golful Alaska

Fig. 4 Morenele interne şi de fund ale gheţarului Surprise din Alaska în anul 2008

15

Acumularea depozitelor terigene depinde de natura reliefului local, de climat

etc. (Fig. 5). Zonele tropicale aride dau naştere unor fluvii de mici dimensiuni care aduc

o cantitate redusă de sedimente în mare. În deşerturi (Sahara, Kalahari, Atacama,

Australia) vânturile sunt vinovate de transportul materialelor în oceane. În regiunea

ecuatorială fluviile nu prezintă debit aluvionar puternic, proporţional cu debitul lor

lichid, deoarece trebuie să traverseze vaste câmpii marginale unde încărcătura solidă

este abandonată. Cele mai productive zone sunt situate la gurile de vărsare ale fluviilor

care drenează munţii înalţi: Gange-Brahmaputra, Indus, Irrawaddi, Mekong etc.

Sedimentele fluviale se acumulează în vastele conuri de dejecţie din faţa gurilor

de vărsare. Uneori, sunt antrenate pe pantă şi coboară taluzul continental până în

câmpiile abisale unde curenţii de adîncime le preiau şi le transportă departe în larg.

Fig. 5 Încărcătura solidă a râului Susitna din Alaska

Formaţiunile calcaroase şi-au făcut apariţia în Cretacic şi multe dintre ele sunt

posterioare acestei perioade. Naşterea tardivă a calcarului în istoria geologică a Terrei se

explică prin originea acestei roci: este alcătuită din milioane şi milioane de cochilii. Ele

s-au dezvoltat în cadrul mărilor cu aprox. 150 mln. ani în urmă. Calcarul, în locul unde

se depune, devine poros. Resturile organice, în schimb, se transformă în hidrocarburi,

16

graţie, mai ales, căldurii venite din interiorul Terrei, dar şi presiunii foarte mari

determinată de coloana de apă.

Unele depozite biologice conţin coccolithe (cristale de calcit inserate în

tegumentul extern al organismelor unicelulare vegetale), altele sunt formate din cochilii

conice de pteropode (gasteropode pelagice). Mâlul cu globigerină şi coccolithe este

compus din carbonat de calciu sub formă minerală (calcit). Mâlurile cu pteropode au o

compoziţie apropiată, dar deţin şi aragonit.

La latitudini mari domină siliciul faţă de calciu. Este creat ca urmare a înmulţirii

algelor planctonice de genul diatomeelor. Acestea prezintă un fel de schelet extern,

sculptat ca o bijuterie, alcătuit esenţialmente din siliciu. Când mor, cad pe fundul

oceanelor şi dau naştere mâlurilor cu diatomee. Mai există mâluri silicioase cu radiolari.

Sub adâncimea de 4 000 m se găseşte foarte puţin mâl calcaros deoarece

presiunea tinde a sparge cochiliile şi particulele minerale sunt descompuse de acidul

carbonic a cărui proporţie creşte cu adâncimea şi cu scăderea temperaturii. Această

limită inferioară a primit numele de “adâncimea de compensaţie a calcitului”.

Adâncimea de compensaţie a aragonitului se petrece la 1 500 – 2 000 m. Câmpiile şi

gropile abisale sunt garnisite cu mâl silicios (din ce în ce mai puţin solubil în prezenţa

unei salinităţi ridicate).

Ţărmurile mărilor şi oceanelor, precum şi platformele continentale, pot fi

acoperite cu depozite foarte groase de galeţi cu origini diverse (Fig. 6).

Fig. 6 Prezenţa galeţilor ca material de plajă

după Davies, 1972

17

Volumul de apă din natură

Până la sfârşitul sec. al XIX-lea cererea de apă, calitatea acesteia şi eficienţa

utilizării ei au reprezentat probleme de importanţă secundară. Secolelel XX şi XXI fac în

aşa fel încât aduce apa la stadiul de materie primă critică (Romanescu, 2000)

Terra, are o suprafaţă totală de 510 mln. km2 (510*106km²), din care Oceanul

Planetar dispune de 361 mln. km² (361*106km²), adică 71% din suprafaţa Globului, iar

uscatul continental de 149 mln. km2 (149*106km²), respectiv 29%.

Din volumul total de apă pe care-l deţine planeta noastră, adică 1.454 mln. km3 (1

454*106km³), oceanele deţin 1 370 mln. km³ (1.370*106km³), ceea ce reprezintă 94,2% din

volumul total de apă, în timp ce uscatul deţine 84,3 mln.km3 (84*106km³), adică 5,7%;

volumul de apă din atmosferă este şi el de 14 000 km3 (0,014*106km³).

Din cele 84,3 mln. km³ ce revin uscatului, 60 mln. km³ aparţin apelor subterane

(71,17%), 24 mln. km3 gheţarilor şi calotelor polare (28,36%); 315 000 km3 (0,37%) sunt

reprezentate de depozitele de apă disponibilă (adică 230 000 km3 în lacuri, 82 000 km3 îi

reprezintă umiditatea solului; 2 000 km3 apa biologică; 1 200 km2 cursurile de apă şi 14 000

km3 apa din atmosferă) (Romanescu, 2006a) (Tabel 1).

Tabel 1 Repartiţia volumului de apă dulce

Componente km³ %

Ape subterane 60000000 71,16

Gheţari 24000000 28,46

Lacuri 230000 0,27

Umiditatea solului 82000 0,09

Vaporii din atmosferă 14000 0,016

Apa biologică 2000 0,002

Apa din râuri 1200 0,0014

TOTAL 84316600 100

Răspândirea apei şi uscatului pe Terra nu este uniformă, mai ales în ceea ce

priveşte repartiţia acestora în cele două emisfere. Cea mai mare parte a uscatului se găseşte

în emisfera nordică, unde apele acesteia ocupă 53%, iar suprafaţa uscatului 47% (Vanney,

1991). În emisfera sudică apa ocupă însă 89%, în timp ce uscatul deţine doar 11%.

Apa disponibilă din lacuri, din atmosferă şi cea din râuri, reprezintă doar 245200

km3, adică 0,28% din totalul apei dulci. Despre raportul dintre apa marină şi cea dulce, în

acest caz, nici nu mai poate fi vorba, prima deţinând practic monopolul.

Acest imens volum de apă îşi are originea cu mult înainte ca primele forme de

viaţă să-şi facă simţită prezenta. Această remarcă se bazează pe faptul că apa reprezintă o

componentă de bază a vieţii (Frerot, 2009; Lassere, Descroix, 2003; Sorocovschi, 2003).

18

Asupra genezei şi provenienţei sale s-au făcut foarte multe supoziţii, dar mult mai

târziu s-a ajuns la o oarecare accepţiune universală. În doctrina lui Aristotel, care a exercitat

o puternică influenţă asupra credinţei alchimiştilor până la finele secolului al XVIII-lea, apa

reprezenta unul din cele patru elemente fundamentale: pământ, aer, foc şi apă. În anul 1781,

Cavendish a arătat că ea se formează ca urmare a combustiei hidrogenului. În 1805, Gay-

Lussac şi Humboldt au reuşit sinteza eudiometrică a apei, dovedind astfel că ea este un

compus chimic şi nu un element.

Ţinându-se seama de compoziţia sa chimică, se poate considera că într-o anumită

fază a formării planetei noastre, a intervenit o stare critică din punct de vedere al presiunii şi

temperaturii când, cele două gaze ce actualmente alcătuiesc apa, adică hidrogenul şi

oxigenul, aflate în atmosfera iniţială în cantităţi foarte mari, au avut posibilitatea, sub

acţiunea descărcărilor electrice de mare intensitate, să genereze apariţia apei, fenomen

fizico-chimic dovedit şi prin încercări de laborator de Lavoisier (1743 - 1794).

Iniţial, s-au format mari cantităţi de vapori de apă, dată fiind temperatura încă

ridicată pe care o avea Terra. Sub efectul unei răciri progresive, în condiţii oarecum diferite,

vaporii de apă au generat adevărate „fluvii” verticale de apă care, la rându-le, o parte se

evaporau, iar altă parte se acumula în imensele depresiuni ale scoarţei. Această stocare ce s-

a continuat timp de milioane de ani, a dat naştere astfel mărilor şi oceanelor în forma lor

primară, cu ape mineralizate ca urmare a încărcării lor cu diferite săruri ce proveneau din

spălarea rocilor.

Combinarea a două molecule de hidrogen, cu una de oxigen, nu a mulţumit pe toţi

cercetătorii, aceştia căutând şi alte explicaţii: unii dintre ei afirmă că apa ar proveni din

interiorul Pământului, adusă la suprafaţă prin intermediul vulcanilor, însă într-o fază când

aceştia din urmă se manifestau într-o mai mare proporţie. Este adevărat că şi astăzi vulcanii

aduc importante cantităţi de vapori de apă în atmosferă, dar nu suficiente încât să explice

marele volum de apă de pe Terra.

Poate că cea mai importantă ipoteză ar fi cea care a încercat să le împace pe cele

două mai sus amintite şi care afirmă că apa provine din combinarea a două molecule de

hidrogen cu una de oxigen, dar şi prin intermediul vulcanilor.

În fiecare moment Soarele încălzeşte o parte a continentelor şi oceanelor datorită

energiei calorice pe care o trimite pe Pământ. El provoacă astfel o transformare neîncetată a

apei lichide şi solide în vapori. Aceştia din urmă, transportaţi de vânt, circulă nestânjeniţi în

atmosferă. Atunci când o masă de aer umed se răceşte, vaporii pe care-i conţine se

condensează şi formează norii. Picăturile de apă de dimensiuni microscopice, care

alcătuiesc formaţiunile noroase, se agregă în picături din ce în ce mai mari, până cad pe

pământ sub formă de ploaie. În timpul iernii, în apropierea polilor sau la altitudini ridicate,

formaţiunile noroase sunt alcătuite din cristale de gheaţă care cad sub formă de zăpadă.

Ploaia şi zăpada se transformă apoi în cursuri de apă sau pot alimenta, prin intermediul

infiltraţiilor, pânzele subterane. Apele pot stagna un timp în lacurile sau rezervoarele create

19

de om dar, mai devreme sau mai târziu, ele ajung tot în mare. Acestea sunt pe scurt marile

etape ale ciclului apei în natură.

În versetele eclesiaste atribuite regelui Solomon, se poate cita că: „toate fluviile

ajung în mare şi marea nu deversează niciodată: or, fluviile care se varsă nu încetează

niciodată a curge...”. Acest text este, poate, una din primele mărturii scrise care arată o

observaţie hidrologică. Omul, foarte de timpuriu, a fost frapat de caracterul infinit al

hidrosferei şi totodată de perfecţiunea echilibrului său.

Întrucât volumul total de apă de pe uscat, suprafeţe oceanice şi atmosferă, este

constant, doar distribuţia sa spaţială, la momente diferite, este variabilă, procesul circulaţiei

apei se consideră ca un sistem închis, motiv pentru care se mai numeşte şi ciclu

hidrologic (Şerban et al., 1989).

Ecuaţia generală a procesului sau ecuaţia de bilanţ a apei este:

Pu + Po = Eo + Es + S + dA/dt,

în care:

Pu = precipitaţiile căzute pe uscat;

Po = precipitaţiile căzute pe suprafaţa Oceanului Planetar;

Eo = evaporaţia din ocean;

Es = evaporaţia de pe uscat;

S = scurgerea apei de pe uscat în Oceanul Planetar; iar Aa, Ao, As şi Ass sunt

cantităţile de apă acumulate în atmosferă (Aa), ocean (Ao), sol (As) şi subsol (Ass).

Secţionarea acestui ciclu poate conduce la obţinerea a trei sisteme distincte:

sistemul meteorologic, sistemul oceanic şi sistemul hidrologic (sau faza terestră a ciclului

apei în natură). O mare parte din specialişti însă, în cadrul hidrologiei, elimină sistemul

meteorologic, lăsând în loc doar pe celelalte două.

În cadrul ciclului hidrologic global, pe timpul unui an mediu, ia parte un volum de

apă evaluat la aprox. 520 * 103 km³, ceea ce reprezintă numai o parte din volumul total al

apei de pe glob.

Modul de circulaţie a apei în ciclul global, cât şi procentele afectate diferitelor

spaţii, se efectuează în felul următor:

1. Evaporări din cadrul hidrosferei Eo = 84%;

2. Precipitaţii în spaţiul hidrosferei Po = 77%;

3. Evaporări din spaţiul litosferei, zona umedă E1u = 10%;

4. Precipitaţii în spaţiul litosferei, zona umedă P1u = 17%;

5. Evaporări din spaţiul litosferei, zona aridă E2u = 6%;

6. Precipitaţii în spaţiul litosferei, zona aridă P2u = 6%;

7. Vapori transportaţi de curenţii de aer din hidrosferă în litosferă = 9%;

8. Vapori transportaţi din zona umedă în zona aridă = 2%;

9. Vapori transportaţi din zona aridă în hidrosferă = 2%;

Dacă pentru fiecare spaţiu se iau în considerare cantităţile de apă care intră şi cele

care ies în decursul unui an mediu, se obţin relaţiile:

20

Hidrosfera: Po = Eo + 2% - 9% = Eo - 7%.

Litosferă:

- zona umedă P1u = E1u + 9% - 2% = E1u + 7%;

- zona aridă P2u = E2u + 2% - 2% = E2u.

Hidrosferă + Litosferă:

Po + P1u + P2u = Eo + E1u + E2u,

=P =E

adică volumul de apă obţinut prin precipitaţii (ploi + ninsori) într-un an mediu, este egal cu

volumul de apă evaporat.

Procentul A = 7% reprezintă volumul mediu de apă care iese din spaţiul hidrosferei

sub formă de vapori, adică volumul de apă care revine în acelaşi spaţiu prin cursurile de apă

din litosferă.

Prin circulaţia ei în natură, apa efectuează un sistem de circuite, din care două

locale mai importante: local oceanic (sau oceanic) şi local continental (sau hidrologic).

Prin evaporare, apa de pe suprafaţa oceanelor se va ridica în atmosferă unde, prin

condensare, va precipita şi sub influenţa gravitaţiei, cea mai mare parte a ei, se va

reîntoarce în oceane: acesta este circuitul local oceanic. De pe suprafaţa Oceanului Planetar

se evaporă anual aprox. 447 900 km3 (448 000) de apă din care 411 600 km3 se reîntorc în

ocean, în timp ce 36 300 km³ (37 000) sunt transportaţi de curenţii de aer deasupra

continentelor.

Fenomenul descris se repetă şi deasupra suprafeţelor de uscat, cu deosebirea că aici

procesul evaporaţiei este complicat de neomogenitatea suprafeţelor continentale precum şi

de modul diferit de încălzire şi de răcire a uscatului faţă de ocean. Fenomenul se repetă la

scară continentală determinând apariţia circuitului local continental. De pe suprafaţa

continentelor se ridică anual 63 000 km3 (72 000) apă, în timp ce cantitatea de precipitaţii

căzută pe aceeaşi suprafaţă este mult mai mare, şi anume de 99 300 km3 (109 000).

Diferenţa de 36 300 km3 provine din vaporii transportaţi de curenţii de aer de deasupra

oceanelor. Sunt cazuri când circuitul se manifestă foarte rapid, în câteva ore (Zona

Calmelor Ecuatoriale).

După ce ajunge la suprafaţa uscatului, apa provenită din precipitaţii (99 300 km3,

adică 63 000 km3 evaporare de pe continente + 36 300 km³ apă adusă de pe oceane)

urmează căi diferite: o parte (35 000 km3) se scurge în Oceanul Planetar, constituind astfel

procesul scurgerii de suprafaţă sau scurgerea superficială (S); o altă parte se infiltrează în

scoarţa terestră (1 300 km3), unde întâlneşte un strat impermeabil înclinat, curge prin porii

rocilor în direcţia înclinării stratelor, constituind acumularea şi scurgerea subterană, care

uneori ajunge până la oceane şi mări (Ass); o altă parte se evaporă (Es = 63 000 km³).

Astfel, prin intermediul scurgerii de suprafaţă şi a celei subterane, apele se întorc din nou în

ocean: acesta este circuitul universal sau mare al apei. El este mult mai complex decât cele

locale, cuprinzându-le şi pe acestea. Aici, seria proceselor fizice este mai mare (evaporare,

21

condensare, precipitaţii, scurgerea superficială şi subterană etc.), iar drumul parcurs este

mai lung şi mai complicat.

La suprafaţa continentelor se manifestă un circuit rapid, pe traseul precipitaţii –

scurgere de suprafaţă – ocean; în interiorul scoarţei se desfăşoară un circuit lent, pe traseul

precipitaţii – infiltraţii – scurgere subterană – cursuri de apă – ocean.

Oceanul poate fi privit ca fiind o imensă maşinărie care deţine propriile-i comenzi,

propriile-i forţe şi efecte, puteri şi chiar pot intra în pană. El poate produce fluide (de la

suprafaţa evaporatoare, la izvoarele ce au ape din străfundurile Terrei), solide (de la

litosferă, la criosfera oceanică) şi organisme.

El acumulează, în timp, energie pe care o transmite şi o consumă adesea la mare

distanţă. Ansamblul acestei maşinării trebuie, în final, să fie considerat şi tratat cu toate

circuitele ce le deţine, cu geometria, randamentul şi scăderile sale.

Oceanul poate fi considerat ca fiind piesa metresă a două maşinării cuplate:

hidrosfera şi litosfera. În acest caz litoralul este spaţiul de manevră. Capitalizând aproape

întreaga cantitate de apă planetară (97,25%), el reprezintă motorul întregii hidrosfere

terestre. Este propriul său rezervor şi totodată unicul său receptor. Totul porneşte de la el şi

totul se termină în el. Este suficient a apărea uşoare variaţaii ale mediului pentru ca apa să

treacă dintr-o stare în alta cu cea mai mare uşurinţă, pe întinderi foarte mari şi într-un

volum ridicat.

Fenomenele de schimb (evaporare, precipitaţii, îngheţ, topire, sublimare), de

transfer (dintr-o parte în alta a oceanului, de la poli la poli, dinspre mare spre uscat şi

invers) şi de stocare (în sedimente, în gheţarii plutitori) care se nasc, îmbracă o amploare şi

importanţă cu totul deosebită. Această mişcare naturală a apei se poate urmării cel mai bine

în cadrul ciclului său global (Seckler et al., 1998).

Trebuie remarcat faptul că doar 30% din apa primită de continente, din cadrul

atmosferei, revine în oceane pentru a-l reîmprospăta.

Hidrosfera are un caracter perpetuu. Ea poate fi comparată cu o uriaşă maşină cu

aburi în care fluidul este animat de căldura solară şi mişcarea de rotaţie a Pământului.

Aceasta din urmă creează o forţă centrifugă care combate forţa centripetă determinată de

atracţia gravitaţională. În aceste mişcări prodigioase de aer şi apă pe care aceste bătălii le

întreţin, sensul de rotaţie al planetei joacă un rol deosebit. Masele fluide ale hidrosferei şi

atmosferei au tendinţa de a se organiza în turbioane. Pentru un observator care priveşte

Pământul din spaţiu, aerul şi apa sunt deviate în emisfera nordică spre dreapta şi în cea

sudică spre stânga; fenomenul amintit poartă numele de forţa Coriolis (după numele

inginerului francez care a descoperit-o în timp ce studia devierea proiectilelor de artilierie).

Totalitatea apelor terestre (evaluate la 1 400 mln.km³) sunt implicate în permanenţă

în aceste mişcări turbionare. Din această cantitate totală, 150 km3 se prezintă sub formă de

vapori de apă în atmosferă; 29 mln.km3 (ceva mai mult de 2%) sunt cantonate în gheaţă; 10

mln.km3 formează fluviile, lacurile şi rezervele subterane. Restul de 97% din hidrosferă,

adică un volum de 1 360 mln.km3, îl reprezintă apele oceanice.

Fig. 8 Bilanţul general al apei

22

Apa sau oxidul de hidrogen (H2O) se află răspândită în natură sub cele trei forme

de agregare bine cunoscute: vapori, solidă, lichidă.

Compoziţia procentuală a apei: 88,89% oxigen şi 11,11% hidrogen. Reacţia de

formare a apei din cele două elemente se petrece cu o mare degajare de căldură (reacţie

exotermă):

H2 + 1/2 O2 = H2O + 68,4 Kcal.

Masa moleculară a apei este egală cu suma maselor atomice ale componentelor.

Dacă masa atomică a hidrogenului este 1, iar a oxigenului 16, rezultă că masa moleculară a

apei este 18. Molecula apei are o formă angulară; unghiul format din dreptele care unesc

atomii de hidrogen cu atomul de oxigen, este de 104,5°; distanţa O - H este de 0,99 Å (1Å

= 10-8cm), pentru starea lichidă cât şi pentru cea solidă.

Compoziţia apei marine

Se cunoaşte faptul că apa mării este sărată. De fapt, ea constituie o soluţie

complexă unde se amestecă un foarte mare număr de ioni. De regulă, compoziţia sa rămâne

aceeaşi în toate oceanele. Analizele de mare fineţe demonstrează şi o oarecare variaţie

locală a acesteia (Boudreau, LeBlond, 1989).

Apa, ca urmare a proprietăţilor pe care le deţine, are calitatea de a fi solventă.

Tabel 2 Elementele de mare importanţă existente în apa mării

Elemente Concentraţia

mg/litru

Masa totală în oceane

Tone

Clor 18980 29,3 mld.

Sodiu 10540 16,3 mld.

Magneziu 1350 2,1 mld.

Sulf 885 1,4 mld.

Calciu 400 0,6 mld.

Potasiu 380 0,6 mld.

Brom 65 0,1 mld.

Carbon 28 0,04 mld.

Stronţiu 8 12 mln.

Azot 0,5 780000

Fosfor 0,07 110000

Iod 0,06 93000

Zinc 0,01 16000

Fier 0,01 16000

Aluminiu 0,01 16000

Cupru 0,003 5.000

Uraniu 0,003 5000

Nichel 0,002 3000

23

Magneziu 0,002 3000

Argint 0,0003 500

Aur 0,000004 6

Cantitatea totală de săruri, pe care o conţine apa mării, poartă denumirea de

salinitate. Ea se exprimă în % sau ‰. În medie, apa marină deţine un procent de 96,5% apă

pură şi 3,5% săruri (3,5g săruri la 1 litru apă). Specialiştii preferă exprimarea salinităţii în

‰, de unde şi media de 35‰ (35 mg săruri la 1 000 ml de apă). Prin urmare, salinitatea

reprezintă totalitatea sărurilor care intră în compoziţia apelor.

Diferite săruri, unele în raport cu altele, se găsesc în proporţii constante, încât nu

este necesară efectuarea unor analize detaliate. Spre exemplu se calculează indicele clorului

dizolvat (elementul cel mai abundent din apa mării, în afara oxigenului şi hidrogenului)

multiplicându-se această cifră cu coeficientul de 1,8.

Opt ioni formează mai mult de 99% din toate sărurile dizolvate în apa mării: clor

(18,98%), sodiu (10,54%), magneziu, potasiu, ionul sulfat, ionul bicarbonat, bromul şi

carbonul. Aceşti ioni, datorită importanţei şi constanţei lor, sunt numiţi ”conservatori”

(Tabel 2).

Substanţele solide dizolvate în Oceanul Planetar sunt de ordinul a 500*1.014 t.

Fiecare km3 de apă marină conţine aprox. 40 mln.t substanţe dizolvate, 12 dintre ele fiind în

proporţie de 1/1 000 000. 1 tonă de apă marină poate conţine aprox. 19kg clor, 10,7 kg

sodiu, 1,3 kg magneziu, 0,9 kg sulf, 0,4 kg calciu, 0,4 kg potasiu etc.

Unele elemente sunt prezente în apa mării în cantităţi extrem de mici. Ele au însă o

importanţă fundamentală în cadrul echilibrului fiziologic al fiinţelor vii. Primul din toate

acestea este oxigenul: în lichidul oceanic se află sub formă de gaz dizolvat şi serveşte la

respiraţia animalelor acvatice ce deţin branhii.

Unele regiuni ale oceanului, situate în afara manifestării curenţilor şi slab bântuite

de vânt, deţin o cantitate foarte mică de oxigen. Viaţa în aceste locuri este aproape

imposibilă. Cu excepţia unor bacterii anaerobe, aceste locuri sunt practic considerate

”deşerturi oceanice” sau întinderi abiotice. În acest caz este bine a exemplifica cu fundul

Mării Negre sau al câtorva fiorduri rupte de restul oceanului.

Cantitatea de oxigen scade proporţional cu adâncimea apei, atingând valori minime

la 500 – 700 m, în zona intertropicală şi la 800 – 1 000 m în apele din zonele temperate şi

polare. Concentraţia oxigenului, în păturile superficiale ale apei, depinde de temperatură:

este mai mare în apele reci şi puţin adânci, cu dinamică puternică etc.

Omul, prin activităţile sale poluante, riscă perturbarea delicatul mecanism de

reînoire a oxigenului marin. Acesta, provine esenţialmente din fotosinteza efectuată de

fitoplancton. Dacă organismele clorofiliene sunt private de lumină (ca de exemplu

înaintarea unei ”maree negre”), ele încetează producerea gazului vital. O altă ameninţare o

reprezintă îngrăşămintele chimice şi detergenţii transportaţi de marile fluvii. Aceste

substanţe induc o proliferare a algelor şi a bacteriilor care omoară multe forme de viaţă,

24

prelevând tot oxigenul disponibil. Procesul de eutrofizare, frecvent mai ales în lacuri,

începe să fi observat şi în golfurile marine cu caracter închis.

Apele marine absorb o cantitate mult mai mare de bioxid de carbon, comparativ cu

atmosfera, concentraţia acestuia fiind mult mai ridicată în apă decât în aer.

Un alt compus vital al apei de mare este fosforul. În medie, acesta se găseşte în

proporţie de 0,07%. El reprezintă ceea ce ecologii numesc un ”factor limitant” pentru

creşterea fitoplanctonului. Atunci când acesta lipseşte sau se găseşte într-o cantitate mică,

aşa-numitele ”păşuni ale mării” se vor degrada.

Elementele ”critice” pentru creşterea vegetaţiei sunt azotul şi siliciul. Primul,

prezent sub forma ionilor nitraţi, este indispensabil formării acizilor aminici, care reprezintă

”cărămizile” constructive ale proteinelor. Al doilea, adus în principal de către fluvii, este

încorporat în cochiliile diatomeelor (alge unicelulare care formează o bună parte a

fitoplanctonului).

1.Teren vulcanic; 2.Recif coraligen în afloriment; 3.Recif coraligen submers; 4.Depresiune

carstică de tip dolină; 5.Vale fluvială inundată

Fig. 7 Insula Mayotte (Comore) şi reciful barieră din jurul său după Guilcher, 1965

25

Calciul, constituie şi el un element indispensabil confecţionării cochiliilor de

moluşte (bivalve, gasteropode), a scheletelor de vertebrate şi a polipilor de corali. Aceştia

din urmă formează, în cadrul mărilor tropicale, imense mase de recifi sau de atoli

caracteristici (Fig. 7).

Hidrogenul, azotul, carbonul, oxigenul şi fosforul sunt constituenţii fundamentali

ai organismelor vii. Alte elemente, precum potasiu, sodiu, sulf, cupru, fier etc. sunt

indispensabile vieţii. Siliciul intră în compoziţia cochiliilor de diatomee, dar şi în scheletele

de radiolari şi a numeroase microorganisme (foraminifere, globigerine etc.).

În anul 1740 naturalistul veneţian Moro sugera că salinitatea mărilor şi oceanelor

trebuie căutată în vulcanism.

La sfârşitul sec. al XVIII-lea se iscă o puternică polemică printre cei mai cunoscuţi

oameni de ştiinţă. Unii dintre ei (neptuniştii), susţineau că toate rocile au fost cândva

depuse în mare sub formă de sedimente, în timp ce ceilalţi (plutoniştii), afirmau că toate

rocile şi apa au venit din măruntaiele Terrei. Astăzi, se ştie că există ape ”juvenile” care au

rezultat din condensarea vaporilor de apă ce provin din vulcanism. Totuşi, în raport cu

vârsta Pământului (4,6 mld. ani), producţia actuală a apei juvenile este foarte mică. Unele

molecule de apă pot coborî din nou în adâncurile scoarţei putând fi apoi reciclate în

hidrosferă prin intermediul erupţiilor vulcanice. Încontestabil, există şi molecule care vin şi

de la adâncimi mai mari, fiind aduse spre litosferă prin intermediul curenţilor lenţi de

convecţie care animă mantaua internă a planetei noastre.

Terra, prin toate subsistemele sale, nu încetează să piardă continuu apă. În stratele

foarte înalte ale atmosferei moleculele de apă pot fi disociate de energia venită de la Soare.

Atunci când este cazul, atomii de hidrogen, foarte uşori, se pierd în spaţiu. Simpla agitaţie

termică le permite să atingă viteza de scăpare necesară pentru această escapadă. Atomii de

oxigen, mai grei, recad spre straturile dense ale atmosferei. În total, această deperdiţie

acvatică este excesiv de slabă în raport cu masa totală a hidrosferei (dacă aceasta din urmă

poata fi declarată constantă).

Oceanul primitiv semăna cu izvoarele calde de natură vulcanică: fum, vapori de

apă supraîncinşi, acid. În aceste condiţii el nu putea fi favorabil apariţiei vieţii. Acizii însă,

intrând în reacţie cu rocile, încep degradarea constituienţilor mai puţin stabili. Această

acţiune a fost întărită şi de faptul că pe continente s-au abătut ploile acide. Potrivit ipotezei

lui Lavoisier, formulată în sec. al XVIII-lea, aceste ploi acide au fost cele care au

fragmentat rocile, le-au redus la starea de săruri şi prin intermediul torenţilor şi mai apoi al

râurilor şi fluviilor, au condus sărurile spre oceane.

Într-un anumit sens, apa juvenilă a fost ea însăşi contaminată. Cantităţile din ce în

ce mai mari de clorură de sodiu, de sulfaţi, de bicarbonat de calciu şi bicarbonat de sodiu -

pentru a nu cita decât pe cele mai importante - sosesc continuu în bazinele oceanice.

Acestea, la rândul lor, vor fi din ce în ce mai sărate. Ciclul apei este cel care va duce la

accentuarea acestor procese: evaporarea va extrage din mare vapori de apă dulce; aceştia, şi

26

ei, cad sub formă de ploaie, disociază noi molecule de săruri, care vor sosi în oceane prin

intermediul fluviilor şi aşa mai departe.

Istoria salinităţii apei de mare este foarte complexă. Depozitele sedimentare

actuale nu sunt exact aceleaşi care au dat naştere rocilor vechi. În general, se constată că

tipurile de depozite sedimentare recente sunt mai diverse, mai originale, comparativ cu

acelea ale oceanului original. Se poate spună că acestea sunt un ”câştig de ordine”, o

”entropie negativă” al acestui domeniu. Într-o lume unde totul tinde spre dezordine,

mările şi organismele vii, pe care acestea le-au dat, fac să se întreţină un proces contrar.

Cu timpul, se instaurează un echilibru între aporturile sărate ale fluviilor şi

pierderile sărurilor, consecutiv cu sedimentarea. Organismele care au nevoie de aceste

săruri pentru a-şi edifica cochiliile, scheletele etc., joacă un rol decisiv în acest proces.

Mediul oceanic, cu timpul, se stabilizează. El a devenit relativ stabil în momentul apariţiei

vieţii deoarece aceasta are nevoie de o anumită stabilitate pentru a contribuii la echilibrul

general.

În anumite regiuni adânci ale Mării Roşii şi ale Oceanului Planetar există

numeroase izvoare hipersărate calde. În jurul lor organismele se strâng într-un număr foarte

mare. Exemplul arătat poate reprezenta un sâmbure de adevăr sau poate fi un rezumat al

istoriei mărilor.

În concluzie, se poate spune că apa prezentă pe Terra rezultă din condensarea

vaporilor emişi de către vulcani şi solfatare, dar şi din aporturile combinării moleculelor de

oxigen cu cele de hidrogen. Sărurile mării au fost dizolvate pe continente prin intermediul

apelor de şiroire şi a ploilor acide originale, fiind apoi transportate în mările şi oceanele

globului.

Pentru o mai bună cunoaştere a apei marine trebuie recoltate cât mai multe probe

ce vor fi analizate în detaliu. Din păcate, aceasta este una din marile ”pete” ale

oceanografiei fizice.

Recoltarea apei de mare nu este chiar atât de simplă pe cât ar părea la prima

vedere. Nimic nu este mai simplu ca atunci când trebuie analizată apa de suprafaţă

(temperatură, salinitate etc.). Lucrurile se complică însă foarte serios atunci când se doreşte

analiza apei care se găseşte la 10, 1 000 sau 10 000 m adâncime. Apa, dat fiind faptul că

este un lichid, are proprietatea de a se amesteca foarte rapid îngreunând astfel analiza ei.

Soluţia acestei probleme a fost găsită la începutul secolului nostru, fiind utilizată

”Butelia lui Nansen”, numită astfel în onoarea savantului, explorator şi om de stat

norvegian, care a avut pentru prima dată această idee. În acest caz este vorba de un aparat

constituit dintr-un cilindru metalic prevăzut cu capace la fiecare extremitate. Acesta este

lăsat să coboare, în întregime deschis, până la adâncimea dorită. Când butelia ajunge la

locul stabilit, de la suprafaţă se trimite un ”mesaj”, adică nişte greutăţi care sunt capabile să

declanşeze un mecanism ce obturează ermetic cele două capace. În părţile laterale ale

buteliei lui Nansen se ataşează un termometru special care poate înregistra temperatura la

adâncimea dorită.

27

Pentru analiza unui profil, hidrologii sunt nevoiţi să scufunde o întreagă serie de

butelii Nansen, acestea fiind comandate cu ajutorul unei singure greutăţi declanşatoare.

Când trebuie să se preleveze eşantioane de apă de la adâncimi foarte mari, buteliile Nansen

sunt acoperite cu o căptuşală de sticlă foarte groasă şi dotate în acelaşi timp cu alte

accesorii pentru a rezista presiunii ridicate.

Prin scufundarea buteliilor Nansen, datorită hulei, valurilor sau curenţilor, acestea

sunt deviate de la un traseu exact, ceea ce face imposibilă o analiză exactă a secţiunii. Din

fericire navele oceanografice moderne sunt dotate cu dispozitive speciale: graţie elicelor

laterale ele pot fi ”poziţionate dinamic”. Diverse alte dispozitive permit, printre altele,

anularea efectelor hulei la adâncimea de prelevare. Maşinile, comandate de ordinatoare, pot

suprima deriva şi prin urmare asigurarea unui eşantion perfect.

În momentul în care buteliile de prelevare parvin în laboratoare pentru a fi

analizate, pe navă încep şi greutăţile. Din cauza ruliului este aproape imposibil să se

recurgă la metodele comune. Oceanografii, pentru a elimina aceste inconveniente, au pus la

punct o serie de reactivi care le pot da, prin citirea directă, informaţii utile.

Când se studiază temperatura diferitelor strate aflate la adâncime, mai ales în

condiţiile dificile de prelevat (hule, valuri puternice etc.), se utilizează, de cele mai multe

ori, batitermograful. Acesta, este capabil, la adâncimea pe care o dorim, să noteze în orice

moment temperatura apei pe care o traversează. Totodată, la această aparatură se pot ataşa

şi buteliile Nansen aşa-încât să se poată obţine informaţii corespunzătoare asupra

chimismului stratelor întâlnite.

Studiile de oceanografie fizică constituie baza, fundamentul, tuturor ştiinţelor

oceanice, dar şi hidrologice. Fără cunoaşterea temperaturii şi salinităţii diverselor strate de

apă ale mării, nu se pot avansa idei şi nu se poate explica propagarea undelor acustice din

ocean. Metodele de explorare cu sonar permit obţinerea celor mai senzaţionale descoperiri.

Fără cunoaşterea corectă a fizicii apelor, la adâncimi diferite, se vor interpreta

greşit şi fenomenele legate de oceanografia dinamică, mai ales a curenţilor de suprafaţă şi

de adâncime. Fizica stratelor acvatice determină prezenţa sau absenţa vieţuitoarelor.

Prin evaporare se înţelege fenomenul prin care apa, prezentă în formă lichidă la

suprafaţa Terrei, se transformă în vapori. Procesul invers a primit numele de condensare.

Evaporaţia medie la suprafaţa Terrei, luată în totalitatea sa, este de aprox. 100

cm/an.

Cu toate acestea, foarte puţină apă sub formă gazoasă se găseşte în permanenţă în

atmosferă, norii fiind alcătuiţi din mici picături de apă în stare lichidă, sau din cristale de

gheaţă care mai apoi se pot transforma în ploaie sau zăpadă. Distanţa în timp, foarte mică, a

acestui ciclu, este evidentă în unele regiuni tropicale. S-a demonstrat că apa evaporată

dimineaţa din cadrul bazinelor Amazon şi Zair, se reîntoarce sub formă de ploaie la

suprafaţa pământului înainte de căderea serii a aceleiaşi zile.

Evaporarea, la suprafaţa mării, depinde, în cea mai mare măsură, de temperatura

ambiantă. Ea variază mult în funcţie de vânt şi de agitaţia apei (valuri). În timpul furtunilor,

28

deferlarea lamelor şi frecarea vântului cu apa creează aerosoli, adică un fel de nori alcătuiţi

din picături microscopice de apă. În aceste condiţii, pe enorma suprafaţă de separaţie dintre

aer şi apă, creşte considerabil indicele de evaporare. Acesta, este mai ridicat în mările

agitate, comparativ cu zonele oceanice calme aflate la latitudini medii.

Aerosolii de apă sărată influenţează vegetaţia de coastă, mai ales plantele agricole

şi creşterea animalelor (este intrată deja în circulaţie formula ”oi de pajişti sărate”). În

general, picăturile de apă (diametrul lor variază între 0,5 - 50 miimi de milimetru, iar

salinitatea medie se ridică la 35‰) îşi măresc numărul odată cu asaltul uscatului deoarece

vântul suflă în direcţia continentului.

Aerosolii se deplasează în atmosferă ca particule foarte fine de apă, se ridică şi se

amestecă în nori. Fenomenul se atenuează odată cu avansarea spre interiorul continentului.

În unele regiuni fenomenul se simte chiar şi la distanţe de 1 000 km de coastă. În ţinuturile

occidentale, unde pluviozitatea este puternică, această apă se reîntoarce rapid în mare. În

regiunile semiaride, din contră, sărurile rămân. Ele se acumulează în nisip sau chiar în

legume şi fac să crească sterilitatea biotopului.

Una din caracteristicile cele mai stranii a picăturilor de apă sărate, cărate de vânt,

este că la începutul fenomenului ele prezintă concentraţii de săruri diferite de cele ale apei

marine. Sodiul se găseşte din abundenţă în raport cu clorul, iar indicele iodului poate fi de

mii de ori mai mare ca cel din ocean.

Acest lucru explică probabil şi existenţa unor ”anomalii” geologice precum

prezenţa depozitelor foarte bogate în iod din deşertul Atacama (Chile).

Apele sărate şi dulci

Salinitatea apei marine variază de la un bazin oceanic la altul, în funcţie de

intensitatea evaporaţiei locale, de aportul fluviilor în apă dulce, sau în funcţie de aporturile

submarine de ape juvenile din regiunile vulcanice.

În ceea ce priveşte fenomenele de evaporaţie şi cele ale precipitaţiilor, există o

diferenţă variabilă între ceea ce se petrece pe mare şi pe uscat. Deasupra ariilor

continentale, evaporarea şi precipitaţiile sunt în mare parte echilibrate, singura excepţie

constituind-o regiunile ecuatoriale unde aportul oceanic permite ploilor să depăşească cu

40% cifra evaporării. Pe mare există două zone, corespunzătoare latitudinilor anticiclonale,

în care evaporaţia atinge valori superioare precipitaţiilor. Aceste fenomene apar foarte clar

dacă se privesc hărţile oceanice cu distribuţia salinităţii. Din cauza insolaţiei şi a presiunilor

ridicate care împiedică precipitaţiile, regiunile anticiclonale de la latitudini medii pierd apă

dulce prin evaporaţie şi au indici ai salinităţii foarte ridicaţi (mai mult de 35‰, uneori chiar

peste 37‰ precum în partea centrală a Oceanul Atlantic). Mările închise, foarte calde, ca de

exemplu Mediterana, Marea Roşie sau Golful Arabo-Persic, prezintă indici record ai

salinităţii de până la 40‰. Mările nordice (Baltică, Bering, Ohotsk, Golful Hudson)

primesc o mare cantitate de precipitaţii (ploi sau zăpezi), iar în ele debuşează numeroase

fluvii, acest lucru explicând şi gradul de salinitate foarte scăzut, uneori mai puţin de 10‰

(Golful Botnic 3-5‰).

29

Fluviile uriaşe fac să se simtă influenţa lor până la mari distanţe în cadrul mării.

Amazonul, cel mai puternic dintre ele, poate transporta apa dulce până la aprox. 300 km şi

chiar 500 km în larg. Această apă poate fi băută şi la 50 km de ţărm, fiind deviată spre NV

de Curentul Ecuatorial. Acelaşi fenomen se poate observa şi la gurile altor fluvii uriaşe:

Zair, La Plata, Chang Jiang, Mississippi etc.

Apele dulci şi cele sărate se amestecă doar în cazul în care sunt agitate împreună.

Când nu se petrece acest fenomen îşi fac apariţia două straturi suprapuse: apa sărată trece

sub cea dulce, care este mai puţin densă, fenomen ce apare adesea în regiunile din

apropierea gurilor fluviale. Apa dulce a fluviilor avansează în mare sub forma unei limbi

omogene, până la distanţe foarte mari în largul mării. În ţinuturile polare, atunci când

banchiza se scufundă şi se topeşte, apar ape puţin sărate, care uneori sunt bune şi de băut.

Datorită fluviilor, gheţarilor şi a cantităţii mici de energie solară pe care le primesc

mările arctice (mai ales cele care mărginesc Antarctida), indicele de evaporaţie şi de

salinitate la suprafaţă este foarte scăzut. Totuşi, formarea banchizei, pe timp de iarnă, nu

face altceva decât să crească salinitatea: gheaţa de mare este sărată, dar într-o proporţie mai

mică decât restul apei locale. Acest fenomen provoacă formarea, la latitudini mari, a unor

enorme mase de apă foarte densă care se afundă în ocean şi se deplasează, prin intermediul

unor imenşi curenţi ascunşi, până în cadrul regiunilor tropicale. Curenţii de adâncime din

apropierea Antarctidei urcă uneori până în emisfera septentrională.

Locurile unde apa de adâncime urcă spre suprafaţă, bogată în sedimente şi materie

organică, poartă numele de upwelling. Ele reprezintă locuri de binefacere pentru toate

vieţuitoarele marine şi în consecinţă cele mai bune situri de pescuit (Gawarikiewicz et al.,

1999).

Indicele cu cel mai mare grad de salinitate se întâlneşte în bazinele marine

cvasiînchise şi puternic expuse insolaţiei. Marea Roşie, înconjurată de deşerturi aride,

supusă unei intense evaporaţii, unde nu plouă decât în mod excepţional şi unde nici un

fluviu de mare importanţă nu debuşează, bate toate recordurile în această privinţă:

salinitatea atinge 40‰. Pentru Marea Mediterană salinitatea este de 39‰, iar construcţia de

la Assouan are deja o influenţă sensibilă asupra salinităţii bazinului său oriental prin faptul

că aceasta este în creştere. La celălalt capăt al scării, în Golful Botnic din Marea Baltică, se

găseşte apă mai mult salmastră decât sărată, aceasta având o salinitate <5‰.

Simpla consultare a unei hărţi cu distribuţia salinităţii arată câteva anomalii

interesante: Oceanul Atlantic este mai sărat ca Oceanul Pacific, mai ales în regiunea

cuprinsă între Ecuator şi latitudinea de 40°N. Pentru acest fenomen au fost date mai multe

explicaţii: probabil că alizeele transportă peste Istmul Panama mari cantităţi de apă dulce ce

se evaporă desupra Atlanticului; în regiunile unde apa evaporată din Pacific ar trebuii să

ajungă în Atlantic, ea este împiedicată să treacă în celălalt bazin de către Munţii Stâncoşi

sau Cordiliera Andină (bariere comparabile nu există în estul Oceanului Atlantic pentru

Europa sau Africa) (Gâştescu et al., .2004).

30

Variaţiile de salinitate permit proliferarea florei şi faunei marine. Organismele care

suportă mari variaţii de concentrării în săruri ale mediului lor ambiant poartă denumirea de

eurihaline. Este cazul marii majorităţi a migratorilor, adică a somonului, heringului,

anghilelor etc. Din contra, plantele şi animalele care depind de un indice precis al salinităţii

şi care mor dacă acesta se schimbă, sunt numite stenohaline. Printre acestea se pot număra

diverse specii de moluşte, crustacee, bureţi şi echinoderme. Cei mai exigenţi la aceste

schimburi sunt consideraţi a fi coralii, care nu trăiesc decât în locurile unde salinitatea este

constantă şi ridicată, şi unde, printre altele, temperatura apei este de >20 C, apa limpede şi

insolaţia foarte favorabilă.

Apa dulce din cadrul mării

Pentru a putea călătorii spre ”cele şapte mări” vechii navigatori trebuiau să

cunoască locurile unde ei ar fi putut ”găsi apă”. Pentru aceştia, era o chestiune de viaţă şi de

moarte. Prin urmare, gurile marilor fluvii au fost rapid reperate şi foarte exact trecute pe

hărţi. Totuşi, apa pe care o găseau, nu era de cea mai bună calitate, prezentându-se, de cele

mai multe ori, sub formă mâloasă sau poluată. Marinarii ştiau că în anumite locuri

privilegiate puteau găsi apă dulce, de foarte bună calitate, chiar în cadrul mării.

Astăzi, există chiar o ramură a hidrologiei care se ocupă cu această problemă.

Importanţa unei asemenea cercetări apare evidentă în ţările unde o mică parte din an

populaţia se stabileşte pe coastele oceanice.

Marinarii cunoşteau faptul că în caz de naufragiu pe o insulă deşertică se putea

procura apă dulce doar prin simplul fapt de a săpa o groapă în nisipul plajei situată deasupra

nivelului mereei înalte. Realitatea demonstrează că nu este vorba de o adevărată apă dulce,

ci de un lichid uşor salmastru.

Proprietarii unei case sau cabane situate pe ţărmul mării îşi pot furniza singuri apa

potabilă prin săparea unui puţ foarte adânc. Totuşi, în regiunile costiere urbanizate, pânza

de apă freatică este, într-o mare parte a timpului, epuizată deoarece pompele electrice au

golit-o dat fiind faptul că au fost forate puţuri din ce în ce mai adânci. Atunci când se

pompează intens şi foarte adânc, se atinge stratul inferior al pânzei, care este sărat, şi astfel

se sterilizează puţul. Acest fenomen s-a petrecut deja în unele regiuni ale Terrei. Situaţia

este mai dramatică atunci când intervin şi poluanţii (hidrocarburi, detergenţi etc.).

Explicaţia existenţei stratelor de apă dulce atât de aproape de mare ţine de regula

ce poartă numele de ”Legea Chyben - Herzberg”, după numele a doi cercetători care au

formulat-o pentru prima dată. Această lege se fondează pe faptul că apa de mare, prin faptul

că deţine o mare cantitate de săruri (media de 35‰), este mai densă decât apa dulce: 1 026

g pe decimetru cub, faţă de 1 000 g pentru apa pură. În condiţii normale, adică în afara

tuturor agitaţiilor, apa dulce, mai uşoară, pluteşte pe stratul de apă sărată (Fig. 8).

În formaţiunile permeabile cu nisipuri costiere, ploaia care cade şi penetrează în

sol, formează un strat superficial care nu se amestecă cu apa sărată subiacentă venită din

mare. Punctul de joncţiune a celor două strate este situat la nivelul mediu al mării.

31

Atunci când cantitatea de apă provenită din precipitaţii este foarte mare, izvoarele

de apă dulce vor ieşi la suprafaţă chiar pe plaje. Sub stratele de apă dulce apa mării se

infiltrează în nisip potrivit termenilor Legii Chyben-Herzberg, care spune că pentru fiecare

metru de apă dulce care se ridică deasupra nivelului mării, apa sărată coboară mai jos cu 40

m. Atunci când se pompează o cantitate foarte mare de apă dulce, într-o formaţiune de

acest tip, apa sărată ia locul apei dulci şi determină apariţia unui con de depresiune.

Turbulenţa indusă prin pompaj amestecă rapid cele două lichide.

Fig. 8 Contaminarea salină a unui foraj litoral din cadrul unei insule antropizate

Totuşi, unele izvoare cu apă dulce, de mare importanţă, nu se găsesc pe uscat, ci în

larg. Chiar grecii, din perioada antică, etruscii şi romanii, le-au reperat în cadrul Mării

Mediterane ca fiind adevărate ”fântâni de apă dulce”. Acelaşi fenomen se poate observa în

mai multe regiuni ale Terrei, cunoscute foarte bine şi de vechii marinari, mai ales în Golful

Arabo-Persic, Golful Mexic (largul Yukatanului), în apropierea Cubei, Floridei,

Bahamasului şi a mai multor insule din Oceanul Pacific (Samoa, Caroline etc.).

Înainte de dezvoltarea uzinelor de desalinizare a apei de mare, unica sursă de apă

dulce din insula Bahrein (situată în Golful Arabo-Persic) era o fântână submarină situată la

o oarecare distanţă faţă de ţărm. Băştinaşii se puteau aproviziona cu preţiosul lichid

ajungând la locul izvorului cu bărcile în care se încărcau sacalele confecţionate din piei de

capră. Acestea erau umplute cu ajutorul unor ţevi care se scufundau în apa mării până la

izvorul cu apă pură ca într-un puţ artezian. Izvorul din Bahrein este alimentat din ploile care

cad în Munţii Arabiei, la o distanţă mai mare de 400 km.

În regiunile unde se întâlnesc aluviuni fluviale, apa se infiltrează, întâlneşte un strat

impermeabil, după care iese din strat, canalizată uneori la o distanţă destul de mare de ţărm.

Într-un ţinut calcaros apa dulce urmează canalele carstice de infiltraţie şi o conduc

uneori sub nivelul oceanului. Cel mai adesea, acest gen de circuit acvatic s-a stabilit la o

32

epocă geologică unde nivelul mediu al mărilor era mult inferior celui existent în zilele

noastre. În acest din urmă caz, zona unde se produce ploaia care alimentează fântâna, poate

fi situată la sute de kilometri distanţă de resurgenţă.

Izvoarele de apă dulce care se găsesc în plină mare sunt foarte apreciate de

populaţia locală, mai ales acolo unde prin apropiere se află regiuni deşertice (Tabel 3).

Tabel 3 Adâncimea izvoarelor de apă dulce din mediul marin (după Gilli et al., 2008)

Izvorul Ţara Adâncimea sub

nivelul mării

m

Geneză

Rio el Mante Mexic 300 Hipereustatismul

Golfului Mexic

Port Miou Franţa 147 Hipereustatismul

messinian

Vaucluse Franţa 224 Hipereustatismul

messinian

Almyros Grecia (Creta) >100 Hipereustatismul

messinian

Pozzo el Merro Italia 300 Hipereustatismul

messinian

Fig. 9 Aspiraţia apei marine prin efectul venturi şi formarea izvoarelor cu apă salmastră

33

Caracteristica comună a tuturor fântânilor submarine cu apă dulce este că acestea

n-ar putea exista fără apariţia unui soclu de roci calcaroase. Secretul acestui fenomen

trebuie cercetat în istoria variaţiei nivelului general al oceanelor.

Fig. 10 Moară de mare pe litoralul nord-vestic al Sardiniei (2009)

În timpul perioadelor glaciare, atunci când nivelul mării era inferior cu 100 m sau

150 m faţă de nivelul actual, apa care se infiltra în terenurile calcaroase continentale putea

să-şi facă simţită prezenţa pe plajă. Acest gen de mişcare subterană se poate întâlni în toate

formaţiunile carstice. Atunci când nivelul mediu al mărilor s-a ridicat din nou, dată fiind

topirea calotelor glaciare, reţeaua fină de drenaj subteran a continuat să funcţioneze şi apa

de ploaie continuă aceleaşi trasee subterane, ajungând de data aceasta în mare.

Contrar apelor dulci din mediul marin sunt şi apele sărate din mediul dulcicol, mai

ales a piezometrelor acvifere din cadrul unor izvoare terestre. Ca urmare a pătrunderii

apelor sărate în freaticul continental şi ridicării acestora la altitudini mai mari decât nivelul

general al mării, se pot găsi ape sărate de origine marină în izvoarele continentale (Tabel 4).

34

Tabel 4 Piezometrul unor izvoare sărate din preajma mediului marin (după Gilli et al.,

2008) Izvor Ţara Altitudine

m

Salinitatea

maximă

g.L-1

Adâncimea

probabilă de

amestec a apei

m

Almyros

d’Heraklion

Grecia (Creta) 3-10 6 450

Lac Kournas Grecia (Creta) 17 - 600

Annavaloussa Grecia (Creta) 12 - 500

Pantan Croaţia 4 12 160

Slanac Croaţia 27 5 1000

Tannimin Israel 10 - 400

Mortola Israel 1 1,4 60

Apariţia apelor salmastre se face pe aliniamentul litoral calcaros, la gurile

galeriilor subterane, prin efectul venturi. În acest caz „izvoarele” sunt intermitente şi

poartă numele de „moară de mare” (Fig. 9, 10).

Chimismul apei din Marea Neagră

Salinitatea stratului de la suprafaţa mării este în jur de 18‰ în partea sa centrală

şi pe măsura apropierii de ţărm, scade până la 16‰. În arealele gurilor riverane

salinitatea poate să scadă până la 5‰ şi chiar mai jos (Fig. 11).

Ca urmare a lipsei curenţilor pe verticală, în Marea Neagră se găsesc mase de

apă cu caracteristici saline diferite: unul inferior, cu ape care provin din Marea

Mediterană şi cu salinitate cuprinsă între 21-22‰; altul superior, cu ape îndulcite şi

salinitate medie de 18‰ (între 15-19‰) (Romanescu, 2003b,d).

Sectoarele cu indicele cel mai redus al salinităţii se găsesc în nordul şi nord-

vestul Mării negre, unde se înregistrează următoarele valori: 18‰ în Golful Odesa, 10-

15‰ în dreptul Deltei Dunării. Cauza reducerii salinităţii este produsă de aportul

considerabil al apelor dulci continentale şi a evaporării mai reduse. În sudul Mării

Negre, unde evaporarea este mai mare, salinitatea poate depăşi 19‰ (Romanescu,

2005). Valorile cele mai mari ale salinităţii se găsesc la adâncimi de peste 1 000 m unde

se menţine la 22,5‰ (Konovalov, Murray, 2001; Kubilay et al., 1995) (Fig. 12).

Aportul dunărean influenţează hidrochimismul Mări Negre până la aprox. 50-

100 km spre larg şi până în dreptul localităţii Vama Veche în lungul litoralului. În

preajma litoralului deltaic apele au o salinitate cuprinsă între 2-3‰, în timp ce la 1-2 km

în larg se ridică doar la 12‰. Izohalina de 15‰ se găseşte la o distanţă de 70-75 km, iar

cea de 17,5‰ atinge marginea externă a platformei continentale. Pe verticală salinitatea

creşte progresiv până la 15 m, unde apele se omogenizează în jurul valorii de 17-18‰.

35

Apele mai dulci plutesc la suprafaţa mării într-un strat cu 1-3 m grosime (Romanescu,

2003c).

Fig. 11 Distribuţia salinităţii în apele de suprafaţă din Marea Neagră

după Admirality Sailing Directions, 2003

Fig. 12 Distribuţia pe verticală a salinităţii din apele Mării Negre

după Gâştescu, 1996

36

S-au putut separa, pe baza caracteristicilor hidrologice, mai multe tipuri de mase

acvatice:

-mase de apă costiere, ca rezultat al îndulcirii apelor marine prin intermediul

Dunării;

-mase de apă superficiale, cu o grosime de câţiva metri, unde se resimt direct

variaţiile de temperatură, salinitate şi oxigen dizolvat;

-mase de apă de adâncime, care ocupă cea mai mare parte a volumului de apă,

unde variaţiile sezoniere ale elementelor hidrologice sunt reduse.

Curenţii marini exercită o influenţă importantă asupra distribuţiei salinităţii

apelor marine: cei calzi (25-260C), cu salinitate redusă (sub 18‰), sunt localizaţi

deasupra curentului contrar de compensaţie (de adâncime), cu temperaturi mai coborâte

(9-140C) şi salinitate mai mare (20-22‰) (Fig. 13, Tabel 5). Circa 90% din volumul

total de săruri privine din Marea Mediterană.

Fig. 13 Distribuţia salinităţii la suprafaţa (5m) Mării Negre în luna iulie

după Oguz et al., 1998

Tabel 5 Bilanţul halin din bazinul Mării Negre Intrări Ieşiri

Marea

Marmara

Marea

Azov

Scurgeri

din râuri

Total Marea

Marmara

Marea

Azov

Total

Medii anuale

mln.t 6326 593 93 7012 6848 568 7052

37

% 90,2 8,5 1,3 100 91,9 8,1 100

Volum maxim

mln.t 9831 887 135 - 6484 568 -

% 155,4 149,6 145,2 - 145,6 137,7 -

Anul 1950 1979 1970 - 1980 1949 -

Volum minim

mln.t 3444 404 68 - 437,8 343 -

% 54,4 68,1 73,1 - 67,4 60,4 -

Anul 1980 1930 1949 - 1950 1932 -

Conţinutul de oxigen din stratul superior este de 14,9 mg/l, media fiind în jur de

9,1 mg/l (Fig. 14). Odată cu creşterea adâncimii aceste valori scad brusc, locul

oxigenului fiind luat de hidrogenul sulfurat a cărei cantitate se măreşte spre fund

(Buesseler et al., 1991; Deuser, 1974). La peste 170 m domnesc bacteriile anaerobe.

Fluviile, sursa vieţii, sunt cele care, în decursul timpului, au ucis acest elixir în

adâncurile Mării Negre. Cantitatea mare de materii organice provenite din râuri a fost

prea mare pentru bacteriile din apa mării care ar fi trebuit să o descompună.

Fig. 14 Nivel de apă oxigenat şi nivel de apă lipsit de oxigen în bazinul Mării Negre

Bacteriile se hrănesc prin oxidarea elementelor nutritive, folosind oxigenul

dizolvat, prezent în mod normal în apa mării. Când afluxul materiilor organice este prea

ridicat se consumă toată cantitatea de oxigen dizolvat şi bacteriile recurg la un proces

biochimic: extrag oxigenul din ionii de sulfat din compoziţia apei de mare, generând în

acest proces gazul rezidual cunoscut sub numele de hidrogen sulfurat (H2S) (Aschelson,

1999; Saydam et al., 1993).

38

Marea Neagră este cel mai mare rezervor de hidrogen sulfurat deoarece 80-90%

din volumul apei este steril.

Ca urmare a morfobatimetriei, în raport cu Marea Marmara şi Marea

Mediterană, cu aprox. 7 000-7 500 de ani în urmă a început procesul de acumulare a

hidrogenului sulfurat (Fig. 15). Cantitatea a crescut treptat şi gazul s-a ridicat spre

stratele superioare distrugând oxigenul dizolvat.

Se pare că schimbul dintre masele de apă situate la suprafaţă şi cele de adâncime

nu este complet blocat, el făcându-se, se pare, foarte lent.

Peridiocitatea anuală a salinităţii se manifestă toamna şi iarna, când debitele

Dunării sunt mici şi salinitatea apei marine este ridicată (17-18‰). Minimele apar în

lunile aprilie-mai, când debitele sunt ridicate şi valoarea salinităţii este de aprox. 12‰.

Densitatea apelor din Marea Neagră creşte odată cu adâncimea: între -10-15 m

adâncime 10,5 kg/m3; între -15-120 m adâncime 11-16 kg/m3; la peste -120 m adâncime

16-16,5 kg/m3 (Vespremeanu, 2004).

Densitatea stratului de la suprafaţa mării este de 1,014-1,016 g/cm3 în februarie

şi ajunge la 1,011 g/cm3, la începutul lunii august.

Fig. 15 Evoluţia stratului anoxic de apă (cu H2S) din Marea Neagră

după Gâştescu, Breţcan, 2009

Transparenţa şi culoarea apei

Transparenţa convenţională a apei Mării Negre este relativ mare. În largul mării

este între 10-18 m iarna şi primăvara, 15-25 m vara şi 15-18 m toamna. În zona de

litoral condiţiile de transparenţă se micşorează, în unele locuri ajungând la 5 m, iar în

39

sectoarele gurilor de vărsare a râurilor nu depăşeşte 4 m. Vara, când marea este calmă, s-

a observat în partea de E o transparenţă de până la 34 m.

Culoarea apei Mării Negre, în funcţie de suspensiile conţinute în ea, variază în

limite foarte largi. În partea de NV a mării culoarea apei are o nuanţă albastră, verde, iar

în părţile centrală şi de E o nuanţă verzui-albăstruie. În zona gurilor de vărsare a râurilor

culoarea apei capătă o nuanţă gălbuie.

40

CAPITOLUL II OCEANELE ŞI CLIMA

Climatele marine

Terra deţine două “oceane”: unul de aer şi celălalt de apă. Cele două sisteme se

găsesc într-un echilibru dinamic şi se amestecă pe 71% din suprafaţă. Fenomenele fizice

care rezultă din această interacţiune sunt foarte complexe. Dinamica proceselor ce se

derulează la interfaţa aer-apă influenţează bilanţul energetic global, climatele marine şi

continentale, evoluţia climatică de scurtă şi lungă durată etc.

Meteorologia oceanelor pune în evidenţă primele elemente ale înţelegerii

fenomenelor care interesează interfaţa aer-apă. Toate climatele Terrei i-au naştere pe

mare. Marele interes pe care-l cunoaşte meteorologia actuală a stimulat constituirea unor

grupe de cercetări internaţionale: P.I.O.I. (Programul Internaţional al Oceanului Indian);

D.I.E.O. (Deceniul Internaţional de Exploatarea Oceanografică); P.G.C.A. (Programul

Global al Cercetării Atmosferice) etc.

Cele mai importante observaţii au fost efectuate în regiunile tropicale ale

oceanelor deoarece în aceste sectoare îşi au originea şi cele mai importante fenomene

meteorologice.

Încălzirea apei oceanice este condiţionată de o serie de factori, dintre care cel

mai important este reprezentat de radiaţia solară. Cantitatea de căldură primită de 1 cm2

suprafaţă oceanică, la diferite latitudini, în 24h, este diferită (Weyl, 1970) (Tabel 6).

Tabel 6 Variaţia cantităţii de căldură recepţionată de suprafaţa oceanului în funcţie de

latitudine Latitudinea 70N 50N 30N 10N 10S 30S 50S 70S

Cant. de căldura

Calorii

31 90 217 252 222 224 85 22

Stratul de apă de la suprafaţa oceanului deţine, în medie, o valoare mai mare cu

aprox. 30C decât aerul care-l surmontează (Tabel 7). Prin intermediul radiaţiilor solare

se transmite căldură. Ca urmare a amestecului convectiv apa poate stoca căldura până la

o adâncime mai mare, comparativ cu uscatul. Restituie atmosferei această rezervă doar

parţial. Curba termică a apei este decalată faţă de cea a aerului. Oceanul este un foarte

bun regulator termic.

Tabel 7 Comparaţii între temperatura apei şi a aerului Latitudinea

Nordică

00 100 200 300 400 500 600

Temp. aerului 0C

25,9 25,8 24,2 19,4 13,1 5,7 0,3

Temp. apei 26,3 25,5 23,0 19,2 13,9 7,7 1,2

41

0C

Amplitudinile termice diurne (0,5-1,60C) şi sezoniere (de la câteva grade la

150C) ale apei de suprafaţă sunt moderate, comparativ cu cele ale aerului (Tabel 8).

Oscilaţii mari se pot petrece doar în mările epicontinentale şi temperate.

Tabel 8 Amplitudinea termică anuală a apei oceanice la diferite latitudini Lat.

0

50N 40N 30N 20N 10N 0 10N 20N 30N 40N 50N

Amplitudinea temp.

apei 0C

8,4 10,2 6,7 3,6 2,2 2,3 2,6 3,6 5,1 4,8 2,9

Temperaturile medii ale apei de suprafaţă (transcrise sub forma curbelor

izoterme) cresc gradual de la poli (unde apa se află frecvent sub formă de gheaţă) spre

ecuator. În jurul Antarctidei temperatura medie se menţine la valori de –1,330C (la ţărm

minimele absolute au fost de –180C până la –620C). În apele Siberiei valorile au coborât

şi la –680C. Temperatura minimă la fundul oceanului este de –1,650C. La ecuator

temperatura medie este de 25-260C. Maxima temperaturii medii se înregistrează în

Marea Roşie şi este de 300C. Maximele absolute se pot înregistra în locurile izolate şi

calme ale unor golfuri, unde adâncimea este mică şi salinitatea mare (peste 40-420C).

Zonalitatea climatică este perfect delimitată doar în emisfera sudică, unde

masele oceanice sunt dominante, iar uscatul deţine o proporţie redusă. În emisfera

nordică curenţii oceanici, deviaţi spre continent, perturbă sensibil designul zonal al

izotermelor. Distribuţia azonală se manifestă doar la latitudinile mari unde ţărmurile

orientale sunt mai calde ca cele occidentale. La latitudini tropicale fenomenul este

invers.

Temperaturile de la suprafaţa oceanelor este în funcţie de latitudine şi

anotimpuri. Vara, temperatura apei este mai coborâtă cu câteva grade decât a aerului, în

timp ce iarna este invers.

Temperatura apei coboară odată cu adâncimea ca urmare a pierderii acesteia în

straturile mai adânci ale oceanului (Dupuis, 1992). Între 0-200 m (300 m) adâncime

temperaturile sunt mai omogene datorită amestecului intens al apelor, determinat de

vânturi, valuri şi curenţi. Între 200 m (300 m) şi 1 000 m adâncime temperaturile scad

rapid în tot oceanul. În zonele unde gradientul termic este cunoscut se utilizează

termenul de “zonă cu gradient normal”. Temperatura scade gradual până la valoarea de

50C, care se menţine, de regulă, până la 1 000 m (termoclin permanent). Termoclinul

poate varia în funcţie de anotimp. Există şi noţiunea de termoclin sezonier (se

deplasează pe verticală conform temperaturilor înregistrate la suprafaţa apei). Sub

adâncimea de 1 000 m temperatura scade foarte lent, rămânând constantă la valoarea de

1-20C în sectoarele cu cele mai mari valori (Efros, 1999).

42

Bilanţul termic al mărilor, dacă se exclud micile cantităţi de căldură ce urcă din

interiorul planetei, depinde de cantitatea razelor de soare care sunt absorbite de masele

de apă. Soarele este principalul motor care pune în mişcare masele de apă şi aer.

Cantitatea razelor de soare pe care o primesc unele regiuni ale Terrei, depinde, în primul

rând, de latitudinea locului: este maximă între tropice şi minimă la poli.

Diferenţele de temperatură existente între diferitele zone ale Terrei stau la

originea circulaţiei atmosferice şi apelor marine. Căldura acumulată în sectoarele cele

mai iradiate ale sistemului are tendinţa să se deplaseze spre locurile cele mai reci.

Transferurile de calorii în cadrul sistemului aer-apă se pot efectua în trei moduri: prin

iradiere, atunci când trece dintr-un corp în altul sub forma undelor electromagnetice

(mai ales infraroşii şi luminoase); prin conducţie, adică prin contaminarea agitaţiei

moleculare; prin convecţie, când fluidul reîncălzit devine mai uşor, se ridică şi lasă sub

el un “vid” (energia se transmite în alta, sub formă mecanică, sub aspectul curenţilor sau

valurilor).

O mare parte a razelor de soare este reflectată de stratul noros, continente şi

mări. Norii acoperă, în orice moment, aproape jumătate din suprafaţa globului (se

influenţează în mod deosebit coeficientul de reflexie). Calotele glaciare polare au o mare

putere de reflectare a razelor solare, mai ales că ele însumează aprox. 10% din suprafaţa

totală a mărilor şi oceanelor.

Multe din razele calorice ajung perpendicular la suprafaţa oceanului şi sunt

reţinute. Regiunile intertropicale sunt mai puternic luminate şi absorb o cantitate mai

mare de infraroşii termice. Rapiditatea cu care se produc schimburile calorice în diverse

sisteme climatice depinde de unii factori cu caracter fizic. Bulversările atmosferice se

declanşează şi ajung la termenii maximi de desfăşurare în aprox. 7 zile. Variaţiile de

temperatură de la suprafaţa oceanelor au o periodicitate de aprox. 1 an. Masele de apă

gigantice îşi modifică caracteristicile în aprox. 10 ani (uneori chiar secole).

Capacitatea calorică a apei este inferioară aerului. Masa totală a oceanelor este

de aprox. 280 ori mai mare decât a atmosferei. Cantitatea de căldură înmagazinată este

de 1 200 ori mai mare. Această inerţie termică care împiedică variaţiile rapide ale

temperaturilor exercită o influenţă determinantă asupra ansamblului climatic. Este mai

evidentă în regiunile costiere şi ţările maritime. Oceanele joacă un rol suprem în

modificarea lentă a climatelor: răceşte regiunile calde şi le încălzeşte pe cele reci.

Observaţiile efectuate în Pacificul de Sud demonstrează că există o interacţiune

complexă între aer şi apă. Există o curioasă corelaţia între temperaturile estivale ale apei

marine din regiunea indoneziană şi presiunea atmosferică din Australia, după câteva luni

de zile. Existenţa unei temperaturi ridicate din jurul insulei Flores are drept consecinţă,

câteva săptămâni mai târziu, formarea unei depresiuni în regiunea Darwin (Australia) şi

viceversa. Temperaturile constant înalte din mările indoneziene au drept consecinţă

apariţia unei secete în interiorul Australiei.

43

Noţiunea de front oceanic, în analogie cu cel de front atmosferic, a fost

precizată pentru prima dată de oceanograful japonez Michitaka Uda. Este un plan de

separaţie între două mase de apă cu caracteristici fizice (temperatură, salinitate,

densitate) diferite. Ştiinţa care se ocupă cu studiul aspectelor fizice, chimice, biologice

şi optice a fronturilor oceanice poartă denumirea de frontologie. Frontogeneza şi

frontoliza reprezintă procesele formării şi dispariţiei fronturilor.

Mişcările care animă fronturile sunt dependente de diferenţele de temperatură,

salinitate şi densitate a maselor de apă intrate în contact. Ele reprezintă sediul unei foarte

ridicate productivităţi biologice fiind, în acelaşi timp şi cele mai importante regiuni

piscicole. Fronturile oceanice rezultă din transformările generale de energie existente

între aer şi apă, a regimului vânturilor, intensitatea evaporaţiei, precipitaţiilor etc. Cu

caracter secundar se mai adaugă: contactul maselor de apă dulci ale marilor fluvii cu

cele ale mării; convergenţa sau divergenţa curenţilor de maree sau a celor determinaţi de

rotaţia terestră; tulburările imputabile undelor interne (mai ales celor seismice) etc.

Fronturile oceanice reprezintă planuri nete de demarcaţie. În unele cazuri sunt

recunoscute la suprafaţă prin existenţa unei linii de deşeuri plutitoare (gura de vărsare a

braţului Sf.Gheorghe). Uneori, culoarea celor două mase acvatice este diferită. Unele

fronturi sunt de mari dimensiuni şi deplasarea lor are consecinţe importante asupra

ansamblului condiţiilor atmosferice. Formarea norilor marini deasupra fronturilor

oceanice din apropierea coastelor determină, în mare parte, existenţa climatelor litorale

şi constituie, de cele mai multe ori, un pericol pentru navigaţie.

Cel mai marcant front este situat în nord-vestul Oceanului Atlantic. Este

cunoscut sub numele de “zidul rece” (“cold wall”) şi este foarte net, mai ales prin

coloratură. O navă poate avea etrava în apele verzui, reci şi slab salinizate venite din

nord şi elicea în apele calde, albastre şi sărate din sud.

În Peru, ca urmare a fenomenului El Niño, curentul rece Humbold este deviat şi

vremea se modifică catastrofal, determinând un deficit de hrană în apropierea ţărmului.

Gulf Streamul reprezintă, practic, un “fluviu” cald într-o masă oceanică mai rece.

Scurgerea acestui curent nu este rectilinie ci descrie numeroase meandre, care local se

închid şi se transformă în turbioane.

44

CAPITOLUL III CONDIŢIILE HIDROMETEOROLOGICE DE PE

LITORALUL ROMÂNESC AL MĂRII NEGRE

Condiţiile hidrometeorologice din Marea Neagră sunt, în general, favorabile

pentru navigaţie şi desfăşurarea altor activităţi economice specifice.

Unele probleme pot fi provocate de vânturile puternice, de scăderea vizibilităţii

datorată ceţurilor şi uneori din cauza precipitaţiilor.

Cele mai puternice şi de durată vânturi sunt semnalate în perioada noiembrie-

martie, cu o frecvenţă mai mare în zonele nordice ale mării.

Înrăutăţirea vizibilităţii din cauza ceţurilor se semnalează îndeosebi iarna şi

primăvara. Precipitaţii puternice, care să înrăutăţească vizibilitatea, sunt rare. Gheaţa se

formează, de obicei, în partea de NV a mării, iar în sectoarele sudice este posibilă doar

pe unele porţiuni în iernile aspre şi foarte aspre (Malciu et al., 1995; Mareş, Mareş,

1991; Mihăilescu, 1997; Nae et al., 1995; Păltineanu et al., 2000).

Clima

-Circulaţia generală a atmosferei deasupra Europei

Condiţiile aerosinoptice specifice bazinului Mării Negre sunt legate direct cu

câmpul baric aflat deasupra Europei. Prin urmare cunoaşterea circulaţiei atmosferice

deasupra bazinului Mării Negre implică cunoaşterea circulaţiei aerului la nivelul

Europei, dar şi a centrilor barici determinaţi (Bandoc, 2005).

Deasupra oceanelor se întâlnesc cicloni şi anticicloni permanenţi, iar deasupra

continentelor se găsesc cicloni şi anticicloni sezonieri provocaţi de încălzirea sau răcirea

puternică a solului. Formaţiile barice poartă denumirea de centri de acţiune ai atmosferei

şi aceştia sunt în număr de cinci deasupra continentului european: Anticiclonul Arctic,

Anticiclonul Azoric, Anticiclonul Asiatic, Depresiunea Islandeză şi depresiunea

Mediteraneană (Fig. 16).

Anticiclonul Arctic (M3) mai este cunoscut şi sub numele de Anticiclonul

Scandinav. Se află în bazinul Arctic şi este permanent. Este mai intens iarna, când

determină temperaturi foarte scăzute în toată Europa şi are o frecvenţă mai mare vara.

Factorul termic se suprapune peste cel dinamic. Primăvara şi toamna provoacă răciri

masive şi bruşte în bazinul mediteranean. În România favorizează producerea îngheţului

şi brumelor târzii de primăvară şi timpurii de toamnă (Bandoc, 2005).

Uneori, acest anticilon se uneşte cu cel din nordul Munţilor Urali formând un

arc de mare presiune peste nord-estul Europei. Alteori, se uneşte cu dorsala

anticiclonului Azoric formând un arc de dorsală anticiclonică peste nord-vestul

continentului. De cele mai multe ori se dezvoltă izolat, pe întreaga Peninsulă

Scandinavică, prelungind dorsalele spre sud, sud-vest şi sud-est (Marea Neagră).

Anticicolnul Scandinav aduce mase de aer reci, de origine arctică.

45

Anticiclonul Azoric (M1) îşi are centrul în regiunea Insulelor Azore. Îşi exercită

influenţa pe tot parcursul anului fără a avea o permanenţă zilnică, fapt pentru care nu

este considerat un anticiclon permanent, ci cvasipermanent. Este mai intens vara, cu arie

de extindere spre nord, aparţinând brâului tropical. Cuprinde Oceanul Atlantic de

mijloc, cu prelungiri sporadice spre nord. Iarna, anticiclonul se uneşte frecvent cu

maximul barometric siberian când formează un brâu anticiclonic care traversează

Europa de la vest la est.

Masele de aer oceanic, aduse iarna pe teritoriul României, determină un timp

relativ călduros, cu caracter maritim. Vara, formează dorsale sau centre secundare, care

pătrund pe continent, ajungând până în Peninsula Balcanică. Timpul este mai umed şi

răcoros. Are extindere spre est în lunile noiembrie, decembrie şi ianuarie (Brătescu,

1928) şi o a doua înaintare în iunie şi iulie. Presiunea atmosferică din centrul său este de

aprox. 1 020 mbar (vara şi iarna).

Fig. 16 Principalii centri barici deasupra Europei

după Măhăra, 1979

Activitatea lui este mai activă vara decât iarna, când presiunea atmosferică poate

atinge valori excepţionale de 1 040 mbar şi valoarea procentuală a activităţii

46

anticiclonice din nord-vestul bazinului Mării Negre este de 61%, faţă de activitatea din

timpul iernii (36%).

Valoarea procentuală a Anticiclonului Azoric din nord-vestul Mării Negre este de 36% -

perioada 1962-2000 (Braşoveanu, 2001).

Anticiclonul Asiatic (M2) este cunoscut şi sub numele de Anticiclonul Ruso-

Siberian, Euro-Siberian sau Siberian. Este de origine termică şi se formează iarna.

Cuprinde jumătatea nordică a Asiei şi teritoriul european al Rusiei. Are caracter

semipermanent, manifestându-se şi pe valea Dunării dintre Carpaţi şi Balcani (Brătescu,

1928).

Este un anticiclon foarte intens, atingând presiuni la nivelul solului de 1 065 -

1070 mbar. Vara dispare. Este alcătuit din mase de aer arctic şi formează dorsale şi

centre secundare până pe teritoriul României. În unele ierni este foarte puternic,

atingând, în centrul său, presiunea de 1 060 mbar (Siberia). În alte ierni poate lipsi din

cauza acţiunii numeroşilor cicloni care se deplasează din Oceanul Arctic spre sud şi sud-

est. Aceştia ocupă jumătatea estică a continentului şi distrug dorsalele anticiclonice

(Bandoc, 2005).

Bazinul Mării Negre se află sub influenţa accentuată a Anticiclonului Siberian.

În sudul Dobrogei apar unele anomalii generate de influenţele curentului atlantic. Ele nu

sunt datorate influenţei Anticiclonului Scandinavic, unit cu cel Azoric, ci sunt

determinate de divergenţa vântului predominant (Beşleagă, 1972).

Depresiunea Islandeză (D1) este cunoscută şi sub numele de Ciclonul Islandez.

Are centrul situat între Groenlanda, Islanda şi nordul Oceanului Atlantic. Aparţine

brâului subpolar de joasă presiune atmosferică şi împreună urcă spre nord, vara şi

coboară spre sud, iarna. Este de origine dinamică. Depresiunea este mai adâncă vara şi

influenţează mai puternic fluctuaţiile timpului pe continentul european. Formează centre

secundare care traversează Europa nordică şi produce intervale de vreme ploioasă şi

umedă care se formează în sezonul rece şi mai rar în a doua parte a verii-începutul

toamnei. Adâncimea ciclonului variază între 990 mbar în ianuarie (adâncime maximă) şi

1 005 mbar în iunie (adâncime minimă).

Ciclonii islandezi sunt cvasipermanenţi şi generează masele de aer oceanic şi

transformă masele de aer arctic în aer maritim umed, cu temperaturi relativ ridicate. Pe

măsură ce înaintează spre est se continentalizează. Se caracterizează prin vânturi

puternice şi cantităţi mari de precipitaţii. Ponderea ciclonului pentru nord-vestul

bazinului Mării Negre a fost de 255, cu valoare procentuală maximă de 43% (perioada

1962-1999) în septembrie, octombrie şi noiembrie (Bandoc, 2005)

Depresiunea Mediteraneană (D2) este cunoscută şi sub numele de Ciclonii

Mediteraneeni. Este semipermanentă şi are centre situate în Golful Genova, zona Insulei

Sicilia şi vestul Mării Mediterane. Apare iarna pe frontul polar coborât spre sud, până în

Mediterana. Este foarte adâncă, cu valori de 950 mbar şi formează frecvent centre

47

secundare care înaintează în lungul bazinului mediteranean până în Asia Mică,

Peninsula Balcanică, Marea Neagră şi Câmpia Ucrainei.

Procesul de ciclogeneză de deasupra Mării Negre are loc în funcţie de două

situaţii sinoptice: existenţa unei depresiuni de extindere verticală redusă, proprie

stratului limită, adică „adevăratul ciclon” (Drăghici, 1988), care poate evolua deasupra

întregului bazin al Mării Negre pe parcursul câtorva zile. Este o consecinţă directă a

dezvoltării la scară mare a unei depresiuni (mecanismele proprii frontogenezei de coastă

intervenind doar ca factor de reactivare) (Bogdan et al., 1993).

Are o adâncime de 1 012 mbar şi rareori ajung la 990 mbari. Ponderea anuală a

ciclonilor mediteraneeni este de 41%. Prin urmare, aproape jumătate de an, în bazinul

Mării Mediterane se menţine regim ciclonic şi aproape întregul an ciclonii se manifestă

în bazinul Mării Negre. Iarna aduc mase de aer cald şi umed peste aerul rece, de cele

mai multe ori uscat, continental, din România. Generează ploi, ceaţă şi în prima fază a

deplasării lor spre vestul bazinului Mării Negre, o uşoară încălzire a aerului, cu vânt

moderat până la tare, mai ales în sudul litoralului (980 mbari). Vântul îşi schimbă

direcţia, se intensifică şi temperaturile scad. Ploile se transformă în lapoviţă şi ninsori

abundente, viscolite.

Pe aria ciclonică mişcările verticale descendente şi ascendente generează o

rezultantă comună şi transportul de energie prin frontiera domeniului este egală cu zero.

În acest caz se formează un sistem energetic închis (Beşleagă, 1977).

Ciclonii mediteraneeni se deplasează în serii cu o periodicitate cuprinsă între

câteva ore, 3, 6 sau chiar 9 zile. Scara temporală tipică este de 12-14 ore. Uneori,

adâncimea ciclonului continuă încă 12 ore, după care se deplasează, adesea, spre N-NE

(Braşoveanu, 2001).

Anual, pentru Europe, se înregistrează aprox. 60-65 serii, alcătuite din 4-5

cicloni. În spaţiul românesc al Mării Negre se înregistrează 2-3 serii de cicloni pe an.

Deplasarea ciclonilor se face în direcţia izobarelor din aerul cald. Direcţia

mişcării anticiclonilor se abate mult la dreapta. Centrii de acţiune atmosferică au rol de

dirijare a circulaţiei ciclonilor şi anticiclonilor frontali, dar şi a zonelor de perturbaţii

atmosferice. În cele mai multe cazuri ciclonii mediteraneeni au avut un rol hotărâtor în

declanşarea furtunilor din Marea Neagră.

- Formarea ciclonilor retrograzi în bazinul Mării Negre

La nivelul continentului european ciclonii se deplasează, în mod normal, de la

vest la est. Ciclonii mediteraneeni se deplasează pe cinci direcţii (Bebber, 1891) (Fig.

17): direcţia I se realizează iarna şi vara; direcţiile II şi III sunt tipice iernii; traseul IV

este frecvent pentru vară şi toamnă; traiectoria V este frecventă iarna. Se pare că

traiectoria I, de vară, circulă de la sud-est la nord-vest (Topor, Stoica, 1965; Şorodoc,

1962) şi are ca loc de formare nord-estul Mării Negre. Această traiectorie defineşte un

tip de ciclon european cu deplasare anormală (sau retrogradă).

48

Aceşti cicloni se caracterizează prin schimbări radicale şi rapide ale structurii

câmpului termobaric din altitudini.

Fig. 17 Traiectoriile ciclonilor europeni

după Bebber, citat de Bandoc, 2005

Caracteristicile meteorologice

Climatul Mării Negre şi al litoralului său este determinat de poziţia geografică a

mării şi de condiţiile circulaţiei atmosferice deasupra regiunilor adiacente ale uscatului.

Iarna, Marea Neagră se află sub acţiunea centrului anticiclonar siberian care se

deplasează deasupra părţii estice a Europei, sau a ciclonilor care iau naştere pe ramura

mediteraneană a frontului polar şi se deplasează spre E. În cazul circulaţiei anticiclonice

deasupra mării se observă vânturi puternice şi constante din E şi NE şi vreme uscată din

punct de vedere pluviometric. Dezvoltarea unei activităţi ciclonice deasupra mării duce

la intensificarea vânturilor sudice, la apariţia precipitaţiilor şi la creşterea temperaturii

aerului. Datorită frecventei schimbări a vremii ciclonice şi anticiclonice, iarna se produc,

în Marea Neagră, variaţii mari de temperatură (Sorocovschi, 2008, 2009) (Fig. 18).

Vara, deasupra Mării Negre, se propagă centrul anticiclonului subtropical

(Azoric) datorită căruia predomină o vreme senină şi secetoasă. Variaţiile temperaturii

aerului sunt mici (Fig. 19).

Prin dimensiunea sa Marea Neagră creează topoclimatul acvatic specific de

litoral. Acesta se caracterizează prin prezenţa brizelor în anotimpul cald, când încălzirea

49

puternică a uscatului din timpul zilei determină advecţia aerului mai rece şi mai umed de

pe suprafaţa mării (briza de mare), iar noaptea, aerul mai rece de pe uscat se îndreaptă

spre mare, care se menţine mai caldă în timpul nopţii (briza de uscat).

Fig. 18 Repartiţia la nivel mediu a centrilor barici pe Marea Neagră în luna ianuarie

după Admirality Sailing Directions, 2003

Înseninările frecvente, datorate descendenţei aerului, duc la creşterea numărului

de zile senine, comparativ cu zonele adiacente. În acest caz se reduce corespunzător

cantitatea de precipitaţii (Clima României, 2008).

Zona litorală se caracterizează printr-un potenţial eolian deosebit datorat

rugozităţii reduse, dar şi contribuţiei active a masei de apă la dinamica atmosferei.

Vânturile

Sectorul nord-vestic al bazinului Mării Negre este cel mai agitat. Începând din

iulie şi până în aprilie cea mai mare frecvenţă o au vânturile din NE, NV, E sau SE.

50

Vânturile din NE şi NV se observă, cel mai adesea, în părţile nordice şi vestice ale

mării, iar cele din E şi SE în părţile sud- estice şi sudice (Ciulache, 1992).

În decursul a două luni regimul vânturilor poate fi altul: în luna mai nu se

observă clar o direcţie predominantă a unui vânt oarecare, iar în iunie este predominant

vântul din SV.

Fig. 19 Repartiţia la nivel mediu a centrilor barici din Marea Neagră în luna iulie

după Admirality Sailing Directions, 2003

În multe puncte de pe litoral se observă abateri ale regimului vânturilor,

determinate de particularităţile locale.

Astfel, pe litoralul nord-vestic, în porturile Mykolaiv şi Kherson, tot anul

predomină vânturile din NE, N şi E (frecvenţa totală este de 44–59 %). În porturile

Odesa şi Bilhorod–Dnistrovs’kyi, din ianuarie– martie şi din iunie–octombrie,

predomină vântul din NV (frecvenţa 18-32%), din aprilie–mai din SE (21–25%), iar din

noiembrie–decembrie din NE (16–20%). În celelalte puncte ale litoralului nord-vestic,

din septembrie şi până în martie, sunt predominante vânturile din NE şi E (cu frecvenţă

totală până la 51%), iar din aprilie până în august din SV (18–25%).

Pe litoralul peninsulei Crimeea, de la portul Yalta până la portul Feodosiia, sunt

predominante, în decursul anului, vânturile din NV (frecvenţa 22–26%) şi din N (21–

61%). În celelalte puncte, din septembrie şi până în martie–aprilie, se observă, cel mai

51

des, vântul din NE, iar din aprilie–mai până în august din SV, E şi S. Nici unul din

acestea nu are o frecvenţă mai mare de 32%.

În cea mai mare parte a litoralului estic predomină vântul din NE (18–56%), pe

tot parcursul anului. Din aprilie până în august predomină, în unele puncte, vântul din V

(22–23%). În portul Batumi se observă, cel mai frecvent, vântul din SV (18–29%), iar

din noiembrie până în ianuarie şi cel din SE (18-21%).

În portul Novorossiysk predomină vântul din NV (17-35%) şi doar din aprilie

până în iunie creşte frecvenţa vântului din SE (23–30%).

Fig. 20 Direcţiile dominante ale vânturilor şi calmul atmosferic la nivelu ţărmului

românesc al Mării Negre

Iarna, pe litoralul sudic, sunt resimţite cel mai des vânturile din SV şi SE, iar

vara cele din NV şi NE. Frecvenţa totală, atât a vânturilor din SV şi SE, cât şi a

vânturilor din NV şi NE, este de 33–35%.

52

În majoritatea zonelor de pe litoralul vestic al Mării Negre predomină, în

decursul anului, vânturile din N (18–41 %) şi din NV (12–26%), iar în unele locuri, din

aprilie până în august, din S şi E, fiecare direcţie înregistrând o frecvenţă de 35% (Fig.

20).

Pe timpul iernii, viteza medie lunară a vântului, în largul mării, variază de la 5

m/s până la 8 m/s, iar vara de la 3 m/s până la 5 m/s, scăzând de la N spre S. Vara, pe

tot litoralul Mării Negre, viteza medie lunară a vântului variază de la 2 m/s până la 6

m/s.

Vânturi cu viteză mai mare de 15 m/s se observă în toate regiunile mării, în

fiecare an şi în toate anotimpurile. Ele au o frecvenţă mai mare în zonele nordice, din

noiembrie până în martie, atingând în această perioadă 10%.

Pe cea mai mare parte a litoralului Mării Negre se înregistrează un număr de 13

până la 45 de zile pe an cu o viteză a vântului de peste 15 m/s. Excepţie fac portul

Novorossiysk, unde numărul lor creşte până la 55 de zile, portul Bilhorod –

Dnistrovs’kyi (Cetatea Albă) şi portul Adler, unde numărul lor scade până la 7 zile.

Cel mai mare număr de zile cu viteza vântului de peste 15 m/s se observă din

octombrie-noiembrie până în aprilie, în medie 2-7 zile, iar pe capul Kaliakra până la 13

zile pe lună.

Durata unui astfel de vânt poate ajunge până la 4-6 zile (neîntrerupt) în partea de

N a mării şi aprox. 2 zile pe litoralul Caucazului.

În regiunile Mării Negre vânturile de furtună vin cel mai adesea din NV, N şi

NE şi din S şi SV.

Iarna, furtunile din NE sunt însoţite, de obicei, de o scădere puternică a

temperaturii aerului. În baia Samsun astfel de furtuni au o durată de câteva zile şi sunt

însoţite de ploaie sau descărcări electrice.

Pe ţărmurile vestice ale Mării Negre se întâlneşte vântul puternic din NE sau E,

care uneori atinge forţa unei furtuni violente. Iarna el este însoţit de viscol şi geruri

năpraznice.

În regiune portului Ochakiv, precum şi al portului Mykolaiv, se observă un vânt

instantaneu, în rafale, din direcţie estică, ce poate atinge şi forţa unui uragan. După

trecerea furtunii vântul îşi schimbă direcţia spre S, apoi spre V sau N.

Furtunile din NV sunt prezente, cel mai adesea, primăvara, fiind însoţite de o

vreme închisă şi instabilă.

Pe întreg litoralul Mării Negre se înregistrează brize ce se pot produce din mai

până în octombrie, iar în regiunile sudice în orice perioadă a anului, cu o frecvenţă

maximă pe timpul verii.

Briza marină începe la câteva ore după răsăritul soarelului, atingând dezvoltarea

maximă după amiază. De obicei pătrunde în interiorul uscatului până la 10-22 km. Briza

de la ţărm începe după apusul soarelui şi este, de regulă, mai slabă decât cea marină. În

direcţia mării ea se simte până la o distanţă de 4-5 Mm.

53

Pe ţărmurile muntoase se observă foehnul. De obicei, el este însoţit de o creştere

bruscă a temperaturii aerului şi de o scădere însemnată a umidităţii relative (uneori sub

20%).

Pe litoralul estic al mării, în special de la portul Anapa până la portul Tuapse şi

pe litoralul sudic al peninsulei Crimeea se observă, dinspre munţi, un vânt puternic şi în

rafale cu denumirea locală de bora. Acesta aduce o răcire însemnată a aerului. Se

manifestă cu o forţă deosebită în regiunea portului Novorossiysk. Direcţia lui este din

NE şi poate să atingă o viteză de 35-40 m/s. În unele cazuri vântul bora poate atinge

chiar 60 m/s. Iarna, când bate bora, temperatura aerului poate să scadă până la –20ºC.

Particularitatea deosebită a borei constă în aceea că viteza vântului se

micşorează brusc, pe măsura îndepărtării de ţărm. Ea se simte de la 5 Mm de ţărm,

manifestându-se, în principal, prin valuri puternice.

Bora este mai slabă în intensitate pe litoralul sudic al peninsulei Crimeea, unde

viteza vântului depăşeşte rar 25 m/s.

Bora apare din septembrie–octombrie până în martie. În regiunea portului

Novorossiysk se înregistrează o medie lunară de 6-8 zile, iar pe litoralul sudic al

peninsulei Crimeea numărul acestora este mai mic. În celelalte perioade ale anului acest

vânt este întâlnit mult mai rar.

Temperatura şi umiditatea aerului.

În cea mai mare parte a anului (de la sfarsitul lunii august până la începutul lunii

aprilie) temperatura aerului, pe mare, în larg, este mai mare decat pe litoral.

Temperatura aerului creşte de la N spre S. Iarna se observă o diferenţă însemnată între

temperatura aerului din partea de NV a mării şi cea din partea de SE (Fig. 21, 22, 23).

Astfel, în larg, în lunile cele mai reci (ianuarie şi februarie), temperatura medie a

aerului în NV este de 0–3ºC, iar în SE este de 7–9ºC. În NV temperatura medie lunară în

aceste luni este cuprinsă între 1–4ºC, iar în SE între 5– 7ºC.

Minima absolută a temperaturii aerului, în partea de NV a litoralul, este de –

30ºC (portul Mykolaiv, ianuarie), iar în cea de SE de –15ºC (porturile Adler şi

Ochamchira, ianuarie).

Vara, temperatura aerului este aproape identică în tot bazinul Mării Negre.

Valoarea medie a temperaturii în largul mării şi pe litoral este de 22–24ºC. Maxima

absolută a temperaturii este de 41ºC.

Media lunară a zilelor cu ger, în partea de NV a mării, este în jur de 100 de zile,

iar în SE de aprox. 11zile.

Umiditatea relativă a aerului, în decursul anului, variază în medie de la 60%

până la 88%, cu sublinierea că din mai-iunie până în septembrie ea este inferioară

celorlalte luni. Face excepţie partea de SE a mării, unde umiditatea relativă, în perioada

caldă a anului, este ceva mai ridicată decât în cea rece.

54

Pe litoralul românesc al Mării Negre se înregistrează cele mai ridicate

temperaturi medii anuale: peste 110C (Fig. 24). Valorile ridicate se datorează influenţei

moderate a apelor marine. Temperatura media multianuală la nivelul mării înregistrează

variaţii mici de la o lună la alta, dar însemnate de la iarnă la vară.

Temperatura medie multianuală a lunii ianuarie la Mangalia (pentru perioada

1961-2008) este de +10C, iar la Tulcea de -0,70C (Fig. 25).

La nivelul litoralului temperatura straturilor inferioare ale atmosferei este cu 1-

20C mai scăzută în raport cu sudul continental al ţării.

Temperatura medie multianuală a lunii iulie este de 21,80C la Mangalia şi de

22,50C la Tulcea (Fig. 26).

Fig. 21 Repartiţia temperaturii apei la suprafaţa Mării Negre în luna martie

după Cartea Pilot a Mării Negre, 2006

Cea mai ridicată temperatură medie din timpul verii s-a înregistrat la Constanţa,

în anul 1999 (iulie) şi a fost de 25,50C. În acelaşi sezon temperatura maximă medie cea

mai scăzută s-a înregistrat în iunie, fiind de 21,90C la Mangalia.

Temperaturile extreme absolute sunt cuprinse între 36,90C la Constanţa şi -

17,80C la Sulina. Rezultă o amplitudine termică extremă de 54,70C, cu mult mai redusă

faţă de amplitudinea maximă înregistrată în interiorul ţării (830C).

Numărul zilelor cu temperaturi minime ≤00C (zile de îngheţ) se încadrează între

57-85 zile: Constanţa 62,9, Sulina 57,4, Tulcea 84,7 (Fig. 27). Numărul zilelor cu

temperatură maximă ≤00C (zile de iarnă) ajunge la 20 pe an: 14,8 Constanţa, 14,9

Sulina, 19,8 Tulcea (Fig. 28). Numărul zilelor cu temperatura maximă ≥250C (zile de

55

vară) scade sub 90: 58,7 Constanţa, 39,1 Sulina, 88,4 Tulcea (Fig. 29). Numărul zilelor

cu temperatura maximă ≥300C (zile tropicale) prezintă valori între 3,5-22: 3,8

Constanţa, 1,4 Sulina, 21,1 Tulcea (Fig.30).

Fig. 22 Repartiţia temperaturii apei la suprafaţa Mării Negre în luna iulie

după Cartea Pilot a Mării Negre, 2006

Fig. 23 Repartiţia temperaturii apei la suprafaţa Mării Negre în luna noiembrie

după Cartea Pilot a Mării Negre, 2006

56

Fig. 24 Temperatura medie anuală a aerului pe litoralul românesc al Mării Negre

Fig. 25 Temperatura medie a aerului în luna ianuarie pe litoralul românesc al Mării

Negre

57

Fig. 26 Temperatura medie a aerului în luna iulie pe litoralul românesc al Mării Negre

Fig. 27 Numărul anual al zilelor de îngheţ cu temperaturi minime ≤00C pe litoralul

românesc al Mării Negre

58

Fig. 28 Numărul anual al zilelor de iarnă cu temperaturi minime ≤00C pe litoralul

românesc al Mării Negre

Fig. 29 Numărul anual al zilelor de vară cu temperaturi ≥250C pe litoralul românesc al

Mării Negre

59

Fig. 30 Numărul anual al zilelor tropicale cu temperaturi maxime ≥300C pe litoralul

românesc al Mării Negre

Temperatura apei

În decursul întregului an, temperatura stratului de la suprafaţa mării este destul

de ridicată. Lunile cele mai calde sunt iulie şi august, când temperatura medie lunară a

apei în larg se ridică la 21ºC pe litoralul sud-estic. În februarie, temperatura apei în

largul mării este 4–8ºC, iar pe litoralul nord–vestic de 0–3ºC, uneori mai scăzută.

Temperatura media anuală a apelor de suprafaţă din bazinul Mării Negre are

valori curpinse între 140C în sectorul nord-vestic până la 15,60C în cel estic (Fig. 31).

Temperatura maximă a apei poate atinge valori, în lunile iulie-august, de 270C.

Temperatura minimă nu scade sub valoarea de -1,30C pentru o salinitate de 18‰. Prin

60

urmare, la ţărm, apele pot îngheţa, mai ales în sectoarele cu salinitate mai mică (5-10‰)

(Sur, Ilyin, 1997).

Fig. 31 Distribuţia temperaturii medii a apei de suprafaţă din bazinul Mării Negre

după Admirality Sailing Directions, 2003

Modificarea temperturii apei în zonele litorale se datorează, în principal,

fenomenului de flux-reflux. Astfel, pe ţărmurile Peninsulei Crimeea şi pe ţărmul estic al

mării s-au observat, în timpul verii, cazuri când după un puternic reflux temperatura

stratului de la suprafaţă a scăzut de la 25ºC la 7ºC. Apare fenomenul de upwelling.

În zona platoului continental există două straturi de apă: primul este cuprins

între 0 - 70 m adâncime şi deţine temperaturi care variază între 2-200C, în funcţie de

anotimp; al doilea este cuprins între -100 – 200 m adâncime şi are amplitudini termice

cuprinse între 1-20C.

Pe sezoane există următoarele caracteristici ale distribuţiei temperaturii apei:

-iarna (decembrie-februarie) temperatura apei creşte odată cu adâncimea. În

perioada cea mai rece (ianuarie-februarie) temperatura de la suprafaţă este de 0,5-20C,

iar la adâncimea de -50 m are valori de 6-7,50C. La finalul lunii martie se produce

egalarea temperaturii pe verticală (homotermie) de la oriozontul 0 m până la cel de -

40m. Pe timpul homotermiei de primăvară temperatura variază între 5-60C;

61

-vara (iunie-septembrie) temperatura apei scade odată cu adâncimea. Stratul

superior al apei, între 0 – 25 m adâncime, este puternic încălzit (12-240C). Sub orizontul

de -25 m temperatura scade până la valori de 70C la adâncimea de -75 m;

-toamna (octombrie) datorită răcirii atmosferei temperatura stratului superficial

până la orizontul de -30 m adâncime se omogenizează în jurul valorii de 170C. Sub

orizontul de -30 m temperatura scade la 100C (adâncimea de -480C). Până la adâncimea

de -75 m variaţia este mai lentă (7,10C).

Fig. 32 Distribuţia verticală a temperaturii apei în Marea Neagră

după Gâştescu, 1996

În luna noiembrie se produce a doua egalare a temperaturii stratului superficial

(până la -35 m adâncime). Homotermia de toamnă are valori de 10-120C. Izoterma de

7,50C separă stratul de apă „activ” (superior) de cel „mort” (inferior), lipsit de viaţă.

Pe întreaga perioadă de încălzire şi răcire a atmosferei, stratul activ de apă al

mării (0 - 70 m adâncime) se încălzeşte şi se răceşte corespunzător de la suprafaţă la

62

fund şi de la mal spre larg. În perioada de încălzire apa din preajma litoralului este mai

caldă decât cea din larg, iar în perioada de răcire situaţia este inversă.

La adâncimi de peste 500 m temperatura apei se menţine la valoarea de 90C

(Fig. 32).

Regimul gheţurilor

Gheaţa se observă, de obicei, în partea de N - NV a Mării Negre. În iernile aspre

şi foarte geroase gheaţa apare şi de-a lungul ţărmului vestic, la extremitatea nord-estică

(inclusiv în strâmtoarea Kerci), în Peninsula Crimeea, în zona capului Tarhankut, a

portului Yeupatoriia, precum şi în băile Sevastopol şi Feodosiia.

Apariţia gheţii în Marea Neagră, exceptând unele regiuni, se înregistrează, de

obicei, la mijlocul lunii decembrie şi începutul lunii ianuarie. Ea apare, mai întâi, la

gurile marilor râuri. Cea mai grea perioadă, din punct de vedere al gheţurilor, este cea de

la sfârşitul lunii ianuarie până la începutul lunii martie.

În Marea Neagră predomină gheaţa costieră, formată local, iar în sectorul

gurilor de vărsare a râurilor, gheaţa fluvială.

Pe ţărmurile deschise şi în larg se observă, cel mai adesea, gheaţă în derivă, iar

în limane, golfuri şi băi, gheaţa fixă.

Stratul de gheaţă este instabil, în decursul iernii producându-se, de multe ori,

dezgheţul şi îngheţul apelor din zona litorală.

Dezgheţul are loc la sfârşitul lunii februarie şi începutul lunii martie şi începe

din larg, apoi se continuă în limane, golfuri şi băi. La sfârşitul lunii martie marea este

eliberată de gheaţă în întregime.

Un pericol însemnat pentru siguranţa navigaţiei, în special a navelor mici, îl

reprezintă acoperirea lor cu gheaţă, care se observă din decembrie până în martie (cu

precădere în partea de NV a mării).

Acoperirea navelor cu gheaţă se produce la temperaturi negative ale aerului şi în

condiţii de vânt puternic care determină formarea valurilor mari.

Acoperirea cu gheaţă se poate produce şi în timpul precipitaţiilor reci sau când

nava se află într-o zonă cu ceaţă marină.

Pe litoralul românesc al Mării Negre îngheţul se produce în perioada ianuarie-

februarie. Rar îngheţul poate începe şi în decembrie sau se poate încheia la sfârşitul lunii

martie. Posibilitatea maximă de apariţie a îngheţului aparţine lunilor ianuarie şi

februarie.

Cele mai favorabile fenomene de îngheţ apar între gurile Dunării şi Gura

Portiţei deoarece salinitatea apelor este scăzută (Fig. 33, 34). Îngheţul se poate produce

pe o distanţă de 1 000 m în larg în nordul litoralului românesc, şi la 100 m în sud, la

Mangalia. Vânturile puternice din sectorul nordic şi curentul marin de suprafaţă

antrenează sloiurile de gheaţă spre coastă, unde acestea se suprapun şi se sudează

63

contribuind astfel la îngroşarea podului de gheaţă până la 1 – 2 m (Constanţa) şi 4 – 5 m

(Sulina) (Brânză, 2005).

Durata medie anuală a îngheţului este de 20 de zile în nord (între Sulina şi

Capul Midia) şi de 10 zile în sud (Mangalia). Marea Neagră îngheaţă odată la trei ani în

sectorul nordic al litoralului şi odată la patru ani în cel sudic. Frecvenţa apariţiilor

iernilor foarte aspre este de 11-12 ani. Porturile româneşti de la Marea Neagră sunt

blocate de gheţuri doar în iernile foarte grele (Tabel 9). Portul Sulina, în majoritatea

iernilor, este blocat între 2-10 zile. În mod excepţional durata blocării poate fi de 63 zile

(1928-1929) sau 42 zile (1953-1954). La Constanţa, în iernile aspre, îngheaţă întregul

bazin portuar şi rada exterioară a acestuia (1928-1929, 1941-1942, 1953-1954).

Fig. 33 Apariţia gheţii în bazinul Mării Negre

după Cartea Pilot a Mării Negre, 2006

Tabel 9 Îngheţul Mării Negre la Constanţa - 1928-1957 (după, Şelariu, 1977) Iarna Perioada

îngheţului

mării la

Constanţa

Durata în

zile a

îngheţului

mării

Temperatura

minimă a

aerului 0C

Grosimea

gheţii

suprapuse

m

Lăţimea

banchizei

în faţa

portului

Observaţii

64

Mm

1928-

1929

1.I-28.II 59 -25,0 2,00 Până la

orizont

Port blocat

1932-

1933

1.II-15.II 15 -17,5 - - Îngheţ slab

în port

1937-

1938

1.II-15.II 15 -19,7 0,60 4 Port

deblocat cu

remorchere

1941-

1942

1.I-15.II 46 -24,7 0,80 9 Port blocat

1947-

1948

20.I-10.II 21 -10,2 1,00 - Îngheţ slab

în port

1953-

1954

1.I-20.II 51 -18,8 2,00 15 Port blocat

1956-

1957

3.II-11.II 9 -9,2 - - Îngheţ slab

în port

Fig. 34 Valoarea medie maximă de extindere şi concentraţia gheţii de mare în luna

februarie după Admirality Sailing Directions, 2003

65

Precipitaţiile

Precipitaţiile din largul Mării Negre se situează, în medie, între 170 mm pe an în

partea de NV şi 900 mm pe an în SE.

Pe litoralul nord-vestic al mării şi pe cel al Crimeei sunt precipitaţii slabe.

Cantitatea medie anuală este de 213 - 422 mm şi respectiv 316 - 434 mm, exceptând

portul Yalta, unde se înregistrează 560 mm. Precipitaţii abundente se observă pe

litoralul estic al mării, la S de paralela 44º30’ lat.N, unde cantitatea medie anuală atinge

2 531 mm. Pe litoralul estic, la N de paralela 44º30’ lat.N, media anuală se situează între

452 mm şi 724 mm, iar pe litoralul sudic al mării cantitatea medie anuală este de 657 -

1171 mm. Pe litoralul vestic precipitaţiile variază între 381 mm şi 891 mm pe an.

Pe litoralul Mării Negre cele mai multe precipitaţii cad din octombrie-noiembrie

până în februarie-martie. În această perioadă cantitatea medie lunară a precipitaţiilor

variază între 41 mm şi 140 mm.

Pe litoralul estic al mării, la S de portul Tuapse şi în partea de E a litoralului

sudic (oraşul Rize), cad multe precipitaţii în decursul unui an: în medie 56–321 mm pe

lună. Pe litoralul nord-vestic şi pe cel al peninsulei Crimeea cantitatea medie lunară a

precipitaţiilor, în decursul anului, variază de la 15 mm până la 68 mm. Se observă,

aproape în toate punctele, o creştere a cantităţii de precipitaţii în luna iunie.

În unele puncte există abateri de la regimul general al precipitaţiilor ca urmare a

condiţiilor locale (în special datorită poziţiei geografice faţă de vânturile umede).

Iarna, precipitaţiile au, în general, caracter continuu, iar vara sunt prezente sub

formă de averse. Averse deosebit de puternice sunt semnalate în partea de S a litoralului

estic, unde cantitatea medie a precipitaţiilor atinge 268 mm în iunie (portul Poti).

Din noiembrie-decembrie până în martie precipitaţiile pot fi sub formă de

zăpadă. Totuşi, stratul de zăpadă se menţine pe o perioadă scurtă, în special pe litoralul

sudic şi în partea de S a litoralului estic.

Pe litoralul românesc cad cele mai reduse cantităţi de preciţitaţii din România:

407,2 mm Mangalia, 406,9 mm Constanţa, 457 mm Tulcea, 267,9 mm Sulina (perioada

1961 - 2008) (Fig. 35). Precipitaţiile medii semestriale se încadrează la valori cuprinse

între 213,1 mm în sezonul cald la Mangalia (Fig. 36) şi 194,1 mm în anotimpul rece

(Fig. 37). Precipitaţiile medii anotimpuale la Mangalia sunt de 88,7 mm iarna, 97,1 mm

primăvara, 106,8 mm vara şi 114,6 mm toamna.

Ceaţa

Ca rezultat al condensării şi chiar al sublimării vaporilor de apă din imediata

vecinătate a suprafeţei subiacente ceaţa înreţine o umezeală ridicată în aer. Pe timp de

ceaţă vizibilitatea scade sub 1km. Grosimea stratului de ceaţă variază de la câţiva metri

până la peste 1km.

66

Fig. 35 Cantitatea medie de precipitaţii la nivelul litoralului românesc al Mării Negre

Fig. 36 Cantitatea medie de precipitaţii, în sezonul cald, pe litoralul românesc al Mării

Negre

67

Fig. 37 Cantitatea medie de precipitaţii, în sezonul rece, pe litoralul românesc al Mării

Negre

În largul Mării Negre frecvenţa ceţurilor, în decursul unui an, este, în medie, de

1–5%. În regiunea centrală a mării ceţurile se observă mai frecvent decât în celelalte

regiuni. Frecvenţa medie anuală este de 5%, iar în aprilie–mai atinge 9%.

În variaţia lor anuală ceţurile de pe mare se observă cel mai adesea primăvara,

în special în aprilie–mai şi cel mai rar se produc vara şi la începutul toamnei, iar către

sfârşitul toamnei se observă din nou o oarecare creştere a frecvenţei acestora.

Pe litoral ceţurile au aceeaşi variaţie anuală ca şi în larg. Ceţurile predomină în

jumătatea rece a anului şi sunt rare din iunie până în septembrie. Litoralul vestic şi nord-

vestic al mării, precum şi cel al peninsulei Crimeea, se caracterizează prin cel mai mare

număr de zile cu ceaţă. Se înregistrează, în medie, 19 - 60 zile cu ceaţă pe an, respectiv

11 - 39 zile. Cel mai mic număr de zile cu ceaţă se înregistrează pe litoralul Caucazului,

68

4 - 9 zile, excluzând regiunea portului Poti unde numărul anual al acestora ajunge la 27

zile.

În majoritatea punctelor se înregistrează, în perioada rece a anului, 3 - 7 zile cu

ceaţă pe lună, iar în unele puncte pot fi chiar 10-12 zile cu ceaţă. În perioada caldă a

anului ceţurile lipsesc sau se înregistrează cel mult 2 - 3 zile pe lună.

Cea mai lungă durată cu ceaţă continuă se observă pe litoralul nord-vestic al

Mării Negre în perioada rece, când ceaţa poate dura până la 100 ore. Astfel, pe timpul

iernii, în regiunea portului Odesa, ceţurile pot fi prezente până la 10 zile, iar în alte

regiuni ale litoralului cea mai mare durată cu ceaţă continuă atinge rar 40 ore. În larg,

durata cu ceaţă neîntreruptă nu depăşeşte 12 ore.

Pe litoralul românesc numărul maxim al zilelor cu ceaţă, în perioada 1961 -

2008, este de 50 la Mangalia, 84 la Constanţa, 50 la Sulina şi 55 la Tulcea.

Ceaţa prezintă pericol pentru toate tipurile de transport: naval, aerian, rutier,

feroviar.

Nebulozitatea

În cea mai mare parte a regiunilor descrise nebulozitatea are o valoare medie

lunară de 3/8-6/8 din aprilie până în octombrie, iar din noiembrie până în martie de 7/8 -

8/8.

În cea mai mare parte a litoralului, numărul mediu anual de zile senine

(nebulozitatea 0/8 - 2/8) variază între 65 şi 92 pe unele sectoare ale litoralului nord-

vestic. În partea de S a litoralului estic acesta nu este mai mare de 60, iar pe litoralul

vestic creşte până la 134.

Numărul mediu anual al zilelor cu cer acoperit (nebulozitatea 7/8-8/8) este de

100 – 130 zile, iar în partea de S a litoralului estic poate atinge 161 zile.

În general, cele mai multe zile senine se înregistrează din iunie-iulie până în

septembrie, când numărul mediu lunar variază între 9 şi 17 zile, iar în unele puncte de

pe litoralul vestic pot atinge 21 zile. Numai în partea de S a litoralului estic numărul

acestora nu este mai mare de 8 zile. Cel mai mare număr de zile cu cer acoperit este

înregistrat din noiembrie până în martie-aprilie, în medie 10 până la 20 de zile pe lună.

Pe litoralul românesc al Mării Negre nebulozitatea ridicată se manifestă pe timp

de iarnă 6,5 - 7,2, în luna decembrie şi scăzută vara de 2,7 - 3,5 în luna iulie. Cele mai

mici valori ale nebulozităţii se înregistrează la Mangalia (4,9) (Fig. 38).

Vizibilitatea

În zona litoralului românesc al Mării Negre predomină o vizibilitate cuprinsă

între 5-10 Mm. Cele mai bune condiţii de vizibilitate se înregistrează din aprilie până în

octombrie–noiembrie. În decursul unei zile vizibilitatea cea mai slabă este dimineaţa.

69

Se observă, uneori, o vizibilitate extraordinară datorată invaziei maselor de aer

rece. În aceste condiţii, datorită refracţiei, în partea de SE a mării vizibilitatea poate să

atingă 160 Mm. Vizibilitatea creşte brusc şi la fenomenul de foehn, caracteristic

litoralelor muntoase ale mării.

O scădere a vizibilităţii se înregistrează pe timpul ceţii şi al precipitaţiilor.

Primăvara este posibilă o înrăutăţire a vizibilităţii în partea de N a mării, din cauza

furtunilor de praf care se declanşează deasupra sudului Ucrainei, dar aceste cazuri sunt

rare şi cu efecte slabe.

Fig. 38 Nebulozitatea medie manuală pe litoralul românesc al Mării Negre

70

Fenomene meteorologice deosebite

Descărcările electrice se manifestă pe întregul bazin al Mării Negre. Numărul

mediu anual al zilelor cu descărcări electrice variază de la 10 la 28. O frecvenţă mai

mare se înregistrează pe litoralul sud-estic, unde numărul mediu anual este de 33-39 de

zile cu descărcări electrice. Cel mai adesea descărcările electrice se observă din aprilie-

mai până în septembrie. Din octombrie până în martie descărcările electrice sunt rare.

Grindina se produce, cel mai probabil, din aprilie până în iunie şi poate fi

prezentă în orice regiune a litoralului Mării Negre.

Poleiul se poate forma în perioada rece a anului, cel mai adesea la începutul şi

sfârşitul iernii.

Viscolul se produce doar în partea de N a mării, din decembrie-ianuarie până în

martie.

Trombele marine pot să apară în Marea Neagră, pe timpul verii şi la începutul

toamnei, fiind însoţite de ploi şi descărcări electrice. Cel mai adesea trombele marine se

observă pe litoralul Caucazului, dar pot fi întâlnite şi pe litoralul peninsulei Crimeea, pe

cel al Bulgariei etc.

În trombele marine viteza vântului poate atinge 100 m/s. Mişcarea de rotaţie din

interiorul trombelor se poate produce atât în sensul acelor de ceasornic, cât şi în sens

retrograd. Durata lor variază de la câteva minute până la câteva zeci de minute.

Furtunile de praf apar în perioada caldă a anului, pe litoralul cuprins între

porturile Mykolaiv şi Novorossiysk.

Furtunile de praf sunt generate de vânturi a căror viteză depăşeşte 8 m/s. În

timpul furtunilor de praf vizibilitatea este, de obicei, mai mică de 1 km.

În Marea Neagră se pot deosebi următoarele tipuri de climă:

a.Tipul nord - estic

Zona Mării Negre se află la periferia de SE a unui anticiclon întins, cu centrul

deasupra Ucrainei şi în partea de V a teritoriului european al Federaţiei Ruse.

În partea de SE a Mării Negre se dezvoltă o activitate ciclonică locală sau se

înregistrează o scădere generală a presiunii. Trecerea ciclonilor pe deasupra mării este

însoţită, deseori, de vânturi puternice din E şi NE. Acest tip de vreme este mai stabil

(uneori până la 12 zile) şi se caracterizează printr-o frecvenţă mare (până la 28%) în

perioada rece a anului.

Pe porţiunea de litoral dintre portul Anapa şi portul Tuapse se formează un vânt

rece, ce suflă în rafale, cunoscut sub numele de ,,bora”. Vântul are o viteză care, în unele

cazuri, poate atinge 40 m/s şi chiar mai mult.

În timpul iernii aerul rece de pe stepele Ucrainei, de pe Volga inferioară şi sudul

Uralului trece deasupra părţii de N a Mării Negre, determinând o scădere a temperaturii

aerului (până la minimum –30ºC în partea de NV a mării şi până la –20ºC pe litoralul

Peninsulei Crimeea). Dacă diferenţa dintre temperatura apei şi cea a aerului este mai

71

mare de 8º-10ºC, atunci, în condiţiile unui vânt slab, se observă fenomenul de ,,fierbere

a mării” care micşorează vizibilitatea pe orizontală până la câteva zeci de metri.

Înălţimea unei astfel de ceţi nu depăşeşte 10-20 m.

b.Tipul estic

În acest caz centrul anticiclonului este dispus deasupra regiunilor centrale ale

teritoriului european al Rusiei, pe Marea Mediterană şi deasupra Turciei, dezvoltându-se

o activitate ciclonică intensă. Prin deplasarea ciclonilor mediteraneeni în partea de S a

Mării Negre, deasupra întregii mări se formează vânturi puternice din E. Furtunile se

declanşează atunci când ciclonul şi anticiclonul se deplasează unul în întâmpinarea

celuilalt. În acest caz intensificări maxime ale vântului se înregistrează în regiunea

capului Sarych, unde viteza lui este cu 10-15 m/s mai mare decât în zonele apropiate. De

asemenea, în regiune portului Yevpatoriia, un astfel de vânt atinge aceleaşi viteze. În

zona portului Sevastopol, de la râul Bel’bek până la baia Balaklavs’ka, ca rezultat al

acţiunii de apărare al munţilor Crimeei, se menţine o zonă de calm, modificată doar în

condiţiile schimbării vântului de la E către NE sau SE.

Tipul estic se caracterizează prin vânturi calde şi uscate ce bat dinspre munţi, cu

nebulozitate ridicată sau cu cer senin. Frecvenţa lui în decursul anului este de circa 11

%.

c.Tipul sud - estic

Anticiclonul este dispus deasupra Kazahstanului şi a regiunilor estice ale Rusiei

europene. Prin deplasarea ciclonilor mediteraneeni în partea de SE a Mării Negre,

deasupra mării se observă intensificarea vântului din SE. Vântul, în regiunea Capului

Khersones şi al portului Sevastopol, este mai puternic decât în alte locuri din această

regiune. Vânturi puternice din SE se observă, de asemenea, în zona portului Tuapse.

Pe povârnişurile munţilor Caucaz şi Crimeei se formează, uneori, vânturi uscate,

în rafale, însoţite de o creştere a temperaturii aerului. Fenomenul este cunoscut sub

numele de foehn. Cel mai adesea se observă în zona cuprinsă între portul Sevastopol şi

Capul Khersones, în regiunea portului Batumi, cât şi în alte puncte de pe ţărmul

Anatoliei. În portul Sevastopol fenomenul de foehn poate ridica temperatura aerului cu

12ºC faţă de normal.

d.Tipul sud - vestic

De la Marea Baltică până în Peninsula Balcanică se întinde talvegul depresionar.

Prin dezvoltarea unor depresiuni, în talvegul din apropierea Mării Negre, deasupra

mării, iau naştere vânturi din S şi SV. Vânturile din aceste direcţii sunt periculoase

datorită faptului că provoacă valuri mari. Intensificări locale ale vântului din SV s-au

observat în zonele întinsurii Tendrivs’ka, insulei Şerpilor (Zmiinyi), capurilor

Khersones şi Ai-Todor din nordul regiunii Kerci–Tuapse.

Când vânturile din SV şi V bat mai mult de două zile, în porturile Tuapse, Soci,

Poti şi Batumi se observă valuri mari.

72

Primăvara, vânturile din V şi SV aduc, pe mare, mase de aer cald şi umed care,

în condiţii de calm, formează ceţuri marine de durată.

e.Tipul nord – vestic

Deasupra Europei vestice este dispus anticiclonul azoric, al cărui colţ se întinde

până în Peninsula Balcanică. În spatele depresiunilor adânci, care se deplasează de pe

Peninsula Scandinavică spre SE, cât şi în spatele depresiunilor din Marea Mediterană,

care se deplasează prin partea de E a Mării Negre spre partea de S a Ucrainei, iau

naştere vânturi puternice cu direcţia NV.

Existenţa văilor ce crestează lanţurile muntoase creează condiţii prielnice pentru

intensificarea vânturilor din NV în regiunea porturilor Yalta şi Feodosiia. Vânturile din

NV provoacă valuri mari în partea centrală a mării.

f.Tipul nordic

Un anticiclon întins ocupă Europa de Vest, iar deasupra Caucazului, Mării

Caspice şi părţii de E a Mării Negre şi Mării Azov se dezvoltă o activitate depresionară.

Deasupra Mării Negre se observă intensificarea vântului din sectorul nordic,

concomitent cu o deplasare de pe Peninsula Balcanică a anticiclonului sau a prelungirii

lui.

g.Tipul ciclonic (depresionar)

Se formează ca urmare a deplasării depresiunilor deasupra părţii centrale a

Mării Negre. În acest timp deasupra Ucrainei şi teritoriului european al Federaţiei Ruse

se formează un anticiclon. Deasupra jumătăţii nordice a mării şi pe ţărmul Caucazului se

observă cele mai puternice vânturi în rafale din direcţie vestică.

h.Câmp cu gradient redus

Pentru acest tip de vreme sunt caracteristice vânturi slabe şi instabile.

Pretutindeni pe litoral bat brizele, iar norii se acumulează deasupra uscatului,

producându-se fenomene orajoase. Cel mai adesea se observă vara.

73

CAPITOLUL IV CURENŢII OCEANICI

Spre deosebire de valuri şi maree, care stau la originea mişcărilor oscilatorii ale

apei, curenţii oceanici efectuează deplasări, mai mult sau mai puţin uniforme, pe direcţie

orizontală şi verticală. Circulaţia se desfăşoară la suprafaţă şi în adâncime (Chevalier,

1983).

După origine curenţii se împart în: de fricţiune (de impulsiune), generaţi de

gradientul de gravitaţie (înclinarea nivelului oceanic), mareici.

Curenţii de fricţiune sunt provocaţi de acţiunea vânturilor. În acest caz sunt puse

în mişcare doar apele de suprafaţă. Mişcarea se transmite şi la o oarecare adâncime

datorită frecării.

Curenţii provocaţi de vânturile regulate sunt cunoscuţi sub numele de curenţi de

derivă. Când curentul de derivă se deplasează printr-o regiune în care se continuă

acţiunea vântului generator, este un curent forţat. Când curentul de derivă trece şi

dincolo de limitele câmpului de acţiune a vântului şi persistă până când frecarea

încetează, el se deplasează în continuare ca urmare a puseului din spate şi a inerţiei şi

poartă numele de curent liber.

Curenţii provocaţi de vânturile periodice sunt numiţi curenţi de vânt.

Curenţii provocaţi de vânturile ocazionale poartă denumirea de curenţi

temporari.

Curenţii provocaţi de gradientul de gravitaţie

Sunt provocaţi de înclinarea nivelului oceanic şi cuprind mai multe categorii:

-Curenţi de scurgere – se formează ca urmare a înclinării nivelului marin

provocat de revărsarea apelor curgătoare, căderea precipitaţiilor etc.

-Curenţi de nivelare – apar ca urmare a înclinării nivelului marin în urma apelor

venite din alte zone sau prin scurgerea apei marine dintr-o parte în alta sub presiunea

unei forţe externe. Apar în locurile unde vânturile bat, uneori, spre ţărm, îngrămădind

masele de apă. La încetarea vântului, masele de apă se retrag.

-Curenţi determinaţi de diferenţa de densitate – se formează între două bazine

de apă cu desnităţi diferite, fie ca urmare a diferenţei de temperatură sau salinitate.

-Curenţi de compensaţie – apar în condiţiile apariţiei unei pierderi de apă într-o

parte a oceanului, din care s-a născut un curent. Prin deplasarea apei într-un alt sector ia

naştere un gol care este imediat completat cu apa din jur.

Pot fi:

a.Superficiali – sunt legaţi de curenţii de impulsiune. Se supun legilor devierii.

b.De adâncime – sunt provocaţi de mişcarea ascendentă ce transportă apele reci

spre suprafaţă (upwelling).

Curenţii mareici

Funcţionează alternativ: la flux capătă direcţia mare-uscat, iar la reflux, invers.

Se manifestă în sectoarele înguste de tip strâmtori sau canal (Posea, 1999).

74

Clasificările sunt aproximative deoarece curenţii nu pot fi “puri” la origine

deoarece la naşterea lor concură, de obicei, mai mulţi factori. Curenţii mai pot fi

clasificaţi şi după alte caracteristici.

După direcţie şi formă

-Curenţi orizontali – pot fi de fund şi de suprafaţă.

-Curenţi verticali – pot fi ascendenţi şi descendenţi.

-Curenţi liniari – nu-şi schimbă direcţia de la locul de formare.

-Curenţi circulari – prezintă o mişcare inelară.

După temperatură

Se disting:

-Curenţi calzi – cei care aduc apă mai caldă decât apa regiunii în care ajung.

-Curenţi reci – cei care aduc apă mai rece decât apa regiunii în care sosesc.

Curenţii de suprafaţă

Deplasarea planetară sau regională, permanentă sau temporară, a maselor de apă

marină, poartă denumirea de curenţi oceanici. Sunt definiţi prin viteză (noduri, mile/zi,

m/h), direcţie şi debit. Parametri amintiţi cunosc ample fluctuaţii în spaţiu şi timp.

Curenţii oceanici pot fi determinaţi de diferiţi factori: vântul (eolieni), diferenţa

de nivel dintre două bazine oceanice, diferenţa de densitate şi implicit de temperatură.

Până la începutul secolului al XIX-lea vântul a constituit principala forţă

motrică a vapoarelor cu pânză. Astăzi, când energia eoliană revine la modă (chiar şi

pentru propulsia navelor), înţelegerea raporturilor dintre mişcarea atmosferei şi cea a

hidrosferei, interesează varii domenii: meteorologia şi climatologia, pescuitul industrial,

producerea energiei electrice etc.

Energia eoliană (mecanică) derivă din energia calorică (solară). Curenţii

atmosferici, în funcţie de puterea lor, pot afecta arii mai mult sau mai puţin extinse. Unii

sunt strict locali, alţii, din contra, afectează un continent întreg sau chiar toată planeta.

Vânturile locale depind de unele elemente geografice sau topografice (prezenţa unui braţ

de mare, lac, culoar cuprins între două lanţuri montane etc.). Cele mai regulate vânturi

locale sunt brizele de uscat şi mare. La scară planetară se asistă la un fenomen analog. În

regiunile ecuatoriale atmosfera este încălzită mai rapid, comparativ cu ţinuturile

temperate sau polare. În acest caz vântul suflă de la poli spre ecuator. În altitudine, se

stabileşte un curent invers, de echilibrare a temperaturilor şi presiunilor. Dacă axa Terrei

nu ar fi înclinată cu 27027’, în raport cu verticala planului eliptic, circulaţia atmosferei ar

fi fost la fel de simplă ca cea a brizelor de uscat şi mare. În calcul intră şi viteza de

rotaţie a Terrei, care atinge maximum la ecuator (165 m/s) şi se reduce treptat spre poli

(nulă). Forţa Corilois se manifestă spre dreapta în emisfera nordică şi spre stânga în

emisfera sudică, adică spre vest în ambele cazuri.

În cazul în care vântul suflă peste apele mării, se exercită o frecare cu aceasta

din urmă, născându-se astfel o succesiune de unde. Acestea dau naştere hulei şi

75

valurilor. Este afectat tot stratul lichid superior. Masele acvatice de mari dimensiuni sunt

într-o continuă mişcare. Curenţii, în cea mai mare parte, au caracter permanet şi sunt o

consecinţă a Forţei Coriolis. Coloanele de apă se prezintă sub forma unei stivuiri de

discuri, relativ independente unele de altele ca urmare a diferenţei de temperatură,

densitate şi salinitate. Când se manifestă vântul, se mişcă discul superior, cu direcţie

dreapta în emisfera nordică. Discul superior pune în mişcare un strat inferior (un al

doilea disc). În acest caz, al doilea disc se mişcă mai lesnt ca discul superior şi suportă o

nouă infelxiune spre dreapta. Procesul se manifestă cu toate celelalte discuri puse în

mişcare până la o limită unde amortizarea este totală. De obicei, limita maximă se

produce la aprox. 100 m adâncime, nivel ce poartă numele de “strat Ekman”. Spirala

formată din succesiunea discurilor se numeşte “spirala Ekman”. Sensul mediu de

deplasare a curentului este cunoscut sub numele de “transportul Ekman” şi corespunde

patului central al vântului, cu o deviaţie importantă spre dreapta în emisfera nordică şi

spre stânga în cea sudică.

În cadrul procesului de formare a curenţilor intră în joc şi densitatea apei,

topografia fundului, regularitate vântului etc. Schema generală de formare a curenţilor

oferă posibilitatea înţelegerii fenomenului de urcare a apelor de adâncime cunoascut sub

numele de “pompajul Ekman”.

În sectoarele din apropierea coastei occidentale a continentelor, unde suflă

vânturile regulate paralele cu ţărmul (din nord în emisfera nordică şi sud în cea

meridională), ia naştere o “spirală Ekman” cu direcţie generală de deplasare spre vest.

Fenomenul se petrece când o masă de apă părăseşte regiunile costiere şi lasă în urmă o

imensă “gaură”. Golul în cauză este umplut imediat cu apă provenită din adâncuri.

Apele de adâncime, mai reci, sunt bogate în substanţe minerale dizolvate care permit

“explozia” planctonului şi, în consecinţă, creşterea cantităţii de biomasă.

Sistemul curentologic planetar

Curenţii descriu ample mişcări celulare asociate deplasărilor zonale, spre est la

latitudini mari şi spre vest la cele mici

a.Curenţii zonali

a.1.Curenţii zonelor tropicale

Alizeele, atrase de zonele depresionare ale calmelor ecuatoriale, provoacă

formarea a doi curenţi puternici, nord şi sud ecuatoriali ce se scurg spre vest (viteza

medie 60 km/zi). Constituie piesa metresă a întregii circulaţii oceanice, a cărei axă este

deplasată spre emisfera nordică. Între ei, încadrată de două strâmtori divergente, se

scurge, în sens invers, un contracurent de compensaţie produs de acumularea apelor în

vestul oceanelor. Disimetria este accentuată de transferul unei părţi a curentului sud-

ecuatorial în emisfera boreală (mai ales în Oceanul Atlantic). Cum contracurentul

respectiv deţine un debit foarte mic, funcţia compensatoare este dublată de un curent de

76

suprafaţă voluminos, paralel, situat sub curentul sud-ecuatorial. Acest subcurent deţine

trei “vene” în Oceanul Atlantic (curentul Lomonosov) şi Pacific (curentul Cromwell), şi

numai două în Oceanul Indian (curentul Tare’ev).

La bordura polară apele ating maximum de saliniate ca urmare a forţei de

evaporaţie. Au tendinţa, în ciuda temperaturii, să se scufunde în lungul convergenţei

subtropicale, la contactul cu apele subpolare şi de a respinge, în adâncime, limitele

păturii calde de suprafaţă (Oceanul Austral, Oceanul Atlantic).

În Oceanul Indian sistemul curentologic situat la nord de 100 latitudine sudică

este perturbat de musoni. În timpul iernii boreale situaţia este similară cu cea din alte

oceane, dar atunci când începe musonul estival cu provenienţă sudică, curentul nord-

ecuatorial este suprimat şi înlocuit de curentul musonic, dirijat spre est. Contracurentul

dispare, în timp ce curentul Somaliei se răstoarnă şi-şi măreşte viteza (devine cel mai

puternic curent eolian din lume 6,9 noduri, adică 12,8 km/h)

a.2.Curenţii Oceanului Austral

Dispariţia obstacolelor continentale permite apariţia unui curent circumpolar cu

direcţie vest-est. Se individualizează în sudul frontului subtropical. Se prezintă ca un

curent de densitate-juxtapunere a apelor subtropicale şi polare. Creează o pantă

izobarică îndreptată spre sud şi un curent de impulsie sub acţiunea vânturilor de vest.

Mişcarea giratorie, în cazul de faţă, este planetară şi deţine viteze de 0,20-0,30 m/s.

Marele Curent Circumaustral este format din două mase de apă ce se scurg

paralel şi care separă frontul polar antarctic. Curentul Austral este juxtapus pe un altul,

îndreptat în sens contrar şi împins de vântul de est. Se deplasează spre vest, între o linie

de divergenţă şi bordura calotei antarctice, contra căreia apele se scufundă prin

convergenţă.

b.Curenţii marginali

b.1.Ţărmurile orientale

În acest caz pot fi definite două tipuri de circulaţie meridională: sub latitudinile

subtropicale deficitul provocat de transferul apelor tropicale spre vest este completat de

un transfer orizontal îndreptat de la latitudinile mari spre cele mici, şi o reascendenţă a

apelor de adâncime, cauzată de alizee. În emisfera sudică circulaţia este bine definită:

apele care provin din curentul circumpolar, deviate spre stânga şi impulsionate de

vânturile de sud, dau naştere curenţilor Peru (Humboldt), Benguelei şi curentului Vest-

Australian (poziţie simetrică în emisfera nordică: curenţii Californiei, Portugaliei,

Canarelor). Ca urmare a originii polare şi de adâncime, apele acestora sunt anormal de

reci şi responsabile de crearea deşerturilor costiere.

Sub latitudinea temperată a emisferei nordice apele tind să alunece spre pol.

Mişcarea afectează deriva nord-pacifică şi nord atlantică, ale căror terminaţii penetrează

spre regiunile arctice: curenţii Alaska, Aleutine, Norvegiei. Transferul de ape calde

ajunse la latitudini mari se face lent (zeci de ani pentru a ajunge în Marea Barents).

b.2.Ţărmurile occidentale

77

În emisfera nordică curenţii polari şi reci se deplasează departe spre sud: în

Oceanul Atlantic curenţii Labrador, Est-Greonlandez care transportă iceberguri şi bucăţi

de banchiză intră în contact cu apele calde şi albastre ale Curentului Golfului; în

Oceanul Pacific curentul Oya Shivo, ce se desfăşoară pe coastele Siberiei Orientale şi

atinge insulele septentrionale ale Japoniei intrând în contact cu apele calde şi albastre ale

curentului Kuro Shivo.

Curentul Golfului şi curentul Kuro Shivo sunt ramuri de retur ce provin din

curenţii zonelor tropicale deviaţi spre continente. Curenţii de descărcare devin originali

faţă de ansamblul circulaţiei oceanice datorită căldurii, vitezei ridicate, debitului ridicat

şi traseului instabil şi sinuos. Cel mai important este Curentul Golfului (Gulf Stream), cu

cel mai mare debit (55 mln.m3/s), deoarece la crearea lui contribuie alizeele şi vânturile

de vest. Ca efect topografic, se instalează, pe flancul stâng, un contracurent de retur cu

formă circulară. Se lărgeşte spre aval, se divide în mai multe ramuri şi dispare la 400

long.V.

Curentul Golfului şi curentul Kuro Shivo se prelungesc spre est, prin

intermediul derivei nord-atlantice şi nord-pacifice, cu mişcări complexe ca urmare a

divergenţelor sezoniere.

Acceleraţia curenţilor occidentali din emisfera nordică este puternică. În

emisfera sudică, datorită extinderii cuvetelor oceanice şi a puterii reduse de schimb de-a

lungul meridianelor, se împiedică realizarea unui dispozitiv similar. Curenţii reci, care

se îndreaptă spre latitudini mici, au importanţă redusă, cu excepţia curentului Falkland

care transportă iceberguri până în dreptul localităţii Rio de la Plata. Curenţii Acelor,

Braziliei şi Est-Australian sunt omologii Curentului Golfului, dar la o scară mai mică.

c.Curenţii de adâncime

Curenţii zonali şi marginali se manifestă doar la suprafaţa oceanului, afectând o

pătură foarte subţire de apă (cm sau zeci de metri). Restul masei oceanice, de la

adâncime, cunoaşte o circulaţie proprie care se caracterizează prin alte proprietăţi.

Lentoarea – schimburile depăşesc rareori câţiva cm/s (15-25 cm/s pe fundul

Oceanului Atlantic). Excepţia este reprezentată de curenţii de turbiditate, cu deversare

pe taluzul continental, ce pot prezenta şi viteze de peste 30 km/h.

Originea – circulaţia de adâncime este alimentată de apele de suprafaţă cu

origine polară deoarece se scufundă sub cele calde ale latitudinilor medii.

Direcţia de-a lungul meridianelor – asigură schimburile între emisfere. Se

localizează la bordura occidentală a continentelor, dar nu au aceeaşi intensitate în toate

oceanele. În Oceanul Atlantic se stabileşte o circulaţie completă între cei doi poli.

Stratificarea – este regizată de diferenţa de densitate. În cazul Oceanului

Atlantic, unde curenţii sunt foarte bine studiaţi, se observă următoarea dispoziţie:

-Curenţii “intermediari”: la contactul fronturilor polare (arctice şi antarctice),

apele de suprafaţă răcite, ca urmare a amestecului ocazional datorat vânturilor de vest,

dau naştere unei ape cu caractere “intermediare”. Acestea se deplasează spre adâncimile

78

situate între 1 000 -3 000m, până la latitudini ce depăşesc sensibil ecuatorul. Apele din

Arctica sunt mai grele şi alunecă sub cele provenite din Antarctida. La sfârşitul traseului

apele arctice urcă şi dau naştere Curentului Circumpolar Antarctic.

-Curenţii de fund: la bordura Antarctidei, în mările Weddell şi Ross, ia naştere

apa cu cea mai mare densitate ca urmare a temperaturii coborâte şi, ocazional, salinităţii

ridicate (segregarea apei dulci din timpul formării banchizei). De la formare, apa

coboară în cascadaj şi înaintează spre câmpiile abisale până la 200 lat.N. În Oceanul

Atlantic acest curent este acoperit de apele arctice care au depăşit pragul dintre

Groenlanda şi Scandinavia.

Din păcate, la cele mai mari adâncimi, studiile ori nu au fost întreprinse, ori nu

sunt bine interpretate din cauza insuficienţei probelor. În unele fose apele sunt stagnante

şi au un evident caracter euxinic. Ca urmare a unei oxigenări reduse, pot exista unele

organisme, chiar la adâncimi foarte mari, ceea ce trădează existanţa unei circulaţii foarte

slabe.

Principalii curenţi din cadrul mărilor şi oceanelor

Viteza curenţilor de suprafaţă este, în general, mică: Curentul Circumpolar

Antarctic, Curentul Golfului, Kuro Shivo cu 4-6 noduri/h. Debitul, în schimb, poate fi

uriaş: Curentul Golfului 200 mln.m3/s; Kuro Shivo 50 mln.m3/s (fluviul Amazon, la

revărsări, deţine un debit de 300 000 m3/s) (Tabel 10).

Diferenţele presiunii locale, determinate de curenţi, pot da naştere variabilităţii

de nivel. Din cauza Curentului Golfului există un “decroşaj” de peste 1 m între nivelul

Atlanticului din largul Bahamasului şi cel din apropierea Floridei. Din acest motiv

viteza curentului este mai mare.

Tabel 10 Caracteristicile principalilor curenţi din Oceanul Planetar Nr. crt. Curentul Viteza maximă

cm/s

Viteza medie

cm/s

Debit mediu

mln. m3/s

1 Curentul Golfului 300 100 80

2 Kuro Shivo 300 90 50

3 Curentul Floridei 250 35 25

4 Curentul Humboldt (Peru) 100 - 20

5 Deriva Occidentală Antarctică

(ramură a Curentului

Circumpolar Antarctic)

50 - 200

6 Deriva Orientală Antarctică

(ramură a Curentului

Circumpolar Antarctic)

150 - -

7 Curenţii Nord şi Sud Ecuatoriali 125 35 45

8 Contracurentul Ecuatorial

Pacific

150 - 40

79

Dintre curenţii oceanici, cu origine eoliană, se remarcă: 1.Curentul Nord-

Ecuatorial; 2.Curentul Sud-Ecuatorial; 3.Contracurentul Ecuatorial; 4.Deriva Nord-

Pacifică; 5.Deriva Nord-Atlantică; 6.Curentul Norvegiei; 7.Curentul Vest-Spitberg;

8.Curentul Irminger; 9.Curentul Circumatlantic; 10.Curentul Alaska şi Aleutine;

11.Curentul Est-Groenlandez; 12.Curentul Labrador; 13.Curentul Oya Shivo;

14.Curentul Malvinelor; 15.Curentul Portugaliei şi Canarelor; 16.Curentul Benguelei;

17.Curentul Califirniei; 18.Curentul Humboldt (Peru); 19.Curentul Vest-Australian;

20.Curentul Golfului (Gulf Stream); 21.Curentul Kuro Shivo; 22.Curentul Braziliei;

23.Curentul Guyanelor; 24.Curentul Est-Australian; 25.Curentul Somaliei; 26.Curentul

Mozambic; 27.Curentul Acelor.

Circulaţia de mare amploare, de la suprafaţa mărilor şi oceanelor, se

organizează în mod asemănător în Oceanele Atlantic şi Pacific:

-în N şi S un curent ecuatorial ce se deplasează spre vest, în timp ce un

contracurent ecuatorial se îndreaptă spre est. Curenţii Nord- şi Sud-Ecuatoriali sunt

deviaţi spre regiunile temperate şi îşi modifică traseul spre est, traversând oceanul

(Curentul Golfului în Atlantic; Curentul Braziliei în Atlanticul de Sud; Curentul Kuro

Shivo în Pacificul de Nord; Curentul Australiei în Pacificul de Sud).

-apele reci “coboară” din Oceanul Îngheţat Arctic pe latura estică a Americii de

Nord (Curentul Labradorului) şi Asiei (Curentul Oya Shivo). Din Oceanul Austral

(Curentul Circumpolar Antarctic) apele se îndreaptă spre vestul Americii de Sud

(Curentul Humboldt) şi Africii (Curentul Benguelei).

Oceanele Atlantic şi Pacific deţin sisteme curentologice asemănătoare între ele.

Posedă o circulaţia identică, simetrică, în raport cu ecuatorul. Schimburile dintre apele

reci şi calde permit reechilibrarea termodinamică permanentă a ansamblului hidrosferă-

atmosferă.

Cel mai studiat şi unul din cei mai importanţi curenţi oceanici este Gulf

Streamul. Primele studii au fost iniţiate de Benjamin Franklin. Se formează din

contopirea a două ramuri calde ale Curentul Nord-Ecuatorial Atlantic: una atinge

coastele Americii de Sud, urcă spre nord, intră în Caraibe, scaldă strâmtoarea Yucatan,

turbionează în Golful Mexic şi scapă din zonă prin “gurile Floridei”; a doua este

reprezentată de ramura care se alungeşte de-a lungul Marilor şi Micilor Antile, cu punct

de sosire în nordul arhipelagului Bahamas.

După ce Curentul Floridei şi Curentul Antilelor se unesc într-un singur traseu,

se îndreaptă spre est în dreptul Capului Hatteras. În acest loc Curentul Golfului are ape

reci la stânga (alimentate de Curentul Labradorului) şi calde la dreapta. Din această

cauză se naşte o diferenţă de nivel între cele două medii.

Are o viteză maximă de 3 m/s. Strâmtoarea Floridei este cea mai importantă

zonă de ştrangulare. După ce se eliberează din această chingă deţine un debit de 30

mln.m3/s. După ce se întăreşte cu apele Curentului Antilelor, măsoară 150 km lăţime, 20

m adâncime şi deţine un debit de 80 mln.m3/s. Fluxul de apă caldă şi sărată contribuie la

80

îmblânzirea climatului din vestul Europei şi la îmbogăţirea apelor locale, mai ales în

Marea Nordului şi Marea Norvegiei.

“Apele moarte”

Când un curent se închide sub forma unui inel, suprafaţa apelor sale poate fi

asemănătoare cu o “coroană” de înaltă presiune. Fenomenul are loc când două forţe

contradictorii se echilibrează: forţa Coriolis care tinde a deplasa curentul spre dreapta

(emisfera nordică); forţa de gravitaţie care determină “scurgerea Ekman”, cu sens invers

de rotaţie.

Există şi inele de curenţi care delimitează arii acvatice cu caracter imobil:

Braziliei, Kuro Shivo şi Gulf Stream. Cel mai important inel se formează în Atlanticul

de Nord-Vest care determină apariţia unei zone de calm observată şi de Cristofor

Columb. Locul cu pricina este cunoscut sub numele de Marea Sargaselor (sargase –

alge de mici dimensiuni, plutitoare, de culoare brună, foarte numeroase). Sargasele

constituie baza alimentară şi refugiul unei faune bogate şi diverse (moluşte, crustacee,

peşti etc.). La 600 – 800 m adâncime se reproduc anghilele, după ce acestea au parcurs

mii de kilometri de la gurile marilor fluvii. Este marea cu transparenţa cea pronunţată:

60 m (Thurman, 1988).

Zonele imobile sau slab agitate sunt cunoscute sub numele de “pot-au-noir” sau

“calme ecuatoriale”. Absenţa vânturilor poate dura săptămâni. Cu toate acestea vânturile

de mică intensitate, periodice, din direcţia est, sunt capabile să declanşeze apariţia

Curenţilor Ecuatoriali de Nord şi Sud (îşi măresc viteza progresiv spre vest).

Cei mai importanţi factori care contribuie la dinamica curenţilor sunt: regimul

vânturilor, forţa Coriolis, gradienţii presiunii hidrostatice, topografia fundurilor oceanice

şi configuraţia ţărmurilor etc.

Gradienţii de presiune hidrostatică sunt determinaţi de diferenţele de densitate

existente între masele de apă învecinate. Diferenţele sunt determinate de ecarturile de

temperatură şi salinitate. Curenţii cu caracter circular se formează când forţa Coriolis şi

gravitaţia se echilibrează.

Curenţii din strâmtori

În condiţiile în care două domenii acvatice sunt separate şi bilanţul hidrologic,

termic şi salin este diferit, discontinuitatea frontală stabilită va guverna regimul

curentologic: la suprafaţă, apa uşoară se va îndrepta spre cea cu densitate mai mare

(după un traseu care se poate modifica în funcţie de complexitatea bazinului sau a

existenţei unor vânturi locale); de obicei, apele de suprafaţă se deplasează dinspre

bazinele oceanice cu nivel mai ridicat (bilanţ hidrologic pozitiv) spre cele cu nivel mai

coborât (bilanţ hidrologic negativ); la adâncime se stabileşte un flux invers, intensitatea

variind în funcţie de adâncimea pragului şi detaliile morfologiei marine.

În cazul circulaţiei de adâncime se stabilesc două tipuri de circulaţie:

81

-Tip I - o apă cu densitate mare se formează în bazinul amonte şi se deplasează

spre nivelul pragului. Deasupra frontului înclinat spre aval se suprapune un curent de

intrare ce va restabili nivelul. Dispoziţia curentologică se realizează când se produce o

răcire importantă a apelor din bazinul amonte (Atlanticul de Nord şi strâmtoarea

Groenlandei), sau o creştere a salinităţii ca urmare a evaporării din bazinul amonte

(Marea Mediterană şi strâmtoarea Gibraltar). Se soldează cu reînnoirea apelor de

adâncime din bazinul aval.

-Tip II – apa de suprafaţă din bazinul amonte conservă o densitate slabă şi se

deplasează spre aval. Între frontul înclinat spre amont şi sectorul pragului, apa glisează:

dacă la nivelul pragului o apă mai densă penetrează spre bazinul amonte (apa din

Atlantic penetrează în “mediterana americană” sub apa de suprafaţă parţial desalinizată;

în Marea Neagră pătrund apele mai sărate din Mediterana); dacă ploile abundente sau

aporturile fluviale creează un bilanţ hidrologic pozitiv în bazinul amonte (în strâmtoarea

Danemarcei se întâlnesc apele Mării Nordului, saline, cu cele ale Mării Baltice, puternic

desalinizate; apele de suprafaţă ale Mării Negre se deplasează spre bazinul Mediteranei.

În acest ultim caz apele din bazinul amonte se stratifică în funcţie de salinitate.

Importanţa curenţilor

La scară planetară, comparativ cu rotaţia terestră, curenţii oceanici au viteze

reduse. Influenţa acestora asupra mediului fizic oceanic este mare.

Asigură o reînnoire a apelor şi sunt responsabili de repartiţia în timp şi spaţiu a

substanţelor nutritive. Condiţionează fertilitatea mediului marin şi activitatea

pescuitului.

Ca urmare a faptului că sunt colportori de căldură pe distanţe mari, curenţii de

suprafaţă joacă un rol esenţial în repartiţia şi succesiunea climatelor, în echilibrarea

energetică a atmosferei etc. Fluctuaţiile Gulf Stream-ului se repercutează asupra

condiţiilor meteorologice din Europa temperată. Este suficientă o extindere a Curentului

Perului pentru a se declanşa ploi torenţiale în regiunile cu climat deşertic.

În ciuda lentorii, curenţii din preajma fundurilor oceanice sunt responsabili de

modelarea şi transportul sedimentelor (curenţii de turbiditate). Unii curenţi pot provoca

şi deriva unor construcţii. Poluanţii pot foarte uşor migra dintr-un loc în altul ca urmare

a manifestării curenţilor oceanici.

Curenţii marini şi climatul

Temperatura apei, curenţii şi sistemul vânturilor sunt factorii care influenţează

în cea mai mare măsură climatele continentale. Contrastele care există între climatele

continentale şi cele maritime sunt imputabile capacităţii ridicate a oceanelor de a

acumula căldură.

Curenţii care suferă fenomenul de divergenţă în Atlanticil Oriental provoacă

gradienţi de temperatură progresivi. În acest caz izotermele sunt situate la mare distanţă

82

între ele. În sectoarele unde curenţii converg (Pacificul de Nord-Vest), iztotermele se

găsesc situate foarte aproape unele de altele.

Vânturile care suflă dinspre mare, după ce au trecut peste curenţii calzi sau reci,

încălzesc sau răcesc uscaturile continentale. Europa de Nord-Vest beneficiază de căldura

Gulf Streamului. În timpul iernii temperaturile sunt cu aprox. 15-160C mai mari decât

media latitudinală a locului.

Coastele occidentale ale continentelor de la latitudini tropicale şi subtropicale

sunt scăldate de curenţi reci şi deţin temperaturi medii anuale relativ scăzute. Variaţiile

termice sunt mici, nebulozitatea mare şi precipitaţiile rare. Coastele occidentale de la

latitudini medii şi mari sunt încălzite de curenţii veniţi de la tropice. Climatul lor este

tipic “maritim”, adică moderat şi umed. Coastele orientale de la latitudini tropicale şi

subtropicale sunt scăldate de curenţii calzi şi deţin un climat cald şi ploios. Coastele

orientale de la latitudini medii şi mari sunt udate de curenţi reci şi deţin ierni aspre şi

veri călduroase.

Bazinele marine sunt separate prin intermediul unor “praguri” comparabile cu

pasurile montane. Adâncimea acestora determină modalităţile de schimburi.

Cel mai important obstacol dintre Oceanul Atlantic şi Marea Mediterană este

reprezentat de pragul Gibraltar (“Coloanele lui Hercules”). În Antichitate se ştia că la

suprafaţă există un curent, cu caracter permanent, cu direcţie ocean-mare. S-a stabilit

(secolul al XVIII-lea) că există şi un curent cu sens contrar, de adâncime, cu rol de

menţinere a echilibrului dintre intrările şi ieşirile existente.

Mediterana, ca urmare a aşezării geografice, constituie o regiune tipică

latitudinilor semiaride. Evaporarea este intensă şi apele sunt mai sărate ca cele din

Oceanul Atlantic. Densitatea apelor de adâncime este foarte ridicată şi ca urmare a

faptului că cea mai mare parte a evaporaţiei se produce iarna, când vântul suflă cu

putere. Din acest motiv se formează o depresiune enormă cu ape foarte dense, sărate şi

relativ reci. Apele, în coborâre, creează o “depresiune” pe care masa acvatică mai uşoară

a Atlanticului se grăbeşte să o umple.

Apele grele şi sărate ale Mediteranei trec pragul Gibraltarului sub forma unui

curent de adâncime. La deversare dau naştere unei imense “limbi de sărătură” cu

dimensionare în timp şi spaţiu. Astfel de fenomene există în toate sectoarele unde două

bazine marine comunică între ele: Marea Roşie în Oceanul Indian; Golful Arabo-Persic

şi Oceanul Indian; Golful Mexic şi Oceanul Atlantic; Marea Marmara şi Marea Neagră;

Marea Nordului şi Marea Baltică etc. Cea mai mare “limbă de sărătură” se găseşte în

Oceanul Austral (Oceanul Glaciar Antarctic) deoarece, la nivelul Convergenţei

Antarctice, există un uriaş strat de apă, dens, rece şi sărat, care se afundă sub apele mai

uşoare ale părţii meridionale din cele trei oceane.

Circulaţia apei în adâncime

83

În cazul existenţei unor bazine oceanice nu se poate vorbi de ape stagnante, ci

de veritabile “organisme” lichide, complexe, caracterizate printr-o circulaţie de

suprafaţă şi alta de adâncime.

Curenţii de suprafaţă, determinaţi de acţiunea directă a vântului, reprezintă o

foarte mică fracţiune din masa acvatică a oceanelor. Volumul de apă existent în marile

oceane este afectat, aproape în totalitate, de existenţa curenţilor de convecţie.

Densitatea straturilor de apă este în funcţie de temperatură şi indicele de

salinitate. Aceste diferenţieri determină circulaţia maselor de apă cunoscută sub numele

de circulaţie termohalină (Curentul Golfului şi Contracurentul de Adâncime). Apa cu

densitatea cea mai mare suportă presiunea cea mai puternică, temperatura cea mai

coborâtă şi salinitatea cea mai mare. Cu toate acestea, apa este un lichid straniu. Când se

încălzeşte scade densitatea, numai că maximum este atins la 40C şi nu la 00C. În acest

caz apele polare, aflate la 10C, sunt mai uşoare decât cele subpolare cu 40C. La

fenomenele amintite se adaugă şi faptul că sarea scade punctul de îngheţ al apei (apa cu

salinitate medie de 35‰ îngheaţă la o temperatură de –1,90C). Ca urmare a fenomenelor

petrecute masele de apă intră într-un joc al “baletului” cu mişcări ample pentru

echilibrarea contrastelor fizice.

Cel mai important rol în circulaţia apelor oceanice este jucat de apele polare. Ca

urmare a faptului că îngheaţă la -1,90C, banchiza deţine o salinitate de 2-4‰. Masa

subiacentă pachetelor de gheaţă suportă o cantitate mai mare de săruri în timpul iernii şi,

prin urmare, este mai densă. La topirea banchizei apele devin mai dulci. Sistemul

termodinamic oceanic determină apele reci şi sărate să se deplaseze pe sub cele calde şi

dulci.

Masele de apă bine individualizate se găsesc în jurul ecuatorului (calde şi

uşoare) şi la poli (reci şi grele). Deplasarea apelor, în cele două emisfere, se deplasează

graţie translaţiei nord-sud şi respectiv sud-nord. Apele ecuatoriale se deplasează, la

suprafaţă, spre regiunile polare, de unde pornesc din nou spre ecuator, dar la adâncimi

mari. Apariţia lor la suprafaţă, sub forma apelor reci, poartă denumirea de upewlling.

Regiunile din apropierea polilor, unde apele marine se scufundă, poartă denumirea de

“zone de convergenţă”.

Circulaţia apelor din adâncuri se găseşte sub influenţa unor factori diverşi: forţa

Coriolis (aceeaşi consecinţă ca şi curenţii de suprafaţă); morfologia fundului oceanic

(frânare în cazul unui relief accidentat) etc.

Când doi curenţi de suprafaţă converg şi suportă o scufundare. În zonele cu

divergenţă, apele se ridică. Ascensiunea apelor de adâncime determină un aflux crescut

de substanţe minerale care, la rându-le, asigură dezvoltarea planctonului şi a altor

organisme. În apropierea ţărmurilor, efectul vânturilor şi forţa Coriolis, provoacă

fenomene comparabile. În emisfera nordică, când vântul suflă dinspre uscat, se produce

o deplasare spre larg a apelor litorale şi o ascensiune a apelor compensatoare de

84

adâncime. Datorită forţei Coriolis, în condiţiile unui vânt din nord, apele coboară la

nivelul ţărmului, iar la vânturi din sud apele sunt ridicate.

Scăderea temperaturii şi creşterea densităţii fac ca apele celor două oceane reci

să coboare şi să “curgă” spre zonele temperate şi tropicale sub forma unor imense fluvii

submarine. Apele reci din Antarctida sunt transportate peste cele ale Atlanticului de

Nord. De fapt, aceste ape se îndreaptă spre nord în cele trei oceane (Indian, Pacific,

Atlantic). În Atlantic parcurg un drum foarte lung, ascunse la sute de metri adâncime,

după care apar la suprafaţă la 250 lat.N. În Oceanul Indian mişcarea este blocată de

obstacolul constituit de continentul asiatic. Schimburile cele mai complexe se petrec în

Atlanticul de Nord, unde apele reci şi dense din Oceanul Arctic, după ce se desfăşoară

pe coastele Groenlandei şi Scandinaviei, sunt rapid înlocuite de apele superficiale ale

Curentului Golfului. Apele ce se îndreaptă spre sud, în adâncime, se întâlnesc cu cele de

aceeaşi natură din Antarctida.

“Apele intermediare” din Curentul Circumpolar Antarctic sunt situate la 200 -

700 m adâncime şi ajung la ecuator sau îl pot depăşi. O parte din ele se pierd pe drum,

integrându-se maselor de apă din bazinele adânci. Apele acestui curent joacă un rol

capital în ansamblul global al circulaţiei marine.

Curenţii de turbiditate

Surpările şi alunecările de teren cu caracter submarin afectează pereţii

canioanelor create de marile fluvii. Deplasările materialelor pe taluzul continental au

caracter brusc şi dau naştere unor valuri scurte şi puternice.

O alunecare de teren produce un curent de turbiditate care antrenează particulele

terigene şi le deplasează cu mare viteză. Când energia cinetică a curentului se

degradează, apele îşi recapătă calmul şi sedimentele se depun pe fundul oceanului.

Un rol deosebit în declanşarea curenţilor de turbiditate îl au cutremurele.

Practic, aceştia se produc pe culoare de avalanşe cu caracter submers, mult mai mari

decât suratele lor terestre. În anumite locuri există adevărate cascade de sedimente cu

caracter permanent.

Zairul, al doilea fluviu ca debit, debuşează în Oceanul Atlantic prin intermediul

unui estuar ce nu se înmâleşte niciodată deoarece se prelungeşte pe platoul continental

prin intermediul unui canion.

Curenţii din Marea Neagră

Curenţii marini pot avea mai multe cauze: vânturile cu caracter regulat sau

vânturile locale, diferenţa de densitate, deversările fluviale, diferenţele de nivel etc. Pot

prezenta modificări faţă de impulsul iniţial ca urmare a forţei Coriolis şi a celei de

frecare. În Marea Neagră se produc toate tipurile de curenţi: eolieni, de compensaţie, de

suprafaţă, de fund etc. (Bondar, Rovenţa, 1967; Romanescu, 2003c, 2005).

85

Mediul Mării Negre este strâns controlat de aportul apei dulci cu origine în râuri

şi de schimburile cu Mediterana prin Bosfor şi Dardanele (Cotovu, 1945). La acestea

mai contribuie şi condiţiile atmosferice şi formarea seişelor (Fig. 39), circulaţia

termohalină şi topografia bazinului (Şerpoianu, 1982; Şerpoianu, Nae, 1984).

Fig. 39 Seişe la Constanţa, între 15-16 februarie 1962

după Bondar, 1963

Circulaţia la nivelul Bosforului echilibrează balanţa apelor prin intermediul

celor doi curenţă: curentul de suprafaţă, cu ape relativ dulci şi densitate redusă, provenit

din Marea Neagră; curentul de adâncime, care transportă apă sărată cu densitate mare,

dinspre Mediterana spre Marea Neagră. Debitul mediu al ieşirilor pe traseul Marea

Neagră-Marea Marmara este de aprox. 600 km3/an şi de 300 km3/an pentru relaţia

Marea Marmara-Marea Neagră (Ozsoy et al., 1995). Valorile medii diferă de cele

instantanee, care depind de condiţiile meteorologice şi hidrologice din cele două bazine.

În cazul unor evenimente extraordinare circulaţia se poate opri dintr-un sens în altul

pentru câteva zile. Blocajul curentului de fund apare în primăvară şi vara, când creşte

aportul fluvial în Marea Neagră. Curentul de suprafaţă se blochează toamna şi iarna

când circulaţia la suprafaţă se poate inversa (Ozsoy, Unluata, 1997).

86

Prima hartă a curenţilor marini din bazinul Mării Negre a fost întocmită de

Knipovici (1933). Se poate accepta o schemă generală conform căreia în Marea Neagră

există un curent principal de suprafaţă, de origine eoliană, cu caracter circular pe

întregul bazin, care urmăreşte zonele de ţărm în sens invers acelor de ceasornic (Fig.

40). În cadrul acestui curent major, se disting, ca celule separate, curenţi cu caracter

local (Eastern Gyre şi Western Gyre). Între curentul principal şi ţărm se separă alte inele

circulare: Kali-Akra, Bosphorous, Sakarya, Sinop, Kizilirmak, Batumi, Caucasus,

Crimea, Sevastopol (Oguz et al., 1994).

Fig. 40 Harta curenţilor de suprafaţă din Marea Neagră

după Oguz et al., 1994

Sistemul curentologic este reprezentat ca o circulaţie închisă, unică, a maselor

de apă care are în unele sectoare particularităţi deosebite. De-a lungul ţărmului trece

curentul principal, care se deplasează în sens invers acelor de ceasornic, paralel cu linia

coastei, pe o lăţime de 10-30 de Mm. El cuprinde toată marea în zona platoului

continental, sub forma unui cerc închis.

Din curentul principal se desprind două ramuri. Una din ele începe în zona

capului Çam (41º07’ lat.N, 37º47’ long.E) şi se deplasează spre NE, apoi spre N,

unindu-se cu curentul principal în rregiunea capului Pitsunda. A doua ramură începe în

zona capului Sarych, ocoleşte capul Khersones, se îndreaptă spre partea de NV a mării,

se întoarce spre V şi NV (luând şi apele ce provin din Dunăre) şi se uneşte cu curentul

principal în zona capului Kaliakra. În strâmtoarea Kerci se observă curenţi ce vin din

Marea Azov şi mai rar din Marea Neagră.

87

Viteza medie a curenţilor este de 0,6-1,2 noduri, iar pe axul de deplasare poate

creşte până la 1,4 noduri. Când bat vânturi puternice, a căror viteză corespunde cu

direcţia curenţilor, viteza maximă atinge 3 noduri. Pe unele porţiuni ale curenţilor, sub

acţiunea vânturilor puternice din sens opus, îşi modifică uneori direcţia, chiar în sens

invers, iar viteza scade până la 0,2 noduri.

Fig. 41 Curenţii constanţi de suprafaţă din Marea Neagră (iarna)

după Cartea Pilot a Mării Negre, 2006

În afara limitelor curentului principal, în partea centrală şi adâncă a mării se

formează o circulaţie ciclonică circulară şi stabilă, a cărei viteză variază între 0,4 - 0,8

noduri la periferia sa şi 0,2 - 0,4 noduri în partea centrală.

În unele zone cu adâncimi mari se formează curenţi circulari cu o rază mai mică

a căror viteză, la periferie, variază între 0,4 - 0,6 noduri, iar în centru între 0,2 - 0,4

noduri.

Curentul principal se vede mai bine în sistemul general al circulaţiei când are o

stabilitate de 80% pe timpul iernii, 90% pe timpul verii şi 80 – 85% în perioadele de

tranziţie (Fig. 41, 42).

88

Fig. 42 Curenţii constanţi de suprafaţă din Marea Neagră (vara)

după Cartea Pilot a Mării Negre, 2006

Stratificarea verticală din Marea Neagră separă apele de suprafaţă, cu salinitate

redusă (18‰) de cele adânci, cu salinitate relativ ridicată (22‰). Variaţia salinităţii este

rezultatul aportului fluvial de suprafaţă şi de adâncime (fund). Densitatea apei este

determinată de salinitate, cu excepţia nivelului superficial (până la 10 – 30 m) unde

efectul temperaturii este predominant în timpul verii. Prin urmare, haloclinul şi

picnoclinul coincid în intervalul 100 – 200 m adâncime. Chemoclinul şi oxiclinul se

situează în acelaşi interval. Oxigenul este practic absent la adâncimi mai mari de 150m

ceea ce face ca 80% din apa bazinului să constituie un mediu anoxic, cu concentraţii

importante de H2S.

Interfaţa dintre mediul oxic cu cel anoxic (chemoclin) este influenţată de

curentul ciclonic principal cunoscut sub numele de Rim şi variaă între 130 – 180 m

(Peckman et al., 2001). Poziţia chemoclinului este relativ stabilă de câteva zeci de ani în

raport cu ridicarea de 40 – 50 m suportată în ultimii 250 - 300 ani (Lyons et al., 1993).

Nivelul separat de haloclinul permanent (la bază) şi termoclinul sezonier (la

partea superioară) a fost numit „Cold Intermediate Layer” (CIL). Acest nivel, cu

89

temperatura minimă de aprox. 60C, este acoperit de apele superficiale mai calde şi

reprezintă un minim de temperatură. Iarna constituie un nivel izotermic de 6 - 70C în

aproape întreaga Mare Neagră, la adâncimi ce ajung până la 70 – 80 m (Ozsoy, Unluata,

1997).

Apele calde şi sărate ale Mediteranei penetrează în Marea Neagră, se amestecă

cu „Cold Intermediate Water” (CIW) şi temperatura, respectiv salinitatea, scad rapid

până la 14,50C şi 37‰ la ieşirea din strâmtoarea Bosfor şi la 80C şi 22,8‰ pe rebordul

platoului. Coborârea acestor ape reci pe pantele continentale este însoţită de formarea

intruziunilor instabile de apă sărată până la 500 m (Ozsoy, Unluata, 1997). Sub nivelul

acestei adâncimi apele Mării Negre sunt stagnante şi prezintă proprietăţi uniforme.

Un nivel de apă cu grosime cuprinsă 300 – 400 m se caracterizează prin mişcări

convective determinate de fluxul geotermal (cantitativ comparabil cu fluxul cunoscut în

alte bazine regionale). Rezultatul acestor mişcări este remarcabil omogenizat din punct

de vedere al proprietăţilor chimice şi fizice (variaţii cu valori sub 0,001 unităţi a

temperaturii şi salinităţii în lungul bazinului). Prezenţa acestui nivel convectiv, pe

fundul bazinului, poate influenţa procesele sedimentologice recente precum formarea

laminelor hemipelagice şi continuitatea lor la scara bazinului (Ozsoy et al., 1995).

Circulaţia generală a apelor de suprafaţă din Marea Neagră este marcată de

prezenţa unui curent ciclonic coerent la scara bazinului, cunoscut în literatura rusă sub

numele de „Curentul Principal al Mării Negre” şi în cea turcă sub denumirea de

„Curentul Rim”. Vânturile ciclonice şi circulaţia termohalină sezonieră au fost

considerate ca fiind la originea genetică a acestui curent. Curentul are o lărgime de

aprox. 50 km şi prezintă meandre cu perioade de 100 - 200 km. Poziţia sa coincide cu

panta continentală. Efectul topografiei fundului oceanic este foarte importantă pentru

circulaţia apelor (Ozsoy, Unluata, 1997). Curentul prezintă o structură verticală cu două

nivele separate de picnoclină (la 100 – 200 m): nivelul superior are o viteză medie de

peste 50 cm/s; nivelul inferior atinge o viteză de aprox. 20 cm/s (Oguz, Besiktepe,

1999). Numeroase turbioane ciclonice şi anticiclonice sunt asociate acestui curent.

Circulaţia apelor pe platforma de nord-vest este, de regulă, independentă de

circulaţia din lungul pantei şi în centrul bazinului deoarece meandrele Curentului Rim

nu depăşesc rebordul pantei continentale. Curenţii de pe platforma continentală sunt

mult mai slabi: sub 10 cm/s (Oguz, Besiktepe, 1999). Curentul litoral ciclonic asociat

Dunării şi Niprului se alungeşte în lungul coastei şi viteza medie se ridică la 20 - 30

cm/s (Panin, 1996).

90

CAPITOLUL V VALURILE

Definiţie

Valurile sunt mişcări ondulatorii regulate, produse la suprafaţa mărilor şi

oceanelor.

Pentru formarea valurilor trebuie să existe o sursă de energie şi mediul prin care

este transmisă aceasta.

Există două mari categorii de valuri (unde):

-electromagnetice (razele X, ultraviolete, lumina invizibilă, infraroşii, undele

radio), care se deplasează rapid în vid, dar sunt frânate de corpurile grele (atmosferă,

apă, solid);

-mecanice (de presiune), care nu se propagă în vid. Pun direct în mişcare

moleculele (când este vorba de gaz, lichide, unele solide) şi pot fi perceptibile la distanţe

mari în cadrul mediilor de propagare. Sunt incluse şi undele sonore şi seismice.

În apele oceanice există mai multe tipuri de valuri mecanice: cele provocate de

frecarea vântului (hule şi valuri); provocate de maree (puse în mişcare de atracţia Lunii

şi Soarelui); provocate de seisme, vulcanism, alunecări de teren, surparea malurilor sau

a maselor de gheaţă etc. (tsunami).

Elementele valurilor

Creasta – linia cea mai înaltă a valului în raport cu nivelul suprafeţei apei.

Vârful este partea cea mai înaltă a crestei.

Baza – adâncitura sau golul valului, adică partea cea mai joasă din profilul

valului în raport cu nivelul suprafeţei apei.

Înălţimea – distanţa măsurată pe verticală între creastă şi baza valului.

Lungimea – distanţa măsurată pe orizontala care uneşte vârfurile a două creste

consecvente sau a două adâncituri consecutive.

Panta – unghiul de înclinare al valului, în raport cu orizontala. Se exprimă prin

raportul dintre înălţimea şi lungimea valului:

.L

IP

Frecvenţa – numărul de valuri care trec printr-un punct oarecare în unitate de

timp.

Direcţia – punctele cardinale sau alte repere spre care se îndreaptă valul.

Viteza – distanţa parcursă de creasta valului într-o unitate de timp:

.T

SV sau

.2

gLV

91

Unde:

g = acceleraţia gravitaţională.

De unde:

.25,114,3*2

*981L

LV

Perioada – intervalul de timp scurs între trecerea a două vârfuri consecutive sau

a două adâncituri:

.80,02

Lg

KT

Unde:

g = acceleraţia gravitaţională.

Valurile eoliene şi tsunami

Studiul sistematic al valurilor (undelor) a început în secolul al XIX-lea.

Deplasarea lor poate fi intensificată sau anihilată în funcţie de anumiţi factori. Unele

formează franjuri de interferenţă cu altele de aceeaşi frecvenţă. Sunt valuri solitare

(tsunami) care pot perturba toate celelalte forme (Bouteloup, 1950).

La un vânt cu putere moderată, pe suprafaţa mării se produce o succesiune de

creste mici a căror lungime de undă nu depăşeşte câţiva centimetri, cunoscute sub

numele de unde capilare. Creşterea în forţă a vântului determină ciocnirea particulelor

de apă care parcurg o traiectorie mai mult sau mai puţin circulară. În realitate, unda se

propagă fără a pune în mişcare masa de apă. Mişcarea orbitală a particulelor de apă se

pierde în jos, spre apele adânci, până acolo unde energia lor se disipează. Particula

situată în apropierea suprafeţei parcurge o orbită al cărui diametru este, mai mult sau

mai puţin, egal cu înălţimea valului. O particulă situată la o adâncime mai mare urmează

o traiectorie al cărui diametru este cu atât mai mic cu cât el se găseşte mai depărtat de

suprafaţă. Într-un final se ajunge la anulare (Iulian, 1990).

Înălţimea şi lungimea valului sunt o creaţie ce depinde de forţa şi regularitatea

vântului. Când vântul suflă în rafale, sau se învârte fără încetare, se formează ondulaţii

discontinui, de izbire.

Comportamentul valurilor este în funcţie de fizionomia bazinului. Cu cât valul

are mai mult spaţiu de manifestare cu atât vântul este mai eficace. Un vânt cu viteza de

70 km/h dă naştere unei hule de 11 m înălţime, la o deschidere de 1 000 km; la 2 000 – 3

000 km înălţimea creşte la 15 m. În acest sens, cele mai bune condiţii se găsesc în

emisfera sudică.

În mijlocul Atlanticului de Nord, în largul mării, se pot forma valuri cu înălţimi

de peste 20 m. Cele mai mari valuri eoliene pot atinge 34 m înălţime, viteza de 102

km/h şi perioade de 14,8 s (7 februarie 1933 nava americană Ramapo).

92

Pe ţărmurile joase cu apă puţin adâncă mişcarea valurilor pe verticală se simte

până la fundul mării. În acest caz mişcarea particulelor pe fund este diminuată ca urmare

a frecării; la suprafaţă mişcarea particulelor este mai mare. Prin urmare, orbita valurilor

devine, din circulară, eliptică, iar creasta valului, fără susţinerea tălpii, se răstoarnă şi

înaintează sub formă de spumă pe ţărm. În apropierea ţărmului valurile se dispun în linii

paralele cu acesta. Spargerea valului se face prin răsturnarea crestei, fiind însoţită de o

agitaţie provocată de întâlnirea provocată cu apa de retur, de spumă şi zgomot.

Fenomenul amintit este cunoscut sub numele de resac.

Valurile eoliene ajung la ţărm sub forma unor unde succesive, pe când tsunami

se prezintă sub forma unei singure unde, rareori având loc şi a doua (Fig. 43, 44).

Fig. 43 Morfologia unor valuri eoliene

Fig. 44 Morfologia uni val de tip tsunami

Formele pe care le capătă un val sunt diverse (Tabel 11). Când unghiul crestei

devine inferior valorii de 1200, valul deferlează. Prin deferlare se înţelege ridicarea,

aplecarea în faţă, îndoirea şi prăbuşirea cu zgomot a crestei. Deferlarea poate fi:

-în volută sau spirală – când creasta valului se sparge înainte. Este caracteristică

hulelor regulate care se propagă liber pe plaje, cu relief submarin uniform;

-deversată – când cresta se scurge într-o mişcare turbulentă în faţa valului. Este

determinată de vânturile care suflă puternic spre ţărm;

-gonflată – specifică valurilor cu înălţime mică care se sparg sub formă

spumoasă şi înaintează pe ţărmurile joase.

93

Tabel 11 Scara Beaufort pe mare şi uscat Grad

Beaufort

Terminologia

corespondentă

km/h Efectele observate în larg

0 Calm <2 “Mare de ulei”, ca o oglindă. Frunzele nu se

mişcă. Fumul se înalţă vertical

1 Vânt perceptibilă 3,6-5 Frunzele nu se mişcă. Mişcarea vântului

este vizibilă doar la fum.

2 Vânt foarte uşor 7-11 Frunzele se mişcă. Se simte adierea

vântului pe faţă. Se nasc creste de mici

dimensiuni, asemănătoare “solzilor de

peşte”, dar fără spumă.

3 Vânt uşor 11-20 Frunzele şi ramurile mici se mişcă

continuu. Valuri scurte, dar vizibile.

Crestele au aspect vitros, dar nu se sparg.

4 Vânt moderat 22-29 Se ridică praf continental. Crengile

copacilor se mişcă continuu. Valuri mici a

căror creste încep să se “bretoneze”. Spumă

cu aspect vitros. Valuri rare de tip “berbec”.

5 Vânt semnificativ 31-36 Ramurile mici se mişcă. Steagurile flutură.

Valuri cu dimensiuni moderate şi forme

alungite. Apar frecvent “berbeci” de mici

dimensiuni.

6 Vânt puternic 40-50 Crengile mari se mişcă. Hulă puternică.

Crestele de spumă albă se generalizează.

Apare ceaţa.

7 Vânt foarte

puternic

52-61 Copacii se mişcă cu toată tulpina. Se

depune efort pentru a merge contra

vântului. Marea devine albă. Spuma albă a

valurilor este suflată în panaşe lungi,

orientate în sensul vântului.

8 Vânt extrem de

puternic

63-72 Se rup ramuri de coroana arborilor.

Maşinile îşi pierd direcţia de drum. Hulă de

amploare. Valurile, care încă nu deferlează,

dau naştere, pe rebordul crestelor, unor

turbioane rapide de ceaţă. Spuma zboară în

sensul vântului.

9 Început de furtună 76-86 Cad crengi din copaci. Structurile clădirilor

sunt uşor afectate. Hulă foarte puternică.

Nori de spumă trec peste suprafaţa mării.

Înălţimea valurilor este tremurătoare. Valuri

cu alură de spirală deferlează în rulouri

puternice. Ceaţa reduce vizibilitatea.

10 Furtună 88-101 Copacii sunt scoşi din rădăcini. Se produc

daune ale structurilor civile şi industriale.

94

Hulă puternică: fiecare creastă este însoţită

de spumă. Pachetele de spumă sunt atât de

numeroase şi groase încât se aglomerează

în benzi largi. Întreaga suprafaţă a mării

pare albă. Rulourile se sparg cu violenţă.

11 Furtună violentă 104-115 Daune la scară largă asupra clădirilor.

Valurile hulei au înălţimi mari şi vapoarele

cu talie mică, când se află în cavitatea

valurilor, nu văd linia orizontului. Mare

acoperită în întregime de spumă. Vântul

deferlează lame gigantice. Vizibilitatea se

reduce la câţiva metri.

12 Uragan 119 Daune severe şi extinse asupra arborilor şi

clădirilor. Aer plin de spumă. Mare în

totalitate albă. Valurile pot fi periculoase

pentru orice navă. Vizibilitate cvasinulă.

Valurile reprezintă un agent extrem de important în modelarea litorală. În acest

caz se are în vedere intensitatea valurilor şi direcţia cu care ele intersectează linia litorală

(Fig. 45).

1.Plajă; 2.Faleză; 3.Izobată; 4.Creastă de valuri; 5.Ortogonala hulei.

Fig. 45 Concentraţia energiei valurilor asupra unei proeminenţe şi dispersia energiei în

cadrul unui golf ca urmare a refracţiei hulei după Paskoff, 1998

95

Lucrările cu caracter hidrotehnic, de genul epiurilor, jetelelor, digurilor sparge

valuri etc. pot modifica procesul de sedimentare şi eroziune de la nivelul litoralului

(Lateş, 1965; Rebai, 2008). Ele se interpun între uscat şi mare, funcţionând ca un

tampon de moderare şi deviere a procesului primordial (Fig. 46, 47).

Fig. 46 Reflexia şi difracţia unei hule care loveşte oblic un dig sparge-valuri

după Paskoff, 1998

1.derivă litorală dominantă; 2.traseul coastei înainte de construirea digului; 3.progradare;

4.eroziune; 5.creasta valurilor incidente.

Fig. 47 Efectul construirii unui sparge val asupra comportamentului morfologic al unei

plajă după Paskoff, 1998

Cele care modifică radical linia de coastă sunt valurile de tip tsunami. Cele mai

profunde modificări au fost produse de valurile tsunami din 26 decembrie 2004 în

Oceanul Indian şi din aprilie 2011 în Oceanul Pacific (Japonia).

96

Viteza de propagare a valurilor tsunami poate fi extrem de mare (500 - 800

km/h) şi înălţăimea poate depăşi frecvent 5 – 10 m în larg (Fig. 48). Pe uscat pot urca

până la 50 – 100 m şi se resimt în întregul Ocean Planetar. Litoralul poate fi clasificat şi

în funcţie de modealitatea de fasonare prin intermediul valurilor (Fig. 49).

Fig. 48 Refracţia tsunamiului chilian din 22 mai 1960

după Pirazzoli, 1993

Fig. 49 Clasificarea coastelor în funcţie de tipul valurilor

după Davies, 1980

97

Fig. 50 Deplasarea valului tsunami în Oceanul Indian şi mările adiacente

Cutremurul din 26 decembrie 2004 a avut o intensitate de 9 grade pe scara

Richter, fiind considerat cel mai puternic din perioada modernă a omenirii. Valul

tsunami declanşat a produs cele mai mari pagube materiale pentru un astfel de fenomen

şi a ucis peste 350 000 de oameni (neoficial se estimează dispariţia a aprox. 500 000

oameni). Cele mai mari pagube au fost înregistrate în Oceanul Indian, dar şi în mările

adiacente (Fig. 50, 51, 52).

Fig. 51 Locaţiile în care tsunami-ul din 26 decembrie 2004 a modificat profund litoralul

98

Fig. 52 Pagube materiale după trecerea tsunamiul-ui din 26 decembrie 2004 în

Thailanda

Valurile interne

Valurile interne au fost observate pentru prima dată de Benjamin Franklin, în

1762. Îmbarcat la bordul unei nave, contempla distrat rezervorul unei lămpi cu ulei în

care lichidul gros plutea pe un strat de apă. Din cauza tangajului şi ruliului, la limita

dintre cele două lichide, se formau ondulaţii care nu cauzau un amestec al lichidelor.

Idee a fost reluată, în 1906, de Ekman, reuşind astfel explicarea unui fenomen remarcat,

printre altele, şi de Nansen. În fiordurile Norvegiei unele nave, în anumite perioade ale

anului, întâlnesc zone de calm absolut şi cu toate acestea avansează foarte greu. Ekman

a conchis că fenomenul este datorat existenţei a două strate suprapuse: la suprafaţă apă

dulce; la fund apă sărată. Forma de contact dintre cele două strate este animată de valuri

interne care nu se fac simţite la suprafaţa apei, dar care împiedică înaintarea vapoarelor.

Cauzele imediate care fac să oscileze suprafeţele de separaţie sunt variate. Pot fi

provocate de trecerea unui curent de adâncime pe un fund neregulat, de repercusiunile

efectelor unor furtuni, ale unui curent de maree, undelor seiemice etc. Unele valuri îşi au

originea în atracţia lunii.

Valurile interne se deplasează mai lent decât cele de la suprafaţă. Amplitudinea

poate fi foarte mare. Pierd din amplitudine în apropierea fundurilor marine ca urmare a

frecării (întocmai unei hule care se deplasează spre plajă).

99

Valurile din Marea Neagră

Factorul dinamic cu cel mai puternic impact asupra ţărmului este reprezentat de

valuri. Au o mare influenţă asupra proceselor de transport solid, progradare, abraziune

etc. Cele mai multe valuri sunt provocate de vânturile care bat cu putere, într-un timp

dat, pe o suprafaţă anume. Alte valuri sunt induse de manifestarea vântului într-un loc

îndepărtat, dar se propagă în alte sectoare sub forma hulelor. La ţărm, atât valurile create

de vânturile locale, cât şi cele determinate de hule, din direcţii diferite, îşi pot face

simţită prezenţa în acelaşi timp, amplificându-le efectul (Romanescu, 2003a, 2005).

Cei mai importanţă factori care influenţează apariţia şi intensitatea valurilor

sunt: intensitatea şi durata de acţiune a vântului, suprafaţa bazinului şi distanţa până la

care acţionează vântul pe mare, condiţiile morfometrice ale litoralului şi topografia

fundului marin etc. (Spătaru, 1959; Stănescu, 1963; Ştefan, Romanescu, 2010).

Valurile care vin din larg transportă apa spre ţărm. Transportul în cauză

determină apariţia unor curenţi paraleli cu linia ţărmului (derivă litorală), dar şi a altora

submerşi, cu sens contrar (resac). Neregularităţile ţărmului dau naştere, local, unor

fenomene de refracţie, difracţie etc. şi determină apariţia unor curenţi de compensaţie.

Fig. 53 Harta curenţilor marini de suprafaţă din zona litoralului românesc

după INCDM, 2003

100

Suprafaţa foarte întinsă a Mării Negre, adâncimile mari, ţărmurile puţin crestate,

stratul de gheaţă slab şi de scurtă durată, deplasarea frecventă a depresiunilor şi vânturile

din N şi NE constituie condiţii favorabile pentru dezvoltarea valurilor de vânt, a hulei şi

a brizanţilor (Bondar, Podani, 1979; Trufaş, 1969) (Fig. 53).

Vara, frecvenţa valurilor cu înălţimea mai mică de 1 m, este de 55–70%. Iarna,

frecvenţa unor astfel de valuri scade în partea de NE până la 40%, iar în celelalte părţi

ale mării până la 27%.

Valuri cu înălţimea de 2 – 3 m se înregistrează cel mai adesea pe timpul iernii,

când frecvenţa lor atinge 20%, în tot restul anului aceasta situându-se sub 12%. Valuri

cu înălţimea de 6 m se formează destul de rar, frecvenţa lor nedepăşind 1%. Înălţimea

maximă a valurilor este de 11 m.

Dezvoltarea valurilor în zona litorală depinde de condiţiile locale (Degerati,

Bandoc, 2004). În zonele cu adâncimi mici, valurile sunt abrupte şi se formează deseori

hula staţionară. Când bat vânturile din sector vestic, cele mai mari valuri se formează în

sectorul întinsurii Tendrivs’ka, în golful Karkinits’ka şi în zona capurilor Tarhankut şi

Khersones. Pe ţărmurile de S şi SE ale Peninsulei Crimeea au o frecvenţă mai mare

valurile de hulă din E. Ele se propagă din regiunea Anapa–Tuapse pe timpul vânturilor

de furtuni din NE care provoacă brizanţi puternici la ţărm.

Vânturile din V, SV şi SE de pe ţărmurile cu ape adânci ale Caucazului

provoacă valuri mari şi hule puternice.

Fig. 54 Fetchurile posibile după principalele direcţii pe litoralul românesc al Mării

Negre după Bandoc, 1998

101

Vânturile locale din regiunea porturilor Anapa–Tuapse, precum şi vânturile de

furtuni din E şi ale portului Poti, pot provoca valuri mari la ţărm.

Pe litoralul vestic al mării se formează valuri puternice atunci când bat vânturile

constante din NE şi E.

Valurile, în sectorul românesc al Mării Negre, au fost corelate pe baza

măsurătorilor efectuate la Constanţa şi Sulina. De regulă au direcţii echivalente

vânturilor de N, NE, E, SE şi S. La izobata de -15 m valurile au următoarele

caracteristici: 60% au peste 0,7 m înălţime; 33% peste 1 m; 17% peste 1,5 m; 8% peste

2 m; 2% peste 3 m; 0,5% peste 4 m. Circa 40% din valuri au între 0,5 - 1,2 m înălţime

(Bondar, 1972). Calmul atmosferic are valori cuprinse între 0,5-2,5% (Romanescu,

2003c,d).

La Sulina, valurile care se transformă în uragane (peste 22 m) se produc odată la

10 ani. La vânturi puternice de peste 15 m/s, în cazul valurilor deferlante, apele costiere

transportă spre sud aprox. 88-90% din aluviunile dunărene (Şelariu, 1965). În lungul

izobatei de -10 m, la asigurarea de 50%, valurile au, în medie, înălţimi de 0,35 m,

lungimi de aprox. 10 – 12 m şi perioade în jur de 3 secunde. Pe aceleaşi poziţii, la

asigurări de 15% (15 valuri din 100), pot avea amplitudini de peste 0,5 m.

Cele mai mari valuri se formează ca urmare a vânturilor de est. La vânturi de 13

m/s sunt valuri de 2,2 m înălţime, dacă bat din E, 1,6 m dacă bat din N, 1,2 m dacă bat

din S şi 0,6 m dacă bat din V.

În dreptul Constanţei valurile eoliene au o frecvenţă de 78%, iar cele de hulă de

11,8% (Bondar, 1972). De regulă valurile din Marea Neagră se prezintă sub forma unor

unde scurte, cu timp scurt de formare şi atenuare. Cele mai înalte valuri înregistrate la

ţărm au avut valoarea de 8 – 10 m.

a-etapa iniţială a acţiunii vântului; b-etapa târzie a acţiunii vântului.

Fig. 55 Variaţia înălţimilor şi perioadelor în lungul fetchurilor după Bandoc, 2005

102

Fetchul, notat cu FU, reprezintă lungimea drumului pe care acţionează efectiv

viteza vântului U(10), măsurată pe direcţia efectivă. Determinarea efectivă a fetchului

pe mare este foarte dificilă deoarece valurile generate de vânt sunt produse de centre

ciclonice şi anticiclonice care se găsesc în permanentă mişcare. Prin urmare stabilirea

drumului fetchului incident efectiv, într-un anumit punct, presupune urmărirea sau

reconstituirea unei complicate circulaţii barice.

Pe litoralul românesc al Mării Negre fetchurile posibile, după principalele

direcţii, au incidenţa pe amplasamentele din punctele Mangalia, Constanţa şi Sfântu

Gheorghe (Fig. 54, 55). Pentru amplasamentul Mangaliei sunt fetchuri: mari, cu direcţie

NE şi E, iar cele mici cu direcţii SE şi S; pentru Constanţa cele mari sunt pe direcţiile

NE şi E, iar cele mici pe SE şi S; pentru Sf.Gheorghe fetchurile mari sunt pe direcţiile

SE şi S, iar cele mici pe NE şi E.

Totalitatea valurilor observate la Sfântu Gheorghe, Constanţa şi Mangalia arată

că predominante sunt valurile de vânt propriu-zise, excepţie făcând doar zona Sfântu

Gheorghe la care predominante sunt valurile mixte (vânt şi hulă) (Tabel 12).

Tabel 12 Distribuţia procentuală a tipurilor de valuri pe litoralul românesc al Mării

Negre (după Bandoc, 2001) Staţiile costiere Tipul valurilor

Valuri de vânt Valuri de hulă Valuri mixte Mare calmă

Sf.Gheorghe 26,25 21,44 49,74 2,57

Constanţa 46,59 27,31 19,68 6,42

Mangalia 63,25 15,01 20,62 1,12

Talasoterapia ca formă modernă de turism

Talasoterapia este un procedeu de utilizare terapeutică a proprietăţilor apei

marine, soarelui, nămolului sapropelic şi a algelor, asociate acţiunii climatului costier.

Particulele fine de apă marină, în mediul litoral, pot pătrunde în interiorul organismului

prin intermediul pielei. Fenomenul este accentuat în condiţiile în care valurile se sparg şi

temperatura este ridicată.

Talasoterapia se leagă de existenţa aerosolilor. Aerosolii sunt particule fine de

apă marină, cu dimensiuni de până la 10 microni, obţinute din combinarea unui mediu

gazos cu o substanţă solidă sau lichidă, în cazul de faţă apa mării. Aerosolii

sedimentează lent, se resorb imediat prin bronhii şi străbat un strat subţire de lichid fără

a dizolva (Fig. 56).

Aerosolii naturali pot fi: marini, ionizaţi negativ, cu conţinut ridicat de clorură

de sodiu, iod, brom, magneziu şi calciu (mai mare decât apa din care provine); de

pădure, din combinarea substanţelor volatile cu particulele de polen. Aerosolii salini

limpezesc atmosfera şi sunt indicaţi în tratarea afecţiunilor ORL sau a bolilor

pulmonare. Aerosolii marini stimulează reactivitatea organismelor la alergeni. Aerosolii

103

optimi se găsesc în preajma epiurilor şi digurilor în care se sparg valurile, mai ales

dimineaţa şi seara. Din acest punct de vedere sunt indicate staţiunile care dispun de

astfel de instalaţii: Eforie Nord, Eforie Sud etc.

Fig. 56 Talasoterapie pe Copacabana (Rio de Janeiro)

Ca urmare a condiţiilor ce se pot reproduce şi artificial, talasoterapia se poate

practica în medii diverse şi în toate anotimpurile. Centrele de talasoterapie

(neotalasoterapie) se dezvoltă pe litoral şi utilizează apa mării. În timpul iernii apa este

încălzită (Mangalia, Techirghiol, Eforie Nord etc.). Tratamentul este însoţit de

gimnastică submersă, de hidromasaj, de băi de alge, de cataplasme cu alge etc. în

vederea refacerii aparatului locomotor. În acelaşi timp este benefică şi pentru bolile

respiratorii cronice (rinofaringite, rinosinuzite, bronşite, astm), boli ale sângelui

(anemii), ateroscleroză, boli reumatice inflamatorii cronice, tuberculoza extrapulmonară

sau osteoarticulară, unele boli ortopedice, ginecologice, de piele etc.

Pe litoralul Mării Negre talasoterapia se poate practica din luna mai până în luna

septembrie, când temperatura apei se menţine la valori cuprinse între 15 - 250C, iar a

aerului între 15 - 200C.

Cura heliomarină ridică tonusul psihic, căleşte şi reechilibrează organismul,

impulsionează creşterea somatică a copiilor etc.

104

Din păcate talasoterapia este contraindicată tuberculozei avansate, insuficienţei

cardiace, hipertensiunii arteriale, insuficienţei renale şi nefritelor cronice, bolilor

sistemului nervos, bolilor endocrine etc.

Energia valurilor este utilizată pentru obţinerea energiei electrice şi pentru

practicarea sporturilor nautice, în special a surfingului (Fig. 57).

Fig. 57 Surfingul, sportul naţional al Australiei

Cele mai indicate zone de practicare a surfingului se găsesc pe ţărmurile

accidentate, cu şelf vălurit, care să favorizeze apariţia valurilor brizante: Australia de

sud-est şi est, insulele Hawaii, California, sud-vestul Franţei etc.

105

CAPITOLUL VI MAREELE ŞI CREŞTEREA NUVELULUI

OCEANULUI PLANETAR

Geneza şi repartiţia mareelor

Încă din cele mai vechi timpuri mareele au fascinat imaginaţia omului.

Strămoşii considerau că sunt o consecinţă a vânturilor, a aporturilor de apă din grotele

submarine, a pulsaţiei “inimii Pământului” etc. Povestea legendară a Regelui Canut (995

- 1035) spune că acesta încerca să oprească mareea scufundându-şi picioarele în mare.

Începând cu secolul al IV-lea î.Cr. Pythéas de Marseille consemna că ar exista o relaţie

între fazele lunii şi creşterea nivelului oceanic. Pliniu cel Bătrân, în secolul I d.Cr.,

interpreta apariţia mareelor ca un efect complex dintre Lună şi Soare.

Fig. 58 Distribuţia planetară a tipurilor de maree

după Davies, 1980

Primul cercetător care a calculat forţele puse în joc de flux şi reflux a fost Isac

Newton, în “Principia” (1678). Forţele respective au putut fi puse în evidenţă graţie

conceptelor de gravitaţie şi legilor atracţiei universale.

106

În cazul în care Terra nu ar fi avut satelit natural (Luna) mareea era provocată

doar de Soare, caz în care era de mică intensitate. Rotaţia Lunii în jurul Pământului

introduce numeroşi factori greu de cuantificat. În calcul trebuie să se ţină cont şi de

atracţia tuturor maselor existente în Sistemul Solar (mai ales de atracţia planetelor

Jupiter şi Saturn).

Luna, prin forţa ei de atracţie, determină o ridicare a apelor oceanice deasupra

locului prin care ea trece. În acest mod se produce fenomenul conoscut sub denumirea

de flux. La polul opus, pe partea cealaltă a Globului, Luna acţionează asupra centrului

Terrei, micşorează forţa de gravitaţie a acestuia şi apa se ridică din nou într-un val de

flux. Revenirea Selenei la meridianul locului se face după 24h50'. În acelaşi loc se

formează un flux şi un reflux la 12h25'.

Ca urmare a inerţiei apei şi a configuraţiei ţărmurilor, fluxul nu se produce exact

la trecerea Lunii prin dreptul meridianului locului, ci cu o întârziere care diferă de la un

loc la altul, conform morfologiei locale. Diferenţa orară dintre trecerea satelitului natural

la meridianul locului şi producerea fluxului poartă denumirea de “ora portului”.

Mareele sunt mai ridicate de două ori pe lună, caz în care poartă denumirea de

“ape vii”. Tot de două ori pe lună sunt mai coborâte şi poartă denumirea de “ape

moarte”. La ape vii Luna, Soarele şi Terra se găsesc pe aceeaşi linie şi atracţia solară se

însumează cu cea selenară (conjuncţie şi opoziţie). La ape moarte forţa de artacţie a

Soarelui se opune celei lunare, diminuând astfel efectul.

Terra şi Luna se comportă ca un sistem dublu al cărui centru de gravitaţie

(baricentru) este situat la 1 600 km de suprafaţa terestră. Orbita lunii nu este perfect

circulară. Când se trasează traiectoria reală a astrului, şi se ţine cont de rotaţia proprie a

Terrei, se formează o spirală închisă. Centrul Soarelui, pentru aceleaşi raţionamente, nu

se confundă cu centrul de gravitaţie (baricentru) al Sistemului Solar. Prin urmare este

foarte greu să se calculeze ora portului.

Forţa gravitaţională a Soarelui (se neglijează celelalte corpuri cereşti), care

provoacă apariţia mareelor, este contrabalansată, în parte, de forţa centrifugă născută ca

urmare a rotaţiei terestre.

Sunt două maree lunare (12h40') ce aparţin zilei cu lună şi două maree solare

(12h) de două ori mai slabe. Mareele mai pot fi: semidiurne, diurne şi mixte (Fig. 58).

Amplitudinea şi energia mareei se pierd odată cu avansarea pe cursul inferior al

fluviului.

Cifrele teoretice sunt perturbate de unii factori anoşti: Luna şi Soarele nu se

găsesc tot timpul la o distanţă egală faţă de Terra; nu toate oceanele au aceeaşi formă şi

nici aceleaşi dimensiuni; în unele mări undele de maree intră în rezonanţă şi se amplifică

considerabil; în alte mări mareeale sunt neutralizate aproape complet.

Unda mareei, când îşi face apariţia pe platoul continental, este amplificată

datorită adâncimilor scăzute. Când se insinuează într-un golf sau estuar devine foarte

înaltă: Golful Fundy – 19 m, Canalul Mînecii – 15 m etc. În unele locuri viteza de

107

deplasare a undei poate depăşi 25 km/h. Mareea de la Mont Saint-Michel (Franţa)

avansează “cu viteza unui cal în galop” (exagerare populară). Amplitudinea mareelor se

măsoară cu ajutorul unor aparate speciale care poartă denumirea de maregrafe. Acestea

funcţionează pe mai multe principii: cu presiune, vase comunicante (puţ) etc.

Deplasarea mareelor provoacă o eroziune minimă a fundurilor afectate. La

maree joase curenţii de pe plaje pot atinge viteze de până la 10 noduri (<25 km/h).

Undele mareelor cu extindere mare suportă efectul Coriolis şi sunt deviate mai ales la

flux şi mai puţin la reflux (Carre, 1983).

Regimul mareic este foarte puternic influenţat de caracteristicile topografice ale

bazinelor oceanice. În afara componentei verticale, determinată de atracţia Lunii şi

Soarelui, mareele sunt animate şi de o mică componentă orizontală, care nu prezintă o

arie bine definită. Pentru un observator situat la Polul Nord, Terra se roteşte în sens

contrar acelor de ceasornic. Viteza de rotaţie la Ecuator este de 465m/s. În aceste

condiţii unda mareei trebuie “să urmeze” Luna şi Soarele de la est la vest, aceasta fiind

de fapt componenta orizontală.

Prezenţa continentelor reprezintă un obstacol pentru trecerea undei mareice.

Masa acvatică a undei mareice efectuează o rotaţie completă. Se comportă ca un

giroscop uriaş ce se învârte în jurul unui centru teoretic mobil cunoscut sub numele de

“punct amfidromic”. Fiecare undă mareică deţine un astfel de punct, numai că el nu este

acelaşi pentru toate atât timp cât şi variabilele sunt numeroase. Aceste puncte

funcţionează ca centre gigantice de giroscoape acvatice. În bazinele oceanice cu talie

mică, supuse la penetrări violente a undelor mareice (Marea Nordului), se formează mai

multe puncte amfidromice. Mările închise sau aproape închise sunt practic lipsite de

maree (Marea Nordului – 30 cm; Marea Neagră 9 - 12 cm etc.).

Se cunosc cazuri când topografia bazinului multiplică punctele amfidromice

(existenţa insuleleor). La Southampton (Marea Britanie) mareea în creştere este, în

parte, deviată de insula Wight. Una din “ramurile” sale dă naştere la un flux în cadrul

portului, după care soseşte o alta, adică ramura care a înconjurat insula şi provoacă un al

doilea maxim. Prin urmare portul de la Marea Mânecii prezintă 4 perioade de flux în 24

ore.

Darwin G. (fiul lui Darwin Ch.), la sfârşitul secolului al XIX-lea, afirmă că

Terra se roteşte din ce în ce mai încet în jurul axei sale şi zilele se măresc cu 3

milisecunde la 1 secol. Cauza este reprezentată de faptul că undele mareice se freacă de

platoul continental. Geologul america Wells J.W., în urma măsurătorilor de vârstă a

coralilor, arată că acum 400 mln.ani anul terestru avea doar 400 zile.

Se pare că frânarea nu a fost uniformă: mai ridicată, când cantitatea de apă

supusă mareelor era mai mare (perioadele interglaciare); redusă, în perioadele glaciare,

când Terra se învârtea mai repede. Apa în stare gazoasă frânează rotaţia Terrei.

108

Teoriile, din păcate, nu sunt confirmate în totalitate. Se pare că nucleul Terrei

este în continuă creştere şi fenomenul determină încetinirea rotaţiei şi existenţa

tectonicii.

Wegener A. (1924), părintele derivei continentelor, afirmă (1912) că mareele

sunt responsabile de deriva Americilor spre vest. Puterea dezvoltată în procesul mişcării

este mult superioară celei pe care o deţin fluxul şi refluxul. Ipoteza, cu toată exagerarea

şi comicul de rigoare, deţine şi o parte de adevăr: atracţia pe care Luna şi Soarele o

exercită asupra scoarţei terestre provoacă o “minimaree continentală” ce influenţează şi

structura plăcilor continentale.

Cele mai importante forme litorale care se formează ca urmare a activităţii sau

lipsei mareelor sunt reprezentate de estuare, delte şi lagune. Dacă estuarele apar în

condiţiile unei activităţi mareice puternice, celelalte două (dar mai ales deltele) îşi fac

simţită prezenţa când amplitudinea mareelor este redusă. De foarte multe ori apar şi

forme mixte, de genul lagunelor cu pase largi şi microdelte în sectoarele continentale

(Fig. 59).

Fig. 59 Invadarea uscatului de către apele oceanice într-un rias din Ţara de Foc

Riscul creşterii nivelului Oceanului Planetar

„Ridicarea nivelului mării este, fără îndoială, cel mai important şi mai vizibil

efect al încălzirii globale din acest secol, al efectului de seră” (Schneider, 1989). Efectul

109

este resimţit puternic ca urmare a faptului că „jumătate din populaţia planetei locuieşte

în regiuni costiere care deja se găsesc sub mare presiune demografică şi care sunt expuse

poluării, inundaţiilor, subsidenţei şi compactării, precum şi efectelor dispersiei fluviale a

apelor. O creştere a nivelului mării ar avea cele mai severe efecte asupra regiunilor

costiere joase, a plajelor şi terenurilor umede” (UNEP, 1990).

Mişcările eustatice cu caracter pozitiv pot fi cauza a trei factori: modificarea

formei şi a capacităţii volumetrice a bazinelor ca urmare a activităţii tectonice (tectono-

eustazie), sedimentării (sedimento-eustazie) şi ridicării apelor (hidro-eustazie);

schimbarea bilanţului geohidrologic sau a proporţiei apelor din bazinele oceanice,

comparativ cu cele continentale (glacio-eustazia, schimbările seculare ale volumelor de

apă subterană); schimbarea volumului total de apă prin aport vulcanic sau din pierderile

din timpul sedimentării (Fairbanks, 1989; Fairbridge, 1961; Kuenen, 1950).

Variaţiile de lungă durată ale nivelului oceanic sunt determinate de cauzele care

vizează domeniul marin şi cel continental (Broecker, 1989; Cronin, 1983). În domeniul

continental se disting: izostazia glaciară, izostazia eroziunii, mişcările tectonice şi

compactare. În domeniul oceanic se evidenţiază: tectonoeustatismul, glacioeustatismul,

sedimentoeustatismul, termoeustatismul, haloeustatismul, hidroizostazia şi deformările

geoidului (Paskoff, 1998).

Cuaternarul este cunoscut ca fiind un fragment de timp geologic în care s-au

manifestat glaciaţiile la nivel local şi regional (Gridan, Ţicleanu, 2006). Efectul

presiunii climatice asupra volumului apei marine rezultă din modificarea nivelului

oceanic, cu o magnitudine de 120±5 m în ultimii 18 000 ani (Fig. 60). Returul apei în

bazinele oceanice nu a fost canstant, dar s-a realizat prin adăugarea periodică a unor

volume considerabile de apă dulce, ridicând nivelul mării cu ritmuri de până la 44

cm/an, întrerupând productivitatea biologică şi structura termică a apelor de suprafaţă,

dar şi prin afectarea climei la nivel regional (Tooley, 2002).

Modificările climatice ale nivelului oceanic şi glacio-eustazia sunt variabilele

climatice cu cel mai mare impact asupra şelfurilor, ţărmurilor şi regiunilor costiere

(Ozer, Vita-Finizi, 1986) (Fig. 61, 62).

Volumul de gheaţă existent în calotele glaciare prezintă creşteri şi descreşteri

periodice ca urmare a schimbărilor climatic globale. Volumul calotelor glaciare din

Pleistocen atingea 71,3 mln.km3 (Flint, 1971), iar astăzi atinge doar 33 mln.km3.

Diferenţa de 38 mln.km3 de apă a dat naştere unei coborâri a nivelului oceanic cu 106 m.

Topirea calotelor din Antarctida şi Groenlanda poate determina o creştere a Oceanului

Planetar cu 60 m. Acest fenomen nu se poate produce deoarece o suprafaţa mai mare de

apă în stare lichidă va duce automat la răcirea climatului, şi implicit la stocarea apei în

gheţari.

110

Fig. 60 Trăsăturile morfohidrografice ale Golfului Delaware în ultimii 12 000 ani

după The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, 1982

111

Fig 61 Terase de abraziune marină în sudul peninsulei Labrador

Fig. 62 Variaţia nivelului relative al mării în ultimii 240 000 de ani

după Chappell and Shackleton, 1986

Rata actuală, de creştere a nivelului Oceanului Planetar, în ultimii 20 ani, este de

1 – 2 mm/an, cu oscilaţii de la o regiune la alta, în funcţie de factorii locali. În

112

perioadele glaciare nivelul mării coboară, iar în cele interglaciare se ridică. Se pare că

cele mai coborâte niveluri cuaternare au înregistrat valori de -200 m şi cele mai ridicate

de 100 – 120 m. Pentru Marea Neagră situaţia este oarecum diferită deoarece în

Cuaternar bazinul său a funcţionat separat de cel al întregului ocean. Cu aprox. 18 000

ani în urmă nivelul mării era mai coborât cu 80 – 100 m faţă de actual; cu 8 000 -9 000

ani în urmă ajunsese la -20m şi legătura cu Marea Mediterană s-a realizat cu aprox. 6

000 - 7 000 ani în urmă. Pentru ultima sută de ani se estimează valoarea de 2 mm/an

(Douglas, 1992; Peltier, Tushingham, 1989; Trupin, Wahr, 1990). Până în anul 2030

nivelul se poate ridica cu 18 cm, iar până în 2070 cu 44 cm (Roberts, 2002) (Fig. 63).

Fig. 63 Variaţia nivelului relative al mării în 5 areale ale Oceanului Planetar

după Clark, Primus, 1987

113

Tendinţa de creştere a nivelului Oceanului Planetar indică o valoare medie de

1,2 mm/an. Pentru Marea Neagră sunt valori diferenţiate (Winguth et al., 1997) (Tabel

13).

Tabel 13 Rata medie de creştere a nivelului Mării Negre

Nr. Staţia Rata medie

cm/an

Perioada

1 Odessa 0,566 1875-1974

2 Nikolaev 0,202 1916-1974

3 Sevastopol 0,084 1875-1974

4 Anapa 0,158 1923-1974

5 Novorossijisk 0,225 1923-1974

6 Gelendjik -0,290 1977-1996

7 Tuapse 0,129 1917-1974

0,183 1977-1996

8 Sukhumi 0,182 1926-1974

9 Poti 0,646 1874-1974

10 Batumi 0,083 1882-1974

Mai recent au fost aduse argumente în schimbarea aspectului evolutiv al

nivelului marin (Demirbag et al., 1999). În 1998 Walter Pitman şi William Ryan, doi

geologi americani, emiteau ipoteza căreia scrierile biblice asupra „potopului” au avut la

origine un cataclism natural adevărat. Ca urmare a unei brutale inundaţii aşezările de pe

ţărmul Mării Negre au fost complet distruse. În acest caz lacul cu apă dulce al Mării

Negre s-a transformat într-o cuvetă salină. Ideea este mai veche, fiind amintită şi de

Strabon.

Analiza sedimentelor şi faunei cochilifere duce la concluzia că inundaţia

„potopului” s-a produs cu aprox. 7 500 ani în urmă, când linia ţărmului vechiului lac cu

apă dulce se găsea la 150 m sub suprafaţa actuală. În anul 1999 Robert Ballard a

efectuat cercetări în sectorul Sinop pentru a verifica teoria amintită. Cu ajutorul unui

sonar a putut determina ţărmul exact în locul indicat. Cochiliile analizate au confirmat

ipotaza. Cu aprox. 12 000 ani în urmă topirea gheţarilor a determinat o ridicare generală

a nivelului oceanic. Potrivit ipotezei Ryan-Pitman (Ryan et al., 1997), Marea Marmara a

deschis o breşă în valea Bosforului şi apa sărată a acesteia s-a deversat în apa dulce a

Mării Negre formând două strate: unul superior, salmastru; altul inferior, sărat, privat de

oxigen şi viaţă. Prelevate de pe fundul Mării Negre, eşantioanele sedimentare arată o

brutală schimbare de culoare. Sedimentele deschise la culoare aparţin apelor dulci, iar

cele închise, apelor sărate. Între acestea se interpune un strat de tranziţie care

corespunde „potopului”. Datele cu C14 confirmă că resturile cochilifere vechi aparţin

114

apelor dulci, iar cele recente, apelor sărate (Lison, 2001). Cel mai ridicat nivel al Mării

Negre nu a depăşit valoarea de 3 m (Bondar, Chirică, 1998; Ştefan, Romanescu, 2011).

Fig. 64 Polder pe „litoralul” Olandei

Fig. 65 Amenajare litorală pentru amplasarea unei aşezări din Olanda

115

Se pare că în ultimii 100 de ani nivelul Oceanului Planetar s-a ridicat cu aprox.

0,5 - 3,0 mm/an (Warrick, Oerlemans, 1990) (Fig. 64, 65). Pentru perioada 1880-1986,

la 155 staţii mareice, s-a stabilit un ritm mediu de 1,15 mm/an, dar cu o accelerare

aparentă din anul 1910 (1,7 mm/an) (Barnett, 1991). Alţi savanţi (Pirazzoli, 1989) aduc

argumente în favoarea unei creşteri mult mai lente a nivelului oceanic, situat la valori

cuprinse între 0,4-0,6 mm/an.

Fig. 66 Topirea gheţarilor alaskieni şi creşterea nivelului Oceanului Planetar

Pentru următoarea perioadă s-au elaborat mai multe scenarii de creştere a

nivelului marin, care au la bază creşterea gazelor active din atmosferă (CO2, CH4, CFC,

H2O, N2O) şi schimbarea temperaturii. Sunt estimate creşteri de nivel de 56,2 cm până

în anul 2100 (variantă optimistă) şi 345 cm (variantă pesimistă), adică un ritm anual de

creştere cuprins între 4,8 - 29,7 mm (Hoffman, 1984). Tot pentru aceeaşi perioadă au

fost estimate şi creşteri cuprinse între 31 – 110 cm (Warrick, Oerlemans, 1990), adică un

ritm anual de 2,8 – 10 mm. Trebuie specificat faptul că ambele estimări ignoră impactul

repartiţiei densităţii materiei terestre în cazul unei noi topografii a geoidului (Tooley,

2002).

Topirea parţială a gheţarilor din Groenlanda şi Antarctida ar elibera un volum de

apă care poate ridica nivelul marin cu aprox. 100 cm (Clark, Primus, 1987) (Fig. 66).

Dacă gheţurile din Antarctida s-ar topi parţial, nivelul Oceanului Planetar ar putea creşte

116

cu 111,3 cm în estuarul Tamisa şi cu 120 cm în lungul coastelor japoneze. În acelaşi

timp, datorită pierderilor masei de gheaţă, s-ar produce o coborâre a nivelului marin cu

210,8 cm în jurul coastei Filchner-Ronne din Antarctida.

Fig. 67 Nivelul maxim al mareei în Marea Nordului (stânga) şi suprafaţa topografică,

mai joasă, a unui polder din Olanda (dreapta)

Diferenţele amintite, la care se adaugă factorii locali, implică un maxim de

atenţie în stabilirea impacturilor punctuale, mai ales în zonele costiere joase (estuare,

delte, câmpii litorale, cordoane litorale, poldere etc.) (Tolmazin, 1985). Întreţinerea

digurile în arealele în care creşterea nivelului este accelerată se face anevoios şi este

extreme de costisitoare. Succesiunea polderelor din lungul litoralului asigură o

stabilitate mai mare la riscul inundaţiilor (Ozer, 1994) (Fig. 67).

Pentru nord-vestul Angliei s-a demonstrat că ritmurile de creştere al nivelului

mării, asociate cu topirea catastrofală a calotei glaciare laurenţiene de acum 7 800 ani,

au variat între limitele de 34 - 44 mm/an. Creşterea din vestul coastei Laurenţiene a fost

mai mare sau egală cu 7,3 m între 70 - 360 ani (1 abatere standard) sau de 505 ani (2

abateri standard) (Tooley, 1989). Se stabileşte un ritm de ridicare şi coborâre a nivelului

marin între 10 - 39 mm/an.

117

Fig. 68 Succesiune de poldere în golful Aiguillon (Franţa)

după Verger, 1968

Ridicarea nivelului marin din Bahamas, în ultimul maxim glaciar, s-a efectuat

sub forma unor evenimente succesive: 42 mm/an cu aprox. 12 000 ani în urmă şi 28

mm/an cu aprox. 9 500 ani în urmă. Ritmurile ridicate sunt coroborate cu vârful

ritmurilor de aport din calota glaciară a Americii de Nord, care se ridică la valori

cuprinse între 14 000 – 9 500 km3/an.

Modelele expansiunii termice, pentru un echivalent de creştere a temperaturii cu

30-50C, până în anul 2050, ca urmare a dublării cantităţii de dioxid de carbon atmosferic,

ar determina o creştere a nivelului Oceanului Planetar cu aprox. 51 cm (Spencer, 2002).

Cu toate acestea, ritmul de reacţie este relativ lent şi modelele recente au sugerat o

contribuţie a efectului termic la creşterea nivelului marin de 7 – 14 cm, cu o estimare

optimă de 10 cm până în 2030 (Wigley, Raper, 1987).

Cele mai pesimiste estimări indică o creştere a nivelului mării, până în anul

2100, de 345 – 367 cm (Hoffman et al., 1983, 1986). Dacă se iau în calcul şi efectele

sporirii ritmului de topire a gheţii, se ajunge la o prognoză de creştere totală a nivelului

oceanic de 9 – 29 cm, cu o estimare optimă de 18 cm până în anul 2030 (Warrick,

Oerlemans, 1990). Creşterea de 44cm este aşteptată până în anul 2070 şi de 66 cm până

în anul 2100.

Mişcarea epirogenetică pozitivă, determinată de topirea gheţarilor, mai ales în

Labrador, Scandinavia, Ţara de Foc etc. a dus la ridicarea continuă a plajelor. Efectele

repartiţiei materiei terestre în crustă şi manta impun ridicări sau coborâri diferite ale

118

nivelului marin. În urma acestor manifestări topografia geoidului se va modifica.

Efectele locale se vor răsfrânge în modificarea amplitudinii mareice, schimbarea

direcţiei şi intensităţii curenţilor, capacităţii de deplasare a materialului solid,

modificarea incidenţei valurilor la nivel de ţărm etc.

Efectele produse de oscilaţiile nivelului oceanic pot fi: inundarea terenurilor

joase, eroziunea falezelor şi plajelor, creşterea nivelului apelor interioare, intruziunea

apelor sărate în cele de suprafaţă şi acvifere, intensificarea pagubelor determinate de

furtuni şi inundaţii etc. (Haboubi, 2008).

Cele mai multe terenuri joase litorale europene au fost îndiguite şi transformate

în poldere. Din acest punct de vedere Olanda şi Belgia au tradiţii milenare. Mai mult de

38% din suprafaţa Olandei se află sub nivelul general al mării şi la o simplă rupere a

digurilor se pot produce adevărate catastrofe.

Digurile care închid polderele, conform poziţiei geografice, sunt de mai multe

feluri: de mare, de front de mare, adormite şi ruinate (deteriorate) (Fig. 68).

Digurile de mare sunt în contact direct cu apa oceanului sau cu mareea

estuariană. Digurile din lungul gurii de vărsare a unui curs de apă, unde se desfăşoară

mareea, sunt cunoscute sub numele de front de mare. Digurile de mare care au pierdut

contactul cu apele oceanului, ca urmare a noilor îndiguiri, au actualmente o poziţie

interioară şi se numesc de retragere (adormite). Digurile ruinate (deteriorate) sunt

secţionate de breşe şi nu mai au rol protector (Verger, 2011).

Cu toate măsurile de prevedere care au fost luate pentru a conserva digurile se

pot petrece şi accidente care nu pot fi luate în calcul. O asemenea tragedie s-a petrecut în

noaptea de 27-28 februarie 2010 în polderele Vandee din Franţa. Inundaţia catastrofală

s-a produs în condiţiile unui cumul de factori care se pot petrece odată la 1 000 de anis

au mai mult. Coeficientul mareic din acea noapte a fost de 102 (valoare care poate fi

depăşită de 7% din mare). În acest caz nivelul marin a fost ridicat şi ca urmare a

viitoarei mare, cu nivel extreme de ridicat. Nivelul mareei de ape vii s-a ridicat cu 3 m

peste zero IGN 1969 de la La Rochelle-La Pallice. În acelaşi timp s-a format o

depresiune barometrică cu intensitate maximă, care a cauzat ridicarea nivelului marin cu

40-50 cm, la o presiune de 963-973 hectopascali (seişe). Această depresiune a angajat

un vânt violent de 140 km/h care a format valuri de mari dimensiuni (Furtuna Xynthia).

Valurile au trecut peste diguri şi au reuşit să le secţioneze. Aproape toate digurile au fost

acoperite de ape şi vapoarele nu au mai găsit traseul iniţial, eşuând. Au fost rupte şi

unele diguri adormite, mai vechi.

Apele marine au căzut cu viteză mare pe reversal digurilor şi au creat o breşă

care se adâncea continuu. Din acest motiv, chiar şi la nivel mai scăzut al apelor, se

producea eroziunea şi continua pătrunderea apelor marine. Furtuna Xynthia a inundat

cvasitotalitatea polderelor construite încă de la sfârşitul secolului XVIII din mlaştinile

Poitevin.

119

Pierderile provocate agriculturii sunt extreme de mari. Sarea rămasă în loc, după

retragerea apelor, face ca o mare parte din teritoriu să fie scos din circuitul agricol mulţi

ani. Productivitatea este redusă şi se încearcă amendamente cu gips.

Măsura atenuării unor astfel de fenomene poate fi dată de construirea polderelor

de vară. Acestea se ridică în faţa digurilor de mare şi presupune doar utilizarea pastoral.

În cazul unui surplus de apă vor prelua o parte din volum şi atenuează impactul valurilor

cu digurile principale (Verger, 2011).

Eneriga mareomotrică se poate utiliza pentru obţinerea curentului electric, fiind

practic inepuizabilă şi totodată colosală. Prima centrală mareomotrică a fost construită

în Franţa, La Rance, în 1960, şi are o putere instalată de 50 - 100 MW (Fig. 69). Alte

centrale mareomotrice funcţionează la Kislaya Cuba (Rusia), cu doar 1-2 MW, Xiamen

(China) cu 3 MW, Annapolis (Canada) cu 2 MW. Uzine aflate în stadiul de proiect:

Fundy Bay (Canada) cu 3 000 – 5 000 MW, Severn (Anglia) cu 1 200 – 4 000 MW,

Strangford Lough (Irlanda de Nord), Collier Bay (Australia) etc.

Fig. 69 Distribuţia amplitudinii mareelor la ape vii (m) şi localizarea principalelor uzine

mareomotrice după Carter, 1988

120

Toate zonele litorale unde amplitudinea mareei depăşeşte 3m pot fi utilizate

pentru obţinerea energiei electrice în condiţii actuale de rentabilitate (Fig. 69). Litoralul

Terrei dispune de un potenţial energetic mareomotric de 1012 W (Pirazzoli, 1993).

Variaţiile nivelului mării şi al mareelor din Marea Neagră

Nivelul Mării Negre este influenţat de acţiunea oscilaţiilor determinate de flux-

reflux şi seişe, dar şi de debitul apelor râurilor.

Oscilaţiile de tip mareic sunt semidiurne şi neregulate, cu perioade de 12h25’,

amplitudine medie 7,7 cm, amplitudine maximă 11,7 cm (Şelariu, 1997). Efectul

mareelor din bazinul Mării Negre este foarte redus (Bondar, 2007) (Fig. 70).

Fig. 70 Maree de lună plină în portul Constanţa

după Bondar, 1963b

Oscilaţiile de flux-reflux (mareice) nu sunt constante în toate zonele mării şi în

toate perioadele anului. În regiunile cu ape mici ale mării, în golfuri şi băi, fluxul şi

refluxul se formează sub acţiunea vântului orientat perpendicular pe linia ţărmului (Fig.

71). La ţărmurile cu ape adânci, din contră, refluxurile maxime sunt generate de

vânturile orientate paralel cu linia coastei.

În partea de V a mării scăderea nivelului (refluxul) este provocată de vânturile

din NE şi ENE, iar în partea de NV de vânturile din SE. În aceste regiuni ale mării cele

mai puternice refluxuri sunt provocate de vânturile din NV şi VNV. Oscilaţiile de flux-

reflux, deosebit de mari, se observă în regiunile de V şi NV ale Mării Negre, în perioada

octombrie-februarie. Mărimea lor depăşeşte 0,5 m, iar în zonele cu apă mică pot depăşi

121

1,5 m. Creşteri ale nivelului mării (fluxuri) de până la 4 m se observă foarte rar în Marea

Neagră şi pot fi determinate de efecte combinate: seişe, valuri, maree etc.

Pe litoralul Peninsulei Crimeea oscilaţiile de flux-reflux depăşesc 0,2 m, iar pe

litoralul caucazian mărimea acestora este, de obicei, între 0,2 - 0,3 m. Aici, vânturile din

aceeaşi direcţie, pot să provoace atât fluxuri cât şi refluxuri, în funcţie de particularităţile

locale ale litoralului.

Mareea din Marea Neagră are amplitudini cuprinse între 10.5-14,8 cm şi trece

neobservată ca urmare a faptului că este acoperită de nivelurile datorate vântului sau

presiunii atmosferice (Cărbune, 2005). Mareea de la Constanţa este semidiurnă

neregulată. Pentru Marea Neagră mareele prezintă mai mult un interes ştiinţific şi mai

puţin practic (Fig. 72).

a.15 km/oră; b.20-25 km/oră

Fig. 71 Ridicarea nivelului marin în urma vânturilor puternice cu durată îndelungată

(Veneţia) după Pirazzoli, 1993

122

Seişele constituie cea mai răspândită formă a oscilaţiilor de nivel din Marea

Neagră. Durata seişelor este de câteva minute până la 2 ore, iar mărimea oscilaţiilor de

nivel, generate de acestea, este, de obicei, de 0,4 - 0,5 m. Seişele pot lua naştere pe

neaşteptate şi se pot atenua tot atât de repede. Se pot menţine însă şi câteva zile.

Oscilaţiile sezoniere ale nivelului Mării Negre se observă cel mai bine în zonele

cu aport mare de debit continental (Korotaev et al., 2001). Mărimea acestor oscilaţii nu

depăşeşte, de obicei, 0,4 m. Scăderea nivelului se înregistrează în perioada octombrie-

noiembrie (în unele rregiuni în ianuarie-februarie), iar creşterea în mai-iulie.

Fig. 72 Variaţia nivelului Mării Negre în portul Constanţa (perioada 1933-1980)

după Bondar, 1989

De la an la an nivelul Mării Negre se modifică ca urmare a creşterii generale a

Oceanului Planetar. Oscilaţiile nivelului Mării Negre datorate mareelor sunt mici şi nu

depăşesc 0,1 m.

Pe data de 28 decembrie 1960, la trecerea bruscă a unui centru baric

depresionar, s-a format o seişă care a ridicat nivelul mării din dreptul gurii Sulina la

peste 2 m (Bondar, 1963).

Creşterea nivelului marin, în cazul seişelor, se face fără naşterea la ţărm a unui

lucru mecanic (calmul este starea generală a mării) (Romanescu, 2003b,c, 2005).

123

Oscilaţiile seculare înregistrează valori cuprinse între 1 - 2,3 mm/an, cu mici

diferenţe între sectoarele nordice ale bazinului şi cele sudice. În dreptul litoralului

românesc se înregistrează valori medii de 1 mm/an, iar pe litoralul nordic de până la 2,3

mm/an (Fig. 73).

Pe plan mondial situaţia este oarecum diferită. Există situaţii în care creşterea

medie a nivelului marin este de 5,9 mm/an (Mexic), dar şi areale de ridicare a scoarţei

de până la 5,7 mm/an (Scandinavia).

Cifrele de deasupra indică valori medii; Cifrele de dedesubt indică numărul staţiilor utilizate.

Fig. 73 Tendinţa variaţiei de lungă durată a nivelului relativ al mării după Pirazzoli, 1993

Creşterea continuă a nivelului oceanic din actuala perioadă interglaciară

determină o migrare a litoralului în interiorul uscatului. În acest caz se pune acut

problema protecţiei coastelor afectate de eroziune. Cele mai multe din aşezările

dezvoltate la limita litoralului actual trebuie să-şi schimbe locaţia sau să caute măsurile

se stabilizare a ţărmurilor. După construirea digurilor de apărare şi stabilizarea relativă a

coastelor se poate asista la pătrunderea subterană a apelor marine în vatra aşezării şi la

apariţia unei diferenţe de nivel între topografia uscatului şi nivelul marin. Toate aceste

modificări implică alte măsuri şi implicit alte cheltuieli (Fig. 74).

124

A.Stare originală; B.Construirea unei case; C.Erodarea parţială a avandunei şi construirea unui

dig de apărare; D.Momentul apariţiei valurilor la digurile de apărare şi întărirea acestuia.

Fig. 74 Efectul construirii digurilor de apărare pe linia ţărmului după Paskoff, 1998

125

CAPITOLUL VII CLASIFICAREA ŞI RĂSPÂNDIREA MĂRILOR

Marea este un bazin acvatic, component al Oceanului Planetar, situat, de regulă,

la periferia acestuia. De obicei, marea se află sub influenţa condiţiilor locale ale maselor

continentale care le înconjoară sau a zonelor oceanice cu care intră în legătură.

Unele mări sunt dezvoltate doar pe platforma continentală: Marea Nordului,

Marea Mânecii etc. În cadrul unor mări pot lipsi complet zonele abisale, ţărmurile pot fi

limitate de un singur continent, de o zonă continentală unitară sau de insule.

Comunicarea cu oceanul poate fi largă sau limitată de existenţa unor praguri.

Toate mările Terrei ocupă o suprafaţă totală de 74 800 000 km2, adică 20% din

suprafaţa acvatică. Oceanului Pacific îi aparţin 32 800 000 km2, Oceanului Atlantic 18

480 000 km2, Oceanului Indian 13 210 000 km2 şi Oceanului Arctic 10 310 000 km2.

Pentru clasificarea mărilor s-au avut în vedere mai multe criterii: aşezarea

geografică, temperatură, salinitate, geneză, caracter hidrologic etc.

După aşezarea geografică

-Mări mărginaşe (bordiere) – situate la marginea bazinelor oceanice, cu care

comunică prin strâmtori largi şi adânci: Marea Chinei de Est, Marea Nordului, Marea

Japoniei etc.

-Mări continentale – pătrund adânc în continent şi comunică cu oceanul printr-o

strâmtoare îngustă şi cu adâncimi reduse: Marea Neagră, Marea Mediterană, Marea

Baltică etc.

-Mări închise – nu comunică direct cu Oceanul Planetar şi pot intra în categoria

lacurilor de mari dimensiuni: Marea Caspică, Marea Aral.

După criteriul aşezării geografice şi particularităţile regimului hidrologic

(Kalesnik, 1959):

-Mări interioare – sunt înconjurate aproape din toate părţile de uscat şi comunică

cu Oceanul Planetar prin intermediul uneia sau mai multor strâmtori: Marea Neagră,

Marea Albă, Marea Baltică, Marea Azov, Marea Marmara etc.

-Mări semiînchise – sunt mărginite parţial de continente şi despărţite de Oceanul

Planetar printr-un şir de insule sau peninsule: Golful Mexic, Marea Caraibilor, Marea

Galbenă, Marea Nordului, Marea Bering etc.

-Mări deschise – sunt situate la marginea continentelor şi comunică printr-o

largă deschidere cu Oceanul Planetar: Marea Laptev, Marea Kara, Marea Barents etc.

După criteriul aşezării geografice, al temperaturii şi adâncimii (Vallaux, 1933):

-Mări care îngheaţă – sunt aşezate la latitudini mari şi au suprafaţa acoperită cu

gheaţă în cea mai mare parte a anului: Marea Bellingshausen, Marea Ross, Marea Kara,

Marea Albă, Marea Barents, Marea Beaufort etc.

-Mări ale ghirlandelor insulare – sunt cprinse între ţărmul Asiei şi arhipelagul

desfăşurat între insulele Aleutine şi Java. Comunică cu Oceanul Planetar prin numeroase

strâmtori.

126

-Mări Mediterane – sunt aşezate între două continente şi marechează liniile de

cea mai mare instabilitate a Terrei: Marea Mediterană Ecuatorială sau Marea Australo-

Asiatică (Marea Timor, Marea Arafura, Marea Banda, Marea Djawa, Marea Sulawesi);

Marea Mediterană Tropicală sau Marea Americană (Golful Mexic, Marea Caraibilor);

Marea Mediterană a Deşerturilor (Marea Roşie); Marea Mediterană Temperată Caldă

sau Marea Mediterană Europeană, cuprinsă între Europa, Africa şi Asia. Ca tip aparte se

mai poate aminti şi Marea Mediterană Nordică (Oceanul Îngheţat sau Arctic).

-Mări de mică adâncime – se găsesc, de obicei, pe platforma continentală şi

ocupă suprafeţe reduse.

După criteriul hidrologic (Guilcher, 1965):

-Mări mărginaşe – au aspectul unor golfuri şi nu sunt separate prin nici un

obstacol de restul oceanului: Marea Bering, Marea Nordului, Marea Mânecii etc.

-Mări care comunică larg, la suprafaţă, cu oceanul – prezintă praguri de

adâncime: Marea Mediterană Americană.

-Mări continentale – sunt separate de Oceanul Planetar prin strâmtori. Prezintă

un bilanţ hidrologic pozitiv: Marea Neagră, Marea Japoniei, Marea Baltică etc.

-Mări continentale – sunt separate de Oceanul Planetar prin strâmtori. Prezintă

un bilanţ hidrologic deficitar: Golful Persic, Marea Roşie, Marea Mediterană Europeană.

După geneză

-Mări epicontinentale – sunt situate pe platforma continentală. Au luat naştere în

urma transgresiunii apelor marine şi prezintă adâncimi reduse: Marea Mânecii, Marea

Galbenă, Marea Ciukotsk, Marea Albă, Marea Baltică etc.

-Mări tectonice – au luat naştere în urma prăbuşirii unor porţiuni de uscat şi

prezintă adâncimi mari: Marea Caraibilor, Marea Mediterană Europeană, Marea Roşie

etc.

După temperatură

-Mări polare – cu temperaturi ale apei la suprafaţă care nu depăşesc 50C: Marea

Weddel, Marea Ross, Marea Beaufort, Marea Laprev, Marea Kara etc.

-Mări subpolare – cu temperaturi la suprafaţă mai mici de 100C: Marea

Labradorului, Marea Bering, Marea Ohotsk etc.

-Mări temperate reci – cu temperaturi la suprafaţă care nu depăşesc 180C: Marea

Tasman, Marea Baltică, Marea Nordului, Marea Norvegiei etc.

-Mări temperate calde – cu temperaturi la suprafaţă de 230C (pe timpul verii

chiar mai mult 25 - 270C): Marea Neagră, Marea Galbenă, Marea Japoniei, Marea

Mediterană Europeană etc.

-Mări intertropicale – cu temperaturi la suprafaţă mai mari de 230C (frecvent

între 20 - 300C): Marea Mediterană Asiatică, Marea Caraibilor, Marea Chinei de Sud,

Marea Arabiei, Marea Roşie etc.

Mările Terrei aparţin celor patru oceane, cele mai multe deţinându-le Pacificul

(Tabel 14).

127

Tabel 14 Principalele mări ale Oceanului Planetar Oceanul Marea Suprafaţa

km2

Adâncimea

medie

m

Adâncimea

maximă

m

Volum

km3

Pacific Bering 2315000 1640 4420 3683000

Ohotsk 1592000 859 3657 1375000

Japoniei 978000 1752 4036 1713000

Galbenă

(Huang Hai)

417000 40 106 17000

Chinei de Est

(Dong Hai)

752000 349 2717 263000

Chinei de Sud

(Nan Hai)

3447000 1140 5420 3928000

Sulu 348000 1591 5119 553000

Sulawesi 435000 3645 8547 1586000

Java 480000 45 89 20000

Banda 695000 3084 7360 2129000

Sawu 105000 1701 3470 178000

Seram 160000 1880 3063 205000

Maluku 291000 1902 4180 554000

Flores 121000 1829 5140 222000

Bali 45000 220 1590 49000

Solomon 720000 5012 9142 1400000

Filipinelor 5500000 5860 11516 16650000

Coralilor 4791000 2394 9142 11470000

Halmahera 47000 1105 2039 77000

Fiji 2600000 3250 6638 6250000

Arafura 1037000 197 3680 204000

Tasman 3150000 2657 5943 7850000

Timor 450000 420 3310 195000

Noua Guinee 350000 1320 2609 60000

Roosvelt - - - -

Ross - - - -

Bellingshausen - - - -

Amundsen - - - -

Golful Alaska 1327000 2431 5659 3226000

Golful Californiei 117000 818 3127 145000

Atlantic Baltică 414000 86 459 33000

Nordului 575000 94 453 54000

Mediterană 2505000 1498 5121 3754000

Marmara 11000 357 1355 4000

Neagră 413488 1271 2245 537000

Azov 38000 9 13 0,3

Mânecii 75000 86 172 5400

Golful Mexic 1540000 1512 4023 2332000

Caraibilor 2745000 2491 7680 6860000

Irlandei 103000 102 272 9500

128

Labradorului 1070000 1102 3809 1250000

Scoţiei (Antilele

de Sud)

- - - -

Weddell 2890000 1060 8268 3500000

Indian Roşie 450000 491 2635 251000

Arabiei 3683000 2734 5203 10700000

Golful Persic 239000 40 104 10000

Golful Bengal 2172000 2586 5258 5616000

Andaman 602000 1096 4171 660000

Arctic Greonlandei 1205000 1444 4846 1740000

Norvegiei 1385000 1742 3860 2408000

Barents 1438000 186 600 322000

Albă 90000 49 330 4400

Kara 893000 118 620 104000

Laptev 672000 519 2980 338000

Siberiei Orientale 926100 66 155 60700

Ciukcilor 589600 88 160 45400

Beaufort 476000 1004 4683 478000

Baffin 689000 881 2136 593000

Golful Hudson 819000 112 274 92000

129

CAPITOLUL VIII FLORA ŞI FAUNA MĂRII NEGRE

Din punct de vedere biologic domeniul marin este împărţit în două mari

diviziuni:

- domeniul bentic (bentosul), care grupează totalitatea organismelor legate intim

de fundul mării, fie că sunt fixate pe el sau traiesc în el, fie că se târăsc sau înoată în

imediat lui apropiere. Plantele care trăiesc în astfel de condiţii alcătuiesc fitobentosul,

iar organismele animale reprezintă zoobentosul;

- domeniul pelagic (pelagosul), care cuprinde doar acele vietăţi ce trăiesc în apă

fără nici o legătură cu fundul mării. Dintre acestea, cele care plutesc liber în apă sau au

slabe mişcări de deplasare şi nu pot opune rezistenţă valurilor şi curenţilor, formează

planctonul, în timp ce restul înoată şi sunt capabile să înfrunte forţa mişcărilor apei

marine, formând nectonul.

Planctonul este alcatuit din totalitatea organismelor care trăiesc plutind pasiv în

masa apei. Este grupat în două categorii: fitoplanctonul şi zooplanctonul.

În Marea Neagră plantele sunt reprezentate prin 304 specii de alge macrofite,

majoritatea alge roşii, la care se adaugă algele brune şi cele verzi. Fanerogamele sunt

reprezentate de cinci specii (Antipa, 1941; Godeanu,1995).

Animalele sunt reprezentate de majoritatea grupelor de nevertebrate, cu un

număr total de 1 750 de specii. Dintre vertebrate sunt prezenţi peştii, păsările şi

mamiferele marine, cu un total de 164 specii (Godeanu,1995).

Fitoplanctonul din Marea Neagră este format, în cea mai mare parte, din

diatomee (algele galben-verzui - 136 de specii, ceea ce reprezintă aprox. 80% din

componenţa fitoplanctonului), după care urmează dinoflagelatele (aprox. 17%),

cyanophiceele, chlorophiceele (algele verzi), silicoflagelatele, în total 269 specii de alge.

Cele mai frecvente specii de diatomee aparţin genurilor Chaetours şi Coscinoides.

Zooplanctonul este format din 70 de specii, majoritatea titinide, rotiferi şi

copepode care predomină, precum şi din cladoceri, meduze şi chetognate. Numărul de

specii care formează zooplanctonul este surprinzător de mic, în comparaţie cu cel din

Marea Mediterană. Interesant este planctonul stenoterm, adaptat la temperaturi coborâte.

Iarna şi primăvara este prezent în apele superficiale, iar vara coboară în stratul

intermediar rece.

Nectonul este format din peşti planctofagi: hamsia, stavridul mic, chefalul,

scrumbia albastră; peşti răpitori (pălămida, lufarul, stavridul mare); peşti bentofagi

(limba de mare, cambula, calcanul şi sturionii în primele stadii).

Bentosul este format din 1 790 specii, majoritatea dintre polichete, nematode,

moluşte, crustacei, briozoare, echinoderme, tunicate, care formează biocenoze variate

până la adâncimea de aproape 200 m (Băcescu et al., 1971).

Peştii sunt reprezentaţi prin 3 specii din clasa Chondrichthyes şi 164 specii din

clasa Osteichthyes.

130

Clasa Chondrichthyes este reprezentată de rechin, vulpea de mare şi pisica de

mare. Rechinul este mai răspândit decât se crede, populând cu precădere apele costire şi

mai adânci (până la 80 – 100 m), apropiindu-se frecvent de ţărm.

Cele mai cunoscute, prin valoarea lor economică, sunt speciile migratoare

anadrome: pălămida, lufarul, stavridul mare, stavridul mic, chefalul, scrumbia albastră,

hamsia. În larg apar, dar sunt pe cale de dispariţie, tonul şi peştele spadă.

Guvizii, blenidele şi labridele, peştii neritici etc. trăiesc în regiunile cu fund

pietros, iar limba de mare, cambula, calcanul, aterina, sturionii etc. în zonele cu fund

nisipos.

Sturionii (ordinul Acipenseriformes) sunt peşti cu scheletul cartilaginos-osos,

prezenţi în apele costiere ale Mării Negre, de unde pătrund pe fluvii în perioada

reproducerii (Fig. 75). Cele patru specii prezente sunt: morunul, nisetrul, cega şi

păstruga. Prezintă o valoare economică deosebită, atât pentru carnea gustoasă, cât şi

pentru icrele negre (caviar). În prezent populaţiile acestor specii sunt din ce în ce mai

reduse cantitativ din cauza pescuitului intensiv şi a degradării biocenozelor bentale în

care trăiesc.

Fig. 75 Morun cu icre în perioada 1914-1915

după Antipa, 1916

Un peşte care apare temporar în apele Mării Negre este anghila. Se reproduce în

Marea Sargaselor din Oceanul Atlantic. Larvele şi alevinii sunt transportaţi de Curentul

131

Golfului şi Deriva Nord-Atlantică timp de 2 - 3 ani, ajungând în largul Strâmtorii

Gibraltar. Anghilele tinere (civelele) trec prin Strâmtoarea Gibraltar, în Marea

Mediterană, intrând pe râurile care se varsă în aceasta. O parte ajunge în Marea Neagră,

prin Marea Egee şi Marea Marmara, unde staţionează o perioadă de timp în apele

litorale. De aici pătrund pe Dunăre până în bazinul superior, inclusiv pe râurile din

România, unde rămân timp de 10 - 15 ani, până la maturitatea sexuală, când încearcă să

refacă drumul înapoi până în Marea Sargaselor pentru a depune icrele. Majoritatea mor

în Marea Mediterană şi în apele atlantice din faţa Strâmtorii Gibraltar. Populaţia va fi

refăcută pe seama anghilelor care au migrat pe râurile americane şi care revin, în

condiţii bune, în Marea Sargaselor.

Păsările tipic marine sunt puţine şi apar accidental în spaţiul Mării Negre. Aşa

este furtunarul, observat deasupra apelor litorale şi în larg, mai ales în timpul migraţiilor

pre sau post-nupţiale. Păsările de ţărmuri marine precum pescăruşul, albatrosul,

rândunica de mare etc. sunt mult mai numeroase, având însă o arie de activitate foarte

ridicată în apele interioare, pătrunzând la distanţe mari de ţărm.

Mamiferele sunt reprezentate prin două specii de delfin, focă şi marsuin.

Delfinul comun are un areal circum-euxinic, populând apele platformei

continentale. Frecvenţa maximă se înregistrează în apele Crimeei, Bulgariei şi Turciei.

Apare sporadic şi pe alte coaste. Efectivele din apele româneşti au fost evaluate la 600-

800 indivizi.

Delfinul cu bot gros populează cea mai mare parte a apelor Mării Negre, dar în

special largul coastelor Crimeei, Caucazului şi Anatoliei.

Foca mediteraneenă populează apele coastelor stâncoase până la 50 m

adâncime. Foca mediteraneenă era frecventă pe litoralul Anatoliei şi Crimeei, apărând

sporadic în apele Bulgariei şi României. În prezent populţia din Marea Neagră se află în

declin şi este strict protejată, trăind, cu precădere, în dreptul Capului Kaliakra din

Bulgaria.

Marsuinul, sau porcul de mare, populează apele litorale circum-euxinice,

pătrunzănd în Marea Azov, în marile lagune şi chiar pe gurile fluviilor.

Viitorul omenirii stă în rezerva de hrană pe care o poate oferi Oceanul Planetar.

Pentru moment, cea mai importantă resursă o reprezintă peştele. Cantităţile exploatate

depăşesc 100 mln.t/an şi ele se pot extinde până la un maxim de 200 mln.t/an.

Cele mai importante zone de pescuit corespund fenomenelor de upwelling sau

de întâlnire a curenţilor calzi cu cei reci: largul Labradorului, largul Japoniei, coastele

vestice ale Americii de Sud, largul Namibiei şi Mauritaniei etc. (Fig. 76, 77). În cazul

upwellingului apele de adâncime, mai reci, mai sărate şi încărcate cu substanţe bentice,

urcă spre suprafaţă. Apele de suprafaţă, mai calde, sunt îndreptate spre larg. În locul lor

vin apele de fund. Organismele euriterme şi eiurihaline rezistă unui ecart mare de

temperatură şi salinitate. Organismele stenoterme şi stenohaline mor subit şi celelalte

132

animale se hrănesc cu cele deja moarte. În acest fel se explică abundenţa speciilor şi

calitatea acestora. Fenomenul este asemănător şi pentru curenţii calzi şi cei reci.

Fig. 76 Ridicarea apelor de adâncime în cazul fenomenului de upwelling

Producţiile cele mai mari sunt obţinute de Japonia (19 824 mii t/an), Peru (11

758 mii t/an), Filipine (11 526 mii t/an), Norvegia (8 907 mii t/an), Australia (6 059 mii

t/an) etc. (Fig. 77).

Fig. 77 Producţia mondială de peşte maritim la nivelul anului 2007 (mii tone)

după FAO, 2007

133

În anul în care se manifestă El Nino, apare fenomenul de down-welling, când

apele de suprafaţă se scufundă la nivelul litoralului. În acest caz scade vertiginos

producţia de peşte şi Peru moare de foame. Fenomenul este în legătură cu exploziile

solare, care se repetă la 11-13 ani (Fig. 78).

Fig. 78 Instalarea fenomenului El Nino şi dispariţia upwellingului din domeniul litoral

Turismul culinar ,pe bază de peşte şi fructe de mare, a luat o amploare deosebită

în ultimii ani. Din acest punct de vedere infrastructura restaurantelor de lux s-a dezvoltat

în ţări care se află pe calea dezvoltării economice: insulele din Marea Caraibilor, sud-

estul Asiei etc.

Tot acest turism a facilitat şi dezvoltarea mareculturii, mai ales a ostreiculturii,

în ţările lipsite de atracţii turistice naturale sau culturale: Japonia, Norvegia, Malta etc.

În majoritatea ţările mediteraneene acest mode de creştere a organismelor marine are o

veche tradiţie: Italia, Franţa, Grecia etc. (Fig. 79, 80).

134

Fig. 79 Crescătorie de peşte în oraşul roman Torre Valdalia (Civitavechia). Actualmente

este parţial submersă după Schmeidt, 1981 citat de Pirazzoli, 1993

Originea faunei din Marea Neagră.

Fauna din Marea Neagră s-a format pe parcursul evoluţiei bazinului, începând

cu Marea Sarmatică, până în prezent. De aceea în fauna actuală se găsesc relicte

sarmatice, specii mediteraneene, specii atlantice, specii indo-pacifice şi dulcicole. Din

totalul celor 1 750 specii de nevertebrate şi vertebrate, majoritatea (1 320 de specii) au

origine mediteraneeană (305 specii sunt dulcicole şi doar 125 de specii sunt relicte).

În vastul bazin Sarmatic, care se întindea din bazinul Vienei, bazinul Panonic,

bazinul Getic, bazinul Euxinic, peste actuala câmpie a Mării Negre, prin culoarul

Manici, până în bazinele Caspic şi Aral, a existat o faună de ape salmastre conservată

bine în Marea Caspică (ferită de alte influenţe marine). Această faună este prezentă în

Marea Neagră sub forma relictelor sarmatice, numite şi ponto-caspice. Dintre

nevertebrate, în această categorie, se încadrează majoritatea speciilor de gasteropode,

135

polichete, izopode, amfipode, miside. Dintre vertebrate, peştii sunt cei mai numeroşi,

majoritatea fiind sturioni, scrumbii şi gobiide.

Fig. 80 Practicarea mareculturii în Malta

Fauna cu origine mediteraneeană a pătruns în Marea Neagră în cel puţin trei

etape, ultima începând cu 7 200 ani în urmă. În această categorie se încadrează

majoritatea speciilor de nevertebrate şi vertebrate care populează astăzi apele Mării

Negre.

Fauna dulcicolă cuprinde specii eurobionte care rezistă bine la variaţii destul de

mari ale salinităţii.

Pe diverse căi, dar mai ales pe carenele şi în apa de balast a navelor comerciale,

în ultimii ani au fost introduse accidental 21 de specii animale (Gomoiu, 1986; Gomoiu,

Skolka,1996; Muller,1995).

Din Oceanul Atlantic provin 7 specii, 2 sunt crustacee ciripede, 2 sunt meduze,

2 sunt moluşte şi o specie de ctenofor. Din Oceanul Pacific provin gasteropodul rapana

şi o bivalvă. Din Marea Nordului provin 4 specii, dintre care 2 de crabi.

Majoritatea acestor specii invadatoare s-au acomodat bine în apele Mării Negre,

concurând speciile locale şi generând dezechilibre ecologice (Gomoiu et al., 2002;

Muller,1995; Gomoiu, Skolka, 1996).

În scopuri economice, medicale sau acvaristice, au fost introduse intenţionat în

Marea Neagră 13 specii (Zaiţev, Mamaev., 1997). În scopuri economice au fost

136

introduse 2 specii de crustacee, 1 specie de bivalvă şi 9 specii de peşti. În scopuri

medicale a fost introdus, din Italia, peştele Gambusia affinis în vederea combaterii

ţânţarilor transmiţători ai malariei, ştiindu-se că este mare consumator al larvelor de

ţânţari. În scopuri acvaristice a fost introdus, din Japonia, peştele Oryzios latipes.

137

CAPITOLUL IX POTENŢIALUL TURISTIC NATURAL AL

RELIEFULUI LITORAL ŞI DELTAIC

Definiţia litoralului

Litoralul, în adevăratul înţeles al cuvântului, nu se limitează doar la linia de

demarcaţie dintre domeniul acvatic şi cel continental. Litoralul, ca limită de contact

dintre litosferă, hidrosferă, atmosferă şi oikumenă reprezintă spaţiul pe care se

balansează mareea sau până unde ajung cele mai mari valuri de furtună sau tsunami. În

acelaşi timp el se prelungeşte în mare până la limita în care dispar influenţele puternice

ale domeniului continental. Între aceste limite domeniul litoral se poate desfăşura pe

zeci de metri sau chiar zeci de kilometri între domeniul acvatic şi cel continental. Dacă

se ţine cont de oscilaţiile nivelului marin în funcţie de glaciaţii se poate vorbi de fâşii cu

lăţimi de sute de kilomeri.

Fig. 81 Distribuţia litorală pe cele mai importante ţări

Deschiderea unei ţări spre domeniul marin favorizează activitatea economică.

Sunt ţări „maritime” şi ţări „continentale”. Din ultima categorie fac parte Elveţia,

Austria, Andora, Luxemburg, San Marino, Vatican, Buthan, Nepal etc. În unele cazuri

nu este valabilă existenţa unor avantaje doar pentru ţările maritime. Dintre ţările cu largă

deschidere spre ocean se numără: Canada (151 485 km), Indonezia (33 999 km), Rusia

(23 396 km), Filipine (22 559 km), Japonia (18 486 km), Australia (16 007 km),

Norvegia (13 624 km), SUA (12 380 km), Noua Zeelandă (9 404 km), China (9 010 km)

138

etc. (Fig. 81). Ţările cu linia litorală puternic fragmentată dispun de lungimi

impresionante ale coastelor. România dispune de 244 km de litoral, între gura de vărsare

a braţului secundar Musura şi sudul localităţii Vama Veche.

1.Litoral rectiliniu în lungul lanţurilor montane, cu delte şi vaste conuri aluviale; 2.Litoral vechi,

remodelat de acţiunea marină; 3.Fiorduri; 4.Podişuri cu faleze; 5.Delte; 6.Cordoane litorale,

mlaştini etc.; 7.Mlaştini de mangrove; 8.Recifi coraligeni

Fig. 82 Morfologia coastelor continentului asiatic după The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, 1982

139

Prin urmare domeniul litoral este extrem de schimbător, cu mobilitate

instantanee, periodică şi de lungă durată. Din acest motiv acţiunea de amenajare şi

punere în valoare este extrem de costisitoare şi anevoioasă.

Cu toate aceste neajunsuri, litoralul, de orice natură, reprezintă cea mai

importantă zonă de atracţie pentru om. Din acest motiv 30% sau chiar 50% din populaţia

Terrei locuieşte pe litoral sau în apropierea acestuia (Fig. 82, 83, 84).

Fig. 83 Trăsăturile morfohidrografice ale litoralului australian şi factorii care contribuie

la modelarea lui după Jennings and Bird, 1967

Geneza litoralului

Litoralul evoluează ca urmare a proceselor de eroziune şi sedimentare.

Fenomenele sunt determinate de jocul continuu pe care-l exercită valurile, curenţii şi

mareele asupra ţărmurilor. În acelaşi timp litoralul suportă şi intervenţia agenţilor

morfogenetici care nu sunt proprii domeniului: vântul, apele curgătoare şi de infiltraţie,

îngheţul şi dezgheţul, gheaţa, meteorizarea, acţiunea biologică, acţiunea umană etc. La

140

această interfaţă se manifestă cu aceeaşi intensitate procesele fizice şi fizico-chimice,

acţiunea biologică de distrugere şi construcţie etc. (Guilcher, 1954) (Fig. 85).

Fig. 84 Trăsăturile morfohidrografice ale litoralului Americii de Sud

după The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, 1982

141

A.Climat; B.Buget sedimentar; C.Procese de coastă (valuri, curenţi şi vânt); D.Nivelul relativ al

mării; E.Activităţi umane

Fig. 85 Factorii care acţionează, interacţionează şi reacţionează la nivelul mediului

costier după Pilkey, 1989, 1994

Poziţia pe care o ocupă litoralul, la interfaţa dintre uscat şi apă, este în funcţie de

complexul factorilor antagonici: mişcările eustatice (pozitive şi negative) şi mişcările

epirogenetice (pozitive şi negative), pe de o parte şi procesele erozive ale apei şi

uscatului, pe de altă parte.

Spaţiul litoral este fizic limitat şi ecologic fragil. Împotriva atracţiei sale litoralul

este puternic legat de aporturile exterioare, de unde fragilitatea, precaritatea şi

sensibilitatea dinamicii sale.

Mişcările continentale

Mişcările orogenetice şi epirogenetice se produc în interiorul continentelor şi la

marginea bazinelor oceanice. Cele mai noi mişcări, din Pliocen şi Cuaternar, au făcut ca

multe suprafeţe submerse sau insulare să fie astăzi alipite uscatului continental. În

142

acelaşi timp unele uscaturi au fost acoperite de apele oceanice ca urmare a mişcărilor

epirogenetice negative (sectorul inferior al Gangelui, litoralul Olandei etc.). La scară

geologică linia litorală nu poate fi considerată fixă (Fig. 86). Pe ansamblu, ţărmurile,

dacă se face abstracţie de detalii, sunt aliniate în lungul marilor accidente tectonice ce

migrează permanent conform teoriei flexurii continentale.

Fig. 86 Poziţia litoralului în funcţie de procesele care au loc la interfaţa apă-uscat

(eroziunea litorală este mai puternică decât eroziunea liniară a apelor curgătoare). Apar

văile de tip valleuse în regiunea Birling Gap, Sussex după The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, 1982

Mişcările izostatice se datorează încărcării sau descărcării unei arii continentale.

Consecinţa se materializează în modificarea rapidă a liniei de ţărm. Eroziunea puternică

determină uşurarea masei continentale şi ridicarea sa. Materialul eliminat de pe uscat se

depune în marile bazine depresionare, de genul oceanelor, care se îngreunează şi se

scufundă. În acest fel mişcările izostatice compensatorii ale eroziunii modifică poziţia

generală a ţărmului.

143

Teoria eustatică explică existenţa plajelor litorale la diferite altitudini şi totodată

etajarea teraselor marine. Coborârea nivelului marin este provocată de scufundarea

fundurilor oceanice. Procesul determină apariţia regresiunii. Creşterea nivelului oceanic

se datorează ridicării fundurilor marine şi determină transgresiuni. Mişcările eustatice

pot fi provocate de factori diverşi: tectonici (tectonoeustatism – mişcări epirogenetice);

termici (termoeustatism – flux de căldură care determină dilatarea masei de apă);

glaciari (glacioeustatism – în perioadele glaciare se peroduce regresiunea şi în cele

interglaciare se manifestă transgresiunea); sedimentari (sedimentoeustatism – fluxul

ridicat al sedimentelor determină ridicarea fundurilor oceanice şi prin urmare elevaţia

nivelului marin).

Fig. 87 Văi de tip valleuse pe litoralul nordic al Franţei

Cel mai evident este eustatismul glaciar. Poate fi negativ sau pozitiv. În

Cuaternar nivelul oceanic a coborât, faţă de 0 actual, cu până la 200 m. Cea mai

puternică glaciaţie montană a fost Riss, când nivelul Mării Negre a coborât cu aprox.

100 m. În timpul regresiunilor unele estuare au fost adâncite şi lărgite de fluviile cu

debite ridicate. Modelul preflandrian, de apariţie a estuarelor, a fost distrus de

transgresiunea flandriană, care a dat naştere gurilor de vărsare cu forme submerse sau de

tip deltaic. Actuala perioadă interglaciară face ca nivelul oceanică sa se ridice cu o

144

medie de câţiva milimetri pe an. Excepţie fac zonele litorale aflate în preajma marilor

calote glaciare (Antarctida şi Groenlanda), unde creşterea se poate evalua la câţiva

centimetri pe an. Nivelul Mării Negre creşte cu o medie de 1 mm/an (Romanescu, Jigău,

1998).

Eroziunea marină

Valurile, ca factor geomorfologic, este principalul agent morfogenetic care

acţionează asupra ţărmului. Secundar se poate asocia şi acţiunea fizico-chimică a

complexului litoral (Fig. 87, 88).

Fig. 88 Retragerea falezei de pe litoralul Mării Mânecii (Franţa)

Eroziunea mecanică efectuată de valuri este în funcţie de: gradul de agitare al

mării; frecvenţa valurilor; natura şi starea rocilor expuse; prezenţa galeţilor, care asigură

eroziunea rocii; protecţia biologică (plantele şi animalele) etc.

Fenomenele erozive care se manifestă la nivelul litoralului tânăr duc la formarea

falezelor. Eroziunea avansată va da naştere unei platforme de abraziune marină, instalată

pe roca dură de la piciorul falezei. Platforma marchează reculul falezei sub efectul

eroziunii.

145

Procesele de construcţie sunt slab reprezentate în lungul litoralului. Se găsesc în

locurile de acumulare a mâlului, nisipului sau galeţilor. Curenţii litorali joacă un rol

însemnat în transferul materialului sedimentar fin aflat în suspensie sau pe fundul mării

(Fig. 89). Galeţii şi nisipul grosier sunt transportaţi de valuri şi deriva litorală.

Materialele înaintează în acelaşi sens în momentul în care există o dominanţă în direcţia

hulei. Pe litoralul românesc al Mării Negre capătă direcţia dominantă N-S. Cele mai

cunoscute formaţiuni sunt cunoscute sub numele de săgeţi sau cordoane litorale

(Romanescu, Jigău, 1998). Hula acţionează diferit la nivelul litoralului, în funcţie de

morfologie şi duritatea rocii.

Fig. 89 Refracţia hulei la nivelul litoralului

după Bird, 1969

146

Procesele secundare sunt reprezentate de dizolvarea calcarului. În acest fel se

naşte un microrelief tipic, sub forma unor scobituri. Sărurile depuse de valuri (aerosoli)

şi ceaţă facilitează dezagregarea granulară a rocilor cristaline. Sedimentarea avansată

din jurul gurilor de vărsare este asigurată de floculaţie. Particulele solide, ca urmare a

încărcăturii electrice diferite, faţă de sărurile marine, sunt imediat îngreunate prin alipire

şi se depun rapid pe fundul albiei. Fenomenul este evident la gura râurilor care se varsă

în estuare, riasuri şi pe ţărmurile învecinate. În acest fel apare „bara de la Sulina” care

stânjeneşte frecvent navigaţia la gura de vărsare.

Regularizarea ţărmurilor se face, de obicei, în sectoarele proeminente, cu

promontorii prelungi, unde predomină fenomenul eroziv, sau în cele scobite, de genul

marilor golfuri, unde se depun materialele solide transportate de valuri şi curenţi.

Sistemele de eroziune continentală şi evoluţia litoralului

Localizarea fiordurilor pe ţărmurile situate la latitudini mari demonstrează

raporturile existente între modelarea litoralului şi morfogeneza litorală (Fig. 90).

Fig. 90 Sognefiord din Norvegia

Localizarea riasurilor în zonele temperate umede şi prezenţa slabă a lor în

zonele tropicale umede se explică prin prezenţa încărcăturii solide reduse la cursurile de

147

apă situate între tropice. În timpul regresiunii preflandriene estuarele au suferit

transformări slabe, în timp ce zonele temperate au suferit o puternică criză de rehistazie.

În zonele seci sau semiaride, unde eroziunea mecanică şi transportul fluvial au

fost puternice începând din cuaternar, se edifică formele de tip deltaic. Prezenţa munţilor

înalţi, unde eroziunea este activă, dă naştere unor edificii similare. În unele areale se pot

forma plaje etajate.

Litoralele regularizate sunt frecvente în soclurile tropicale şi mai rare în cele

temperate şi reci. Prezenţa alteritelor furnizează materiale fine, de genul nisipurilor şi

mâlului, care alimentează cordoanele litorale şi plajele (Romanescu, Jigău, 1998).

Rolul organismelor vii

Vegetaţia, în diversitatea sa, joacă rol protector şi fixator. Câmpurile de alge

submarine reduc mişcarea galeţilor şi eroziunea ţărmurilor stâncoase. Ierburile Zoostera

şi Posidonia fixează nisipul şi mâlul din golfuri. În paletuvierii amfibii din zonele

tropicale se strâng cantităţi importante de mâl. În acest caz se formează mangrovele,

răspândite, cu precădere, în zonele tropicale (Fig. 91).

Fig. 91 Distribuţia pădurilor de mangrove din sud-estul Asiei

după The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, 1982

148

Animalele marine sunt la fel de active ca cele terestre. Unele distrug rocile, iar

altele dau naştere unora noi (corali) sau le protejază.

Coralii trăiesc în mările intertropicale, cu ape limpezi şi temperaturi ridicate, de

aprox. 230C (Fig. 92).

Fig. 92 Repartiţia mondială a recifilor coraligeni

-Recifi madreporici

Coralii dau naştere recifilor doar în mările calde, cu temperaturi medii de peste

200C şi ape limpezi (Fig. 93). Condiţiile sunt specifice zonelor tropicale şi sunt opuse

ţărmurilor mâloase specifice mangrovelor. Existenţa curenţilor reci exclude prezenţa

madreporilor pe ţărmurile occidentale: California, Peru, Chile, Mauritania, Namibia,

Angola etc. Se pot distinge mai multe tipuri de construcţii madreporice.

Fig. 93 Numărul genurilor de corali hermatipici

după Dubinsky, 1990

149

-Recifi franj

Recifii franj se alungesc în apropierea litoralului, de care se separă printr-un

şenal cu lăţimi de câţiva metri. Pasajele care sparg reciful permit accesul către ţărm (Fig.

94).

RF-recifi franj; RI-recifi intermediari; RB-recifi barieră

Fig. 94 Recifi şi bancuri coraligene pe coasta de sud-vest a Madagascarului (Tuléar) după Salomon, 1987

-Recifi barieră

Recifii barieră prezintă forme liniare în largul mării. Marea Barieră Australiană

apără ţărmul Queensdlandu-lui la distanţe cuprinse între 6 – 200 m, şi se alungeşte pe 2

150

400 km (Fig. 95). Se află la marginea platoului continental ce deţine adâncimi de -200

m, în faţa fundurilor adânci din Marea de Corali. Barierele Noii Caledonii sunt situate la

distanţe cuprinse între 10 - 30 km şi deţin insule madreporice de mici dimensiuni, situate

între uscat şi barieră. Recifii barieră nu exclud existenţa recifilor franj.

Fig. 95 Marea Barieră de Corali (Australia)

-Atoli

Atolii sunt recifi inelari, a căror talie depinde de dimensiunile suportul submers.

Diametrul poate varia până la 200 km. Atolul înconjoară o lagună cu adâncimi reduse,

cu fund nisipos sau mâlos, presărat sau nu cu stâlpi madreporici (Isla, 1996). Coroana

prezintă o parte submersă, sub forma unui platou, unde prosperă „coralii” şi comensalii

lor (moluşte, alge calcaroase, peşti multicolori etc.), şi o parte emersă, construită de

valuri, la care se etalează blocuri de madrepori sparţi, galeţi, nisip cimentat sub forma

gresiilor, pe care se prind plantele etc.

Madreporii se dezvoltă intens în apele largului oceanic, mai ales în jurul insulele

pe cale de a se scufunda. Creşterea pe verticală a madreporilor a fost mai rapidă decât

rata scufundării insulei. Cele mai multe formaţiuni coraligene s-au dezvoltat în jurul

insulelor vulcanice. În momentul în care muntele vulcanic se scufundă, franjul coraligen

rămâne sub forma unui inel, sau a unei potcoave.

151

Ţărmurile şi structura

Domeniile structurale prezintă litorale caracteristice, diferenţiate în funcţie de

structură, constituţie petrografică şi altitudine.

Ţărmurile înalte

Ţărmurile înalte sunt răspândite în structuri diverse: bazine sedimentare, masive

vechi, lanţuri montane recent plisate, masive vulcanice etc. Ţărmurile înalte sunt însoţite

de faleze.

Faleza reprezintă o secţiune a coastei abrupte aflată în plină eroziune. Faleza

este un versant costier creat de eroziune valurilor care acţionează la baza acesteia

(Zenkovich, 1954). Se desfăşoară în lungul sectoarelor montane şi deluroase, cu roci

dure, de la care provine o parte din materialul constituent progradării. Falezele ocupă

peste 50% din lungimea litoralului mondial (The Encyclopedia of beaches and coastal

environments, 1982). Unele date indică şi valoarea de 80% (Constantinescu, 2004;

Emery, Kuhn, 1982; King, 1959).

Falezele constituie un caz particular de versant care se retrage paralel cu el

însuşi, lăsând în faţa lui o platformă dură, uşor înclinată spre mare. Când platforma

lipseşte se crează o faleză plonjantă, derivată dintr-o ruptură de falie (Malta). Acestea

rezistă la atacul mecanic al hulei deoarece reflectă valurile (Paskoff, 1998).

A.Activă (vie); B.Stabilizată; C.Inactivă (moartă)

Fig. 96 Tipuri de faleze în funcţie de dinamică după Paskoff, 1998

152

În funcţie de dinamică falezele pot fi: active (vii), stabilizate şi inactive (moarte)

(Fig. 96).

Falezele vii sunt atacate permanent de acţiunea valurilor, mareelor, fapt pentru

care panta lor este continuu ridicată (Fig. 97).

Falezele stabilizate sunt atinse doar de valurile de furtună, fapt pentru care

piciorul lor este ascuns sub un depozit de materiale erodate, inclinat la 20-300 şi adesea

acoperit cu vegetaţie.

Falezele moarte evoluează ca un versant continental, fără influenţe marine. Prin

coluvionare se reduce substanţial panta.

Fig. 97 Faleză vie şi versanţi litorali modificaţi antropic pentru cultura viţei de vie şi a

pomilor fructiferi (Majorca)

Condiţiile topografice şi structurale, alături de litologie, sunt factorii pasivi care

determină profilul unei faleze (Fig. 98).

Falezele sunt denudate de procesele de deplasare în masă, mai ales de prăbuşiri,

surpări, alunecări de teren şi scurgeri noroioase. Factorii care contribuie la eroziunea

falezelor sunt extrem de diversificaţi: valuri, curenţi, vânturi, îngheţ-dezgheţ,

meteorizaţie fizică şi biochimică etc. (Fig. 99).

153

A.Roci omogene; B.Roci supraiacente rezistente şi subiacente friabile; C.Roci subiacente

rezistente şi supraiacente friabile

Fig. 98 Profilul falezelor după Emery, Kuhn, 1982

1.Apariţia nişei bazale ca urmare a acţiunii valurilor; 2.Dezvoltarea nişei bazale şi fisurarea

falezei; 3.Surparea falezei; 4.Denudarea materialului depus la baza falezei

Fig. 99 Etape în reculul unei faleze după Paskoff, 1998

154

Formele şi microformele de relief sunt extrem de diversificate: nişă de

subsăpare, platformă de abraziune, alveole de meteorizaţie, văi de tip valleuse, pinacles

etc. Atacul se exercită în două secţiuni: bazală, prin intermediul factorilor marini;

superioară, unde se combină factorii mareici cu cei atmosferici. Cele mai rezistente

faleze aparţin domeniului magmatic sau vulcanic. Materialul depus la bază este preluat

de acţiunea valurilor şi curenţilor marini (Tricart, 1977).

Fig. 100 Tipuri de mişcări în masă în cadrul unei faleze

după Sunamura, 1992

Alunecările de teren afectează falezele cu roci eterogene, care înglobează şi

materiale argiloase. În acest caz alunecările pot fi rotaţionale sau de tipul scurgerilor

noroioase (Fig. 100, 101, 102).

155

Fig. 101 Desprinderi în falezele din Malta

A.Rotaţională; B.Curgere noroioasă

Fig. 102 Evoluţia unei faleze sub efectul alunecărilor după Paskoff, 1998

Falezele pot prezenta terase de abraziune sau sunt lipsite de astfel de forme. În

acest caz se disting: platforme de maree înalte; platforme de maree joase; faleze lipsite

de terase.

Formele şi microformele de relief specifice falezelor sunt: firide, grote, arce,

conuri coluviale, stâlpi, şanţuri de scurgere, suprafeţe de contrapantă, microexcavaţii

(alveole), rampe de trecere de la baza falezei la alte forme, pinnacles, tafoni, roci

ciupercă, platforme de abraziune etc. (Fig. 103, 104, 105, 106, 107, 108, 109, 110, 111,

112, 113, 114).

156

Fig. 103 Alunecare rotaţională pe litoralul nordic al Franţei

Fig. 104 Martor de eroziune în estul Canadei (Le Rocher Percé)

157

Fig. 105 Faleze abrupte cu grote în insula Camino din Malta

Fig. 106 London Bridge din sud-estul Australiei

158

Fig. 107 Conuri coluviale pe litoralul Peninsulei Labrador

Fig. 108 Platformă de abraziune la Costineşti

159

Fig. 109 Tafoni pe litoralul sud-estic al Australiei

Fig. 110 Grotă pe litoralul estic al Sardiniei (Costa Smeralda)

160

Fig. 111 Roci cipercă pe litoralul nordic al Sardiniei

Fig. 112 Stâlp litoral în Gaspesie (Canada)

161

Fig. 113 Nişă de subsăpare pe litoralul Mării Mânecii

Fig. 114 Alveole de meteorizaţie pe litoralul sud-estic al Australiei

162

Platformele de ţărm sunt relativ netede, tăiate la baza falezei, peste nivelul

maxim al mării. Partea superioară este determinată de nivelul saturaţiei permanente a

rocilor (Bartrum, 1938; Edwards, 1951). Platforma este tăiată deasupra nivelului de

saturaţie.

Terasele construite de valuri reprezintă totalitatea depozitelor acumulate pe

platforma ţărmului şi se poate prezenta sub forma bermelor, şanţurilor sau barelor.

Grotele marine care îşi fac apariţia la baza falezelor ca urmare a unor firide

preexistente sunt ulterior lărgite în lungul planurilor de stratificare sau a fisurilor din

masa rocii.

Firidele reprezintă indicatorul gradului de eroziune. Este cea mai reuşită formă

de transpunere morfologică a factorilor care intercondiţionează în zona de coastă:

litologie, valuri, maree, curenţi, seişe etc.

Rampele sau suprafeţele de racord deţin pante mai mari şi fac trecerea între

suprafeţele înalte spre cele joase. Sunt cunoscute şi sub numele de rampe de abraziune.

Alveolele apar pe platformele ţărmului stâncos şi sunt formate de acţiunea

conjugată a valurilor, dizolvării şi existenţei materialului pus în loc. Cu cât particulele

puse în mişcare sunt mai mari şi mai dure cu atât alveloele sunt mai bine puse în

evidenţă. Microdepresiunea care adăposteşte prundiş rulat poartă numele de cuib de

perle (Fig. 115).

Fig. 115 Cuib de perle pe litoralul nordic al Franţei

163

Eroziunea ţărmurilor cu faleze este în funcţie de litologie, regimul valurilor şi

prezenţa materialului abraziv. Cele mai rapide schimbări se produc pe falezele cu roci

friabile, de genul cenuşei vulcanice, piroclastitelor: Hawaii, Aleutine, Krakatau etc. În

cazuri speciale se pot înregistra şi valori de 1 m/zi (Tabel 15).

Tabel 15 Rate maxime de eroziune a falezelor Localizare Litologie Rata eroziunii

m/an

Interval Sursa

Lacul Erie

(Australia)

Depozite glaciare 0-3,97 1955-1973 Boulden

(1975)

Helgoland (Marea

Nordului)

Gresii 1 - Zeuner (1952)

Insula Surtsey

(Germania)

Materiale

vulcanice

25-37 1967-1975 Norman

(1980)

Insula Krakatoa

(Indonezia)

Piroclastite 33 1883-1928 Umbgrove,

1928

Habuseura

(Japonia)

Nisip vulcanic 5,5 1961-1965 Yajima (1965)

Insula

Nishinoshima

(Japonia

Lavă 80 1974-1977 Mogi (1980)

Ngapotiki (Noua

Zeelandă)

Conglomerate 3,46 1944-1973 Gibb (1978)

Withernsea-

Eastington

(Anglia)

Depozite glaciare 10 1974-1983 Pringle (1985)

Marea Neagră Conglomerate 12 - Zenkovich

(1965)

Constanţa-Agigea Loess 4 - Moldoveanu,

Şelariu (1971)

Consolidarea falezelor se face în arealele în care densitatea umană este ridicată

şi construcţiile ocupă aliniamentul costier. O protecţie completă este extrem de

costisitoare. Un metru liniar de amenajare litorală costă mai mult decât echivalentul unei

autostrăzi. Din acest motiv cea mai mare parte a litoralelor cu faleze nu dispun de

construcţii speciale de stabilizare. Cele mai multe faleze amenajate se găsesc în zonele

tutistice şi portuare: Franţa, Italia, Spania, Anglia, Malta, Grecia etc. (Fig. 116, 117).

Litoralul românesc al Mării Negre, la care este asociată faleza, se găseşte la sud

de Capul Midia.

Ţărmul cu faleze din sectorul Capul Midia se desfăşoară pe o lungime de 7 km,

din dreptul Capului Buhaz până la Capul Clisargic. Prezină patru capuri (Buhaz, Midia,

Ivan, Clisargic) şi trei golfuri.

164

1.Dig; 2.Anrocamente; 3.Umeri; 4.Coronament de beton.

Fig. 116 Protecţia falezei Ault (Picardie) după Regrain, 1992

Fig. 117 Amenajarea complexă a portului Toronto de pe litoralul lacului Erie

165

Ţărmul cu faleze de la Eforie este delimitat la nord de Capul Agigea şi la sud de

Capul Manda Capana. Are o lungime de 7,5 km. Prezenţa cordonului litoral Techirghiol

(2,2 km) constituie principalul factor de definire a acestui ţărm. Se succed sectoarele

erozive cu cele de acumulare. Au loc şi prăbuşiri sau alunecări pe fruntea falezelor din

dreptul oraşului Eforie Nord.

Ţărmul cu faleze Costineşti este situat între Capul Tuzla în nord şi Capul

Tatlageacul Mare în sud. Are o lungime de 9 km. Caracteristica definitorie este dată de

succesiunea de 4 capuri şi 3 golfuri. Falezele neamenajate trec frecvent de 30 m. Lacul

Costineşti, complet amenajat, este cel mai mic lac din cadrul ţărmului cu faleză. În

antichitate era un golf care adăpostea rade pentru acostarea navelor greceşti (Rădulescu,

1977).

Ţărmul cu faleze Vama Veche se desfăşoară între localităţile 2 Mai la nord şi

Vama Veche la sud. Cele mai puternice transformări s-au produs în sectorul nordic, în

zona portului Mangalia. Acestea au avut repercusiuni asupra dinamicii litorale din

sectorul sudic, de la Vama Veche. Este o faleză activă, cu o rată de eroziune avansată.

Trebuie specificat faptul că sectorul de ţărm situat între Capul Midia şi

localitatea Vama Veche este puternic antropizat. În acest sens au fost construite trei

complexe portuare: Midia, specializat pentru petrochimie, Constanţa-Agigea Sud, cu

capacitate de depozitare de peste 40 mln.t/an şi Mangalia

Falezele bazinelor sedimentare

Prezintă aceeaşi modelare pe distanţe mari. Stratele sunt suborizontale sau

orizontale. Profilul se află sub dependenţa compactităţii rocilor care intră în

componenţă, dar şi sub influenţa săpării exercitate la bază.

Falezele de cretă şi gresie prezintă pereţi verticali, foarte înalţi, cu peste 100 m.

Ca urmare a omogenităţii rezistenţei există o anumită uniformitate a liniei litorale.

Submersiunea flandriană a dat naştere golfurilor în depresiunile ortoclinale ce corespund

aflorimentelor de roci friabile, şi capurilor la nivelul cuestelor.

Ţărmurile stâncoase ale masivelor vechi

Rezistenţa rocilor este diferită. Aspectul general al liniei de coastă este

neuniform. Diferenţele de compoziţie, modificările diaclazajului şi alterarea contribuie

la modificarea neuniformităţilor. Sunt ţărmuri decupate, cu insule şi praguri în masele

granitice, cu promontorii ascuţite în structurile apalaşiene etc. Accidentele casante se

regăsesc pe întregul aliniament litoral: falii, blocuri prăbuţite etc. Văile preflandriene

înguste pot inciza rocile soclului sub forma riasurilor de regresiune.

-Ţărmul cu rias

Riasurile se prezintă sub forma unor golfuri ramificate, cu litoral abrupt, axate

pe cursurile inferioare cu maree importante. În timpul fluxului se prezintă sub forma

unui golf, iar la reflux apare ca o vale ramificată, pe care se scurg râuri de diferite

dimensiuni (Richthofen, 1886). Formarea lor este legată de transgresiunea flandriană,

care a înecat văile adâncite în masive vechi sau în podişurile cu structură tabulară.

166

Cele mai importante riasuri se găsesc în peninsula Bretagne (Finistere), nord-

vestul Spaniei (Vigo, Coruna, Farrol etc.), Irlanda (Bantry, Dingle etc.), peninsula Istria,

golful Lapataia din Ţara de Foc, jurul mării Roşii, Asia Mică (Smirna), Australia

(Botany Bay şi Port Jackson din Sydney Harbor, New South Wales etc.) etc.

-Ţărmul cu fiorduri

Termenul este cunoscut sub mai multe forme: fiord (Danemarca, Norvegia),

fjärd (Suedia), förde (Germania), fjardur (Islanda) şi firth (Scoţia).

Fiordurile reprezintă vechi văi glaciare, pe care s-au desfăşurat limbile

gheţarilor pleistoceni, inundate astăzi în urma topirii gheţarilor şi creşterii nivelului

Oceanului Planetar. Văile glaciare se prezintă sub forma unor golfuri înguste, alungite în

interiorul uscatului. Pot atinge adâncimi de peste 200 – 300 m şi lungimi de 200 – 500

km. Profilul transversal al văii are profilul literei „U”, cu alternanţe de cuvete şi praguri,

văi secundare suspendate etc. Cele mai mari adâncimi sunt de 2287m în Vanderford

(Antarctica), 1 450 m în Scoresby Sound (Groenlanda) şi 1 308 m în Sogne Fiord

(Norvegia).

Sunt ţărmuri specifice climatelor umede unde au activat gheţarii cuaternari:

Columbia Britanică, Norvegia, Scoţia, Groenlanda, peninsula Labrador şi estul Canadei

(Baffin Island), sudul Alaskăi, sudul statului Chilian, Patagonia, Ţara de Foc, Islanda,

Spitsbergen, Neua Zeelandă etc.

Fig. 118 Turism estival pe ţărmul dalmaţiei (Rovinia)

167

-Ţărmul dalmatic

Ţărmul dalmatic, sau de tip pacific, nu deţine platforme de abraziune şi faleze

tipic marine. Se dezvoltă în regiunile unde cutele sunt orientate paralel cu ţărmul sau în

regiunile fracturate simplu sau în grabene şi horsturi. În urma scufundării scoarţei, sau a

creşterii nivelului marin, anticlinalele se prezintă sub forma unor insule, iar sinclinalele

sub forma culoarelor marine.

Este specific coastelor Dalmaţiei (Croaţia), Noii Zeelande, Californiei etc. (Fig.

118).

-Ţărmul de tip atlantic

Ţărmul de tip atlantic este cunoscut şi sub numele de ţărm cu structură

transversală sau cu anse. Este specific ţărmurilor care intersectează perpendicular

principalele linii structurale (cute, falii etc.). Caracteristicile sunt golfurile largi, ce

corespund sinclinalelor sau compartimentelor coborâte pe linii de falii perpendiculare pe

ţărm, şi capurile proeminente. Golful are o evoluţie rapidă spre lagună sau deltă.

Este specific ţărmurilor din vestul Marocului, Noua Zeelandă, nord-vestul

Scoţiei, nord-estul SUA, vestul Asiei Mici etc.

-Ţărmul vulcanic

Ţărmul vulcanic este specific sectoarelor cu activitate plutonică veche şi

actuală. Sunt două tipuri de ţărmuri: circulare (cu lobi mari) şi cu caldeire. Printre

tipurile cu caracter local se remarcă ţărmurile: carstice, coraligene şi cu rift.

Fig. 119 Antropizarea litoralului arhipelagului Baleare din Marea Mediterană (2011)

168

-Insulele

Insulele sunt uscaturi înconjurate de apele marine. Pot prezenta dimensiuni de la

câţiva metri pătraţi, până la mii sau milioane de kilometri pătraţi (Groenlanda,

Madagascar etc.). În funcţie de modul de formare se remarcă următoarele tipuri:

continentale, horsturi, tectonice, vulcanice, coraligene şi ghirlande (rezultate prin

fracturare sau vulcanism).

Cele mai modificate peisaje sunte cele insulare. Cele mai multe transformări

antropice sunt destinate turimsului şi comerţului (Fig. 119, 120).

Fig. 120 Portul turistic La Valetta (Malta)

Ţărmurile joase

a.Ţărmurile joase cu depozite mobile

Câmpiile şi soclurile tropicale care suferă puternice alterări sunt însoţite de

ţărmuri joase, regularizate, unde se disting diverse tipuri de elemente primordiale.

Materialul de bază în formarea plajelor este reprezentat de nisipul modelat la nivelul

uscatului, mai ales în sectoarele unde au activat gheţarii cuaternari.

În funcţie de morfologia ţărmului preexistent, de litologie şi factorii care

acţionează la ivelul litoralului, plajele capătă forme extrem de diverse (Fig. 121). Din

acest punct de vedere se disting următoarele tipuri de plaje: de fund de golf; deschise;

tombolo simplu; tombolo dublu; de microgolf; săgeată; triunghiulară; insulă-barieră;

tombolo între două insule (Fig. 122).

169

Fig. 121 Existenţa morenelor terminale în sudul Suediei

după Werth, 1914 citat de Flint 1971

A.de fund de golf; B.deschisă; C1.tombolo simplu; C2.tombolo dublu; C3.plajă de microgolf;

D.săgeată; E.triunghiulară; F.insulă-barieră; G.tombolo între două insule

Fig. 122 Tipurile de plajă

170

Plajele de fund de golf se formează ca urmare a pierderii forţei de impact a

valurilor şi depozitării materialului mai fin în arcul de cerc format. Sunt specifice

golfurilor cu anverguri de sute de metri sau de kilometri (Golful Biscaya, Golful Genova

etc.). Plajele de fund de golf sunt compartimente independente unde materialele se

deplasează în funcţie de schimbările direcţiei derivei litorale, dar fără să iasă din cadrul

compartimentului. Plaje asemănătoare sunt cele de buzunar, formate în cadrul unei anse.

Plajele deschise se formează pe aliniamentele unde deriva litorală este activă şi

transportul sedimentar rămâne constant important. Dimensiunile lor pot fi atât de mari

încât pot închide şi suprafeţe acvatice de tip lagunar. Una din cele mai mari plaje de

acest gen se află în sud-estul Indiei, la nord şi la sud de Madras. Din păcate, ca urmare a

unui comportament social rudimentar, turismul litoral indian este apropiat de „zero”. În

Europa este renumită plaja regiunii Languedoc (Franţa). Tot în această categorie se

încadrează şi plaja litoralului românesc, cuprinsă între gura braţului Musura (în nord) şi

Vama Veche (în sud).

Cordoanele litorale de tip tombolo se formează în cadrul zonelor litorale care

dispun de transport aluvionar important, de refracţie şi reflecţie a undelor marine şi de

existenţa insulelor situate în apropierea ţărmului. În acest caz se pot forma: tombolo

simplu (un cordon litoral între ţărm şi insulă); tombolo dublu (două cordoane litorale

între ţărm şi insulă, care închid o lagună); un cordon litoral între două insule. Rareori îşi

fac apariţia şi tombolo triplu (Orbetello, care delimitează două lagune între muntele

Argentario şi Toscana).

Plajele de microgolf se formează ca urmare a transportului aluvionar în cadrul

unui areal relativ restrâns, cu disipare evidentă a forţei valurilor sau chiar în lipsa

acestora. Apele au adâncimi reduse (Golful Musura dintre braţele Chilia şi Sulina din

Delta Dunării).

Plajele de pe cordoanele litorale de tip săgeată se găsesc în faţa golfurilor parţial

închise şi sunt însoţite, uneori, de dune longitudinale. Apar în cazul existenţei unei

derive litorale importante, unde se pun în mişcare mari cantitaăţi de material aluvionar

(complexul lagunar Razim-Sinoie, cu material provenit din gurile Dunării; gura de

vărsare a Donului; gura de vărsare a Vistulei etc.) (Romanescu, Bounegru, 2009).

Cordonul litoral de tip săgeată se poate prinde de un substrat mobil sau de unui dur. În

cel de-al doilea caz săgeata este cunoscută şi sub numele de poulier. Punctul extrem,

liber, este curbat spre interior ca urmare a efectului creat de refracţia şi difracţia hulei.

Pot avea lungimi de zeci de kilometri şi lăţimi de până la 2 - 3 km (40 - 50 km săgeţile

din Marea Azov, coasta Senegalului, Angolei etc.) (Romanescu, 2006b, 2008).

Plajele triunghiulare îşi fac apariţia pe aliniamentele relativ rectilinii, unde

valurile, şi implicit deriva litorală, capătă direcţii diferite, mai ales contrare.

Insulele-barieră sunt cordoane litorale care se formează în faţa unui litoral jos,

susţinute adesea de un substrat dur. Prezintă dune şi pot fi separate de portiţe. Asupra

genezei lor funcţionează două teorii: construirea barelor submarine prelitorale în urma

171

regresiunii marine; submersia parţială a a unui cordon dunificat ca urmare a unei

transgresiuni; segmentarea cordoanelor litorale de tip săgeată în timpul formării lor. De

cele mai multe ori originea lor este mixtă. Astfel de formaţiuni se găsesc pe litoralul

Americii de Nord între New Brunswick şi Texas, coasta nordică a Alaskăi, sud-estul

Australiei, Africa occidentală tropicală etc.

Morfologia plajelor este schimbătoare, în funcţie de intensitatea factorilor

maritimi şi continentali care acţionează asupra lor. Plajele pot fi însoţite de aliniamente

dunare sau de dune singulare (Fig. 123). Orientarea liniei de ţărm tinde să fie

perpendiculară cu hula dominantă.

MIAV-mare înaltă la ape vii; MJAM-mare joasă la ape moarte; A-plajă înaltă; B-plajă joasă; C-

avanplajă; D-estran; 1-creastă; 2-gradine; 3-bâche; 4-bancuri; 5-riduri; 6-bare.

Fig. 123 Profilul transversal al unei plajă după Paskoff, 1998

Cea mai puternică dinamică se produce la nivelul litoralului unde se dezvoltă

insulele barieră şi nivelul mării este în continuă creştere (Fig. 124). Insulele barieră se

formează şi în timpul unei stabilizări a nivelului marin. În momentul în care se

declanşează creşterea nivelului, insula barieră migrează.

Fig. 124 Submersia (A) şi migraţia (B) unei insule barieră în cazul creşterii nivelului

marin

172

Lăţimea şi panta unei plaje sunt în funcţie de calitatea materialului disponibil şi

de energia valurilor şi curenţilor susceptibili să le deplaseze. Materialele constituente

provin din arealul înconjurător (roca preexistentă erodată) sau din sectoarele mai

îndepărtate (gurile de vărsare a unor râuri).

-Plajele nisipoase cu dune şi lacuri

Definiţia plajelor este uneori contradictorie şi se limitează la scoaterea în

evidenţă a morfologiei sau factorilor dominanţi care contribuie la formarea lor. Cea mai

utilizată definiţie spune că plaja este o acumulare de material neconsolidat, limitat de

maree joase spre mare şi de valurile de furtună spre continent (The Encyclopedia of

beaches and coastal environments, 1982). Pentru limita continentală este valabilă şi

existenţa unei schimbări de pantă, a unei dune sau chiar a unei lucrări antropice (dig,

canal etc.).

Sunt specifice unor medii diferite: cu maree puternică şi cu maree slabă. Partea

de plajă afectată de maree poate prezenta creste şi riduri paralele cu litoralul. La partea

superioară poate prezenta conuri de plajă deschise spre mare. Partea uscată a estranului

furnizează nisipul pe care vântul îl acumulează în dune litorale cu altitudini ce pot

depăşi 100 m (La dune du Pilat din golful Arcachon, 109 m). Dunele litorale formează

adesea cordoane de plajă cu aliniamente paralele. Pot apărea şi dunele parabolice. Dacă

un cordon dunar continuu barează debuşeul unei văi se formează lacuri de apă dulce de

genul limanurilor fluvio-marine.

Cele mai multe plaje sunt alcătuite din nisip fin şi grosier (0,2 - 2 mm), însă pe

unele areale se pot găsi şi materiale grosiere de genul pietrişului (2 mm – 2 cm),

galeţilor (2 - 20 cm) sau bolovanilor (>20 cm). Materialul poate fi adus de apele

curgătoare tributare acvatoriului depozitar sau de deriva litorală (Sahtout, 2008). El

poate fi de natură terigenă sau organogenă (provenit din distrugerea cochiliilor, unde

contribuţia acestora poate fi şi de peste 80%). O mare cantitate din materialul

constituent este de natură glaciară, adus la limita litoralului de calotele şi gheţarii

cuaternari sau actuali. Materialul existent este mobil.

Din punct de vedere granulometric şi al naturii materialului constituent plajele

pot fi cuprinse în trei clase: nisip, pietriş şi bolovăniş; mâl, mâl nisipos şi argilă; rocă

dură şi plajă coraligenă (Trask, 1952). Plaja clasică este alcătuită din nisip fin (0,2 mm)

până la grosier (2 mm), din prundiş (2mm – 2 cm), galeţi (2 - 20 cm) sau bolovani (peste

20 cm). Materialele uscate sunt mobile. Materialele care alcătuiesc o plajă sunt mobile,

cu direcţie perpendiculară pe linia de coastă când sunt antrenate de valuri şi oblică în

cazul curenţilor litorali (derivă litorală).

Plajele alcătuite predominant din nisip pot fi însoţite şi de aliniamente dunare,

de obicei de tip nebkha. Pot fi mobil, semimobile sau fixate. Vegetaţia fixatoare este

specifică, psamofită şi halofită (Fig. 125).

173

1.Elymo-agropyretum; 2.Ammophiletum; 3.Pajişte deschisă; 4.Pajişte xerofilă; 5.Pajişte mezofilă;

6.Arbuşti; 7.Pădure; S.Sol.

Fig. 125 Zonarea vegetaţiei pe o avandună paralelă

Cele mai frcvente dune litorale sunt paralele cu ţărmul. În condiţiile existenţei

unor factori contradictorii, îşi pot face apariţia şi alte tipuri de dune (Fig. 126).

A-avandune cu vegetaţie; B-avandune funcţionale; C-avandune modificate de vânt; D-

caoudeyres; E-dune parabolice; F-dune libere transgresive.

Fig. 126 Diferite tipuri de dune litorale pe un litoral de progradare în faza iniţială, şi de

regresie în cea actuală după Paskoff, 1998

În funcţie de materialul mamă ele pot conţine fragmente de cenuşă vulcanică,

cochilii, galeţi, bolovani etc. Pe plajele extinse sau cu sisteme dunare fragmentele

grosiere se găsesc în parte interioară, dinspre uscat, iar cele fine spre mare. Fragmentele

174

grosiere se găsesc pe vârful dunei şi cele fine la baza acestora. Fenomenul se datorează

valurilor puternice, capabile să transporte fragmente grosiere la mare distanţă şi

valurilor de rip, mai slabe, care duc fragmentele mai fine spre mare (Fig. 127, 128).

A.Curent oblic pe linia ţărmului; B.Curent perpendicular pe linia ţărmului.

Fig. 127 Manifestarea curentului rip pe suprafaţa unei plajă după Paskoff, 1998

175

Fig. 128 Valuri cochilifere la nord de Gura Portiţei (complexul lagunar Razim-Sinoie)

Fig. 129 Coasta de Azur la Nice (Franţa)

176

Fig. 130 Plajă artificială pe litoralul nordic al Italiei

Fig. 131 Plajă de galeţi pe litoralul nordic al Italiei

177

Sunt răspândite în sud-vestul Franţei, nordul Poloniei şi pe litoralul deltaic al

Dunării, golful Sf.Laurenţiu, sud-estul Americii de Sud, estul şi nord-estul Australiei

etc.

Plajele reprezintă fundamentul turismului balnear estival. Cele mai multe

intervenţii umane se manifestă la nivelul litoralului nisipos, apt să primească un număr

cât mai mare de turişti (Bourgou, 2005). Multe din actualele plaje din cele mai

importante staţiuni litorale sunt artificiale: Sardinia, Golful Genova, Coasta de Azur,

Golful Mexic etc. Romanescu, 2009c) (Fig. 129, 130, 131).

Ţările dezvoltate, care primesc un număr important de turişti îşi permit să

amenajeze vechile plaje şi să construiască noi areale. Cele mai importante amenajări

litorale sunt extrem de scumpe şi adesea se desfăşoară pe o perioadă îndelungată. Cea

mai importantă problemă este reprezentată de surplusul sedimentar nisipos. Se poate

transporta nisip, prin ranfulare, de la mică distanţă şi adâncimi reduse. Problema

protecţiei mediului costier este însă spinoasă. În cazul supraexploatării nisipului se

distruge mediul ecologic de dezvoltare a animalelor bentonice şi a celor riverane. Apele

sunt puternic tulburate şi dezvoltarea planctonului va avea de suferit. În acelaşi fel se

petrece fenomenul pe întregul lanţ trofic. Pentru suplimentarea bugetului sedimentar se

preferă prelevarea nisipului de la adâncimi de peste 20 m, la mare distanţă de ţărm. În

acest caz mediul costier este protejat, dar creşte spectaculos preţul.

Eroziunea litorală este un fenomen natural şi afectează toate mările şi oceanele

Terrei. Litoralul românesc al Mării Negre nu poate face excepţie de la această regulă.

Institutul Român de Cercetări Marine de la Constanţa a întreprins studii detaliate asupra

fenomenelor geomorfologice actuale specifice litoralului în decurs de 50 de ani. Pe

parcursul timpului au fost căutate şi s-au aplicat măsurile de stopare a eroziunii, sau de

diminuare a ei. Pentru moment doar plaja din sectorul Jupiter - Venus a fost stabilizată.

Litoralul românesc al Mării Negre, pe lungimea de 244 km, prezintă sectoare

erosive pe 60% din lungime şi de acumulare pe 40% (Romanescu, 2005). Cele de

acumulare sunt specific sectorului deltaic, în timp ce eroziunea este specific sectorului

cuprins între Capul Midia şi Vama Veche.

Din păcate, ca urmare a reducerii debitului solid al Dunării (20 mln. t/an) şi

ridicării nivelului marin (1 mm/an) eroziunea îşi spune cuvântul chiar şi în sectorul

deltaic, mai ales între gurile de vărsare. Sectorul litoral cu faleză este abraziv (75 km) pe

aproape întregul aliniament. Dezechilibrele apărute au cauze natural, dar şi antropice. Pe

aliniamentul sudic, de eroziune, sectorul natural (plaje şi faleze) însumează 84%, iar cel

antropic 16% (porturi, construcţii hidrotehnice de protecţie etc.) (IRCM, 2010).

Falezele sunt afectate de intense procese geomorfologice: alunecări, surpări,

prăbuşiri etc. Factorul perturbator cel mai importante este reprezentat de valuri, care

modelează baza ţărmului înalt. Retragerea medie a falezelor este de 50 cm/an (IRCM,

2010). Un process intens de eroziune se produce în dreptul Taberei Internaţionale

Eforie, unde plaja s-a retras cu 40 m în perioada 1981-1992. Sectorul Nordic al plajei

178

Neptun s-a retras cu 24 m în perioada 1981-1992, iar plaja Venus - Saturn s-a retras cu

36 m între 1983-1992 (IRCM, 2010).

Amenajările hidrotehnice care au vizat un anumit obiectiv, pot provoca, la

rându-le intense procese erosive. Cele şase diguri paralele din dreptul staţiunii Mamaia,

se ridicau cu 4 m desupra mării. În doar zece ani epiurile au devenit submerse. Lucrările

de extindere şi modernizare a porturilor Midia, Constanţa şi Mangalia (aprox. 3 500 ha),

au contribuit la devierea spre larg a traseelor curenţilor locali şi la diminuarea

alimentării cu nisip a plajelor din sudul litoralului.

Administraţia Naţională Apele Române, prin D.A. Dobrogea – Litoral,

derulează câteva proiecte pentru stoparea eroziunii litorale. În prezent sunt două proiecte

importante care vizează stabilizarea litoralului: “Managementul integrat al zonei

costiere” şi “Studiul asupra protecţiei şi reabilitării zonei sudice a ţărmului românesc al

Mării Negre”. Este vorba de proiectul privind stoparea eroziunii plajelor, pe o lungime

de 1 km, în zona Jupiter - Venus. O parte a obiectivelor acestui proiect au fost deja

îndeplinite. Iniţiatorii acestuia au ca obiective: realizarea unui dig submers, din saci-

container de geotextil, umpluţi cu nisip; reabilitarea digurilor existente V3 şi A1;

construirea unui zid de sprijin la limita complexului Esplanada şi refacerea plajei cu

nisip de aport.

Plaja Mamaia cuprinde cea mai ridicată concentrare de activităţi turistice şi se

confruntă cu serioase fenomene de eroziune a plajelor. Lucrările hidrotehnice litorale şi

cele portuare de îndiguire s-au interpus pe traiectoria curenţilor mărini, ceea ce a

determinat practic blocarea depunerilor de sedimente pe ţărm, cauzând o puternică

erodare în dreptul Mamaiei.

Extinderea digurilor care adăpostesc portul Midia (5 km) a determinat

accelerarea eroziunii plajei Mamaia. Fenomenul este identic cu cel petrecut la gura

Sulinei, unde jetelele s-au prelungit la peste 9.4 km (Romanescu, 2005). Poziţia

perpendiculară pe direcţia curentului de nrod face ca acesta din urmă să fie deviat sub

forma unei celule giratorii cu impact asupra plajei Mamaia. În acelaşi timp digul face ca

o parte din sedimentele transportate să fie deviate spre larg, fără a mai intra în bugetul

sedimentar al plajelor.

Un episod de eroziune litorală accelerată s-a produs în iarna anului 1998. Între

anii 1966 - 1988 linia ţărmului s-a retras cu aproape 59 m (suprafaţa de 88 900 m2 de

plajă erodată). În acest caz s-a impus construirea unui număr de 6 diguri de protecţie şi

lucrări de înnisipare artificială. După implementarea acestor măsuri de protecţie costieră

fenomenul de retragere a liniei ţărmului s-a diminuat, fiind constant pe o mică porţiune a

plajei. În perioadă 1979 - 1995 s-a înregistrat un maximum de acumulare de sedimente

fapt care a împins linia ţărmului înspre mare cu aproximativ 15 m (IRCM, 2010).

Lucrările de înnisipare artificială a plajelor sunt utilizate pe scară mare, fiind o

opţiune mai “blândă” de management a fenomenelor de eroziune, comparativ cu

lucrările inginereşti “dure”, de construcţie a unor diguri de larg şi epiurilor de tip

179

“sparge văl”. Avantajele înnisipării artificiale a plajelor, ca opţiune de management,

includ în rezultatele oferite şi o latură estetică pozitivă, care le îmbunătăţeşte

semnificativ valoarea recreaţională şi micşorează probabilitatea producerii eroziunii

(Fig. 132, 133).

Înnisipare artificială a plajei Mamaia a fost aplicată cu scopul refacerii

porţiunilor afectate de eroziune, prin intermediul realizării unor lucrări de “umplere” cu

material nisipos corespunzător. Din nefericire materialul nisipos utilizat s-a transformat

într-un material extrem de fin, fără legătură cu dimensiunile normale ale nisipului

original. Nisipul fin al lacului Siutghiol a determinat şi o tulburare accentuată a apelor

pe amble părţi ale cordonului litoral.

Fig. 132 Partea sudica a staţiunii Mamaia in 1981, înainte de construirea digului de la

Midia

Fig. 133 Partea sudică a staţiunii Mamaia în anul 1993

180

Digurile de larg “sparge val” au efect pozitiv moderat, disipând energia valurilor

care se îndreaptă spre ţărm. În acest caz sectorul sudic al plajei Mamaia este parţial

protejată împotriva efectului de eroziune. Doar porţiunile aflate strict în dreptul digurilor

permit o refacere a plajei.

Fig. 134 Planul de amenajare a plajelor româneşti prin Agenţia Japoneză pentru

Cooperare Inetrnaţională după Corporaţia ECOH, 2007

Cel mai important proiect de reconstrucţie a plajei de pe litoralul românesc al

Mării Negre este iniţiat de Guvernul României şi Agenţia Japoneză pentru Cooperare

Inetrnaţională (JICA). Se are în vedere reconstrucţia plajei din sectorul sudic al Mamaiei

şi partea nordică a oraşului Eforie Nord (Fig. 134).

181

Protecţia costieră, pe litoralul românesc al Mării Negre, este imperios necesară

în condiţiile agresiunii habitatului uman şi al creşterii numărului de turişti. Cele două

zone avute în vedere primesc anual 435 000 de turişti.

Planul de protecţie costieră a vizat 20 de subsectoare care necesită

implementarea unor proiecte de amenajare şi reabilitare. După analiza factorilor care

comportă urgenţa amenajărilor, mai ales în funcţie de gradul de utilizare al plajelor, au

fost selectate doar două subsectoare: Mamaia Sud şi Eforie Nord. Selectarea a fost

făcută pe data de 4.11.2005 şi confirmată pe 6.06.2006 (Corporaţia ECOH, 2007).

Fig. 135 Stadiul actual al plajei Mamaia-sud

după Corporaţia ECOH, 2007

Amenajările vizate vor scoate cele două locaţii de sub riscul eroziunii litorale şi

facilitează utilizarea plajelor prin mărirea suprafeţelor.

Locaţia Mamaia înregistrează o eroziune medie de 2 m/an. Cea mai mică lăţime

a plajei este de 20 m şi în mai puţin de 20 de ani construcţiile vor fi distruse de acţiunea

valurilor. Hotelurile Parc şi Dacia sunt situate la 40 m de actuala linie de ţărm şi atacul

apei va începe în aprox. 20 de ani (Fig. 135).

La Mamaia Sud se va înnisipa plaja pe o distanţă de 1,2 km şi se va lărgi cu 50

m. Volumul total de nisip depozitat va fi de 224 000 m3. Vor fi reabilitate două structuri

sparge-val, cu lungime de 250 m fiecare, se va construi un jeteu pentru reţinerea

182

nisipului, de 200 m lungime şi vor fi construite trei diguri submerse, de 100 m fiecare

(Fig. 136, 137).

Pentru Mamaia Sud este mai puţin costisitoare utilizarea nisipului fluvial

deoarece acesta este mai stabil (granulometrie fină, argiloasă). În acest caz costul este

estimate la 11,0-11,5 mln.euro. Pentru nisipul marin costul se poate ridica la 19 mln.

euro.

Coronamentul structurilor sparge-val va fi situat la înălţimea de sub +1,0m. Este

înălţimea la care nu este deranjat esteticul.

Plaja din sectorul septentrional al oraşului Eforie Nord a dispărut complet în

dreptul hotelului Acapulco. Ţărmul s-a retras cu 40 m în 78 de ani (0,51 m/an). Faleza

cu altitudine de 10 m este afectată de alunecări ca urmare a subminării bazei prin

intermediul valurilor. Prin lărgirea plajei va fi anihilată acţiunea valurilor.

Fig. 136 Plaja Mamaia-sud după punerea în practică a planului japonez

după Corporaţia ECOH, 2007

La Eforie Nord se va înnisipa plaja pe o lungime de 1,2 km şi se va lărgi cu 80

m. Volumul total de nisip depozitat este de 467 000 m3. Va fi reabilitată şi extinsă în

larg jetela existentă (60 m), va fi reabilitată jetela de 180 m şi se vor construi trei

structuri submerse de tip sparge-val de 200 (2) şi respective 2 750 m lungime. Vor fi

183

eliminate două diguri deja existente iar materialul obţinut va fi reciclat pentru sâmburele

structurilor submerse sparge-val (Fig. 138, 139, 140, 141).

Fig. 137 Amenajări propuse de proiectul japonez pentru plaja Mamaia-sud

după Corporaţia ECOH, 2007

Fig. 138 Situaţia litoralului septentrional din Eforie Nord

după Corporaţia ECOH, 2007

184

Pentru Eforie Nord este preferat nisipul fluvial. În acest caz costul total se poate

ridica la 28,3 - 28,7 mln. euro, iar pentru utilizarea nisipului marin cheltuielile s-ar fi

ridicat la 54,1 mln. euro.

Fig. 139 Lucrările impuse de proiectul japonez în Eforie Nord

după Corporaţia ECOH, 2007

Lucrările vor fi executate în afara sezonului estival, cu excepţia structurilor

sparge-val care vor fi executate cu utilaje plutitoare, la o distanţă de 500 m de ţărm. În

acest caz nu va fi deranjată activitatea turistică din sezonul cald.

Exploatarea nisipului marin ar produce o turbulenţă medie a apei în zonele de

dragare şi înnisipare. Pentru diminuarea turbidităţii se pot utiliza ecrane de protecţie

împotriva materialului siltitic (Corporaţia ECOH, 2007).

Utilizarea nisipului fluvial nu va determina o turbulenţă mai mare decât cea deja

existentă, specifică apelor curgătoare de câmpie. Distribuirea acestuia pe plajă şi în

apele cu adâncimi reduse va produce o turbulenţă neglijabilă. Are un conţinut redus de

fracţiuni siltitice.

Apa poate fi poluată prin scurgerile accidentale de combustibili din utilajele

utilizate. Poluarea va dispărea după terminarea lucrărilor.

Aerul va fi poluat cu gaze de eşapament eliberate de utilaje. Cantitatea eliberată

va fi sub limitele standard.

Transportul nisipului fluvial se va efectua pe două căi: canalul Dunăre-Marea

Neagră şi rutier. Vor fi utilizate camioane de 25 t. Media totală va fi de aprox. 200

camioane pe zi.

Impactul asupra florei, în zonele de exploatare a nisipului, este minor. O

influenţă negativă, temporară, va fi resimţită asupra faunei.

185

Fig. 140 Configuraţia actuala a plajei Eforie Nord

după Corporaţia ECOH, 2007

Fig. 141 Configuraţia plajei Eforie Nord după punerea în practică a proiectului japonez

după Corporaţia ECOH, 2007

186

Structurile sparge-val, ca noi construcţii în mediul marin, vor oferi suport pentru

comuniţăţile vii.

Costul total al lucrărilor însumează o valoare de 38,3 mln. euro (11 mln. euro,

respectiv 27,3 mln. euro).

Proiectul propus prezintă o fezabilitate economică de 9,4%, depăşind valoarea

generală acceptată EIRR de 6 - 8% pentru proiectele de mediu.

Proiectul poate fi finanţat prin Fondul de Coeziune al Uniunii Europene şi

respectiv Guvernul României. Beneficiarul lucrării este Administraţia Naţională Apele

Române, Administraţia Bazinală Dobrogea-Litoral, Constanţa (Corporaţia ECOH,

2007).

-Cordoanele litorale cu lagune

Pe ţărmurile joase acţiunea combinată a mareelor, curenţilor şi valurilor poate

provoca acumulări de nisip, sub forma unor limbi, la o oarecare distanţă de ţărm.

Cordoanele litorale sunt adesea distruse de furtuni, de maree înalte sau de inversarea

sensului de manifestare a curenţilor. De cele mai multe ori nu au caracter permanent.

Când au caracter emers dau naştere grindurilor ce se pot ataşa de zona continentală sau

pot închide, parţial sau total, un golf, transformându-l într-o lagună (Fig. 142).

Fig. 142 Formarea cordoanelor triunghiulare şi evoluţia lor

după Zenkovich, 1967

Pe ţărmurile rectilinii se pot forma cordoane litorale separate de canale care

facilitează comunicarea lagunei cu marea deschisă (Fig. 143). Sectoarele de comunicare

poată denumirea de „portiţe”, „periboine” sau „buhazuri” (Fig. 144, 145).

Cordoanale litorale pot atinge şi dimensiuni uriaşe, de până la 250 km.

Cordoanele care nu leagă două puncte poată numele de „săgeţi”. Cordoanele izolate de

continent poartă numele de „lido”. Cele care leagă continetul de o insulă, sau două

insule sunt cunoscute sub numele de „tombolo”, care poate fi simplu sau dublu (rareori

triplu).

187

1.derivă litorală; 2.curenţi de maree; 3.vânt dominant; 4.cordon litoral (săgeată, barieră); 5.deltă

de maree; 6.con de rever; 7.dune; 8.canale de maree; 9.săgeată interioară; 10.faleză; 11.râu;

12.deltă; 13.stufăriş.

Fig. 143 Elementele morfologice ale unei lagune după Paskoff, 1998

Fig. 144 Gura Periboina controlată de un stăvilar

188

Fig. 145 Gura Portiţei închisă complet în anul 1973

Lagunele, ca organisme litorale, pot căpăta forme diferite: estuariene, deschise,

semiînchise sau închise (Fig. 146).

A-estuariene; B-deschise; C-semiînchise; D-închise

Fig. 146Tipuri de lagune după Nichols, Allen, 1981

189

Lagunele sunt specifice ţărmurilor joase şi rectilinii, în sectoarele unde curenţii

litorali cad oblic pe linia ţărmului (litoralul Deltei Dunării şi complexului Razim-

Sinoie).

Sectoarele închise parţial de un cordon litoral de tip săgeată sunt cunoscute sub

numele de „zăton” sau „melea” (Sahalin la gura de vărsare a braţului Sf.Gheorghe)

(Romanescu, Jigău, 1998) (Fig. 147).

Fig. 147 Meleaua Sahalin la sud de gura braţului Sf.Gheorghe

Dacă aportul sedimentar provenit de pe uscat este ridicat şi acţiunea marină este

dominată de valuri puternice, face ca evoluţia unei lagune spre apariţia unei mlaştini

litorale să fie rapidă (Fig. 148).

1.rocă în loc; 2.nisip; 3.faleză; 4.conturul iniţial al lagunei.

Fig. 148 Evoluţia prin segmentare a unei lagune alungite închise după Paskoff, 1998

190

În anul 1973 Gura Portiţei a fost închisă şi condiţiile ecologice din complexul

lagunar Razim-Sinoie s-au schimbat radical. Dacă sturionii intrau prin portiţe şi

depuneau icrele în laguna Razim, astăzi acest mediu este total denaturat. Vechile

instalaţii pescăreşti destinate pescuitului de sturioni au dispărut şi una din cele mai

importante activităţi este pe cale de dispariţie. Tonele de caviar din zona litorală

românească a ajuns să cântărească doar sute de kilograme (Fig. 149, 150).

Fig. 149 Garduri pentru capturarea sturionilor la Gura Portiţei (1914)

după Antipa, 1916

Fig. 150 Garduri pentru pescuit în cordonul litoral al complexului lagunar Razim-Sinoie

după Antipa, 1916

191

După caz lagunele prezintă acumulări masive de sedimente. Există o mare

diferenţă între lagunele situate în regiunile deşertice (Laguna Madre din Texas,

California mexicană) şi cele situate în ţinuturile intertropicale (Abidjan). Cele din

regiunile deşertice şi semideşertice sunt stabile. Mediul terestru sărac contrastează cu

bogăţia biologică interioară care asigură hrană pentru numeroase animale. Lagunele

intertropicale deţin specii diverse într-un mediu exuberant, fapt pentru care există o

extinsă zonă de tranziţie.

Sunt caracteristice pentru sudul Franţei (Languedoc), vestul Europei Centrale

(insulele Frisce), nord-estul Italiei (Veneţia), golful Guineei (Abidjan, Cote d’Ivoire,

Benin, Nigeria), nordul golfului Mexic (Laguna Madre din Mexic şi Texas), nord-vestul

Mării Negre (Crimeea, Razim-Sinoie), sudul mării Baltice (Polonia) etc.

Modificările antropice sunt diverse şi de cele mai multe ori radicale. Prin

pomparea exagerată a freaticului din Veneţia s-a tasat terenul şi oraşul este adesea

inundat de fenomenul cunoscut sub numele de „acqua alta” (Fig. 151). Închiderea totală

a comunicării dintre Razim şi Marea Neagră a făcut ca apele lagunare să se îndulcească

(Romanescu, 2005).

1.valli (crescătorii de peşte); 2.poldere agricole; 3.schorre îndiguite pentru zonele industriale;

4.zone urbanizate; 5.schorre active; 6.diguri de trecere; 7.terminal petrolier

Fig. 151 Amenajările hidrotehnice din laguna Veneţiei după Pirazzoli, 1993

Închiderea totală sau parţială a lagunelor determină dispariţia porturilor (Histria,

Enisala), a căilor de comunicaţie lesnicioase, o diminuare a cantităţii de peşte etc. (Fig.

192

152, 153, 154, 155), dar şi o creştere a arealelor ocupate cu nisip Bounegru, 1995, 2004,

2007, 2009; Bounegru et al., 2009) (Fig. 156).

Fig. 152 Amenajare portuară pe litoralul complexului lagunar Razim-Sinoie (Jurilovca)

Fig. 153 Cetatea grecească Argamum de pe litoralul complexului lagunar Razim-Sinoie

193

Fig. 154 Amenajare piscicolă în laguna Veneţiei (Chioggia, 2011)

Fig. 155 Amenajare portuară în laguna Veneţiei (Chioggia, 2011)

194

Fig. 156 Cordon litoral (lido) în laguna Veneţiei

Estuarele

Cuvântul estuar derivă din latinescul aestus care semnifică maree (Nonn, 1972;

Perillo, 1996). Din punct de vedere geomorfologic estuarul reprezintă o gură de vărsare

a unui curs de apă important, care se colmatează spre aval, şi în care penetrează puternic

mareele. Deschiderea spre larg nu poate fi obturată. Sedimentele fine, de origine fluvială

sau marină, sunt depuse pentru o scurtă perioadă. O parte este expulzată în mare, iar o

alta contribuie la colmatarea gurii de vărsare prin depunerea laterală (acreţie) şi de fund.

Mai mult de 50% din cantitatea de material solid este expulzată în mare (Fig. 157, 158).

1.Curent fluvial; 2.Curent de flux; 3.Curent de reflux; 4.Hulă principală; 5.Derivă Litorală

dominantă; 6.Faleză; 7.Mâl; 8.Nisip de origine marină; 9.Nisip de origine fluvială.

Fig. 157 Factorii care contribuie la modelarea unui estuar după Paskoff, 1998

195

Estuarul trebuie privit doar prin prisma parametrilor fiziografici:

geomorfologici, hidrologici, biologici şi chimici. Limita internă (continentală) este

reprezentată de valoarea de 0,01‰ a salinităţii (The Encyclopedia of Beaches and

Coastal Environments, 1982).

Fig. 158 Aluvionarea primară la nivelul unei guri de vărsare

după The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments, 1982

„Estuarul este o masă de apă litorală, parţial închisă, ce comunică permanent sau

parţial cu marea, în care variaţia salinităţii este măsurabilă, ea derivând din amestecul

apei marine cu cea provenită de pe uscatul drenat” (Day, 1981).

196

Estuarul reprezintă un spaţiu intermediar în căutarea unei identităţi. Prin

caracteristicile pe care le deţin estuarele dau senzaţia unui spaţiu fără frontieră unde apa

se confundă cu uscatul şi orizontul într-o interogaţie permanentă. Estuarul este locul de

întâlnire dintre eternitate şi efemer. Există o opoziţia permanentă şi contrastantă a

raporturilor omului cu natura (Romanescu, 2002).

Cel mai important fenomen care conduce la formarea estuarelor este reprezentat

de eustatism. Mişcările eustatice pozitive sau negative pot fi provocate de cauze diverse:

tectonoeustatism (mişcări tectonice); glacioeustatism (glaciaţii şi încălziri);

sedimentoeustatism (acumularea materialelor pe fundul oceanelor), termoeustatism

(termică ridicată datorată activităţilor magmatice din interiorul Pământului) etc.

Estuarul reprezintă o categorie aparte de forme litorale. Au drept caracteristică

penetrarea, prin intermediul mareelor, a apelor marine în cursul inferior al fluviilor.

Întâlnirea apelor sărate cu cele dulci dă naştere unei dinamici particulare cu mecanisme

specifice de sedimentare. Estuarele apar ca locuri foarte importante pentru schimbul de

energie şi materie dintre domeniul marin şi cel terestru. Ele prezintă spaţii privilegiate

pentru activitatea umană. Viaţa maritimă estuariană a creat funcţia portuară care, la

rându-i, a stimulat urbanizarea şi industrializarea. În acest fel au devenit târguri

economice importante.

Estuarele sunt foarte favorabile vieţii vegetale şi animale deoarece reprezintă

locul de contact în care abundă elementele nutritive. Amenajările care au intervenit în

mediul estuarelor au modificat geometria siturilor şi procesele hidrologice. Estuarele

sunt spaţii litorale foarte sensibile la intervenţiile umane care bulversează rapid

echilibrul ecosistemului (Paskoff, 1998).

Estuarul cuprinde trei părţi distincte:

-estuarul marin, sau inferior, care are legătură deschisă cu marea;

-estuarul mijlociu, care deţine un amestec de apă marină şi fluvială;

-estuarul fluvial, sau superior, caracterizat de existenţa apei dulci şi de acţiunea

mareelor zilnice (Dionne, 1963).

Estuarele şi categoriile de estuare pot fi: estuare tipice (Gironde); estuare

complexe (Seine, Loire, Tajo, Tamisa, Humber, Severn, Weser, Elba, Saint Laurent,

Columbia etc.); medii estuariene parţiale (riasuri); medii estuariene (lagune sau golfuri

mici). Cel mai mare estuar se află la gura de vărsare a fluviului Parana: La Plata. Pe

litoralul Statelor Unite ale Americii se găsesc 900 de estuare individuale, care

însumează o suprafaţă de 68 000 km2. În jurul estuarelor din SUA trăiesc peste 80 mln.

oameni, până la o distanţă de 90 km (The Encyclopedia of beaches and coastal

environments, 1982).

În timpul regresiunii würmiene fluviile importante aveau cursurile inferioare

alungite şi săpate pe platformele continentale ale actualelor cuvete marine. Cursul Loirei

a fost reperat la o adâncime de -27 m la Nantes şi la -80 m pe şelf. Pe şelful Mării Negre

s-a format canionul Viteaz.

197

Cu aprox. 15 000 BP a început ridicarea nivelului marin şi rambleierea a luat loc

incizării. Prin urmare factorii care controlează geneza estuarelor sunt complecşi (Tabel

16).

Tabel 16 Factorii, tipul, timpul, locul şi intensitatea proceselor care controlează

formarea estuarelor (după Perillo, 1996)

Nr. Factori Tipul, timpul, locul şi intensitatea

proceselor

1 Climat Polar şi subpolar

Temperat

Tropical şi subtropical

2 Tipul ţărmului Fracturat

De coliziune

Marginal oceanic

3 Litologia ţărmului Rocă dură

Rocă friabilă (sedimentară)

4 Amplitudinea mareei Macrotidal

Mezotidal

Microtidal

5 Stabilitatea ţărmului Submers

Emers

Stabil

6 Neotectonica Prezent

Absent

7 Debitul râului şi

cantitatea de sedimente

Mare

Slabă

8 Forţele marine difuze

(valuri, curenţi litorali,

curenţi mareici etc.)

Mare

Slabă

9 Influenţe atmosferice

(vânt, temperatură,

umiditate etc.)

Mare

Slabă

Pentru formarea estuarelor trebuie să existe următoarele condiţii:

-existenţa mareelor, cu jocul de dute-vino (flux-reflux) şi amplitudine ridicată;

-existenţa valurilor a căror amortizare este accelerată de modificarea undelor

prin reflexie sau difracţie pe capurile interioare sau exterioare, precum şi de sinuozităţile

văilor înecate;

198

-existenţa unui sector inferior de vale fluvială (sau a unui sistem de văi), situat

între versanţi a cărui ecartament este mai îngust ca lungimea pe care se face simţit jocul

direct sau indirect al mareei;

-versanţii, fasonaţi de procesele subaeriene, a căror evoluţie ţine cont de ablaţia

realizată în estuarul propriu-zis. Nu trebuie să dispună de terase sau acestea sunt într-un

număr redus.

Ţărmurile de la latutudini temperate sunt favorabile formării estuarelor deoarece

întrunesc următoarele condiţii:

-nu au cunoscut incizări glaciare generatoare de fiorduri ca cele de la latitudini

mari;

-încărcătura aluvionară fină este mai slabă ca cea de la latitudini tropicale

pluviale, unde căldura accelerează descompunerea chimică a rocilor;

-puterea fixatoare a stufului şi papurei este mai eficace ca cea a paletuvierilor

din mangrove;

-uşoara tendinţă de subsidenţă defavorizează colmatarea (Fig. 159).

Fig. 159 Regiunile litorale subsidente în ultimile decenii

după Bird, 1993

Configuraţia estuarelor se poate schimb ca urmare a acţiunii valurilor şi

curenţilor marini (Bird, 1970; Bird, Ranwell, 1964; Guilcher, 1956).

199

În cadrul estuarelor se manifestă forţe diferite: fluviul, mareea, salinitatea,

încărcătura solidă, direcţia şi forţa vântului, deriva litorală etc. (Bird, 1970). Mareea

provoacă mişcări alternative ale masei de apă. Penetrarea apei de mare în timpul fluxului

face ca apa să fie refulată spre amonte, până la punctul de la care porneşte curentul

fluvial spre aval. Mareea dinamică (mareea de apă dulce) depinde de marnaj, de pantă,

de lăţimea şi adâncimea estuarului, de încărcătura solidă etc. Pe parcursul unei luni nu

înregistrează aceleaşi valori. În timpul mareei dinamice se formează un val de penetrare

spre amonte cunoscut sub numele de pororoca pe Amazon sau de mascaret pe Loire.

Mareea de salinitate deţine ape cu saliniate ridicată şi un marnaj de peste 2 m.

Modalităţile de penetrare a mareei de salinitate în estuar fac ca gradul de amestec dintre

apele marine şi cele fluviale să împartă mediul în două mari categorii:

-estuar cu con de sărătură (scurgere hipopicanală);

-estuar parţial amestecat (scurgere hiperpicnală) (Pritchard, 1967; Romanescu,

2002).

A.Estuar cu con de sărătură; B.Estuar parţial amestecat.

Fig. 160 Tipuri de estuare după Pritchard, 1967

După modul de circulaţie a apei estuarele se pot clasifica în:

-stratificate (cu con de sărătură şi scurgere fluvială de suprafaţă);

200

-parţial amestecate (conul de sărătură este de mici dimensiuni şi parţial

amestecat);

-cu amestec vertical omogen (pătrundere slabă a mareei);

-omogen (amestec puternic al apelor, mai ales în sectorul inferior) (Pritchard,

Carter, 1971) (Fig. 160).

Din punct de vedere ecologic estuarele se pot diviza în patru sectoare:

-preestuarul – situat în sectorul extrem amonte (reprezintă doar o mică lărgire a

albiei râului şi conţine doar apă dulce);

-estuarul superior – apa dulce şi cea sărată începe să se amestece (concentraţia

salină variază între 5-10‰);

-estuarul mijlociu – indicele de salinitate este cuprins între 10-20‰ (influenţa

mareei este foarte puternică);

-estuarul inferior – salinitatea depăşeşte 20‰ (mareea liberă deţine 30-35‰)

(Planete Ocean, 1983).

În majoritatea estuarelor există o zonă unde sedimentele fine, aflate în

suspensie, sunt puternic concentrate sub forma unui „dop de mâl” (Fig. 161). De obicei

se situează în zona centrală a estuarului, în amonte de intruziunea salină, la nivelul

punctului nodal pe care îl urmează în migraţiile sale longitudinale din timpul variaţiilor

de debit. Dopul de mâl repauzează pe fundul estuarului, mai ales în perioadele de etiaj,

când este mai dens şi mai voluminos. Îşi schimbă poziţia în funcţie de reducerea sau

creşterea debitului solid pus în mişcare.

Fig. 161 Disimetria undelor mareice, localizarea punctului nodal şi a dopului de mâl şi

circulaţia reziduală în cadrul unui estuar după Castaing, Allen, 1981

201

În estuarele cu puternică încărcătură solidă în suspensie se poate forma, la baza

dopului de mâl, o „cremă de mâl” care reprezintă o masă de apă cu turbiditate ridicată

(Allen, 1973; Pirazzoli, 1993). Crema de mâl poate avea gosimi de câţiva metri, lăţimi

de sute de metri şi lungimi de câţiva kilometri.

Cea mai importantă clasificare a estuarelor priveşte latura fiziografică

(morfologică) care înglobează patru categorii: văi înecate, fiorduri, estuare barate şi

tectonice (Pritchard, 1952, 1960).

Văile înecate se pot confunda cu estuarele câmpiilor litorale. S-au format prin

inundarea văilor terminale în timpul transgresiunii Flandriene (5 000 – 6 000 ani BP). Se

desfăşoară la latitudini mici şi medii. Au formă de pâlnie şi profil longitudinal rar

întrerupt de praguri. Adâncimea medie este de 10 m, iar la gura de vărsare poate atinge

20 – 30 m. Când se dezvoltă pe ţărmurile stâncoase au un profil transversal în formă de

„V”. Valea poate prezenta umeri sau terase: Gironde, Tamisa, Delaware etc.

Fiordurile sunt forme asociate latitudinilor mari care au fost acoperite cu gheaţă

sau coastelor afectate de glaciaţia alpină. Valea a fost modelată de limba cheţarilor. Sunt

văi glaciare invadate de apele marine. Profilul transversal are forma literei „U”, la care

pereţii sunt, de cele mai multe ori, abrupţi. La gura de vărsare se găseşte un prag

(morenă frontală) care închide parţial intrarea. Adâncimile variază de la 4 m la 800 m

sau chiar 1 200 m (Canalul Mercier din Chile). Sedimentarea este redusă şi circulaţia de

fund este slabă.

Estuarele barate (estuare lagunare) sunt situate pe văile joase ale râurilor, unde

mareea este slabă şi debitul afluenţilor este redus. Deriva litorală crează cordoane

litorale care închid gurile de vărsare ale râurilor. Adâncimea lagunelor este mică.

Estuarele tectonice sunt grupări de incizii în cadrul ţărmului afectate de mişcări

verticale sau orizontale. Cele mai cunoscute estuare tectonice se găsesc în lungul faliei

San Andreas din golful San Francisco.

Din punct de vedere genetic se disting: estuare de câmpii litorale şi fiorduri.

Din punct de vedere al proceselor de amestec se disting: estuare de tip A (cu con

de sărătură), unde dominanţa este specifică râurilor; estuare de tip B (parţial amestecat),

unde influenţa mareică se face simţită în interiorul gurii de vărsare; estuar de tip C

(omogenizare verticală), unde domină influenţa mareică (The Encyclopedia of beaches

and coastal environments, 1982).

Din punct de vedere al valorii mareice se disting: microtidale, unde forţele

dominante care pun în mişcare sedimentele aparţin vântului şi curenţilor; mezotidale,

unde influenţa mareică creşte, mai ales a curenţilor flux-reflux (New England, Marea

Wadden etc.); macrotidale, unde dominantă este forţa mareică şi gura de vărsare este

tipic sub formă de pâlnie (The Encyclopedia of beaches and coastal environments,

1982).

Încă de la începuturile civilizaţiei umane estuarele au reprezentat zone de

puternică dezvoltare economică. Au fixat populaţiile în jurul unor activităţi variate,

202

maritime şi agricole, industriale şi comerciale, turistice etc. Porturile de mari dimensiuni

şi oraşele înfloritoare şi-au făcut simţită prezenţa pe cele mai favorabile litorale. Au fost

iniţiate culturi originale, maritime sau litorale (Fig. 162).

Fig. 162 Instalaţiile portuare greceşti şi romane din bazinul mediteraneean

după Rougé, 1978

Estuarele reprezintă spaţii de tranziţie pentru oameni, animale, mărfuri etc.

Interferenţele complexe dintre mediile marine, agricole şi urbane, dintre uscat şi mare,

dintre fluvii şi oceane, constituie ansambluri naturale de echilibru: ecosisteme unice.

Adesea s-a subestimat posibilitatea deplasării echilibrelor fără a fi rupte. Au fost

neglijate sau ignorate total. Unele decizii au cauzat distrugeri ireversibile.

Până la începutul secolului al XIX-lea mecanismele naturale existente în estuare

nu suferiseră modificări antropice. Vastele defrişări, care în decursul timpului au redus

considerabil extensiunea pădurilor temperate, au avut repercusiuni asupra decapării

solurilor, creşterii cantităţii de aluviuni fine în cadrul fluviilor, colmatării estuarelor etc.

Mlaştinile au devenit terenuri agricole protejate de inundaţii şi şi-au pierdut rolul de

capcană pentru sedimente şi atenuare a inundaţiilor. Unele golfuri sunt complet

transformate şi se are în vedere construirea unor diguri de larg pentru a proteja porturile

de creşterea seculară a nivelului maritim şi a unor valuri de mare putere (Fig. 163).

Perturbaţiile mecanismelor puse în joc rămân limitate. Începând cu secolul al

XX şi-a făcut simţită prezenţa şi activitatea umană. Intervenţiile umane au provocat

203

schimbări profunde în geometria şi hidrologia estuarelor. Au fost intens studiate două

problematici: facilitarea navigaţiei şi cucerirea de noi teritorii.

Fig. 163 Proiectul construirii unor diguri de larg în golful Tesalonik

după Pirazzoli, 1993

Pentru a permite vapoarelor să urce cât mai departe posibil spre amonte, s-a

favorizat la maximum propagarea şi penetrarea mareelor în estuare. Modificarea

regimului hidrologic din cadrul estuarelor este obţinută în urma amenajării unor canale

de navigaţie, plecând de la şenalul natural, care face obiectul transformărilor. Şenalele

sunt adâncite prin dragaje şi eventual prin derocare (preconcasare). Pentru evitarea

lucrărilor costisitoare se profită de existenţa paleoalbiilor săpate de fluviu în timpul

Cuaternarului, în perioada nivelelor marine coborâte. În acest caz se elimină, prin

afuiere, aluviunile mobile de pe fundul estuarului. Şenalul este regularizat prin corijarea

204

meandrelor, aluvionarea braţelor moarte, suprimarea insulelor şi bancurilor nisipoase

etc. Adesea este calibrat prin îndiguire (Paskoff, 1998). Digurile de la gurile de vărsare

pot deturna aluviunile deplasate prin intermediul derivei litorale şi sectoarele de sub

jetele se pot colmata rapid. Un exemplu concludent este reprezentat de portul Madras

din India sau Sulina din România (Romanescu, 2001a,b) (Fig. 164, 165). În 1876, când

s-a construit prima jetelă, aluvionarea se producea în sudul portului. În urma înaintării

ststemului de apărare s-au prelungit jetelele şi sedimentarea are loc în sectorul nordic. În

sud are loc fenomenul de eroziune.

Fig. 164 Efectul jetelelor din portul Madras asupra deplasării sedimentelor prin

intermediul derivei litorale după Komar, 1983

205

1.Curentul de Nord; 2.Curentul de compensaţie Musura; 3.Areal aflat sub influenţa curentului de

derivă; 4.La intensitate maximă a vântului de SE; 5.La intensitate minimă a vântului de SE;

6.Areal cu eroziune maximă; 7.Driftul sudic de coastă; 8.Driftul nordic de coastă; 9.Capcană de

aluviuni; 10.Linia ţărmului de progradare; 11.Erosiune; 12.Echilibru relativ; 13.Linia de ţărm în

anul 1910; 14.Linia de ţărm în anul 1935; 15.Diguri; 16.Epiuri; 17.Gârle şi canale; 18.Gârle şi

canale submarine; 19.Mile terestre; 20.Oraşe; 21.Faruri.

Fig. 165 Formele şi procesele geomorfologice din sectorul Sulina – Sf.Gheorghe (Delta

Dunării)

206

În cazul existenţei unui singur şenal, baleiat de curenţii fluxului şi refluxului,

capabili să asigure autodragajul, calea de navigaţie este asigurată natural. Pe estuarul

Seinei există un singur şenal artificial, înduguit până la Rouen, la 120 km amonte de

gura de vărsare, cu adâncime de până la 6 m în timpul mareelor moarte.

Urbanizarea şi industrializarea ţărmurilor estuariene au creat nevoia presantă de

spaţiu. S-a insistat pe cucerirea domeniilor amfibii. Operaţia este relativ bună din punct

de vedere economic şi peisagistic deoarece are avantajul păstrării în mediu natural a

terenurilor potenţial vizate pentru culturile agricole.

Mlaştinile înconjurătoare au fost adesea artificial rambleiate, uneori prin

utilizarea directă a produselor de dragare, graţie pompelor aspirante şi refulante.

Estuarul Seinei măsura 130 km2 în 1834, 60 km2 în 1952 şi 31 km2 în 1978 (Avoine et

al., 1981). Volumul estuarului a fost redus la jumătate. În perioada mareelor vii, între

gura de vărsare şi podul Tancarville, la 30 km amonte se înregistrau 1,6*109m3 în 1834

şi doar 0,84*109m3 în 1978. Malurile Loirei, în faza iniţială, măsurau 300 km lungime.

Amenajările ulterioare au redus cifra la 120 km ca urmare a rectificării traseului, din

care 80% sunt protejate de anrocamente şi diguri.

În urma intervenţiei antropice se pot produce modificări în:

-creşterea aporturilor de apă dulce, ca urmare a executării lucrărilor de

regularizare sau captare;

-creşterea aporturilor de apă sărată, ca urmare a executării unor lucrări care

măresc volumul fluxului;

-descărcarea efluenţilor în zonele cele mai turbulente ale curgerii apei în estuar;

-descărcarea efluenţilor doar în perioada mareelor maxime, mai ales în perioada

mareelor înalte care coincid cu debite fluviale puternice (Larras, 1964).

În marile oraşe, situate în câmpiile litorale din ţările în curs de dezvoltare

(Jakarta, Haipong, Hanoi, Manila, Rangoon etc.), subsidenţa este relevată de drenaje

defectuoase care pot provoca inundaţii frecvente (Tabel 17).

Tabel 17 Subsidenţa de origine antropică, măsurată în ultimul secol, în arealul marilor

guri de vărsare a fluviilor sau în lagune (după Pirazzoli, 1993)

Nr. Fluviu . lagună Ţara Subsidenţa

m/100 ani

1 Tokyo Japonia 4,6

2 Pô Italia 3,2

3 Shanghai China 2,7

4 Huston SUA 2,7

5 Tianjin China 2,5

6 SV Taiwan Taiwan 2,4

7 Taipei Taiwan 1,9

8 Bankok Thailanda 1,6

207

9 Rovena Italia 1,2

10 Londra Anglia 0,35

11 Veneţia Italia 0,15

Gura fluviului Seine poate fi considerată un estuar ideal din punct de vedere

ingineresc: un şenal unic, regularizat, calibrat şi îndiguit, baleiat de curenţi mareici care-

i asigură autodragajul. Fluviul se prelungeşte în mare. Efectul de eliminare a aluviunilor

în timpul refluxului, întărit de debitul fluvial, este considerabil sporit ca urmare a

concentrării scurgerii. Rezultatul constă în reculul marcant, spre aval, al frontului

intruziunii saline, de aprox. 50 km între 1955 - 1978 şi migraţia dopului de mâl cu

aceeaşi direcţie şi amploare. Comportamentul sedimentar al estuarului este profund

modificat Estuarul Seinei nu mai funcţionează ca o capcană de aluviuni, ci ca o sursă de

materiale terigene pentru platforma continentală.

Amenajarea estuarului Loire a determinat o adâncire cu aprox. 5 m, îndiguirea

şenalului navigabil, artificializarea ţărmului etc. (Ottmann, 1978; Barbaroux, 1981).

Marnajul a fost profund modificat, prin trecerea de la 2 m la Nantes în 1900, la 4,70 m

în 1975. Punctul extrem atins de mareea dinamică s-a deplasat cu 80 km spre amonte, în

aceeaşi perioadă. Viteza medie a curenţilor s-a dublat între 1930 - 1978, trecând de la

3,5 la 7 noduri/h.

În estuarul Seinei, unde şenalul amenajat este foarte îngust, intruziunea conului

de sărătură este evidentă: între 1959 - 1976 frontu conului s-a deplasat spre amonte cu

15 km, în condiţii de debite şi maree egale (antrenează în acelaşi timp şi dopul de mâl).

Dopul de mâl îşi schimbă poziţia şi creşte încărcătura solidă deoarece îndiguire ţenalului

şi rambleierea artificială a mlaştinilor înconujurătoare au determinat sărăcirea în medii

de depunere a aluviunilor. Încărcătura solidă este intensificată şi de punerea în suspensie

a particulelor minerale provocate de repetarea dragajelor. Colmatarea este activă în

instalaţiile portuare. Sedimentarea maximă, la etiaj, se produce în dreptul oraşului

Nantes, iar la revărsări, în dreptul oraşului Saint Nazaire.

Creşterea cantităţii de material solid, de origine marină, în cadrul estuarului, se

face în detrimentul celei de origine continentală. Creşterea nu este determinată doar de

amploarea intruziunii saline, ci şi de regularizarea fluviului sau supraexploatarea

nisipului din albie.

Creşterea frontului de salinitate pune, în perioada etiajului, probleme de captare

a apei dulci, urbane, industriale sau agricole. Este ameninţată cu contaminarea şi pânza

freatică sau solurile.

La gurile de vărsare ale marilor artere hidrografice, mai ales a acelora unde

direcţia spre mare este perpendiculară pe firul apei, apele marine pot pătrunde spre

amonte la debite reduse şi se amestecă cu cele fluviale abia după parcurgerea unei

anumite distanţe. Fenomenul hidrologic este cunoscut sub numele de „con de sărătură”

sau „pană de sărătură”.

208

Ca urmare a faptului că debitul din amonte, ca şi circumstanţele din aval

(nivelul mării şi al gurii de vărsare, vânturile, mareea, seişele, curenţii etc.), sunt

variabile, apa sărată a mării se poate propaga spre izvoarele fluviului, pe o anumită

distanţă, dând naştere astfel „conului de sărătură de pe fund”. Distanţa pe care se întinde

această limbă variază în funcţie de mărimea debitului fluvial, de direcţia de scurgere a

apei în ocean, sensul şi puterea curenţilor litorali, direcţia şi intensitatea valurilor sau

vânturilor etc.

Viteza apei în conul de sărătură se anulează în vecinătatea zonei de contact

dintre cele două medii lichide, dar cu proprietăţi fizice şi chimice diferite. Sensul curbat

spre amonte indică direcţia în care se îndreaptă conul de sărătură. El este deteriorat şi

„umflat” de factorii opuşi acestuia, adică apa dulce, a fluviului, care se scurge peste cea

sărată, a mării. Fluctuaţia pe orizontală şi verticală a conului de sărătură este continuă

(Romanescu, 1996, 2005).

Existenţa conului de sărătură joacă un rol important în procesul sedimentării la

gura de vărsare a celor trei braţe dunărene, dar mai ales a celei de la Sulina, unde se

formează „bara” de aluviuni, continuu dragată pentru asigurarea navigaţiei.

Procesul de sedimentare este accelerat exact la gura de vărsare sau în interior, la

câteva sute de metri, deoarece salinitatea ridicată produce o floculaţie a substanţelor

solide, mai ales la interfaţa celor două medii apoase. În arealul de interferenţă aluviunile,

cu viteze mult diminuate, se depun cu uşurinţă. Fenomenul este marcant la gura Sulinei

deoarece braţul are orientare vest-est, direct spre mare. O sedimentare puternică se

petrece în timpul apelor mari, când conul de sărătură este refulat. În acest caz se asistă la

o puternică dezvoltare a teritoriilor submerse (Romanescu, 1996). La ape mici conul de

sărătură pătrunde puternic pe braţ şi sedimentarea se face mult spre amonte, la nivelul

oraşului Sulina. Pătura de apă din faţa gurii Sulina are o salinitate de 10‰ la o adâncime

de -10 m, de 17‰ între 10 – 25 m şi de 21‰ la -100 m (Bondar, 1970, 1983).

Ca urmare a forţei Coriolis curentul de nord înclină izohalinele spre ţărm, iar cel

de sud spre larg. Forţa de abatere este direct proporţională cu viteza de deplasare a

corpului respective (Romanescu, 2009a,b). Acceleraţia forţei Coriolis este mai mare în

păturile superioare ca urmare a vitezei mai mari a apei. Circulaţia maselor de apă în

lungul litoralului este supusă unei tendinţe de rotire în sensul şurubului. În condiţiile

curculaţiei nord-sud, păturile superficiale, mai puţin sărate, sunt împinse spre mal şi

măresc coloana de apă dulce de lângă ţărm. Izohietele sunt împinse spre adâncime. La

direcţii sud-nord ale curentului litoral apele se înşurubează spre larg. La deplasarea

apelor spre est se formează un „gol” la mal care trebuie completat cu apele de adâncime,

mai sărate şi mai reci. Prin urmare, apele de coastă sunt mai sărate la circulaţia sud-nord

şi mai dulci la deplasarea nord-sud (Romanescu, 1996, 2005).

Apele fluviale, mai ales la debite ridicate, îndulcesc marea pe areale extrem de

mari: 30 mile spre larg şi 120 mile spre sud. Acest lucru dă naştere la o dependenţă

inversă între salinitatea mării şi debitele Dunării (Romanescu, 2009a,b).

209

Condiţia hidrodinamică critică, de pătrundere a apelor mării pe gurile fluviale,

este exprimată de ecuaţia: ,1

12

Y

YYgHU cr

unde:

Ucr=viteza medie critică a apei în secţiunea gurii de vărsare dinspre mare;

H=adâncimea medie în secţiunea de vărsare;

Y2=greutatea specifică a apei marine;

Y1=greutatea specifică a apei fluviale;

g=acceleraţia gravitaţională.

Când viteza medie a apei în secţiunea gurii de vărsare este mai mare decât viteza

critică, definită de ecuaţia amintită, apa mării nu pătrunde pe gura de vărsare a fluviului.

Pătrunderea apelor marine este condiţionată de adâncimile pe barele submerse formate

la gura de vărsare. Cu cât adâncimile sunt mai mari, cu atât apele sărate pătrund mai

uşor şi invers.

Fig.166 Pătrunderea conului de sărătură pe gura braţului Sulina

după Bondar, 1978

Gura canalului Sulina, cu adâncimi mai mari de -7,3 m, prezintă frecvente

pătrunderi ale apelor marine spre amonte (Fig. 166, 167). Există un debit lichid critic

peste valoarea căruia apele sărate nu pătrund pe albia fluviului. La adâncimea de sub -9

m debitul critic este de 1 260 m3/s. Pe această secţiune apa mării pătrunde cu o frecvenţă

210

de 28% din an (Bondar, 1972). În perioada apelor mici din anul 1989 conul de sărătură a

înaintat pe o distanţă de 10 km amonte de Sulina (Romanescu, 1996).

Pe gurile Sf.Gheorghe şi Chilia pana de sărătură pătrunde mult mai greu

deoarece adâncimile de la gura de vărsare sunt mai mici, dar şi ca urmare a incidenţei

diferite pe care le au valurile şi curenţii marini pe direcţia gurilor de vărsare.

Pana de sărătură, prin implicaţiile ei, afectează şi calitatea apei potabile

furnizate prin reţeaua de alimentare a oraşului Sulina. Cel mai adesea vara, la robinetele

din casele oraşului Sulina, curge apă sărată prelevată de sorburile fixate pe fundul

braţului. Acestea se găsesc la 13 km distanţă de gura de vărsare, prelungită spre larg prin

intermediul digurilor. Pentru a se evita asemenea inconveniente trebuie să se ţină seama

de următoarele situaţii;

-cunoaşterea condiţiilor hidrodinamicii marine şi fluviale care favorizează

fenomenul formării limbii de sărătură;

-instalarea unui sorb culisant care să se poată deplasa pe verticală în funcţie de

ridicarea apelor marine pe fundul braţului (Romanescu, 1996, 2009a,b).

Fig.167 Diagrama de reprezentare a circulaţiei apei, salinităţii şi gradientului de viteză la

gura braţului Sulina după Bondar, 1978

Cu toate că în Marea Neagră mareele au o amplitudine de maxim 12 cm, pe gura

de vărsare a braţului Sulina se produce fenomenul de pătrundere a conului de sărătură.

Fenomenul este favorizat de regularizarea braţului şi păstrarea unei adâncimi mari ca

211

urmare a dragării. Pe celelalte guri de vărsare sunt adâncimi reduse şi fenomenul este

stopat (Romanescu, 1996, 2005).

Gurile de vărsare ale braţelor Chilia şi Sf.Gheorghe nu se deschid drept spre

mare, ci sub un anumit unghi. Barele submerse sunt mai bine alimentate cu sedimente,

fapt pentru care adâncimile scad. În acest caz pătrunderea conului de sărătură se face

extrem de rar şi pe distanţe foarte scurte.

Creşterea încărcăturii solide din dopul de mâl, expulzarea sa în mare, mai

frecventă în ultimul timp, lipsa depunerilor laterale etc. au determinat o intensificare a

gradului de poluare (concentraţii ridicate de minerale grele şi bacterii). Deficitul de

oxigen este ridicat şi activitatea vieţii marine este diminuată. Distrugerea stufărişurilor

de pe maluri a redus considerabil producerea materiei organice şi a eliminat rolul

epurării.

În estuarul Gironde s-au produs modificări de genul: migraţia spre amont a

frontului de salinitate; stratificare verticală marcantă; creştere a circulaţiei reziduale spre

amonte în apexul estuarului etc. În perioada 1825 - 1874, caracterizată printr-o

amenajare slabă, sedimentarea mâlului s-a efectuat aproape regulat în lungul estuarului,

cu un indice mediu sub 1 cm/an, fără sectorul de confluenţă a fluviilor Garonne şi

Dordogne (5 cm/an) unde, ca urmare a existenţei mai multor şenale, energia hidraulică

se disipează (Allen et al., 1979). În aval, depozitele nisipoase, preponderent marine, au o

rată de depunere situată între 1-2 cm/an. Perioada 1925 - 1973, în cursul căreia au fost

puse în loc amenajări importante, se caracterizează printr-o concentraţie a sedimentării

în sectorul aval al estuarului. Pe sectorul situat în amonte de Pauillac s-a instalat

eroziunea, iar în aval depunerea. Fenomenul se explică prin dragarea intensă din

amonte.

Efectele utilizării estuarelor se resimt asupra unor parametri care imobilizează

mediul. Echilibru nu poate fi rupt decât de activitatea umană defectuos proiectată.

Deltele

Denumirea de „deltă” a fost utilizată pentru prima dată de grecii antici pentru

teritoriul mlăştinos de la gurile Nilului, pe care-l asemuiau cu litera grecească Δ (Suter,

1993). Herodot (484-425 î.Cr.) utilizează termenul de „deltă” tot pentru teritoriul de la

gurile Nilului pentru a face comparaţii cu alte guri de vărsare din bazinul mediteranean

(Axelson, 1967).

Delta corespunde gurii de vărsare a unui curs de apă unde aluviunile se

acumulează şi sunt redistribuite pe o suprafaţă extinsă ca urmare a acţiunii valurilor şi

curenţilor litorali (Guilcher, 1981; Paskoff, 1998). Procesul se petrece în mediul marin

(Samojlov, 1956). Delta avansează continuu în domeniul marin (Guilcher, 1981).

Elementul cheie în definirea deltei este reprezentat de debitul solid bogat (Boyd et al.,

1992; Sutter, 1993). Progradarea este criteriul fizionomic de bază (Nonn, 1972).

212

Ansamblul formelor emerse şi submerse constituie integralitatea reliefului deltaic

(Moore, Asquith, 1971) (Fig. 168).

Fig. 168 Delta Mississippi şi evidenţierea formelor digitale

după Google 2011

Delta poate fi definită ca fiind „un depozit parţial subaerian, construit de un râu

într-un mediu cu apă permanentă” (Barrell, 1912). Ţinând cont de existenţa

paleodeltelor se cere înlocuirea expresiei „apă permanentă” cu „apă stătătoare” (Nevin,

Trainer, 1927). Delta poate fi interpretată ca „un depozit de scurgere jet în interiorul sau

în afara unui organism cu apă permanentă (Bates, 1953). În acest caz termenul de deltă

se utilizează în sens larg şi include depozitele deltaice submerse cu caracter permanent.

Cu toate acestea nu toate depozitele subacvatice create de curentul jet au trăsături

deltaice. În această categorie pot fi grupate toate acumulările de la gurile de vărsare care

au dat naştere conurilor de dejecţie (Romanescu, 2011; Vanney, 1977).

Corolarul atotcuprinzător al definiţiilor elaborate de diferite şcoli poate duce la

definirea unei delte ca fiind „un caz tipic de aluvionare fluvială, care se produce la gurile

213

de vărsare ale marilor fluvii încărcate cu o importantă cantitate de aluviuni şi care

debuşează în ape liniştite, de obicei saline (mări şi oceane), ce prezintă ape puţin adânci

şi un şelf extins, unde mareele (în cele mai multe cazuri) sunt de mică intensitate şi unde

curenţii litorali, cu sensuri diferite, sunt slabi, permiţând apariţia, submersă sau la zi, a

unor bare sau a unui con de dejecţie cu suprafaţa plană, pe care fluviul îşi împrăştie

apele într-un păienjeniş de gârle, canale şi lacuri” (Romanescu, 2002; Romanescu et al.,

2007; Romanescu, Jogău, 2008).

A.Debit puternic, încărcătură solidă importantă, hule şi maree slabe; B.Intervenţia hulei (derivă

litorală principală şi secundară); C.Curenţi mareici puternici.

Fig. 169 Tipuri de bare la gura de vărsare după Paskoff, 1998

Deltele nu pot fi unilateral forme litorale pure deoarece la apariţia lor contribuie,

într-o mare măsură, şi factorii specifici continentali (Nonn, 1972). La prima diviziune

hidrologică a braţelor (ceatal, bifurcare, defluviaţie) îşi face apariţia un spaţiu deltaic.

214

Delta este opusul estuarului, dar nu-l exclude pe acesta în evoluţia sa. Apariţia

deltei este condiţionată de gradul de sedimentare. Dacă la gurile de vărsare reuşesc să se

depună mai mult de 50% din aluviuni, se va forma o deltă; dacă mai mult de 50% din

aluviuni sunt transportate spre larg, se formează un estuar. Între cele două forme există o

serie tranzitorie de unităţi (Romanescu, 2002). În funcţie de factorii care acţionează la

gurile de vărsare se formează bare cu forme şi dimensiuni diferite. Prin coalescenţă

acestea contribuie la edificarea unei delte (Fig. 169).

Actualele delte au început să se formeze cu aprox. 5 000 - 6 000 BP.

Delimitarea unei delte este adesea greoaie deoarece sectoarele amonte se alungesc

puternic în continent. Apariţia deltei este legată de existenţa unui debit solid ridicat, a

unor maree de mică intensitate, a unui şelf extins şi a unui profil longitudinal cu

înclinare foarte redusă.

Cantitatea anuală de aluviuni poate fi colosală: peste 1 000 mln.t/an (1 600

mln.t/an) pentru Gange şi Brahmaputra (600 mln.t/an doar pentru Brahmaputra); 900

mln.t/an Amazon, 490 mln.t/an pentru Mississippi; 265 mln.t/an Irrawaddy (Paskoff,

1998), 20 mln.t/an Dunărea (Romanescu, 2002, 2005) etc.

Aluviunile transportate de fluviu pun în evidenţă procesele de degradare a

râurilor din bazinul hidrografic aferent. Cantitatea materialului aluvionar este legată de

existenţa unui important debit lichid, de natura litologică a substratului bazinal,

caracterul ploilor etc. Cantitatea totală de aluviuni pe care a transportat-o Dunărea în

1894 a fost de 81 mln.t (CED, 1931), de 70 mln.t în 1939 (Romanescu, 2005), de 58,7

mln.t în 1980 (Bondar, 1983; Gâştescu, Driga, 1981), de 22 mln.t în 1988 (Duma et al.,

1988) şi 20 mln.t în 2004 (Romanescu, 2005). În anul 1894 braţul Chilia transporta 56,2

mln.t/an, iar în 1958 doar 48,4 mln.t/an. În 1894 se transporta 17,8 mln.t/an pe braţul

Sf.Gheorghe, iar în 1958 doar 16,5 mln.t/an. Braţul Sulina transporta 7 mln.t/an în 1894

în timp ce la nivelul anului 1958 se transportau doar 5,5 mln.t/an (CED, 1931;

Romanescu, 2002). Transportul maxim de aluviuni la gurile Dunării a fost de 178,7

mln.t în anul 1912, iar cel minim de 12,5 mln.t în anul 1866. Cantitatea de material

aluvionar depusă anual în cadrul Deltei Dunării face ca suprafaţa acesteia să se înalţe

anual cu aprox. 4 mm (Gâştescu et al., 1977).

Cantităţile mari de aluviuni pot da naştere la modificări radicale ale litoralului.

În timpul inundaţiei maxime din anul 1897, când Dunărea a avut un debit maxim de 35

000 m3/s, la gura braţului Sf.Gheorghe a luat naştere Insula Sahalin (Romanescu, 1999,

2003b).

Reducerea cantităţii de aluviuni de la gurile de vărsare ale Dunării este continuă

şi rapidă. Ea reflectă activitatea umană de ridicare a barajelor pe marile artere

hidrografice şi măsurile de reducere a eroziunii solului în întregul bazin hidrografic.

Efectele resimţite pe litoralul românesc al Mării Negre sunt substanţiale. Reducerea

debitului solid a determinat o slabă alimentare a plajelor şi cordoanelor litorale din Delta

Dunării şi la sud de Capul Midia. Eroziunea marină de pe aliniamentul de 244 km se

215

produce pe aprox. 60% şi progradarea pe doar 40% (Romanescu, 2005). Din punct de

vedere geopolitic situaţia este pozitivă. Frontiera de stat dintre România şi Ucraina, la

gura de vărsare a braţului Chilia este trasată pe cursul secundar Musura. Acesta are

direcţie nord-sud pe jetelele Sulinei. Cu 20 - 30 de ani în urmă litoralul gurii Musura

avansa cu 20 - 40 m/an. Din cauza reducerii debitului solid astăzi mai avansează cu

aprox. 8 - 10 m/an. Prin urmare România pierde mai puţină frontieră cu Ucriana. Dacă

Canalul Bâstroie ar fi terminat, şi debitul lichid al Chiliei ar fi dirijat prin acest sistem,

gura Musurei ar fi colmatată şi progradarea suprimată.

În cadrul Deltei Dunării a avut loc o schimbare a valorilor procentuale de debit,

în funcţie de lucrările cu caracter hidrotehnic care au fost întreprinse pe principalele

braţe (Tabel 18).

Tabel 18 Distribuţia debitului lichid pe principalele braţe ale Dunării

Nr. Braţul Valoarea procentuală a debitului

1856

%

1998

%

2004

%

1 Chilia 65 60 58

2 Sulina 7 18 18,8

3 Sf.Gheorghe 28 22 23,2

Debitele lichide, şi implicit cele solide, s-au schimbat pe cele trei braţe ale

Dunării ca urmare a lucrărilor întreprinse de Comisia Europeană a Dunării între anii

1858 - 1902 pe braţul Sulina, şi apoi de AFDJ Galaţi între anii 1985-1992 pe braţul

Sf.Gheorghe.

Până în anul 1856, când s-a înfiinţat Comisia Europeană a Dunării (CED),

actualul canal Sulina se afla în stare naturală, prezentând numeroase meandre cu

adâncimi reduse ce însumau o lungime de 83 km. Lăţimile erau cuprinse între 120 – 250

m, iar adâncimile se situau între 2,5 – 9 m (CED, 1931). Cele mai importante lucrări

hidrotehnice au fost întreprinse între 1858 - 1902 şi au constat în:

-dragarea parţială sau totală a unor sectoare cu adâncimi reduse;

-eliminarea epavelor din albia vechiului curs;

-rectificarea a 27 de coturi în vederea scurtării distanţei şi facilitării navigaţiei;

-dragarea continuă a barei de la Sulina,

-protecţia malurilor prin dale de beton şi anrocamente etc. (Romanescu, 2002,

2005).

Lucrările de rectificare, ca şi cele de dragare, au generat modificări asupra

adâncimii braţului, debitului (lichid sau solid) şi nivelurilor, cât şi asupra intensităţii

procesului de aluvionare de la gura de vărsare ca urmare a influenţei pantei hidraulice.

În intervalul 1902 - 1990 albia braţului, ca urmare a reducerii lungimii de la 83 km la 62

km, s-a adâncit cu 7,5 m. Debitul lichid a crescut de la 7 - 8% (1902) la 18% în prezent.

216

Adâncimea gurii Sulina, în anul 1856, era de 2,74 m, în 1894 de 6,25 m, în 1926

de 7,16 m, menţinându-se astăzi la peste 9 m. În 1856 nu se depăşeau adâncimi de 1,83

m la gurile Oceacoff (Chilia) şi Kadârlez (Sf.Gheorghe) (CED, 1931).

Pe braţul Sf.Gheorghe au fost începute lucrările de canalizare în anul 1985 şi

finalizate în 1992. Au fost construite 6 canale, cu adâncimi de 7 – 8 m şi lăţimi de 75 –

100 m, care au tăiat majoritatea meandrelor ce stinghereau navigaţia. Braţul şi-a

diminuat lungimea cu aprox. 38 km, de la 108 km la 70 km (1/3 din lungimea iniţială)

(Romanescu, 2005). Reducerea lungimii braţului a determinat creşterea debitului în

detrimentul Chiliei.

Apariţia deltelor este influenţată în mod deosebit de caracteristicile mediului

marin, mai ales de condiţiile hidrodinamice. Interacţiunile produc trei forţe primare:

inerţia apei fluviale şi turbulenţa difuziunii; fricţiunea dintre afluent şi patul marin;

capacitatea de plutire care rezultă din contrastul de densitate (Bates, 1953; Fisher et al.,

1969; Suter, 1993; Wright, 1977).

Extensiunea şi restrângerea apelor sărate din faţa sectorului deltaic sunt

favorizate de următorii factori (Verger, 1991):

Geomorfologici: scăderea denivelării deltaice; marele număr al gurilor de

vărsare (număr ridicat de „portiţe”); caracterul estuarian al morfologiei.

Hidrologici: neregularitatea regimului fluvial (la ploi puternice conul de

sărătură pătrunde pe o distanţă mai mică în interiorul deltei); violenţa apelor marine din

timpul furtunilor; importanţa marnajului.

Climatici: forţa vânturilor marine; seişele.

Deltele sunt localizate preferenţial pe ţărmurile cu maree redusă. Mările închise,

continentale şi mărginaşe, faţă de oceane, sunt favorabile apariţiei deltelor. Cele mai

multe delte s-au format în mările continentale (închise) (Nil, Dunărea, Pad etc.). Dacă

încărcătura solidă transportată de fluviu este mare se pot forma delte şi în sectoarele cu

amplitudine ridicată a mareei (Amazon 6 m, Irrawaddy 5,5 m, Gange-Brahmaputra 4,5

m etc.) (Bird, 1970).

În funcţie de factorii dominanţi (fluviu, maree, valuri) care acţionează la gurile

de vărsare se pot forma delte cu morfologie şi evoluţie proprii. Cele mai multe capătă

forme intermediare determinate de interacţiunea factorilor dominanţi. Suprafeţele şi

morfologia variază în funcţie de condiţiile existente la gura de vărsare şi de factorii care

acţionează asupra ei. Cea mai mare deltă, cu caracter complex, de tip estuarian, este

Amazonul (467 000 km2). Delta Dunării ocupă locul 25, cu o suprafaţă de 5 600 km2

(Romanescu, 2002, 2005) (Tabel 19).

Tabel 19 Clasamentul celor mai importante 50 de delte ale Terrei Nr Delta Ţara Suprafaţa deltei

km2 Lungimea

râului

Suprafaţa

bazinului

hidrografic

1 Amazon Brazilia 467000 6518 (2) 5778290 (1)

217

2 Gange-

Brahmaputra

India-

Bangladesh

105600

(100000, 82000)

2901 (18) 1825000 (10)

3 Mekong Vietnam 93700 (52000,

70000)

4350 (9) 906500 (20)

4 Chang Jiang China 66600 (124000,

80000)

5827 (4) 1808000 (11)

5 Lena CSI 43500 (28500,

32000)

4318 (10) 2421000 (7)

6 Huan He China 36272 (127000,

2500)

4850 (5) 761500 (22)

7 Indus Pakistan 29500 (28000,

8000)

3186 (17) 963480 (17)

8 Mississippi SUA 29000 5970 (3) 3211600 (3)

9 Volga CSI 27200 (12000) 3700 (15) 1358000 (13)

10 Orinoco Venezuela 20600 (25000,

56900)

2500 (23) 1086000 (16)

11 Irrawaddy Myanmar 20500 (31000,

35000)

2150 (27) 429940 (26)

12 Yukon SUA (Alaska) 20000 (10000) 3700 (14) 932000 (18)

13 Niger Nigeria 19100 (24000) 4200 (11) 2100000 (9)

14 Tigru-Eufrat Irak 18500 2735 (20) 1113700 (16)

15 Song Homg Ha Vietnam 15000 (13000) 1200 (34) 100000 (38)

16 Mahanadi India 13000 830 (40) -

17 Nil Egipt 12500 (22000) 6690 (1) 2878500 (5)

18 Chao Phraya Thailanda 11400 (24500) 866 (39) 922000 (19)

19 Indighirka CSI 9200 1791 (29) 360000 (28)

20 Kuban CSI 9000 (12000) 906 (37) -

21 Mackenzie Canada 8500 (7200) 4600 (7) 1660000 (12)

22 Kura-Arax CSI 8000 - -

23 Zambezi Mozambic 7200 (8000) 3450 (16) 1328600 (14)

24 Godavari India 6300 (4000,

12000)

1448 (32) 297800 (31)

25 Dunărea România 5600 2857 (19) 805300 (21)

26 Parana Argentina 5440 3718 (13) 2305100 (8)

27 Senegal Senegal 4250 1190 (35) 196400 (35)

28 Terek CSI 4000 600 (45) -

29 Ord Australia 3900 405 (48) 46570 (42)

30 Amu Daria CSI 3500 (10000) 2441 (24) 297850 (30)

31 Obi CSI 2850 4505 (8) 2913750 (4)

32 Enisei CSI 2460 3794 (12) 2698780 (6)

33 Burdekin Australia 2100 (500) 613 (44) 266700 (32)

34 Zair Zair 2100 4666 (6) 4014500 (2)

35 Colville SUA (Alaska) 1700 567 (46) 59400 (41)

36 Rhône Franţa 1700 (2586) 805 (41) 95830 (39)

37 Magdalena Columbia 1680 1527 (31) 251000 (33)

38 Wisla Polonia 1500 1059 (36) 174000 (36)

39 Pô (Pad) Italia 1300 (1500,

2500, 13400)

760 (42) 143900 (37)

218

40 Mahakam Indonezia 1300 900 (38) -

41 Dvina CSI 1230 1770 (30) 360000 (29)

42 Han River China 915 470 (47) -

43 São Francisco Brazilia 734 2574 (22) 630000 (24)

44 Don CSI 647 1963 (28) 414400 (27)

45 Nipru CSI 639 2253 (26) 502460 (25)

46 Ebro Spania 624 (400) 628 (43) 89800 (40)

47 Tevere Italia 620 393 (43) 16500 (43)

48 Sîr Daria CSI 619 2660 (21) 219000 (34)

49 Colorado USA 617 2334 (25) 676000 (23)

50 Fraser SUA 600 1368 (33) 238000 (33)

(..) locul ocupat de lungimea râului sau suprafaţa bazinului hidrografic

Fig. 170 Harta densităţii populaţiei în Bangladesh şi riscul la inundaţie

după Milliman et al., 1989 citat de Pirazzoli, 1993

219

Deltele au constituit şi vor constitui puncte de atracţie pentru om. Punerea în

valoare a deltei Nilului este veche şi densitatea populaţiei din arealele deltaice asiatice

deţin cele mai ridicate valori de pe Terra (Gange-Brahmaputra, Indus, Irrawaddy,

Mekong etc.). În delta comună a Gangelui şi Brahmaputrei sunt densităţi de până la 3

000 loc/km2 în arealele situate sub altitudinea de 5m (Fig. 170).

O deltă funcţionează pe sistemul proces-răspuns. Morfologia naturală a deltelor

este rezultatul complex al interacţiunilor dintre cantitatea totală de sedimente,

schimbările relative de nivel şi acţiunea mării (valuri, curenţi, maree). Interferenţele

umane alterează inevitabil forma şi evoluţia deltelor. Dacă se are în vedere amenajarea

unei zone litorale trebuie să se ţină cont de multe detalii (Romanescu, Cojocaru, 2010).

Avantajele oferite de spaţiile deltaice sunt numeroase: terenuri plate periodic

îmbogăţite de mâlul cu conţinut ridicat de materie organică; posibilităţi de irigare cu ape

din braţe sau din freaticul situat la dâncime redusă; penetrarea uşoară a apei pe cale

naturală; productivitate biologică (mai ales ihtiologică) ridicată; posibilităţi ieftine de

transport etc. Dintre elementele repulsive se pot aminti: inundaţii periodice cu caracter

catastrofal, provocate de fluviu sau mare; insalubritate legată de existenţa mlaştinilor;

impenetrabilitatea mangrovelor; salinizarea terenurilor; deficienţa alimentării cu apă

potabilă de foarte bună calitate etc.

Ocuparea teritoriilor deltaice presupune o bună gospodărire a apei într-un mediu

colectiv: implică controlul inundaţiilor, un drenaj al sectoarelor cu ape stagnante,

irigarea spaţiilor cultivate, exploatarea judicioasă a resurselor piscicole etc.

Unele delte au rămas la stadiul de virginitate până la începutul secolului XX,

mai ales în bazinul Mării Mediterane unde acestea au fost intens utilizate ca pajişti de

vară. Ulterior a început exploatarea lor pentru culturile agricole. Preocupările ecologice

sunt recente. Mediile deltaice sunt influenţate de intervenţiile antropice care perturbă

evoluţia sedimentologică şi geomorfologică. Lipsesc modificările antropice la deltele

arctice.

Deltele suportă repercusiuni ca urmare a modificărilor produse în bazinul

hidrografic şi implicit pe fluviul care i-a dat naştere. Eroziunea accelerată, apărută odată

cu defrişarea epocii neolitice, a fost intensificată în ultimile perioade. Deltele din jurul

Mării Mediterane s-au dezvoltat continuu din antichitate (Nil, Pô, Ebro etc.). Viteza de

progradarea a deltelor din nordul insulei Jawa este de 2 - 3 ori mai mare faţă de

perioadele precedente (Paskoff, 1998). Construirea barajului de la Assouan (început din

1902 şi terminat în 1964) a modificat complet regimul scurgerii lichide şi implicit a

celei solide. Dacă vechii egipteni afirmau că Egiptul este un dar al Nilului, nu acelaşi

lucru se mai poate spune şi astăzi. Dintr-o deltă cu dominanţă fluvială a ajuns să fie

considerată o deltă cu dominanţa valurilor (Stanley, Warne, 1993; Sestini, 1989).

Practic, populaţia din valea inferioară a Nilului este supusă calamităţilor produse de

închiderea barajului. În acest caz nu se mai produc revărsări şi aluviunile care

îmbogăţeau terenul albiei majore nu se mai depun. Solul a fost astfel secătuit, nivelul

220

apei freatice a coborât, debitul fluviului s-a redus, producţia agricolă s-a diminuat etc.

Diminuarea debitului solid a determinat apariţia sectoarelor erozive la nivelul litoralului

(Romanescu, 2002; Smith, Abdel-Kader, 1988; Verger, 1991).

Dacă pe cursurile de apă sunt ridicate baraje, progradarea deltelor este încetinită

sau stopată. În anumite etape ale existenţei sale delta poate suporta şi fenomene

accentuate de eroziune (regresie). Lobul central al deltei Ebro (Spania) a atins maximum

de dezvoltare în 1946, după care a urmat reculul (Fig. 171). Fluviul livrează mării doar

5% din volumul de sedimente pe care-l deţinea la sfârşitul secolului al XIX-lea.

Fig. 171 Delta fluviului Ebro şi modelul transformării într-un biom agricol

după Google 2011

Începând cu anul 1957 s-au petrecut aceleaşi fenomene şi în delta Adige (Italia).

Eroziunea deltei Adige a început în anul 1957 ca urmare a construirii barajelor din

amonte, dar şi din cauza utilizării apei pentru irigaţii. Pentru construcţii s-a extras şi o

importantă cantitate de nisip din albia râului (Consiglio Nationale delle Rischerche,

1976). Din acest punct de vedere exemplul deltei Nilului (Egipt) este demonstrativ:

cedează teren la cele două guri (114 m/an pentru Rosette şi 31 m/an pentru Damiette),

221

mai ales după anul 1964, când s-a dat în folosinţă nodul hidroenergetic de la Assouan.

După unele estimări barajul Nasser reţine în fiecare an o cantitate de aluviuni estimată la

108 m3 (Smith, Adbel-Kader, 1988; Frihy, 1988). La această valoare se adaugă cantitatea

care se găseşte în cursul aval de baraj, care se depune în câmpia deltaică şi circulă

printr-o reţea de canale, braţe şi gârle, estimată la 10 000 km (Stanley, 1996). Tăierea

buclelor de meandru şi îndiguirea Medjerdei (Tunisia) din perioada 1902 - 1930 a

provocat o creştere a încărcăturii solide şi o progradare corelativă a digitaţiei spre larg

(Jauzein, 1971).

Reducerea cantităţii de aluviuni din Delta Dunării a fost mult mai vizibilă, cu

repercusiuni grave asupra ratei de înaintare a frontului deltaic. În acest caz 60% din

lungimea litoralului este erodat şi doar 40% progradant (Romanescu, 2002, 2005).

Suprafaţa de înaintare este totuşi mai mare decât cea de regresie.

Este demnă de remarcat submersia unor suprafeţe deltaice ca urmare a ridicării

eustatice contemporane, coroborată cu diminuarea considerabilă a aporturilor detritice

reţinute de baraje sau de lucrările de îmbunătăţiri funciare efectuate în cadrul bazinului

hidrografic (Gange - Brahmaputra, Nil, Dunăre etc.). Aporturile ridicate contrabalansau

subsidenţa spaţiilor deltaice. Pomparea şi supraexploatarea apelor freatice, extragerea

hidrocarburilor etc. accentuează tasarea terenurilor deltaice şi antrenează inundaţii cu

caracter permanent.

Impactul antropic este evident în sectorul vestic al Deltei Dunării (delta fluvială)

În urma unui plan diabolic, întreprins de societatea comunistă din România, s-a încercat

transformarea Deltei Dunării într-un biom agricol (Brânduş, Romanescu, 1996;

Romanescu, 1997). Terenurile agricole din deltă totalizează 11,6%. Cea mai mare

pondere revine terenurilor arabile (58,3%) şi pajiştilor naturale (41,7%). Viile şi livezile

ocupă doar 110 ha, cu răspândire pe loturi private din jurul locuinţelor, mai ales în

vetrele satelor (Administraţia Rezervaţiei Biosferei Delta Dunării, 1995).

Terenurile agricole cuprind incintele îndiguite şi desecate (poldere) şi secundar

pajiştile naturale situate pe uscatul continental Chilia (aprox. 2 560 ha), pe grindurile de

mal şi grindurile fluvio-marine Letea, Caraorman şi Sărăturile. În urma desecărilor au

fost eliminate 70 de lacuri din incinta Sireasa şi 130 de lacuri din Pardina (Romanescu,

1996, 2002, 2005). Peste 36% din terenurile agricole, şi într-o proporţie redusă alte

terenuri neagricole, sunt folosite pentru creşterea animalelor. Ostroavele Babina şi

Cernovca de pe braţul Chilia au fost desecate complet în 1989. În urma unui plan de

renaturare actualmente sunt reinundate.

Cea mai importantă lucrare hidrotehnică din cuprinsul Deltei Dunării a fost

întreprinsă de Comisia Europeană a Dunării, prin canalizarea braţului Sulina şi

construirea jetelelor de la gura de vărsare a acestui braţ. Lungimea braţului Sulina s-a

redus de la 83 km la 62 km, iar jetelele au înaintat în mare la aprox. 10 km. Pentru

facilitarea circulaţiei în lacuri au fost săpate canale de mari dimensiuni (Caraorman,

222

Sireasa, Lipovenilor, Dranov, Mustaca, Dunavăţ, Pardina etc.) şi adâncite vechile

sahale.

Pentru stoparea înaintării nisipului din cadrul grindurilor fluvio-marine s-au

înreprins numeroase campanii de plantare a sectoarelor dunare şi interdunare (mai ales

pe grindul Sărăturile). Cele mai bune rezultate, pe diferite categorii de dune (înalte,

medii, joase, sectoare interdunare), au dat: pinul negru şi silvestru, salcâmul, cătina albă

şi roşie, ienupărul de Virginia etc. (Traci et al., 1988).

Cele mai importante lucrări hidrotehnice contemporane se întreprind la gura

braţului Sulina. Formarea barei de la Sulina determină colmatarea rapidă a gurii de

vărsare şi întreruperea navigaţiei. Dragarea este necesară, mai ales în timpul apelor mari,

când se transportă şi cele mai mari cantităţi de aluviuni. Avansarea jetelelor spre larg

face ca descărcarea sedimentelor să se efectueze la adâncimi mari. Dragajul face ca

adâncimea minimă să se menţină a 7,15 m.

Jetelele de la Sulina au efecte pozitive dar şi negative. Nisipul provenit din

dragaje este preluat de şalande şi deversat în largul mării. În acest caz aluviunile sunt

scoase din circuitul costier şi văduvesc bugetul sedimentar detlatic care contribuie la

progradarea ţărmului. Jetelele deviază circuitul normal al curenţilor litorali, mai ales a

celui cu direcţie nord-sud. La contactul cu jetelele curentul nordic dă naştere unui vârtej

de tip „Eckman”. Vârful acestui curent circular loveşte ţărmul deltaic cu putere sporită

în dreptul canalului Sondei şi gârlei Împuţita. Eroziunea litorală din acest sector este de

aprox. 15 - 20 m/an. În dreptul oraşului Sulina se crează litoral, în timp ce sudul acestuia

se află în retragere (Romanescu, 2005).

Terenurile stufo-piscicole din Delta Dunării reprezintă suprafaţa cea mai mare

din rezervaţie (57,6%). Sunt terenuri aflate în regim liber de inundaţie, întâlnite atât în

zonele economice, cât şi în cele tampon, incluzând braţele, gârlele şi canalele.

Terenurile piscicole amenajate sunt reprezentate de zonele îndiguite destinate producţiei

piscicole. Pentru creşterea peştilor este amenajată o suprafaţă de 6,8%. Recoltarea

stufului se face industrial şi artizanal (pentru uzul locuitorilor: învelitul caselor, ridicarea

gardurilor, combustibil). Cu toate că Delta Dunării deţine cele mai mari suprafeţe

mondiale ocupate cu stuf (Phragmites australis) cantitatea exploatată este încă infimă.

Sunt exportate cantităţi reduse în Austria şi Germania. Pentru regenerare se apelează la

arderea voită a stufului îmbătrânit. Din punct de vedere ecologic este o practică

dăunătoare deoarece dispar şi alte organisme ale lanţului trofic.

Fondul forestier, ca parte distinctă a landşaftului, se manifestă ca una din

componentele cele mai complexe, dar şi mai stabile. Pădurile ocupă o suprafaţă de 226,9

km2, din care 187,3 km2 păduri efective, în timp ce restul de 39,6 km2 reprezintă alte

categorii de folosinţă (terenuri destinate gospodăririi pădurilor, neproductive sau scoase

temporar din circuitul forestier).

În urma măsurilor întreprinse de Administraţia Biosferei Delta Dunării unele

suprafeţe grav afectate de activitatea umană au fost propuse pentru reconstrucţie

223

ecologică (Babina, Cernovca, Sireasa, Pardina etc.). Au fost restaurate doar incintele

Babina şi Cernovca.

Utilizarea mediilor deltaice şi exploatarea resurselor depind de ape şi depuneri

aluvionare. Tipurile de exploatare pot fi clasificate în funcţie de gradul de modificare pe

care-l aduce mediilor hidrologice şi geomorfologice. Formele rudimentare nu modifică

mediile deltaice. Acestea corespund economiilor care se rezumă la cules, încă frecvent

în numeroase delte. Este specific deltelor situate în zona tropicală (indienii Guaraos din

Orinoco). Exploatarea se rezumă la pescuit şi culesul fructelor.

Deltele din Asia musonică cunosc forme rudimentare de pescuit care utilizează

plase, coşuri de nuiele etc. Sistemele complexe noi sunt puse în valoare de colectivităţile

umane care prind peştele în zonele de inundaţie, unde se efectuează breşe în grindurile

fluviale. Practica pescuitului din zonele temperate nu presupune amenajări importante.

Pe lângă pescuitul din apele naturale s-au amenajat şi spaţii speciale. Taurinele şi

porcinele se cresc în sistem de semisălbăticie în Delta Dunării. Primele ocupaţii umane

din delta Ebro au presupus existenţa unui pescuit rudimentar cu ajutorul plaselor,

vânătoare cu capcane şi culesul unor plante de pe solul nisipos etc. A fost practicată şi

creşterea taurinelor în sistem cvasisălbatic (Deffontaines, 1951). În zona arctică, mai

ales în delta Mackanzie, se vânează balenele albe. Sunt vânate şi animalele pentru blană

şi se pescuiesc specii scumpe, pentru gurmeţi (languste, crabi etc.). Tentativele

guvernului canadian de a converti inuiţii să crească renul în sistem intensiv a dat greş.

Pentru agricultură sau piscicultură condiţiile sunt vitrege şi rezultatele nesatisfăcătoare.

Inundaţiile desfăşurate în deltele lumii nu se pot controla perfect. Din acest

motiv numeroase suprafeţe deltaice sunt anual îndiguite: Grange - Brahmaputra,

Meghara, Dunărea, Indus, etc. Pentru eliminarea excesului de apă se utilizează

pompajul: New Orleans în delta Mississippi. Digurile construite pe ţărmul maritim

stabilizează cordonul litoral sau obturează „portiţele”: Camargue.

Marile sisteme hidraulice din delte sunt organizate pe princicpiul dipticului:

aport de apă pentru irigaţie şi drenaj. Structura deltaică favorizează irigarea. Breşele din

grindurile fluviale facilitează scurgerea gravitaţională a apei. Eliminarea apei poate fi

ajutată prin pompaj. Barajele construite pe litoralul deltaic contribuie la ridicarea apelor

în incintele depresionare: Nil. Irigaţiile prin submerise favorizează cultura orezului:

fluviul Roşu, Mekong, Irrawady etc.

Dacă climatul favorizează o evaporare puternică sectoarele deltaice joase sunt

propice construirii instalaţiilor de marais salants (bacuri de evaporate pentru obţinerea

sării). Amenajările au ca scop dirijarea apelor de mare (la flux) spre bazinele de

recoltare a sării. Dacă nu există un marnaj important se apelează la pompaj: Camargue,

Nil etc.

Exploatarea sării şi cea agricolă modifică echilibrul dinamic natural existent

între apele dulci şi cele sărate. Deltele Camargue şi Pô ilustrează competiţia existentă

224

între vocaţiile deltaice: conservarea naturii, agricultura (mai ales rizicultura) şi

salicultura (Fig. 172, 173, 174).

Fig. 172 Diguri supraînălţate şi poldere în delta Po (Italia, 2011)

Fig. 173 Eliminarea excesului de apă din polderele deltei Pô (2011)

225

Fig. 174 Pescuit tradiţional la gurile de vărsare ale fluviului Pô (2011)

Turismul crează instalaţii fixe în sectoarele deltaice, fie pentru exploatarea unui

mediu încă virgin (Mississippi, Rhône, Volga, Dunăre etc.), fie pentru utilizarea

balneoclimaterică a ţărmului marin (Camargue).

Unele instalaţii speciale sunt amplasate în ariile deltaice rambleiate, drenate s-au

prelungite în mare (aeroportul Nice din delta Var). Cele mai multe aeroporturi sunt

ridicate pe uscatul deltaic stabil, slab utilizat: Barcelona în delta Llobregat, Fucino-

Roma din delta Tibru etc.

Delta Rhinului este un ansamblu original obliterat de voinţa omului. În acest

sector se amestecă apele a trei fluvii: Rhin, Meuse şi Escaut. Cele mai ample lucrări

vizează regimul hidrologic. Ijssel, care în trecut intra în contact cu apele sărate ale

Zuidersee-ului, în zona Kampen, este astăzi un tributar al lacului Ijssel, cu ape dulci.

Variaţiile nivelului nu depind doar de maree, ci şi de nevoile sezoniere ale agriculturii,

cu surplus vara. Planul „Delta” a asigurat securitatea la risc contra inundaţiilor,

ridicându-se baraje şi întărindu-se digurile. A modificat complet geografia apelor dulci

şi sărate de la gurile Meusei şi Rhinului (Haringvliet este un braţ cu apă dulce, iar

Grevelingen este un lac cu apă sărată, fără influenţe mareice). Delimitarea apelor dulci

de cele sărate este artificială şi pe alocuri insulară (Fig. 175).

226

Fig. 175 Evoluţia deltei Rhinului între 850 - Prezent

Cea mai industrializată regiune delatică este Mississippi. Consecinţa se

răsfrânge asupra gradului de poluare (industria petrolieră). Sunt întreprinse activităţi

diverse: exploatarea resurselor subsolice şi solice, îndiguiri, desecări, canalizări,

amenajări piscicole, agricole şi forestiere etc.

În categoria celor mai importanţi parametri care contribuie la formarea şi

evoluţia unei delte intră şi modul de utilizare a acesteia (Kelletat, 1984). Acest mod de

utilizare şi amenajare a spaţiului deţine două direcţii: dinspre om spre mediu şi invers.

Măsurile întreprinse în deltă pot avea repercusiuni asupra mediului marin, în timp ce

lucrările efectuate în preajma bazinelor oceanice pot influenţa desfăşurarea normală a

fenomenelor tipic deltaice (Fig. 176).

227

Fig. 176 Delta naturală a Peciorei, cu bogate zăcăminte de petrol şi gaze naturale

Formele de turism din delte lumii sunt diverse şi eficiente. Din păcate

majoritatea deltelor situate în climatul temperat au fost modificate antropic. Deltele

virgine se găsesc în zona caldă sau zona rece, de cele mai multe ori areale inaccesibile

sau costisitoare financiar. Singura gură de vărsare declarată Rezervaţie a Biosferei este

Delta Dunării. Ea este şi cea mai vizitată deltă europeană. Din acest motiv pe teritoriul

rezervaţiei au fost declarate şi 18 zone strict protejate: Roşca-Buhaiova, Pădurea Letea,

Lacul Răducu, Lacul Nebunu, Vătafu-Lunguleţ, Pădurea Caraorman, Sărături-

Murighiol, Arinişul Erenciuc, Insula Popina, Sacalin-Zătoane, Periteaşca-Leahova,

Capul Doloşman, Grindul Lupilor, Istria-Sinoie, Grindul Chituc, Lacul Rotundu, Lacul

Potcoava, Lacul Belciug (Fig 177).

228

Fig. 177 Zonele strict protejate din Rezervaţia Biosferei Delta Dunării

229

Principalele forme de turism care se desfăşoară pe teritoriul Rezervaţiei

Biosferei Delta Dunării sunt:

1.Turismul pentru odihnă şi recreere. Este practicat prin intermediul

companiilor de turism din ţară şi străinătate. Este utilizată infrastructura din interiorul

rezervaţiei sau de pe rama continentală dobrogeană. Sunt organizate excursii pe

pricncipalele braţe, canale, lacuri, în aşezările rurale sau urbane (Tulcea, Sulina) şi pe

litoral (Fig. 178).

Fig. 178 Plimbare cu ambarcaţiuni silenţioase (motoare electrice) pe canalele din Delta

Dunării

2.Turismul de cunoaştere (itinerant). Este practicat la nivelul organizaţiilor

specializate sau individual. Este potrivit pentru grupurile mici, specializate în turismul

ecologic. Se combină plimbările cu bărcile tradiţionale sau moderne. Se pot face

drumeţii în lungul grindurilor fluviale sau fluvio-marine (Sulina, Crişan, Sf.Gheorghe,

Murighiol, Periprava, C.A.Rosetti, Mila 23, Uzlina etc.) (Fig. 179, 180).

3.Turism specializat. Este turism ştiinţific destinat botaniştilor, ornitologilor,

specialiştilor din varii domenii, cercetătorilor, studenţilor pe cale să efectueze lucrări de

licenţă, disertaţie sau doctorat etc. (Fig. 181, 182).

230

Fig. 179 Infrastructură turistică modernă la Uzlina

Fig. 180 Cabană modernă pe canalul Crişan (între localităţile Caraorman şi Crişan)

231

4.Programe speciale de tineret. Sunt destinate cunoaşterii, înţelegerii şi

stăpânirii naturii din Rezervaţia Biosferei Delta Dunării.

Fig. 181 Cunoaşterea mediul ambiant din Delta Dunării – practica studenţilor de la

Facultatea de Geografie şi Geologie din Iaşi

Fig. 182 Construcţii hoteliere adecvate arhitectonic peisajului deltaic la Sf.Gheorghe

(pentru festivalul de film „Anonimus”)

232

Fig. 183 Plaja neamenajată de la Sf.Gheorghe, la nord de gura de vărsare

Fig. 184 Foto-safari în Delta Dunării

233

5.Turism rural. Turiştii sunt ghidaţi de localnici şi cazarea se face în case

tradiţionale, ţărăneşti. Este cel mai important venit pentru majoritatea populaţiei din

Delta Dunării. Cele mai bune locaţii sunt la Sf.Gheorghe, Mila 23, Periprava, Crişan etc.

6.Turismul pentru practicarea sporturilor nautice, foto-safari etc. Se face în

locurile special amenajate, mai ales pe litoralul Mării Negre (Portiţa, Sf.Gheorghe,

Sulina) (Fig. 183, 184).

7.Turismul pentru practicarea pescuitului sportiv şi a vânătorii. Se practică în

toate anotimpurile, cu excepţia perioadei de prohibiţie (Fig. 185).

Fig. 185 Practicarea pescuitului sportiv pe gârlele din Delta Dunării

Practicarea turismului pe teritoriul Rezervaţiei Biosferei Delta Dunării este

condiţionată de reguli de acces cu caracter impus de statutul unei zone protejate

(Administraţia Rezervaţiei Biosferei Delta Dunării, 2010):

1.Activităţile de turism în Rezervaţia Biosferei Delta Dunării se autorizează de

către Serviciul Reglementare – Autorizare – Dezvoltare din cadrul ARBDD.

2.Accesul turiştilor în Rezervaţia Biosferei delta Dunării se face pe baza

permisului de acces, obţinut de la ARBDD Tulcea, condiţionat de plata unei taxe de

acces.

234

3.Turismul în Rezervaţia Biosferei Delta Dunării se desfăşoară de-a lungul

traseelor aprobate, care exclud accesul turiştilor în zonele cu regim de protecţie

integrală.

4.ARBDD recomandă folosire ghizilor locali pe traseele aprobate.

5.ARBDD recomandă folosirea navelor de mică capacitate, cu propulsie

electrică.

6.Accesul în afara traseelor principale este permis doar cu bărcile tradiţionale, la

rame.

7.Camparea este permisă doar în zonele aprobate.

8.Hotelurile plutitoare, folosite pentru cazarea şi transportul turiştilor, trebuie să

fie dotate cu tancuri de depozitare a deşeurilor lichide şi containere pentru resturile

menajere.

9.Pentru navele de transport turişti este obligatorie dotarea cu sisteme speciale

de colectare a reziduurilor şi gunoaielor.

10.Turiştii individuali sunt obligaţi să scoată de pe teritoriul rezervaţiei toate

ambalajele de plastic, hârtie, metalele sau sticlele care au conţinut alimentele utilizate

personal.

11.Este interzis accesul turiştilor în coloniile de păsări.

12.ARBDD recomandă utilizarea turnurilor ornitologice pentru urmărirea

păsărilor.

13.Este interzisă tăierea copacilor şi culegerea plantelor de orice fel.

14.Pescuitul sportiv se organizează de asociaţiile agreate în acest scop, legal

constituite şi se practică doar în arealele aprobate.

15.Vânătoarea sportivă se organizează doar de asociaţiile de vânătoare, legal

constituite, în fondurile autorizate.

Centrele de informare şi educaţie ecologică

În structurile ARBDD funcţionează trei centre de informare, documentare şi

educaţie ecologică: Tulcea, Crişan şi Sulina.

Trasee turistice pe teritoriul Rezervaţiei Biosferei Delta Dunării

Traseele pot fi: pe căi navigabile şi drumeţii.

Traseele turistice pe căi navigabile:

Traseul nr.1: Tulcea – canalul Mila 35 – gârla Sireasa – canalul Olguţa –

Dunărea Veche – Mila 23 sat – Crişan – Maliuc – Tulcea.

Traseul nr.2: Tulcea – canalul Litcov – canalul Crişan – Caraorman – hotelul

Lebăda – Maliuc – Tulcea.

Traseul nr.3: Tulcea – Maliuc – hotelul Lebăda – canalul Crişan – Caraorman –

lacul Puiu – popas BTT Roşu – lacul Roşu – Împuţita – canalul Busurca – Sulina –

Tulcea.

Traseul nr.4: Murighiol – canalul Dunavăţ – canalul Dranov – canalul Holbina –

lacul Razim – Gura Portiţei.

235

Traseul nr.5: Jurilovca – Gura Portiţei.

Traseul nr.6: Hotelul Lebăda – Dunărea Veche – canalul Eracle – gârla Lopatna

– canalul Lopatna – lacul Trei Iezere.

Traseul nr.7: Hotelul Lebăda – Dunărea Veche – canalul Magearu – Dunărea

Veche – braţul Sulina – hotelul Lebăda.

Traseul nr.8: Tulcea – Chilia Veche pe ruta: Tulcea – canalul Mila 36 – canalul

Sireasa – canalul Şăntea – canalul Războlniţa – canalul Stipoc – canalul Pardina – Chilia

Veche.

Traseul nr.9: Tur Chilia pe ruta: Chilia Veche – braţul Chilia – braţul Babina –

braţul Cernovca – canalul Sulimanca – lacul Merheiul Mic – lacul Merhei – lacul Matiţa

– lacul Babina – canalul Rădăcinoasele – canalul Pardina – Chilia Veche.

Traseul nr.10: Tur Sf.Gheorghe pe ruta: Sf.Gheorghe – canalul Zăton – canalul

Buhaz – canalul Palade – canalul Crasnicol – braţul Sf.Gheorghe – Sf.Gheorghe.

Traseul nr.11: Traseul Sulina – Periprava pe ruta: Sulina – canalul Cardon –

canalul Sfiştofca – Periprava.

Traseul nr.12: Traseul Sulina – Periprava pe ruta: Sulina – canalul Cardon –

golful Musura – braţul Musura – braţul Stambulul Vechi – braţul Chilia – Periprava.

Traseul nr.13: Tur Uzlina pe ruta: Uzlina – canalul Uzlina – lacul Uzlina – lacul

Isac – canalul Isac 3 – gârla Perivolovca – braţul Sf.Gheorghe – Uzlina – cu extensie

lacul Isac – canalul Isac 2 – canalul Litcov – canalul Ceamurlia – canalul Crişan – braţul

Sulina – Centrul de Informare şi Documentare Ecologică Crişan.

Traseul nr.14: Traseul Jurilovca – Periboina – Istria pe ruta: Jurilovca – lacul

Goloviţa – canalul V – lacul Sinoie – cherhanaua Periboina – cetatea Istria – canalul II –

lacul Zmeica – lacul Goloviţa – Jurilovca.

Traseul nr.15: Traseul Tulcea – Mila 23 pe ruta: Tulcea – braţul Sulina – canalul

Mila 22 – gârla Şontea – Dunărea Veche – Mila 23.

Traseul nr.16: Traseul Crişan – Mila 23 pe ruta: Crişan – Dunărea Veche –

canalul Bogdaproste – lacul Bogdaproste – lacul La Amiază – lacul Trei Iezere – gârla

Lopatna – canalul Eracle – Dunărea Veche – Mila 23.

Traseul nr.17: Traseul Sulina – Sf.Gheorghe pe ruta: Sulina – canalul Busurca –

canalul Împuţita – cordonul litoral – Tătaru – Sf.Gheorghe.

Traseul nr.18: Traseul Sulina – Sf.Gheorghe pe ruta: Sulina – canalul Busurca –

canalul Roşu – Împuţita – lacul Roşuleţ – cherhanaua Roşuleţ – lacul Roşu – baza

turistică Roşu – lacul Puiu – canalul Mocansca – lacul Erenciuc – braţul Sf.Gheorghe –

Sf.Gheorghe.

Traseul nr.19: lacul Câşla – gârla Somovei – lacul Potica – lacul Parcheş – lacul

Telincea.

Drumeţiile se efectuează în zonele emerse pe traseele:

Traseul D.1: Letea – C.A.Rosetti – pădurea Letea – lacul Nebunu şi retur.

Traseul D.2: Sfiştofca – C.A.Rosetti – lacul Nebunu – şi retur

236

Traseul D.3: Caraorman – pădurea Caraorman – lacul Erenciuc şi retur.

Traseul D.4: Murighiol – lacul Sărături şi retur.

Traseul D.5: Uzlina – lacul Uzlina şi retur.

Traseul D.6: Tudor Vladimirescu – gârla Sireasa şi retur.

Traseul D.7: lacul Nuntaşi – cetatea Istria – lacul Sinoie şi retur.

Infrastructura turistică care deserveşte Rezervaţia Biosferei Delta Dunării este

insuficient dezvoltată şi nu poate acoperi întreaga cerere la standardele europene. Cu

toate inconvenientele momentului Delta Dunării rămâne o zonă turistică relativ scumpă,

fapt pentru care numărul turiştilor a scăzut, comparativ cu perioada comunistă. Au

crescut însă veniturile deoarece turiştii noului val au o educaţie elevată. În acest fel

protecţia mediului este asigurată.

Fig. 186 Complexul hotelier de 5 stele de la Parcheş

Întreaga infrastructură dispune de un număr total de 22 hoteluri (1 de 5 stele -

Parcheş, 5 de patru stele - Delta, Egreta, Mon Jardin, Rex, 10 de 3 stele, 3 de 2 stele, 1

de o stea şi 2 complexe turistice), 19 hoteluri plutitoare, 20 de pensiuni în reţeaua

ANTREC (6 de 2 margarete, 12 de 3 margarete, 1 de 4 margarete şi 1 de 5 margarete -

Morena) şi 56 de alte pensiuni (3 la Tulcea, 7 la Sulina, 8 la Crişan, 1 la Maliuc-

Gorgova, 9 la Mila 23, 1 la Caraorman, 5 la Gorgova-Vulturu, 12 la Sf.Gheorghe, 2 la

237

Murighiol, 1 la Mahmudia, 4 la Dunavăţu de Jos, 1 la Jurilovca, 1 la Sarichioi, 1 la

Chilia Veche şi 1 la Nufăru. Singurul Resort de 5 stele din Delta Dunării funcţionează la

Parcheş (Fig. 186, 187, 188, 189).

Fig. 187 Hotelul Delta din Tulcea

Fig. 188 Hotelul Mon Jardin din Mahmudia

238

Sunt 4 campinguri autorizate (VITAL Chilia de 40 locuri, DELFINUL

Sf.Gheorghe, CORMORAN Uzlina, PELICAN Murighiol) şi 4 sate de vacanţă (LA

EDEN Gura Portiţei, Roşu între braţele Sulina şi Sf.Gheorghe, NUFĂRUL Partizani şi

BAKO Murighiol).

Fig. 189 Pensiunea Morena din Murighiol

La această infrastructură turistică se pot adăuga cele 3 tabere şcolare: „Delta

Dunării” Sulina, Bididia-Tulcea şi Babadag.

239

CAPITOLUL X ŢĂRMUL ROMÂNESC AL MĂRII NEGRE

Litoralul se află la periferia a două lumi: o entitate singulară şi un peisaj

plurifaţetic. Este un spaţiu tampon situat la contactul acţiunii combinate a agenţilor

marini, aerieni şi subaerieni. Este un domeniu deschis care primeşte un flux multiplu:

acţiunea moderatoare a mării; potenţialitate halieutică; potenţialitate energetică; facilităţi

în relaţiile cu exteriorul etc.. Rezultatul unei asemenea singularităţi este pariţia unui

peisaj unic, poligenetic şi policronic.

Între gura braţului Musura (aparţine deltei secundare Chilia) şi localitatea Vama

Veche, ţărmul românesc are o lungime de 244 km. Pe vechile hărţi şi în documentele cu

vechime de 15 - 20 ani era dată valoarea de 245 km; astăzi, această valoare este

diminuată deoarece braţul Musura are o orientare N - S şi înaintează anual spre mare cu

aprox. 40 m. În acest caz România pierde anual o parte din frontieră în dauna Ucrainei

(Romanescu, 2003c, 2005).

Fig. 190 Sectorizarea litoralului românesc al Mării Negre

240

Din punct de vedere genetic şi altitudinal litoralul românesc este împărţit în

două sectoare distincte:

-nordic, de acumulare, deltaic. Se desfăşoară între gura braţului Musura (N) şi

capul Midia (S);

-sudic, de abraziune, înalt. Este cuprins între capul Midia (N) şi localitatea

Vama Veche (sau frontiera de stat cu Bulgaria) (S) (Romanescu, 1996, 2003, 2005)

(Fig. 190).

Sectorul deltaic (de acumulare) are o lungime de 166 km şi reprezintă 68% din

lungimea totală a litoralului românesc (Fig. 191).

Fig. 191 Litoralul Deltei Dunării

241

În cadrul golfului (baia) Musura, pe aprox. 12 km, ţărmul este jos, mlăştinos,

acoperit cu vegetaţie palustră, înaintând continuu în apă. Delimitarea apă/uscat se face

cu greutate (Romanescu, 2010a,b,c) (Fig. 192).

1.Uscatul continental; 2.Lacuri; 3.Cordoane litorale; 4.Ceatal (bifurcare); 5.Altitudini; 6.Sate;

7.Oraşe

Fig. 192 Împărţirea sectorială a litoralului deltaic

242

Actualmente, ţărmul golfului Musura este extrem de dinamic deoarece în nord şi

sud cele două delte sedundare (Chilia şi Sulina) înaintează neîncetat în mare.

Schimbarea morfologică este rapidă şi apariţia unui cordon litoral, parţial

submers/emers va determina transformarea golfului Musura înr-o lagună de tip „zăton”

(Romanescu, 2002, 2003c, 2006).

Cordoanele marine existente între gura Sulina (N) şi gura Sf.Gheorghe (S) sunt

mult mai bine conturate şi se desfăşoară pe aprox. 33 km. La sud de gura braţului Sulina

cordonul litoral prezintă lăţimi cuprinse între 250 – 300 m în nord şi se reduc treptat la

20 – 30 m în dreptul gârlei Împuţita şi canalului Sondei (9 km sud de Sulina). În timpul

furtunilor şi valurilor mari apa mării poate trece peste cordonul litoral, deversând astfel

saramura în lacurile cu apă dulce situate în sectorul deltaic propriu-zis (vestic).

Sectorul cu fragilitate ridicată este situat între canalul Sondei (N) şi grindul

Cazacu (S), desfăşurându-se pe aprox. 10 km. În anumite locuri cordonul litoral se

îngustează până la 10 m şi prezintă înălţimi de 0,5 - 0,3 m. Uneori, este traversat de

valurile cu înălţimi medii sau mari. În timpul apelor mari de primăvară-vară ţărmul

deltaic se poate prezenta sub aspectul unor „insule” parţial submerse. Sunt alungite pe

direcţia N - S.

Sectorul cu stabilitate ridicată se află între grindul Cazacu (N) şi capul Buival

(S). Se desfăşoară pe aprox. 13 km. În dreptul gurii de vărsare a braţului Sf.Gheorghe

(capul Buival) ajunge la lăţimi de 2 - 3 km, şi pe alocuri înălţimile pot depăşi 2 m (dune

mobile, semifixate) sau fixate (Romanescu, 1996, 2003c, 2005).

Complexitatea cea mai ridicată o prezintă ţărmul situat între gura braţului

Sf.Gheorghe (N) şi punctul Ciotica (S). Ţărmul este dublat pe un front de 15 km

deoarece îşi face apariţia complexul insular Sacalin. Insulele se alungesc spre sud cu o

rată medie de 150 m/an.

Sectorul Ciotica (N) - Perişor (S) se alungeşte pe aprox. 18 km şi deţine

cordoane litorale cu „portiţe”. Prin acestea pătrunde apa marină în lacurile de tip

„zăton”.

Sectorul Perişor (N) - gura Portiţei (S) se caracterizează printr-un ridicat grad de

stabilitate. Se desfăşoară pe aprox. 26 km.

Sectorul gura Portiţei (N) - grindul Chituc (S) prezintă o fragilitate ridicată şi

măsoară 14 km. Rupturile cordonului litoral poartă denumirea locală de „portiţe” sau

„periboine”. Prin intermediul lor se face schimbul de apă între mediul marin şi cel

lagunar (şi invers) (Fig. 193).

Grindul Chituc este bine conturat şi relativ stabil. Între Buhaz şi capul Midia

plaja are o lăţime variabilă şi o lungime de 6,5 km. Lungimea totală este de 24,5 km

(Romanescu, 1996, 2003c, 2005).

Caracteristica de bază a cordonului litoral Razim-Sinoie este dominată de

existenţa dunelor longitudinale de tip nebkha. Ele însoţesc întregul litoral de acumulare,

243

dar secvenţele cele mai dezvoltate se găsesc pe cordonul litoral care închide laguna

Razimului. Pot atinge înălţimi de 1 – 3 m (Fig. 194).

1.Ape dulci; 2.Ape sărate; 3.Direcţia de pătrundere a apelor freatice

Fig. 193 Cordonul litoral Razim-Sinoie şi direcţia de pătrundere a apelor freatice

1.Vegetaţie psamofilă; 2.Pipirig; 3.Stuf; 4.Lac; 5.Mlaştină; 6.Cochilii; 7.Nisip; 8.Euphorbia

helioscopia

Fig. 194 Profil transversal prin sistemul dunar Razim-Sinoie, pe direcţia nord-sud

244

Litoralul românesc are o orientare generală N-S. În sectorul deltaic această

direcţie se menţine doar între golful Musura şi gura braţului Sf.Gheorghe, la care se

ataşează şi complexul insular Sacalin. Din punctul care indică sudul deltei secundare

Sf.Gheorghe se schimbă direcţia spre vest. În punctul Perişor se trece din nou la direcţia

aproximativă N-S. Orientarea ţărmului este importantă în analiza modului de impact a

curenţilor şi valurilor.

Fig. 195 Direcţia şi frecvenţa vânturilor la nivelul litoralului deltaic

după Bondar, 1963

Vânturile puternice dintre gura Musura şi capul Buival acţionează pe direcţia

NE-SV sau E-V (Romanescu, 1995, 1996, 2005). În dreptul deltei secundare

Sf.Gheorghe acţionează vânturile cu direcţie N - S, NE - SV, E - V şi SE - NV (Fig.

195). În sectorul deltei secundare Sf.Gheorghe - Capul Midia baleiază vânturile cu

245

direcţia SE - NV şi E – V. Acestea cad aproximativ perpendicular pe direcţia ţărmului.

Eroziunea cordonului litoral Periboina-Gura Portiţei este ridicată. În acest sector se

formează un turbion de genul unei celule Eckman (Romanescu, 2003c, 2005). Capătul

terminal al acestui turbion grăbeşte acumularrea materialului aluvionar în sudul deltei

secundare Sf.Gheorghe.

Deriva litorală din sectorul gura Musura - gura Sf.Gheorghe se manifestă

preponderent pe direcţia N-S, în timp ce în sectorul deltei secundare Sf.Gheorghe - Gura

Portiţei acţionează pe aliniamentul E - V. La sud de Gura Portiţei capătă din nou direcţia

N - S.

1.Ape puternic tulburate; 2.Ape mediu tulburate; 3.Ape slab tulburate; 4.Ape curate; 5.Lacuri;

6.Grinduri fluvio-maritime; 7.Uscat continental; 8.Oraşe

Fig. 196 Încărcătura solidă a apelor din dreptul litoralului deltaic după Romanescu, 2005

246

Apele cu grad ridicat de turbiditate se găsesc în dreptul gurilor de vărsare (Staro

Stambulskoe, Sulina, Sf.Gheorghe) sau a gârlelor de mari dimensiuni (Împuţita) (Fig.

196). La gurile de vărsare se formează adevărate „limbi” aluvionare, cu abatere spre sud,

ca urmare a existenţei derivei litorale. Cele mai limpezi ape, fără încărcătură fluvială, se

găsesc în sectorul sudic al deltei secundare Sf.Gheorghe şi Capul Midia. În acest caz

bugetul aluvionar fluvial este deficitar. Între gura Sulina şi Capul Buival se găsesc ape

cu grad scăzut de turbiditate, dar nu foarte limpezi ca cele din dreptul Perişorului. Un

sector cu turbiditate moderată se desfăşoară în dreptul gârlei Împuţita şi canalului

Sondei. Prin aceste artere tranzitează o parte din aluviunile braţului Sulina. Tot aici

acţionează şi curentul circular indus de existenţa jetelelor de la Sulina. Rezultatul final

se răsfrânge în eroziunea puternică din dreptul acestor artere (Romanescu, 1996, 1999,

2005).

Faţă de perioada începutului de secol XX s-au produs schimbări radicale în

privinţa transportului aluvionar (Popa, 1993). La sfârşitul secolului al XIX-lea abia se

creiona golful Musura şi transportul sedimentelor la nivelul ţărmului se făcea pe direcţia

N-S. Astăzi deplasarea se face pe direcţia V-E. Curentul principal intră în amestec cu

jetul fluvial şi se pierde în larg.

În anul 1856 s-a înfiinţat Comisia Europeană a Dunării, cu sediul la Galaţi şi

Sulina. Ea a avut rolul de a asigura navigabilitatea gurilor Dunării. În acest scop a dragat

braţul Sulina, scurtându-l de la 83 km la 62 km. Canalul a fost terminat în anul 1902. În

perioada construirii sale era a doua construcţie de acest gen, după Suez (Fig. 197, 198).

Fig. 197 Construirea jetelelor la gura de vărsare a Sulinei în perioada 1857-1902

după CED, 1931

247

Fig. 198 Confecţionarea saltelelor de răchită pentru prelungirea jetelelor (sistem unic de

construcţie) după CED, 1931

Fig. 199 Sediul Comisiei Europene a Dunării din oraşul Sulina, actualmente sediul

Administraţiei Portului Sulina

248

Pentru asigurarea pasei navigabile la gura de vărsare a Sulinei a fost nevoie să

se construiască jetele spre larg. Lungimea acestora depăşeşte astăzi 9,6 km. Materialul

dragat la bara Sulinei este deversat în larg.

Comisia Europeană a Dunării a impus un alt comportament militar şi civil, la

care se adaugă imensa creştere economică a oraşului Sulina (Covacef, 2003). Se pare că

în perioada interbelică avea o populaţie de 30 000 – 40 000 locuitori (neoficial). Astăzi

mai numără doar 5 000 locuitori. Mărturie a civilizaţiei şi modelului de convieţuire stau

Palatul Administrativ al Navigaţiei Române (Fig. 199), vechiul spital, vechiul far (Fig.

200), bisericile catolice, ortodoxe, anglicane, geamii, sinagogi etc.

Cimitirul oraşului este compartimentat în cinci sectoare: ortodox de rit nou, de

rit vechi, turces, evreiesc şi al Comisieie Europene.

Fig. 200 Farul vechi de la Sulina, construit în anul 1802. Astăzi se află în central

oraşului şi este declarat monument de artă

249

Dragajul din dreptul oraşului Sulina este aproape permanent. Trebuie să se

asigure un pescaj navigabil de 24 picioare (7,15 m). Dragajele executate la gura Sulinei

nu sunt bine proiectate, mai ales sub raportul locului de descărcare a materialului

aluvionar. Sedimentele sunt transportate şi depuse la distanţe şi adâncimi prea mari, fapt

ce determină îndepărtarea unei cantităţi foarte importante de material ce alimenta plaja.

În acest caz apare un deficit aluvionar care are repercusiuni imediate asupra

fenomenelor erozionale de la nivelul ţărmului (Romanescu, 1996, 2003c, 2005) (Fig.

201).

Fig. 201 Transportul sedimentar în lungul litoralului deltaic (+ şi – reprezintă

progradarea şi eroziunea) după Giosan et al., 1997, cu completări

250

Cu toate acestea aluviunile transportate de Dunăre sunt mai rapid depuse la ţărm

deoarece în faţa deltei acţionează doi curenţi cu direcţii, intensităţi şi durată diferite: de

nord (9 luni) şi de sud (3 luni) (Romanescu, 1996) (Fig. 201).

La sud de capul Midia, pe o distanţă de 85 km, se desfăşoară sectorul structural

sau abraziv. Ţărmul cu faleze poate atinge şi înălţimi de 20 – 35 m. Pe anumite sectoare

litoralul structural este întrerupt de o serie de golfuri largi.

La baza falezelor se găsesc calcare şi marne calcaroase, cu intercalaţii de argilă,

peste care s-au depus loessurile şi solurile fosile îngropate.

Ţărmul este însoţit de numeroase limanuri maritime sau lagune: Taşaul,

Techirghiol, Agigea, Tatlageac, Comorova, Mangalia etc.

Materialele din cordoanele litorale aflate în faţa limanurilor sau lagunelor

prezintă granulometrii diferite: la nord de Constanţa sunt aluviuni dunărene, cel mai

adesea fine (dominante fiind cele cu diametrul sub 0,5 mm); cele situate la sud de

Constanţa rezultă din materialul desprins din faleza înaltă şi prezintă o granulometrie

mai grosieră.

Dinamica litorală este mai slabă, comparativ cu sectorul acumulativ. Sectoarele

neamenajate hidrotehnic prezintă importante retrageri ale ţărmului.

Aluviunile de origine dunăreană, mai fine, cuprinse între 0,01 - 0,25 mm, sunt

transportate şi la distanţe mari, spre sud. Prin sedimentare dau naştere unui facies mâlos

ce se desfăşoară pe o lăţime de 30 - 35 km. Pe lângă faciesul mâlos dunărean se găseşte

şi unul cochilifer, autohton.

1-1%; 2-1-2%; 3-aprox. 2%; 4-2-3%; 5->3%

Fig. 202 Carbonul organic din sedimentele bazinului Mării Negre Ross, Degens, 1974

251

Carbonul organic din sedimentele marine litorale este cuprins între 1 - 2% la

marginea bazinului marin şi peste 5% în larg (Fig. 202).

Aluviunile dunărene, alături de cele care provin din roca locală sau din

distrugerea mecanică a cochiliilor, alimentează plajele din sudul litoralului românesc

(Fig. 203).

Fig. 203 Plaja Eforie Nord şi portul turistic adiacent

În funcţie de calitatea nisipului, a existenţei plajelor şi a condiţiilor naturale

locale pe litoralul românesc al Mării Negre, la sud de Capul Midia, au apărut o serie de

staţiuni balneoclimaterice.

Infrastructura turistică a cunoscut o amploare deosebită după anul 1990, când

staţiunile cu renume, mai ales cele din sectorul nordic, privatizate, au construit

numeroase hoteluri de 4 şi 5 stele. Pe departe, cea mai cunoscută staţiune românească,

care întruneşte toate condiţiile unei baze internaţionale, este Mamaia.

Există o diferenţă vădită între infrastructura existenă între staţiunile din Nord

(Mamaia, Năvodari, Eforie Nord) şi cele din sud (Jupiter, Olimp, Venus, Vama Veche

etc.). Cele din sud, luate în locaţie de gestiune din anul 1990, nu au investit în

infrastrutură. Cele din nord, privatizate, au investit enorm în spaţiile de cazare şi

divertisment, construind pe alocuri şi reşedinţe de lux (Fig. 204, 205, 206, 207, 208,

209).

252

Fig. 204 Complexul turistic Arena Regia de 5 stele din nordul staţiunii Mamaia

Fig. 205 Hotelul Rex de 5 stele din staţiunea Mamaia

253

Fig. 206 Locuinţe de lux în nordul staţiunii Mamaia

Fig. 207 Plaja Modern din Constanţa

254

Fig. 208 Plajă neamenajată la nord de Constanţa

Fig. 209 Plajă parţial amenajată la Vama Veche

255

De la nord la sud, între Capul Midia şi Vama Veche, se dezvoltă salba de

staţiuni estivale: Năvodari, Mamaia, Constanţa, Eforie Nord, Techirghiol, Eforie Sud,

Costineşti, Olimp, Neptun, Jupiter, Aurora, Venus, Saturn, Mangalia, 2 Mai şi Vama

Veche. Constanţa, Eforie Nord şi Mangalia sunt oraşe-staţiuni.

256

CAPITOLUL XI POTENŢIALUL TURISTIC AL MEDIULUI MARIN

Fenomenul turistic estival este asociat mediului marin. Modalităţile de

diversificare a fenomenului turistic fac ca mediul marin să fie utilizat din ce în ce mai

mult şi în celelalte sezoane (Fig. 210). În curând vom asista la utilizarea acestuia tot

timpul anului, mai ales în regiunile intertropicale.

Fig. 210 Insulele Baleare în luna ianuarie

Valorificarea turistică este axată pe cele două componente: resursa de apă şi

complexul morfologic al litoralului (Bătinaşi, Sorocovschi, 2011).

Hidrosfera oferă surse multiple de exploatare turistică: litoral, cascade, lacuri cu

diferite origini, cursuri de apă, schi, utilizarea apelor minerale şi termale etc. Cea mai

utilizată resursă, mai ales prin numărul turiştilor, este pe departe cea maritimă. În

sezonul estival se pun în mişcare peste 400-500 mln. oameni, cei mai mulţi în Europa şi

America de Nord. Se pare că litoralul maritim concentrează 80% din fluxurile turistice

şi pe seama turismului estival se obţin cele mai mari venituri în PIB-ul unor state:

Spania, Grecia, Tunisia, Egipt, Franţa, Italia, Thailanda etc.

Potenţialul turistic al mediului marin este determinat de proprietăţile minerale,

termice, organoleptice etc. ale apelor şi de caracteristicile morfografice şi morfometrice

ale coastelor. Un accent deosebit se pune în ultima perioadă asupra valorificării faunei şi

257

florei marine, prin practicarea turismulu culinar sau a celui specializat (scufundări,

pescuit etc.).

Importanţa deosebită pe care o deţine turismul marin este dată de faptul că cele

mai mari regiuni turistice de pe Terra se găsesc la nivelul litoralului. Pe plan mondial se

pare că doi din trei turişti îşi petrec vacanţele la mare („civilizaţia balneară”).

Factorul termic este determinant în practicarea turismului litoral maritim. Sunt

căutate mările care deţin temperaturi medii multianuale de 20-300C. În această categorie

se află mările intertropicale. Talasoterapia se poate practica şi în arealele cu temperaturi

mai coborâte.

În trecut erau recomandate băile reci, în timp ce astăzi sunt preferate băile calde.

Din acest motiv mările situate în climate temperate au cunoscut o scădere radicală a

numărului de turişti. Cele mai câştigate sunt ţările aflate în climatul mediteranean, unde

Tunisia şi Egipt au dezvoltat o infrastructură nouă, extrem de bogată şi ieftină. Este

practicată metoda pachetelor turistice de tip all inclusiv.

În afara balneologiei se utilizează şi alte resurse, cu practici turistice noi:

surfing, schi acvatic, snookers, scubadiving (Australia, Hawaii, Marea Roşie, Golful

Biscaya etc.) (Bătinaş, Sorocovschi, 2011) (Fig. 211, 212).

Fig. 211 Lecţie de scubadiving la Carirns (Australia)

258

Fig. 212 Scubadiving la Marea Barieră de Corali

Cea mai modernă şi mai rentabilă formă de turism este legată de croazierele cu

motonave de lux. A devenit o practică turistică de masă după anul 1960. Fluxurile se

concentrează spre ţinuturi exotice sau spre cele cu potenţial turistic estival ridicat:

Alaska, Ţara de Foc, fiordurile norvegiene, Caraibe, Mediterana etc. (Fig. 213).

Fig. 213 Motonavă de lux în Alaska

259

Litoralul jos, cu plaje este preferat faţă de cel înalt, cu faleze. Cele mai

importante plaje se găsesc în climatul cald, intertropical şi mediteranean: Coasta de

Azur, Costa Brava, Caraibe, Copacabana, peninsula Indochina etc. Cele mai vizitate

coaste înalte sunt fiordurile, mai ales cele norvegiene, şi ţărmurile carstice (Croaţia).

Dintre insule se remarcă cele care oferă o diversificare a turismului, în toate

sezoanele: Baleare, Canare, Malta, Cipru, Antilele Mari, Antilele Mici, Hawaii,

Seychelles, Maldive, Tahiti etc.

Potenţialul turistic biotic din mediul marin vizează organismele acvatice care

pot fi integrate prin acţiuni de observare în mediul natural de suprafaţă sau de adâncime

(snookers, scubadiving, croaziere cu ambarcaţiuni dotate cu corpuri de sticlă etc.) sau

prin acţiuni de captare (pescuit sportiv).

Pentru observarea animalelor marine se organizează croaziere speciale, mai ales

în arealele unde îşi fac apariţia balenele (Golful Sf.Laurenţiu, Halifax, California,

Australia de est, Marea Albă etc.). Cele mai interesante croaziere de acest gen se

organizează la Marea Barieră de Corali, Marea Roşie, Cancun, Grecia insulară, Turcia

sudică, Maldive, Seychelles, Tahiti, Caraibe, Bali, Thailanda etc.

Bird-waching-ul este deja o formă de turism, relativ scumpă, care se practică în

regiunile protejate, unde păsările sunt pe cale de dispariţie sau prezintă un interes

ornitologic special (Insula Bonaventure, Insula Helgoland, Arhipelagul Galapagos,

Insula Amsterdam, Insula Kerguelen, litoralul Deşertului Namib, litoralul Deşertului

Atacama etc.) (Romanescu, 2009d) (Fig. 214, 215).

Fig. 214 Pelicani şi lopătari pe litoralul estic al Australiei

260

Algele marine sunt din ce în ce mai des folosite în meniurile restaurantelor de

prestigiu din cele mai elevate regiuni turistice. În acceaşi manieră se procedează şi cu

fauna, mai ales turismul care vizează fructele de mare.

Fig. 215 Birdwaching pe insula Bonaventure (Canada)

Un habitat biotic care atrage un număr important de turişi este cel al

mangrovelor. Interesul crescut este determinat şi de faptul că ridicarea nivelului marin

va determina dispariţia acestor formaţiuni în următorii 30 - 50 de ani (Australia de nord-

est, Africa de sud-est şi de vest, America de Sud etc.) (Fig. 216).

Cele mai căutate habitate turistice marine sunt reprezentate de formaţiunile

coraligene. Condiţiile de formare se regăsesc doar în arealele intertropicale, unde

temperaturile medii se menţin între 23 - 250C, salinitate de 35‰, pH diurn variabil şi

adâncimi situate între 0 - 50 m. Coralii sunt răspândiţi în ariile intertropicale din

Oceanele Pacific, Indian şi Atlantic.

Sunt trei tipuri importante de recifi coraligeni: barieră (Marea Barieră de Corali,

Tahiti); atoli (Banda, Caraibe, Java, Moluce, Bikini, Indonezia etc.); de platformă

(Bahamas, Bermude, Florida etc.) (Fig. 217).

261

Fig. 216 Pădurea de mangrove din nord-estul Australiei

Fig. 217 Imaginea subacvatică a recifului barieră din nord-estul Australiei

262

În regiunile litorale se regăsesc 65% din oraşele milionare ale Terrei. Cele mai

multe sunt habitate cu funcţii complexe. Oraşele-staţiuni sunt creaţii recente, după anul

1960, şi se regăsesc în arealele cu potenţial turistic ridicat (Fig. 218, 219).

Fig. 218 Buenos Aires şi estuarul Rio de la Plata

Dintre marile metropole situate pe litoral se remarcă: New York, Shanghai, Los

Angeles, San Francisco, Barcelona, Stockholm, Rio de Janeiro, Istanbul, Mumbay,

Osaka, Kobe, Londra, Vancouver, Napoli, Sydney, Genova, Marsilia, Lisabona,

Montevideo, Monaco, Palermo, Hamburg, Tesalonik, Copenhaga, Mellborne, etc. O altă

parte a marilor metropole sunt capitale: Tokyo (Japonia), Buenos Aires (Argentina),

Singapore, Jakarta (Indonezia), Wellington (Noua Zeelandă), Dublin (Irlanda), Havana

(Cuba), Lima (Peru), Luanda (Angola), Beirut (Liban), Helsinki (Finlanda), Dakar

(Senegal), etc. Pentru Marea Neagră se remarcă: Constanţa, Varna, Burgas, Sevastopol,

Soci, Batumi, Sulina etc.

În căutarea de noi spaţii toate aceste aglomeraţii urbane tind să cucerească noi

teritorii, să acapareze linia litorală şi să înainteze în mare. Cele mai îndrăzneţe

construcţii de acest gen se găsesc în ţările suprapopulate, cu densităţi extrem de ridicate

şi cu economii puternice: Japonia, Hong Kong, Singapore etc.

263

Fig. 219 Rio de Janeiro şi cordonul acre adăposteşte plaja Copacabana

Noua maree umană şi mirajul economic al marilor oraşe face ca litoralul să fie

continuu modificat şi nu de fiecare dată transformat în sens bun. Un astfel de exemplu

este reprezentat de oraşul Dakar din Senegal (Fig. 220 221, 222, 223, 224).

Fig. 220 Schema unui litoral saturat, fragmentat şi multifuncţional în Dakar

264

după www.villesdafrique.over-blog.com, 2011

Fig. 221 Zona costieră Yoff din nordul peninsulei Dakar - litoral aflat sub presiunea unei

urbanizări lipsite de înţelegerea termenului de dezvoltare durabilă după www.villesdafrique.over-blog.com, 2011

Fig. 222 Zona costieră Yoff în anul 2000

după www.villesdafrique.over-blog.com, 2011

265

Fig. 223 Zona costieră Yoff în anul 2009, la care se conturează un aliniament eroziv

după www.villesdafrique.over-blog.com, 2011

Cu toate că legea existentă în vigoare în Senegal, ca şi cea din Europa, interzice

construirea oricărui edificiu la mai puţin de 100 m de linia litorală, în apropierea

ţărmului dakarez au apărut o sumedenie de construcţii care au eliminat plaja şi au adus

la modă betonul.

Fig. 224 Zona litorală Mamelles şi apariţia unei construcţii care a ocupat plaja (Dakar)

după www.villesdafrique.over-blog.com, 2011

266

Lanţurile de staţiuni se dezvoltă în ţările cu potenţial tutistic estival ridicat:

riviera ligurică franceză (Monaco, Nice, Cannes, Antibes, Saint Tropez etc.); riviera

adriatică italiană (Rimini, Cervina, Cesenatico, Pesaro, etc.); riviera românească a Mării

Negre (Mamaia, Eforie Nord, Eforie Sud, Costineşti, Jupiter, Saturn, Olimp, Venus,

Mangalia, 2 Mai, Vama Veche).

267

CAPITOLUL XII AMENAJĂRI TURISTICE LITORALE

Pentru multe ţări ale lumii, mai ales cele cu litoral, turismul reprezintă

activitatea economică numărul unu (Spania, Malta, Grecia, Turcia, Tunisia, Egipt etc.).

În acelaşi timp turismul reprezintă principala ocupaţie pentru ţările cu potenţial ridicat.

Turismul litoral este cel care atrage cel mai mare număr de turişti. În sezonul

estival se deplasează spre zonele turistice litorale între 500 - 700 mln. de turişti. Din

acest motiv se explică şi aglomeraţiile care se produc pe autostrăzi sau pe marile

aeroporturi cu caracter de tranzit sau cu destinaţie finală. Insulele Baleare deţin o

populaţie totală de 750 000 locuitori şi prin aeroportul sau tranzitează anual între 20 - 24

mln. pasageri. În fiecare an primeşte între 6 - 7 mln. de turişti străini, cei mai mulţi

provenind din Germania, Anglia, Suedia, Norvegia etc. Aeroportul din Palma de

Majorca primeşte în timpul verii de 11 ori mai mulţi pasageri decât iarna. Frecvenţa

zilnică este de un zbor la fiecare minut. O asemenea zonă turistică nu a fost atinsă nici

de criza economică din anii 2010 - 2011. În acest interval s-a simţit o creştere a

numărului de turişti cu 3%. Pentru anul 2011 se estimează o creştere cu peste 5-6%

deoarece Grecia a intrat în imposibilitate de plată, Turcia a mărit preţurile şi Tunisia şi

Egiptul trec printr-o criză politică de excepţie.

Activitatea turistică litorală, pentru elite, este consemnată încă din secolul al

XVIII-lea, cu precădere în bazinul mediteraneean. La scară redusă ea poate fi

consemnată încă de pe vremea Imperiului Roman, mai ales pentru dezvoltarea

turismului termal. O mărturie a începuturilor turismului litoral de masă este reprezentată

de amenajarea jelelelor şi cheiurilor (Promenade des Anglais) din anul 1735 de la Nice

(Franţa).

Activitatea turistică litorală are o densitate extrem de ridicată, de adevărată

maree umană. Din acest punct de vedere se remarcă fluxul turistic estival îndreptat spre

Coasta de Azur, Costa Brava, Costa del Sol, Riviera Amalfitană, Riviera Ponente,

Riviera Levante etc. O oarecare densitate turistică se remarcă în ultimii ani pe coasta

sudică şi sud-vestică a Turciei, costele şi insulele Greciei, litoralul Portugaliei, litoralul

Croaţiei, litoralul României între Capul Midia şi Vama Veche şi litoralul Bulgariei etc.

Litoralul cu cea mai slabă activitate turistică din bazinul mediteraneean european este

cel al Albaniei. În bazinul mediteraneean a cunoscut o devzoltare puternică turismul din

ţările Africii septentrionale: Tunisia, Egipt, Maroc. Din această zonă doar Algeria nu a

cunoscut imboldul dezvoltării turistice, mai ales din cauze politice. În aceste ţări s-au

dezvoltat porturile din care pleacă croaziere de lux: Port Said, Tanger, Alexandria etc.

Litoralul cu cele mai mari transformări este cel tunisian. Infrastructura turistică

este însă compromisă din cauza mişcărilor politice din anul 2011. Cei mai mulţi turişti

provin din ţări în curs de dezvoltare sau sunt turişti din categoria claselor medii şi mai

jos: Rusia, Polonia, România, Bulgaria, Slovacia şi chiar pensionarii fostei

268

R.D.Germania. Din acest motiv câştigurile nu sunt pe măsura numărului de turişti

înregistraţi anual.

Ţările din partea central-nordică a Europei (Germania, Danemarca, Marea

Britanie, Olanda, Norvegia, Suedia etc.) dezvoltă un ecoturism autohton, de week-end,

fără a avea caracter balnear.

Litoralul Mării Negre cunoaşte amenajări în sectorul nord-vestic (Bulgaria şi

România) şi sectorul nord-estic (Ucraina şi Rusia). Din păcate numărul turiştilor este

încă scăzut şi ca urmare a condiţiilor climatice care rezumă sezonul estival la doar 2-3

luni pe an. Litoralul turcesc al Mării Negre cunoaşte slabe amenajări din cauza

concurenţei cu litoralul sudic, mediteraneean, cu sezon pe aproape întregul an.

Cu caracter izolat se remarcă amenajările turistice, uneori de mare amploare, din

zonele „noului val”: Caraibe, Brazilia (Rio de Janeiro), Insulele Canare (Spania

africană), Dubai (cu formele turismului combinat, în general de lux) (Fig. 225, 226),

insulele Maurice, Seychelles, Maldive (Fig. 227), Tahiti (Fig. 228), Bali (Indonezia),

Thailanda, Malaiezia, Australia de est şi nord-est (Coasta de Aur şi Marea Barieră de

Corali), Noua Zeelandă, Egipt (Fig. 229), Mexic (Acapulco, Cancun) (Fig. 230) (Fig.

230) etc. Mai nou începe să se dezvolte un turism litoral şi în Chile.

În America de Nord se remarcă plajele de la Miami şi California, dar şi

ecoturismul din Gaspesie şi Columbia Britanică (Canada).

Turismul litoral este eminamente urban şi prin urmare reprezintă un puternic

modificator economic, peisager şi totodată social. Dacă turistificarea este pozitivă poate

duce la o dezvoltare economică incredibilă a zonelor care până de curând trăiau în lumea

a treia: Tunisia, Turcia, Egipt etc).

Faţă de alte activităţi economice turismul nu se poate exporta, ci se „consumă”

în loc, de unde şi organizarea specifică a spaţiului. Concepţiile de amenajare se modifică

în timp şi sub presiunea mutaţiilor cererii turistice (Bourgou, Miossec, 2010).

Turismul este în acelaşi timp deplasare şi sejur, voiaj şi vilegiatură (Miossec,

1974). El proiectează pe un teritoriu receptor aspiraţiile populaţiilor locurilor de emisie

care tranzitează itinerarii prin mijloace de transport variate (Bourgou, Miossec, 2010).

Un caz special s-a produs în anii 1960-1970 când staţiunile celebre ale bazinului

mediteraneean au fost populate cu pensionari, devenind astfel reşedinţe permanente:

Coasta de Azur, Riviera Italiană, Coasta Spaniei (Alicante-Calpe-Benidorm, unde

pensionarii reprezintă 30% din rezidenţii străini; Malaga; Baleare, unde 40% din

populaţie este de origine germană; Mijas, unde 50% din populaţie are peste 60 de ani),

Malta (20 000 de rezidenţi englezi) etc. Aceeaşi situaţie s-a petrecut şi cu Miami, unde

au migrat pensionarii new-yorkezi.

Pentru apariţia unei staţiuni litorale au fost desemnate patru agregate

fundamentale: staţiunile, transporturile, comportamentul turiştilor şi atitudinile

responsabile şi populaţia teritoriului receptor (Bourgou, Miossec, 2010).

269

În faza preturism (faza 0) teritoriul poate fi traversat, fără a fi vizitat, dar este şi

prea îndepărtat pentru a putea fi o destinaţie de vacanţă izolată. Nu apar staţiuni şi

cererea turistică nu cunoaşte interes pentru acest teritoriu. Responsabilii şi populaţia au

adesea o atitudine tranşantă vis-a-vis de oportunitatea atragerii turiştilor.

Fig. 225 Noul domeniu de lux din Dubai

Fig. 226 Locuinţe de vacanţă în Dubai

270

În faza 1 turismul se manifestă timid, prin apariţia unei staţiuni pioniere.

Populaţia receptoare observă cu curiozitate sau indiferenţă acest chist. Funcţia turistică a

spaţiului este extrem de slabă şi turiştii au o percepţie sumară a spaţiului.

Faza 2, de multiplicare, implică punerea în scenă a infrastructurii şi afluxul de

mână de lucru spre staţiuniile care trebuie aprovizionate. Creşte numărul de turişti şi se

individualizează spaţii turistice.

Faza 3, de organizare, în care fiecare staţiune îşi organizează mediul (animaţie,

excursii etc.). Specializările şi concurenţele nasc segregarea clientelei. Turismul

provoacă şi accentuează un dualism între spaţiul turistificat şi restul teritoriului mai

puţin atins de febra transformărilor.

Faza 4, de saturaţie, integrează un sistem piramidal de staţiuni ierarhizate,

consolidate. Conexiunea căilor de comunicaţii tinde să fie maximă şi mediul urban

capătă trăsăturile unei dezvoltări exagerate. Survine suprapopularea şi saturarea şi unii

turişti nu regăsesc ambianţa cu care erau obişnuiţi. Saturarea nu presupune declinul

staţiunii, ci mai degrabă o alterare a notorietăţii.

Fig. 227 Plaje de vis în arhipelagul Maldive

Ultimile şase decenii de dezvoltare a turismului mediteraneean demonstrează o

creştere globală, dar cu evoluţie naţională şi regională foarte diferită. În cadrul acestui

spaţiu se încadrează 28 de unităţi teritoriale: Albania, Algeria, Bosnia-Herţegovina,

271

Cipru, Croaţia, Franţa (subdivizată în trei subansamble: Corsica, Languedoc-Roussillon,

Provence-Alpes-Coasta de Azur), Israel, Italia (subdivizată în Italia de Nord şi

Mezzogiorno, Italia de Sud), Liban, Libia, Malta, Maroc, Muntenegru, Palestina, Serbia,

Siria, Slovenia, Spania, Tunisia, Turcia. La acestea se adaugă cele trei ţări situate la

periferia bazinului mediteraneean, dar care participă la sistemul turistic periferic:

Portugalia, România şi Bulgaria.

Unele unităţi teritoriale sunt dominate de turismul internaţional, altele de cel

naţional. În 1947 doar trei teritorii erau angajate în turismul internaţional: Portugalia

(vizată de englezi), Coasta de Azur şi Italia de Nord. Încă din 1947 ultimile două se

aflau deja în faza 2.

Cel mai mare aflux de turişi străini este preluat de patru unităţi teritoriale:

Coasta de Azur, Italia de Nord, Spania şi Grecia. Ele oferă toate formele de turism şi de

implantare turistică. Italia de Nord înregistrează mai mult de 200 mln. de înnoptări

(turism internaţional şi naţional), Spania 155 mln., Coasta de Azur 100 mln. şi Grecia 47

mln. Tot în categoria ţărilor cu potenţial puternic se înscriu Turcia 56 mln. înnoptări,

Tunisia 36 mln şi Portugalia 27 mln. Regiunea Languedoc-Roussillon a fost propulsată

direct de la faza 0 la faza 2.

Dacă în anul 2000 litoralul nordic al Mării Mediterane primea 80% din numărul

total de turişti din bazinul omonim, în anul 2025 va primi doar 40% (Tabel 20).

Tabel 20 Perspectiva turismului mediteraneean (mii turişti) (după Plan Bleu, 2001 citat

de Bourgou, Miossec, 2010) Ţara Turism internaţional Turism naţional Total

1990 2000 2025 1990 2000 2025 1990 2000 2025

Spania 26209 33529 56531 7167 8282 11415 33375 41810 67946

Franţa 10499 15119 23267 6013 7700 6664 16512 22819 31931

Italia 17341 26768 40141 20556 22121 26801 37898 48888 66942

Grecia 8429 11875 17772 3665 4276 6080 12094 16151 23852

Monaco 245 300 594 - - - 245 300 594

Malta 872 1216 2022 125 156 249 997 1372 2271

Cipru 1561 2686 4405 143 314 540 1704 3000 4945

Slovenia - 273 1397 160 197 350 160 469 1747

Croaţia - 5423 10608 825 805 1667 825 6228 12275

Bosnia-

Herţegovina

- 11 89 87 20 138 87 31 227

Serbia şi

Muntenegru

- 24 672 780 163 1466 780 187 2138

Yugoslavia

SRF

5122 - - - - - 5122 - -

Albania 15 16 107 49 62 439 64 78 547

Turcia 2879 6231 23794 4518 6563 16413 7398 12794 40207

Siria 225 142 870 363 478 2784 588 620 3654

Liban - 482 3809 - 769 1659 - 1252 5468

Israel 532 1692 3095 1862 2434 4088 2393 4126 7184

272

Teritoriile

Palestiniene

- 33 - - 13 401 - 46 401

Egipt 482 512 2398 2380 2310 7639 2862 2822 10037

Libia 91 165 1651 270 513 3003 362 679 4654

Tunisia 3044 4804 10072 1440 1904 4525 4484 6708 14598

Algeria 227 260 593 2238 3033 5503 2465 3293 6096

Maroc 604 617 1644 1153 1368 2863 1756 1985 4507

Total PNM 70294 97238 157605 39569 44094 57810 109863 141333 215415

Total

PSEM

8064 14938 47928 14224 19386 48877 22308 34323 96806

Total Med 78378 112176 205533 53794 63480 106688 132171 175656 312221

Între turismul mediteraneean şi cel practicat în alte regiuni ale lumii sunt

diferenţe, uneori radicale. Din acest punct de vedere se remarcă zona Caraibelor

(Bahamas, Antigua-Barbuda, Sainte Lucie, Cayman, Barbados, Virgine, etc.).

Fig. 228 Case de vacanţă în Tahiti

Conform definiţiei adoptată de Organizaţia Mondială a Turismului, turistul este

vizitatorul care petrece cel puţin o noapte pe teritoriul vizitat. Excursionistul, ca şi

croazieristul, nu înnoptează în teritoriul vizita, sau îşi petrece noaptea pe vas. Din acest

punct de vedere în Bahamas s-au înregistrat, în 2007, 1 527 726 turişti şi 3 203 274

273

excursionişt sau croazierişti. Turiştii au însumat un total de 10 054 125 nopţi petrecute

în teritoriul vizitat, însă nopţile celor 3 000 000 croazierişti nu pot fi înregistrate. În

insulele Virgine americane au fost înregistraţi 679 000 turişi şi 1 100 000 de nopţi, la

care se adaugă 1 918 000 de croazierişti.

În Caraibe se practică un turism de lux: insulele Cayman (la sud de Cuba), în

insula binaţională Saint Martin (franco-olandeză), unde 21% din turişti sunt europeni,

din care 13% francezi, insulele Bermude etc.

Cu toate că potenţialul natural al Golfului Mexican este ridicat, amenajările

turistice din Honduras, Nicaragua, Panama etc., pe aprox. 7 000 km, sunt reduse, cu

excepţia peninsulei Yukatan unde s-a dezvoltat puternic staţiunea Cancun, cu extensia

spre Tulum.

Cei mai mari tur-operatori caută să multiplice destinaţiile de vacanţă, în locuri

din ce în ce mai izolate şi totodată mai scumpe. În acest fel unele situri turistice care

până acum 10-20 de ani nici nu existau, au cunoscut o explozie de neconceput, mai ales

în urma politicolor de promovare a marilor companii. Cea mai importantă companie

turistică este TUI, din Germania, care în 2010 a avut peste 30 mln. de clienţi şi o cifră de

afaceri de 13 mld. euro. Una din zonele turistice necunoscute cu câţiva ani în urmă şi

puternic promovată de TUI în ultimii ani este litoralul Bulgariei (Suny Beach, Varna,

Nesebar etc.).

Fig. 229 Punct turistic de mare interes în Egipt

274

Relaţiile care întreţin peisajele şi turismul se situează între două extreme. Primul

reprezintă acceptarea unui turism difuz, discret, bazat pe echilibrul subtil dintre natură şi

acţiunea umană. Din această perspectivă arhitectul intervine pentru a face doar mici

retuşuri, garantând permanenţa peisajului-patrimoniu, simbolul unei armonii (Bourgou,

Miossec, 2010). Acestui conservatorism estetic se opune logica comercială, promovarea

noilor stiluri de petrecere a timpului liber, realizarea receptorilor de găzduire. În acest

caz turismul este veritabilul realizator al unei scene unde va fi actor, dar şi spectator

(Bourgou, Miossec, 2010). Ruptura s-a produs în jurul anilor ’70, când turismul de masă

s-a dezvoltat exponenţial. După aceşti ani a început cruciada transformărilor litorale din

Tunisia, Mexic, Indonezia, Thailanda, Turcia etc. Pentru România şi Bulgaria acest

proces s-a declanşat după anul 1990.

A amenaja, a proteja şi a pune în valoare litoralele, sunt imperative lăudabile,

dar în acelaşi timp fragile. Mediul natural este un bun argument de vânzare a turismului.

Protecţia însă nu poate fi sanctuarizată. Noul bum turistic nu se poate împăca cu

prezervarea mediului natural. Prin urmare cuplul dezvoltare-protecţie şi amenajare-

gestiune, nu sunt antinomice, ci complementare. De acum vor reprezenta miezul

practicilor din turismul litoral (Bourgou, Miossec, 2010).

Fig. 230 Cancun, o nouă destinaţie de lux pe harta lumii

275

Staţiunea românescă cu cele mai moderne dotări este Mamaia, supranumită

„perla litoralului românesc”. Din păcate plaja a suferit procese erozive radicale

(Rădulescu, 1977). Proiectele de extindere şi modernizare a staţiunii sunt extrem de

îndrăzneţe.

Primele construcţii din amplasamentul actual al Mamaiei au apărut în 1906, pe

22 august. Ele constau din câteva cabine de lemn, reunite sub două Pavilioane, terminate

cu câte un foişor şi o punte care înainta în mare. Construcţiile au fost amenajate de

arhitectul E. Recont, în urma extinderii portului către plajele existente în Constanţa şi a

mutării "băilor de mare" într-o altă locaţie (Cojoc, 2003). Pentru accesul turiştilor către

Mamaia (zona Cazinoului), între gara Constanţa şi staţiune, s-a montat o linie de cale

ferată pe actualul traseu al Bulevardului Mamaia. Construcţiile au dispărut în 1920, din

cauza unui incendiu.

După terminarea Primului Război Mondial se construieşte rezidenţa de vară a

familiei regale, în actualul Club Castel. În anul 1925 se ridică Cazinoul, iar în anul 1934

apare primul hotel. Primul hotel de mari dimensiuni a fost Rex (1936). În 1957 apare şi

hotelul Bucureşti (actual IAKI).

Perioada comunismului a coincis cu ridicarea unor hoteluri de duzină, fără să

existe un plan de urbanizare adecvat. Dezvoltarea staţiunii s-a făcut în două etape: 1959-

1965, când s-a dezvoltat partea sudică, începând cu hotelul Parc; 1982-1985, când s-a

edificat partea nordică. Socialismul a reuşit să ridice o serie de hoteluri precum Dorna,

Bicaz, Siret, Patria, National, Unirea, Miorita etc. În anul 1968 s-a inaugurat cel mai

mare si modern complex hotelier de pe litoralul romanesc: Venus, Riviera, Astoria,

Metropol, Majestic, Mercur si Minerva (2 700 locuri).

În cele mai multe hoteluri au fost amenajate spatii pentru tratament si relaxare,

cu centre de infrumusetare, masaj, piscine, saune şi spa-uri, săli de fitness şi terenuri de

sport. La sfârşitul sezonului estival 2008 funcţionau 55 de hoteluri, făcând din Mamaia

staţiunea cu cea mai mare capacitate de cazare de pe litoralul românesc al Mării Negre.

În funcţie de numărul stelelor, hotelurile sunt grupate în: 5 hoteluri de 5***** (Vega,

Palm Beach, Mamaia, Rex, Scandinavia), hoteluri exceptionale prin dotari, calitatea şi

complexitatea serviciilor; 15 hoteluri de 4****, unele dintre acestea aparţinând unor

prestigioase lanţuri hoteliere internaţionale (Golden Tulip, Richmond, Iaki, Gocciman,

Malibu, Palas, Bavaria; 19 hoteluri de 3***, unele dintre acestea foste nestemate ale

anilor 80 (Riviera, Astoria, Majestic, Minerva) şi 18 hoteluri de 2**, preferate de cei cu

venituri modeste. Multe dintre hotelurile încadrate în categoria de 2** au fost recent

modernizare (Caraiman, Selena, Flora, Venus, Fati etc.). Singurul complex hotelier de

tip spa este Arena Regia din nordul staţiunii Mamaia.

Primăria Municipiului Constanţa, în parteneriat cu finanţatori privaţi, a demarat

o serie de programe şi proiecte menite să fluidizeze traficul de maşini şi fluxul de turişti.

În acest fel se îmbunătaţeaşte componenta estetică a staţiunii, cu trend relativ nou al

dinamicii turistice.

276

Atenţia autorităţilor locale s-a îndreptat către dotările urbane şi iluminatul

public, spre spaţiile verzi şi amenajările peisagere: elemente decorative, fântâni

arteziene, bazine ornamentale, montării de indicatoare în trafic, reabilitarea intersecţiilor

etc.

Dotări urbane şi iluminat

În 2001 a fost semnat Contractul de Reabilitare a Sistemului de Iluminat public

în Constanţa şi Mamaia. Firmele Luxten şi Philips au realizat iluminarea integrală a

staţiunii Mamaia.

Indicatoarele rutiere au fost schimbate şi s-au montat indicatoare turistice. Au

fost amplasate panouri indicatoare în dreptul hotelurilor din staţiune. Au fost reabilitate

8 locuri de joacă pentru copii (între hotelurile Aurora, Picadilly, Tomis, Minerva, Siret,

Dorna, Meridian, Sulina). Au fost achiziţionate şi montate 256 bănci de odihnă, s-au

reparat şi vopsit cele 247 bănci deja existente, s-au montat 65 coşuri stradale de gunoi, şi

s-au reparat alte 356 coşuri deja existente, 40 de scrumiere stradale în zona Cazino, 7

bariere de limitare a accesului autovehiculelor în zona de promenadă, peste 3,5 km de

borduri care împiedică parcarea autovehiculelor pe zonele verzi şi s-au montat 8 000 mp

pavele în zona sudică.

În zona Cazinoului Mamaia s-a construit o scena în aer liber, pentru

oraganizarea de spectacole şi manifestaţii cultural artistice în perioada sezonului estival.

Spaţii verzi şi amenajări peisagere

Pentru întreţinerea spaţiilor verzi s-a executat şi dat în folosinţă un sistem de

irigat performant cu ajutorul caruia s-a realizat revigorarea suprafeţelor de gazon şi

menţinerea acestora în stare proaspătă. Sistemul de irigat este format din 3 reţele

paralele: două întinse spre Promenadă şi una pe malul ghiolului. Lungimea totala a

conductei principale este de 19 000 m. Irigatul se face cu 311 aspersoare.

Au fost tăiaţi 150 plopi bătrâni (producatori de puf) şi s-au toaletat 23 arbori în

zona piaţetei Select. Au fost reamenajate, prin gazonare, piaţeta Perla, piaţeta Cazino,

piaţeta Select, staţia de taxare Perla etc. Au fost văruiţi toţi arborii din staţiune, s-au

montat 11 panouri avertizoare pentru protejarea spaţiilor verzi, 11 panouri avertizoare cu

inscripţia "Apă nepotabilă", cu referire directă la sistemul de irigat.

Primaria Municipiului Constanţa şi Consiliul Local Municipal au făcut ca

staţiunea Mamaia să redevină cea mai atractivă zonă litorală. Mamaia se poate lăuda cu

faptul că este singura staţiune de pe litoralul românesc care are ca elemente decorative

palmieri. Aceştia sunt plantaţi în zona staţiei de taxare Aurel Vlaicu, la distanţă de 50 m,

şi în zonele piaţetelor de promenadă Cazino şi Perla. Sunt 146 palmieri din speciile

Chamaerops Excelsa (126) şi Washingtonia Filifera (20) în piaţeta Perla, piaţeta

Cazino, staţiile de taxare Perla şi Promenada, între complexul Cleopatra şi hotelul

Jupiter Junona.

S-au reparat şi reamenajat urmatoarele bazine arteziene: bazinul ornamental

Perla şi bazinul din Piaţeta Cazino.

277

Programul de confecţionare şi montare a indicatoarelor rutiere

Primăria şi Consiliul Local Municipal Constanţa au demarat în 2004 un alt

proiect de modernizare a arterelor rutiere din municipiu şi staţiune. Schimbarea integrală

a indicatoarelor rutiere, stradale şi turistice, a costat municipalitatea 21 de miliarde de lei

vechi.

Programul de reabilitare a intersecţiilor

În Mamaia s-a reabilitat esplanada pietonală dintre hotelurile Iaki şi Rex, prin

montarea de pavele autoblocante pe o suprafaţă de 7 000 m2. S-au executat platforme cu

pavele din beton colorat în zonele adiacente „Telegondolei” pe o suprafaţă 3 000 m2.

Programul de instalare de bariere auto la intrarea în Mamaia

Sistemul de bariere şi staţii de taxare a fost aplicat în 3 puncte ale staţiunii:

1. Intrarea dinspre Navodari (Hotel Caraiman) - 2 bariere mobile automate;

2. Intersecţia Aurel Vlaicu cu Bulevardul Mamaia - 10 bariere mobile automate;

3. Intrarea dinspre Bulevardul Mamaia (Complex Parc) - 4 bariere mobile

automate.

Fig. 231 Pasarela pietonală şi portul de agrement din Mamaia

după http://www.primaria-constanta.ro

Valoarea investiţiei a fost de 1,1 mld. lei vechi. Taxa de intrare se percepea în

perioada estivală pentru toate autovehiculele care nu sunt înmatriculate în judeţul

278

Constanţa. Prin această taxa s-a reuşit amortizarea costurilor unor investiţii ale Primăriei

şi Consiliului Local Municipal în Mamaia. Începând cu anul 2011 această taxă a fost

suprimată. Ea se poate relua oricând.

Pentru sporiea atractivităţii turistice a Staţiunii Mamaia s-a pus la punct o serie

de proiecte şi programe pentru industria turistică romanească. Investiţiile sunt de mare

anvergură şi angrenează efortul tuturor autorităţilor şi investitorilor.

Obiectivul general este dezvoltarea sectorului turistic prin apariţia noilor

produse turistice şi creşterea atractivităţii turistice din Mamaia. Valoarea estimată a

proiectului este de 8 mln. euro, sumă distribuită în două etape. Proiectul este eligibil

pentru finanţare în cadrul Programului Operaţional Regional 2007 – 2013, Axa

prioritara 5, Domeniul major de intervenţie 5.2 – Crearea, dezvoltarea, modernizarea

infrastructurii de turism pentru valorificarea resurselor naturale şi creşterea calităţii

serviciilor turistice.

Etapa I: Construirea unei pietonale pe piloni în faţa Cazinoului (310 m lungime

şi 4 m lăţime). Se va prelungi până în dreptul digului de protecţie din larg, care va avea,

în capăt, un cheu de acostare la care apa va avea o adâncime de 5 m.

Etapa II: Construirea unei Marine, de 3,5 ha, care va cuprinde cheul de acostare

şi digul de protecţie (870 m), cu o capacitate de 129 ambarcaţiuni (Fig. 231, 232, 233).

Fig. 232 Marina din Mamaia

după http://www.primaria-constanta.ro

279

Proiectul va fi posibil doar dacă se va primi în administrare, sau în concesiune

directă, terenul de 10 ha, aflat în prezent în proprietatea publica a statului şi

administrarea Ministerului Transporturilor, Construcţiilor şi Turismului.

Fig. 233 Portul Mamaia

după http://www.primaria-constanta.ro

Se are în vedere şi construirea unui teleschi nautic pe lacul Siutghiol (Fig. 234).

Valoare estimată a acestui program este de 1 mln. euro. Banii proven din fonduri

europene şi bugetul Primariei Municipiului Constanţa. Proiectul poate fi realizabil dacă

va primi acceptul Autorităţilor Publice Centrale.

O infrastructură cerută imperios este legată de prelungirea falezei de promenadă

Mamaia Nord, de la Jupiter Junona la Savoy. Valoarea investiţiei este de 300 000 euro şi

fondurile sunt date de Primaria Municipiului Constanţa.

La aprox. 500 m de malul lacului Siutghiol se vor construi insule pe piloni,

străbătute de canale, cu locaţii pentru cluburi de muzică, baruri, discoteci, restaurante,

taverne, terase, cu marină amenajată pe 3 - 4 ha. Va fi un adevărat oraş lacustru pentru

distracţii pe lumină şi de noapte. Se prevăd fonduri europene, de la primărie sau din

sectorul privat. Proiectul trebuie să primească avizul de mediu (Fig. 235).

280

Fig. 234 Teleschiul din Mamaia

după http://www.primaria-constanta.ro

Fig. 235 Locaţia viitorului oraş lacustru al distracţiilor

după http://www.primaria-constanta.ro

281

Riviera Tomis vizează construirea unui drum modern între Staţiunea Mamaia şi

centrul istoric al Constanţei. Valorează 12 mln. euro şi sunt vizate fondurile bugetului

local, credite şi finanţări externe sau guvernamentale (Fig. 236).

Se vor dezvolta noi facilităţi turistice şi de agrement, unirea Peninsulei cu

Statiunea Mamaia, consolidarea falezei şi îmbunătaţirea condiţiilor de mediu şi

micşorarea impactului activităţilor turistice asupra condiţiilor locale.

Reabilitarea sistemului hidrotehnic pentru protecţia plajelor şi combaterea

procesului de eroziune vizează construirea a 7 insule artificiale, înnisiparea artificială a

plajelor cu fonduri de la bugetul de stat şi fonduri structurale. Se are în vedere un

program de ecologizare şi dragare a Lacului Tăbăcarie, amenajarea unor legaturi

navigabile între Lacul Tăbăcăriei şi Lacul Siutghiol, sau între Lacul Tăbăcărie şi Marea

Neagră în zona Hotelului Malibu-Pescărie. În completare se amenajază noi baze de

agrement nautic pe cele 2 lacuri care încadrează staţiunea.

Fig. 236 Construirea insulelor de agrement din Constanţa şi a Rivierei Tomis

după http://www.primaria-constanta.ro

Portul de agrement şi Marina Percărie reprezintă un proiect de anvergură de

amenajare urbanistică şi hidrotehnică a zonei. Finanţarea va fi privată, din fonduri

guvernamentale şi locale, în parteneriat public privat (Fig. 237, 238).

282

Fig. 237 Localizarea Portului de agrement şi al Marinei Pescărie

după http://www.primaria-constanta.ro

Fig. 238 Portul de agrement şi Marina Pescărie

după http://www.primaria-constanta.ro

283

Proiectul Mamaia Port, deşi eligibil, nu poate fi depus spre finanţare datorită

refuzului Ministerului Transporturilor şi Ministerului Mediului şi Dezvoltării Durabile

de a transmite dreptul de administrare asupra suprafeţei de apă care urmează să fie

afectată de investiţie. Condiţia deţinerii de către beneficiar a unui titlu de proprietate sau

administrare asupra terenului pe care se realizează investiţia este obligatorie pentru

calificarea proiectului în cadrul evaluării administrative.

Proiectul Mamaia Teleschi, produs turistic inedit pentru litoralul Mării Negre,

nu poate fi depus spre finanţare datorită refuzului Ministerului Mediului şi Dezvoltării

Durabile şi a Administraţiei Naţionale Apele Române de a transmite dreptul de

administrare asupra suprafeţei de apă care urmează să fie afectată de investiţie (5 000

m2). În acelaşi timp Agenţia Regională de Protecţia Mediului Galaţi tergiversează

eliberarea avizului de mediu.

284

CONCLUZII

Apa este resursa de bază a omenirii. Din păcate ne dăm seama de existenţa ei

doar în condiţii de criză: când este în exces sau lipseşte. Utilizarea agricolă şi industrială

a apei este consemnată din timpuri străvechi. Utilizarea ei în scopuri terapeutice este

însă ceva mai recentă. Ramura economică care a scos balneoterapia din letargie este

turismul.

Litoralul este domeniul a două medii: uscat şi acvatic. În acest caz profitul este

dublu: exploatează resursa continentală, dar şi pe cea marină. Domeniul economic care a

îmbinat cel mai bine resursa economică este reprezentat de turism: exploatează nisipul,

aerul şi apa. De data aceasta sunt trei medii.

Pentru o corectă evaluare a potenţialului turistic deţinut de litoral trebuie

cunoscute caracteristicile de bază ale celor două medii. Din acest motiv sunt trecute în

revistă mediile marine şi continentale generatoare de resurse turistice.

Atât timp cât dimensiunile Oceanului Planetar sunt cu mult mai mari decât cele

ale uscatului continental, este evidentă dominanţa pe care aceasta o exercită asupra

mediului uscat. În realitate oceanul dictează existenţa resursei de apă, condiţionează

climatul şi înmagazinează cele mai mari resurse naturale, multe încă necunoscute ca

valoare şi tip.

Pentru România este important să se cunoască caracteristicile deţinute de

bazinul Mării Mediterane în general şi al Mării Negre în special. Din punct de vedere

climatic Marea Neagră este la limita extrem nordică a practicării turismului estival, mai

ales sectorul său nordic. Sezonul se poate extinde până la un maxim de 4 luni pe an în

sud şi 2-3 luni pe an în nord. Lunile de vârf sunt iulie şi august pentru România perioada

cuprinsă între a doua jumătate a lunii iunie şi prima jumătate a lunii septembrie pentru

Bulgaria şi Turcia. Din acest motiv veniturile obţinute de România din turismul estival

sunt cu mult diminuate faţă de alte areale ale lumii care pot practica această activitate

economică şi timp de 365 de zile pe an.

Tratatul de faţă se doreşte a fi o scurtă incursiune în evaluarea potenţialului

turistic natural şi mai puţin antropic al reliefului litoral şi deltaic. În acest demers sunt

tratate Marea Neagră şi Delta Dunării ca potenţiale resurse de venituri din practicarea

turismului.

Dacă litoralul românesc nu poate face faţă altor areale din bazinul

mediteraneean, caraibean etc., Delta Dunării reprezintă un unicat, fapt pentru care a fost

declarată şi Rezervaţoe a Biosferei (singura unitate de relief de acest gen din lume).

Oricum, Delta Dunării reprezintă cea mai importantă zonă turistică a României şi

totodată cea care aduce cel mai important număr de turişti străini.

Agresiunea umană asupra litoralelor lumii se face simţită pregnant şi asupra

litoralului românesc al Mării Negre, mai ales la sud de Capul Midia, în sectorul înalt, cu

faleze. Oraşul Constanţa şi salba de oraşe şi staţiuni formează cel mai important

285

„micromegalopolis” din România, cu o populaţie care se duce la peste 600 000 locuitori,

fiind astfel cel mai important centru urban după Bucureşti.

Proiectele propuse şi cele aflate în derulare vor face din litoralul românesc un

important centru de atracţie locală. Singurele amenajări la nivel european se rezumă la

sectorul nordic al Constanţei, care include şi staţiunea Mamaia.

286

BIBLIOGRAFIE

Administraţia Rezervaţiei Biosferei Delta Dunării. (1995), Obiectivele de Management

pentru Conservarea Biodiversităţii şi Dezvoltarea Durabilă în Delta Dunării,

Tulcea.

Admirality Sailing Directions. (2003), Black Sea and Sea of Azov Pilot, NP 24, United

Kingdom Hydrographic Office.

Allen G.P. (1973), Etude des processus sédimentaires dans l’estuaire de la Gironde,

Mem.Inst.Geol.Bassin Aquitaine.

Allen G.P., Laurier D., Thouvenin J. (1979), Etude sedimentologique du delta de la

Mahakam, Paris:TOTAL, Compagnie Francaise des Petroles, Notes et

Memoires, 15.

Antipa Gr. (1916), Pescăria şi pescuitul în România, Publicaţiile Fundaţiei

„V.Adamachi”, 8(46).

Antipa Gr. (1941), Marea Neagră, Editura Academiei Române, Publicaţiile Fondului

Vasile Adamachi, 10(45).

Ascherson N. (1999), Marea Neagră. O călătorie printre culturi, Editura Univers,

Bucureşti.

Avoine J., Allen G.P., Nichols M., Salomon J.C., Larsonneur C. (1981), Suspended

sediment transport in the Seine estuary, France: effect of man made

modifications on estuary shelf sedimentology, Marine Geology, 40.

Axelsson V. (1967), The Laitaurea delta. A study of deltaic morphology and processes,

Geogr. Annaler, 49A.

Bandoc G. (1998), Modele de evoluţie a vitezei vântului în timpul furtunilor pe litoralul

românesc al Mării Negre, Comunicări de Geografie, vol.III, Editura

Universităţii Bucureşti.

Bandoc G. (2001), Frecvenţele de apariţie a valurilor după înălţime şi perioadă în apele

litoralului românesc al Mării Negre, Comunicări de Geografie, 5.

Bandoc G. (2005), Potenţialul eolian al litoralului românesc al Mării Negre, Editura

Matrix Rom, Bucureşti.

Barnett T. (1991), The interaction of Multiple Time Scales in the Tropical Climate

System, American Meteorological Society, Journal of Climate, Boston.

Barbaroux L. (1981), Evolution hydrologique et sedimentologique de la basse Loire

estuarienne depuis le debut de l’ere industrielle, Poids des facteurs anthropiques,

Journal of Research Oceanography, 1.

Barrell J. (1912), Criteria for the Recognition of Ancient Delta Deposits, Bull. Geol.

Soc. Amer., 23.

Bartrum J.A. (1938), Shore platforms: a discussion, Journal of Geomorphology, 1(3).

Bates C.C. (1953), Relational theory of delta formation, Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull.,

37.

287

Băcescu M., Muller G., Gomoiu M.T. (1971), Cercetări de ecologie bentală în Marea

Neagră. Analiza cantitativă, calitativă şi comparată a faunei bentale pontice,

Ecologie marină, 4.

Bătinaş R.H., Sorocovschi V. (2011), Resursele de apă. Potenţial şi valorificare turistică,

Presea Universitară Clujeană.

Bebber J.W. (1891), Die Zugstraßen der barometrischen Minima (The tracks of the

barometric minima), Meteor. Zeitschr., 8.

Beşleagă N. (1972), Elemente de meteorologie dinamică, Institutul de Meteorologie şi

Hidrologie, Bucureşti.

Beşleagă N. (1977), Meteorologie generală, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.

Bird E.C.F., Ranwell D. (1964), Spartina Salt Marshes in Southern England, IV, The

Physiography of Poole Harbour, Dorset, Journal of Ecology, 52.

Bird E.C.F. (1969), Coasts, Massachusetts Institute of Technology, Cambridge.

Bird E.C.F. (1970), Coastas. An Introduction to Systematic Geomorphology, The

M.I.T.Press, Massachusetts Institute of Technology.

Bird E.C.F. (1993), Submerging Coasts – The Effects of a Rising Sea Level on Coastal

Environments, Chichester, Wiley.

Bogdan O., Iliescu M.C., Neamu Gh., Niculescu E. (1993), Variaţiile seculare ale

temperaturii şi precipitaţiilor pe litoralul românesc al Mării Negre, Analele

Universităţii Oradea, Geografie, 3.

Bondar C. (1963), Contribuţie la studiul nivelurilor Mării Negre, Studii de Hidrologie,

4.

Bondar C., Emanoil G. (1963), Contribuţie la studiul agitaţiei Mării Negre pe litoralul

Republicii Populare Române, Studii de Hidrologie, 4.

Bondar C., Filip I. (1963), Contribuţie la studiul nivelurilor Mării Negre, Studii de

Hidrologie, 4.

Bondar C., Rovenţa V. (1967), Curenţii din lungul litoralului românesc al Mării Negre şi

influenţa lor asupra stratificaţiei maselor de apă, Studii de hidrologie, 19.

Bondar C. (1970), Date asupra transportului de aluviuni târâte la vărsarea în mare a

braţului Sulina, Studii de Hidrologie, 29.

Bondar C. (1972), Contribuţii la studiul hidraulic al ieşirii la mare prin gurile Dunării,

I.H.M., Studii de Hidrologie, 32.

Bondar C. (1978), Contactul apelor fluviului Dunărea cu apele mării la vărsarea în

Marea Neagră, Studii de Hidrologie, 19.

Bondar C., Podani M. (1979), Furtuna maritimă din februarie 1979 şi efectele ei asupra

litoralului românesc, Hidrotehnica, 24(9).

Bondar C. (1983), Date noi cu privire la scurgerea de aluviuni grosiere pe braţul Sulina,

Studii de Hidrologie, 37.

Bondar C. (1989), Trends in the evolution of the mean Black Sea level, Meteorology

and Hydrology, 19(2).

288

Bondar C., Chirică L. (1998), Date şi tendinţe paleo ale variaţiei nivelului mediu al

Mării Negre, Lucrările Simpozionului „Dezvoltarea geografiei în Republica

Moldova”, Editura Universităţii de Stat din Tiraspol, Chişinău.

Bondar C. (2007), The Black Sea level variations and the river-sea interactions, Geo-

Eco-Marina, 13.

Boudreau B.P., LeBlond P.H. (1989), A simple evolutionary model for water and salt in

the Black Sea, Paleoceanography, 4.

Bounegru O. (1995), Representation de naves actuariae sur la cote ouest de la Mer

Noire, Studia Antiqua et Archaeologica, II.

Bounegru O. (2004), La flote militaire et comerciale romaine au bas-danube et au pont

gauche, Anuarul Muzeului Marinei Române, Tom VII, Constanţa.

Bounegru O. (2007), Trafiquants et navigateurs sur le Bas-Danube et dans le Pont

Gauche, Wiesbaden.

Bounegru O. (2009), Studies on the Pontic and Aegean Economy, Casa Editoriala

Demiurg, Iaşi.

Bounegru O., Romanescu Gh., Alexianu M., Dumitrache I., Vasiliniuc I. (2009),

Hinterland and site catchment studies at Histria on the Black Sea coast,

Romania, Antiquity, 083(322) (online).

Bourgou M. (2005), Les plages. Impact des amenagements touristiques et portuaires sur

leur evolution recente. Exemples tunisiens, Centre d’Etudes et de Recherches

Economiques et Sociales, Cahiers du C.E.R.E.S., Serie Geographie, Tunis, 24.

Bourgou M., Miossec J.M. (2010), Les littoraux. Enjeux et dynamiques, Presses

Universitaires de France, Paris.

Bouteloup J. (1950), Vagues, marées, courants marins, Editions PUF, Paris.

Boyd R.L., Dalrymple R.W., Zaitlin B.A. (1992), Classification of clastic coastal

depositional environments, Sedimentary Geology, 80.

Braşoveanu M. (2001), Condiţiile climatice şi aerosinoptice care influenţează navigaţia

maritimă în bazinul românesc al Mării Negre, Tază de doctorat, IRCM,

Constanţa.

Brătescu C. (1928), Pământul Dobrogei, Analele Dobrogei, 9(1).

Brânduş C., Romanescu G. (1996), Modificări antropice de natură morfohidrografică în

Delta Dunării, Analele Universităţii Ştefan cel Mare, 5.

Brânză D. (2005), Influenţa condiţiilor meteo-climatice şi a poluării mediului marin

asupra navigaţiei şi ecosistemelor din zona litoralului românesc al Mării Negre,

Teză de doctorat, Universitatea Alexandru Ioan Cuza, Iaşi.

Broecker C. (1989), Global Climate Change Linkages, Elsevier, Amsterdam.

Buesseler K.O., Livingston H.D., Casso S.A. (1991), Mixing between oxic and anoxic

waters of the black Sea as traced by Chernobyl cesium isotopes, Deep-Sea

Research, 38 (2a).

Carré F. (1983), Les océans, Editions PUF., Paris.

289

Carter R.W.G. (1988), Coastal Environments, Academic Press, Londres.

Castaign P., Allen G.P. (1981), Mechanism controlling seaward escape of suspended

sediment from the Gironde: an macrotidal estuary in France, Marine Geology,

40.

Cărbune C. (2005), Impactul factorilor hidroclimatici asupra traficului maritim din

bazinul mediteranean, Editura Nautica, Constanţa.

CED. (1931), Commission Europeenne du Danube – son oeuvre de 1856 a 1931, Paris.

Chappell J., Shackleton N.J. (1986), Oxygen isotopes and sea level, Nature, 324.

Chevalier L. (1983), Les relais de mer, Edition Flamarion, Paris.

Ciulache S. (1992), The wind on the romanian shore of the Black Sea, Analele

Universităţii Bucureşti, 50-51.

Clark J.A., Primus J.A. (1987), Sea level changes resulting from future retreat of ice

sheet: an effect of CO2 warming of the climate, în M.J.Tooley and I.Shennan

(eds), Sea Level Changes, Basil Blackwell, Oxford.

Clima României, (2008), Clima României, Editura Academiei Române, Bucureşti.

Cojoc M. (2003), Oraşul şi portul Constanţa în timpul primului război mondial (1916-

1918), Anuarul Muzeului Marinei Române, 6.

Consiglio Nazionale delle Ricerche. (1976), Atlante delle Spiagge Italiane. Dinamismo,

tendenze evolutive, opere umane, Firenze, Selca.

Constantinescu S. (2004), The evolution of Cape Midia’s shore sector in the period

1883-2002, Revista de Geomorfologie, 6.

Corporaţia ECOH. (2007), Studiu privind protecţia şi reabilitarea litoralului sudic al

României la Marea Neagră. Studiu de fezabilitate a proiectului de protecţie şi

reabilitare costieră, Mamaia Sud şi Eforie Nord, Agenţia Japoneză pentru

Cooperare Internaţională.

Cotovu V. (1945), Date hidrografice pentru ţărmul românesc al Mării Negre, Analele

Ministerului de Comunicaţii şi Lucrări Publice, 3(4).

Covacef P. (2003), Cimitirul viu de la Sulina, Editura Ex Ponto, Constanţa.

Cronin T.M. (1983), Rapid sea level and climate change: evidence from continental and

island margins, Quaternary Science Reviews, 1.

Day J.H. (1981), Estuarine ecology with particular reference to southern Africa, A.A.

Balkema, Rotterdam, The Netherlands.

Deffontaines P. (1951), Le delta de l’Ebro: etude de geographie humaine, Comptes

rendues du Congres Internationale de Geographie, Travaux de la section IV, 3,

Lisabonne.

Degeratu M., Bandoc G. (2004), Energia şi puterea valurilor pe litoralul românesc al

Mării Negre, Studii şi Cercetări de Oceanografie Costieră, vol.II, Editura

Universităţii Bucureşti.

Demirbag E., Gokasan E., Oktay F.Y., Simsek M., Yuce H. (1999), The last sea level

changes in the Black Sea: evidence from the seismic data, Marine Geology, 157.

290

Deuser W.G. (1974), Evolution of anoxic conditions in Black Sea during Holocene. In:

E.T.Degens, D.A.Ross (Eds.), The Black Sea – geology, chemistry and biology,

AAPG Memoir, 20, Tulsa, Oklahoma.

Dionne J.C. (1963), Towards a more adequate definition of the St. Lawrence estuary,

Zeitschr. F. Geomorph., 7(1).

Douglas B.C. (1992), Global sea level acceleration, Journal of Geophysic Research, 12.

Drăghici I. (1988), Frontul de coastă al Mării Negre, Studii şi Cercetări de

Meteorologie, Bucureşti.

Dubinsky Z. (1990), Coral Reefs, Elsevier, Amsterdam.

Duma D. (1988), Influenţe antropice asupra transportului de aluviuni şi dinamicii

albiilor râurilor, Simpozionul P.E.A., Piatra Neamţ, 2.

Dupuis H. (1992), Les Oceans, Rageot Editeur, Paris.

Edwards A.B. (1951), Wave action in shore platform formation, Geological Magazine,

88.

Efros V. (1999), Geografia oceanelor, Editura Lumina, Chişinău.

Emery K.O., Kuhn G.G. (1982, Sea cliffs: their processes, profiles and classifications,

Geol. Soc. Am. Bull., 93.

Fairbanks R.G. (1989), A 17,000-year glacio-eustatic sea level record: influence of

glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep-ocean circulation,

Nature, 342.

Fairbridge R.W. (1961), Eustatic changes in sea level, Physics and Chemistry of the

Earth.

FAO. (2007), State of the World Fisheries and Aquaculture 2006, Fisheries and

Aquaculture Department, Rome.

Fisher W.L., Brown L.F., Scott A.J., McGrowen J.H. (1969), Delta systems in the

exploration for oil and gas, A research colloquium, Univ. Texas, Bur. Econ.

Geol., Austin.

Flint R.F. (1971), Glacial and Quaternary Geology, Wiley, New York.

Frihy O.E. (1988), Nile delta shoreline changes: aerial photographic study of a 28-years

period, Journal of Coastal Research, 4.

Frerot A. (2009), L’eau. Pour une culture de la responsabilite, Editions Autrement

Frontieres, Paris.

Gawarikiewicz G., Korotaev G.K., Stanichny S., Repetin L., Soloviev D. (1999),

Synoptic upwelling and cross-shelf transport processes along Crimean coast of

the Black Sea, Continental Shelf Research, 19.

Gâştescu P., Breier A., Driga B. (1977), Relaţiile hidrice dintre braţele şi lacurile din

Delta Dunării, Studii şi Cercetări de Geologie, Geofizică, Geografie, Geografie,

23.

291

Gâştescu P., Driga B. (1981), Evolution du debit liquide a l’embouchure du Danube

dans la mer Noire pendant la periode 1850-1980, Revue Roumaine de Geologie,

Geophysique, Geographie, Geographie, 23.

Gâştescu P. (1996), Marea Neagră – trăsături geografice de bază, starea actuală,

preocupări de monitoring şi management, Revista Terra, 26-27.

Gâştescu P., Murărescu O., Breţcan P. (2004), Oceanografie, Editura Transversal,

Târgovişte.

Gâştescu P., Breţcan P. (2009), Hidrologie continentală şi Oceanografie, Editura

Transversal, Târgovişte.

Gilli E., Mangan C., Mudry J. (2008), Hydrogeologie. Objets, methodes, applications,

2e edition, Dunod, Paris.

Giosan L., Bokuniewicz H., Panin N., Postolache I. (1997), Longshore Sediment

Transport Pattern along Romanian Danube Delta Coast, Geo-Eco-Marina, 2.

Godeanu S. (1995), Diversitatea lumii vii. Determinatorul ilustrat al florei i faunei

României, Vol. I – Mediu Marin, Bucura Mond, Bucureşti.

Gomoiu M.T. (1986), Problems concerning the ecological reconstruction on coastal

marine yones from the Romanian littoral, Ecologie şi protecţia ecosistemelor, .5.

Gomoiu M.T., Skolka M. (1996), Changements recents dans la biodiversite de la mer

Noire dus aux immigrants, Geo-Eco-Marina, 1.

Gomoiu M.T., Alexandrov B., Shadrin N., Zaitsev Yu. (2002), The Black Sea – a

recipient, donor and transit area for alien species. In: Invasive aquatic species of

Europe – distribution, impact and management (Leppakoski E., Gollasch S,

Olenin S. – Eds.), Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, The Netherlands.

Google. (2011), Imagini satelitare, Mapamond.

Gridan T., Ţicleanu N. (2006), Încălzire globală sau glaciaţiune? Editura Didactică şi

Pedagogică, R.A., Bucureşti.

Guilcher A. (1954), Morphologie littorale et sous-marine, Editions PUF, Paris.

Guilcher A. (1965), Precis d’hydrologie marine et continentale, Editions Masson, Paris.

Guilcher A. (1981), Lac de plaines littorales et particulierement de deltas. Leur origines

et l’evolution de leurs contours, Bull. Soc. Long. Geogr., 1-2.

Haboubi R. (2008), Dynamiques et changements recents des environs de Garaet Ichkeul,

Memoire en Geomorphologie, Faculte de Sciences Humaine et Sociales de

Tunis, Tunisie.

Hoffman J.S. (1984), Estimated of future sea level rise, în M.C.Barth, J.G.Titus (eds),

Greenhouse Effect and Sea-level Rise: a Challenger for This Generation,

Van Nostrand Reinhold, New York.

Hoffman J.S., Keyes D., Titus J.G. (1983), Projecting Future Sea Level Rise, Report

PM-221, US Environmental Protection Agency, Washington DC.

292

Hoffman J.S., Wells J.B., Titus J.G. (1986), Future global warming and sea level rise,

În: Sigbjarnason (ed.), Iceland Coastal and River Symposium, Reykjavik:

National Energy Authority, 245.

INCDM. (2003), Raport de cercetare, Constanţa.

IRCM. (2010), Raport de cercetare, Constanţa.

Isla F.I. (1996), Coastal lagoons, în Geomorphology and Sedimentology of estuaires,

Edited by G.M.E.Perillo, Elsevier, Amsterdam.

Iulian C. (1990), Utilizarea energiei valurilor, Editura Tehnică, Bucureşti.

Jauzein A. (1971), Le delta de la Medjerda. Les agents de la morphogenese, Travaux

Lab. Geol. Ecole Normale Superieure, Paris.

Kalesnik S.V. (1959), Bazele geografiei fizice generale, Editura Ştiinţifică, Bucureşti.

Kelletat D. (1984), Deltaforschung. Wissenchafliche Buchgesellschoft, Darmstadt.

Kennett J.P. (1982), Continental margin types and divergent margins. In: J.P. Kennett

(Eds), Marine Geology, PrenticeHall, Englewood Cliffs, N.J.

King C.A. (1959), Beaches and coastas, Etition Arnold, London.

Konovalov S.K., Murray J.W. (2001), Variations in the chemistry of the Black Sea on a

time scale of decades (1960-1995), Journal of Marine Systems, 795.

Korotaev G.K., Saenko O.A., Koblinsky C.J. (2001), Satellite altimetry observations of

the Black Sea level, Journal of Geophysical Research, 106(C1).

Kubilay N., Yemenicioglu S., Saydam A.C. (1995), Airborne Material Collectons and

Their Chemical Composition Over the Black Sea, Marine Pollution Bulletin,

30(7).

Kuenen P.H. (1950), Turbidity currents of high density, Report of the 18th International

Geological Congress, Part 8, London.

Larras J. (1964), Embouchures, estuaires, lagunes et deltas, Eyrolles, Paris.

Lasserre F., Descroix L. (2003), Eaux et territoires: tensions, coopérations et

géopolitique de l’eau, Lharmattan, Paris.

Lateş M. (1965), Digurile de adăpostire ale noului port Constanţa. Regimul furtunilor pe

Marea Neagră. Particularităţile lui în zona Constanţa, Revista Transporturilor,

10.

Lison C. (2001), La genèse d’un déluge, National Geographic, 4-5(20).

Lyons T.W., Berner R.A., Anderson R.F. (1993), Evidence for large pre-industrial

perturbations of the Black Sea chemocline, Nature, 365.

Malciu V., Leonte E., Radu G. (1995), Particularites climatiques et hidrologiques du

littoral roumain de la mer Noire en 1994, Cercetări Marine, 27-28.

Mareş C., Mareş I. (1991), O problemă a variabilităţii climatice şi analiza valorilor

extreme ale câmpului temperaturii pe litoralul României, Studii şi Cercetări de

Meteorologie, 5.

Măhăra Gh. (1979), Circulaţia aerului pe glob, Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică,

Bucureşti.

293

Mihăilescu F. (1997), Aspects de l’influence de la mer Noire sur les differenciations

climatiques de Dobroudja (Roumanie), Proceedings of the Sessions de

Climatology of the 28th International Geographical Congress, Comission

Climatology, Canada.

Miossec J.M. (1974), Elements pour une theorie de l’espace touristique, Communication

ou seminaire de geographie fondamentale de Paul Claval, Rome.

Moore G.F., Asquith D.G. (1971), Delta, term and concept, Geol. Soc. Am. Bull., 82.

Muller G.I. (1995), Marea Neagră. Prezentare generală. In: Diversitatea lumii vii.

Determinatorul ilustrat al florei şi faunei României, Vol. I – Mediul Marin,

Bucura Mond, Bucureşti.

Nae I., Leonte E., Malciu V., Radu G. (1995), Particularites climatiques et

hydrologiques du littoral roumain de la mer Noire en 1994, Cercetări marine,

I.R.C.M., 27-28.

Nevin C.M., Trainer D.W. (1927), Laboratory study in delta building, Bull. Geol. Soc.

Amer., 38.

Nichols M.M., Allen G.P. (1981), Estuary-shelf interrelationship, Marine Geology, 40.

Nonn H. (1972), Geographie des littoraux, Presses Universitaires de France, Paris.

Oguz T., Aubrey D.G., Latun V.S., Demirov E., Koveshnikov L., Sur H.I., Diacanu V.,

Besiktepe S., Duman M., Limeburner R., Eremeev V. (1994), Mesoscale

circulation and thermohaline structure of the Black Sea observed during

HydroBlack’91, Deep-Sea Rsearch, 1(41).

Oguz T., Besiktepe S. (1999), Observations on the Rim Current structure, CIW

formation and transport in the western Black Sea, Deep-Sea Research 1(46).

Oguz T., Ivanov L.I., Besiktepe S. (1998), Circulation and hydrographic characteristics

of the Black Sea during July 1992. In: Ivanov L.I., Oguz T. (Eds.), Ecosystem

Modeling as a Management Tool for the Black Sea, NATO ASI, Series 2,

Environmental Security-47, vol.2, Kluwer Academic Publishers, Dordrecht.

Ottmann F. (1978), Aménagement des estuaires et préservation du milieu naturel, CNRS,

Actes Colloques Internationaux, 587.

Ozer A., Vita-Finizi C. (1986), Dating Mediteranean Shoreline, Zeit. Fur Geomorph.,

Suppl.-Bd., 62.

Ozer A. (1994), Geomorphologie littorale. Geomorphologie et Geologie du Quaternaire,

Universite de Liege, Liege.

Ozsoy E., Latif M.A., Tugrul S., Unluata U. (1995), Exchanges with the Mediterranean,

fluxes and boundary mixing processes in the Black Sea, Bulletin de l’Institut

Océanographique, Monaco, no spécial, 15.

Ozsoy E., Unluata U. (1997), Oceanography of the Black Sea: a review of some recent

results, Earth-Science Reviews, 42.

Panin N. (1996), Danube Delta: genesis, evolution, geological setting and

sedimentology, Geo-Eco-Marina, 1.

294

Paskoff R. (1998), Les littoraux. Impact des amenagements sur leur evolution, Armand

Colin, Paris.

Păltineanu C., Mihăilescu I.F., Seceleanu I. (2000), Dobrogea. Condiţiile pedoclimatice,

consumul şi necesarul apei de irigaţie pentru principalele culturi agricole,

Editura Ex Ponto, Constanţa.

Peckmann J., Reimer A., Luth U., Luth C., Hansen B.T., Heinicke C., Hoefs J., Reitner

J. (2001), Methane-derived carbonates and authigenic pyrite from the

northwestern Black Sea, Marine Geology, 177.

Peltier W.R., Tushingham A.M. (1989), Global sea-level rise and the greenhouse effect

– Might they be connected?, Science, 244.

Perillo G.M.E. (1996), Geomorphology and Sedimentology of estuaires: an introduction

in Geomorphology and Sedimentology of estuaires, G.M.E. Perillo (Eds),

Elsevier, Amsterdam.

Pilkey O.H. (1989), A thumbnai method for beach communities: estimation of long-

term beach replenishment requirements, Shore and Beach, 1.

Pilkey O.H., Young R.S., Bush D.M., Thieler E.R. (1994), Predicting the behavior of

beaches: alternatives to models, LITTORAL 94, Lisbon, Portugal.

Pirazzoli P.A. (1993), Les litoraux, Nathan, Paris.

Pirazzoli P.A. (1993), Global sea-level changes and their measurement, Global and

Planetary Change.

Pirazzoli P.A. (1989), Present and near-future global sea-level changes,

Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 75.

Planete Ocean. (1983), Planete Ocean, Vol.1-12, Edition Alpha, Paris.

Popa A. (1993), Liquid and sediment iunputs of the Danube river into the north-western

Black Sea, Mitt.Geol.-Palaont.Inst.Univ.Hamburg, 74.

Posea A. (1999), Oceanografie, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti.

Pritchard D.W. (1952), A review of our present knowledge of the dynamics and flushing

in estuaries, The John Hopkins University, Chesapeacke Bay Institute, 127.

Pritchard D.W. (1960), Lecturer on estuarine oceanography, B. Kinsman (Eds), John

Hopkins University.

Pritchard D.W. (1967), What is an estuary: physical viewpoint, Estuaries, G.H.Lauf

(Eds), American Association for Advancement of Science, Washington.

Pritchard D.W., Carter H.H. (1971), Estuarine circulation patterns. In: J.R.S. Schubel

(Eds), The Estuarine Environment, Estuaries and Estuarine Sedimentation, Short

Course Lecture Notes, Am. Geol. Soc.

Rădulescu M. (1977), Morphodynamics of Mamaia beach as an effect

hydrometeorological agents, Cercetări Marine, 10.

Rebai H. (2008), Etude de l’erosion et de l’evolution des paysages par l’elaboration d’un

systeme d’information geographique: Cas du bassin versant d’el Hnach (Siliana

295

Tunisie), Memoire en Geomorfphologie, Faculte des Sciences Humaine et

Sociales de Tunis, Tunisie.

Regrain R. (1992), Une station touristique confrontee au recul de la falaise: Ault. Les

littoraux en France: risques et amenagements, Centre regional de documentation

pedologique de Picardie, Amiens.

Richthofen F. (1886), Fuhrer Forschungsreisende Oppeenheim, 308-310, Berlin.

Roberts N. (2002), Schimbările majore ale mediului, Editura ALL, Bucureşti.

Romanescu G. (1995), Delta Dunării – Privire geografică. Editura Glasul Bucovinei,

Iaşi.

Romanescu G. (1996), Delta Dunării. Studiu morfohidrografic, Editura Corson, Iaşi.

Romanescu G. (1997), Oceanografie (Geografia oceanelor). Editura Univ. “Ştefan cel

Mare”, Suceava.

Romanescu G., Jigău G. (1998), Geomorfologie, Editura Universităţii de Stat, Chişinău.

Romanescu G. (1999), Efectul lucrărilor hidrotehnice asupra circulaţiei nisipului din

zona litorală a Deltei Dunării – sector românesc. Privire specială asupra

sectorului Gura Sulina – Gârla Împuţita. Lucr. Simpozionului “Dezvoltarea

geografiei ştiinţifice şi didactice în Republica Moldova, Chişinău (Republica

Moldova).

Romanescu G. (2000), Resursele Oceanului Planetar, Editura Universităţii Suceava.

Romanescu G. (2001a), “The Impact of The Hydro-Technical Works on The Movments

of Sand in The Littoral Area of the Danube Delta”, 3rd International Conference

of PhD Students, University of Miskolc, Hungary.

Romanescu G. (2001b), Rolul Comisiei Europene a Dunării (C.E.D.) în regularizarea

braţelor dunărene, Tipărit în format electronic pe

adresa:http://www.huntington.edu/srs/sisnewsletter/srs24nr113.html.

Romanescu G. (2002), Medii de sedimentare terestre şi acvatice. Delta şi estuare,

Editura Bucovina Istorică, Iaşi.

Romanescu G. (2003a), Dicţionar de hidrologie. Editura Didactică şi Pedagogică,

Bucureşti.

Romanescu G. (2003b), Hidrologie generală, Editura Terra Nostra, Iaşi.

Romanescu G. (2003c), Morpho-hydrographical evolution of the Danube Delta, Vol.I,

Editura PIM, Iaşi.

Romanescu G. (2003d), Oceanografie. Editura AZIMUTH, Iaşi.

Romanescu G. (2005), Morpho-hydrographical evolution of the Danube delta, Vol.II,

Editura Terra Nostra, Iaşi.

Romanescu G. (2006a), Hidrologia uscatului, Editura Terra Nostra, Iaşi.

Romanescu G. (2006b), Complexul lagunar Razim-Sinoie. Studiu morfohidrografic,

Editura Universităţii „Al.I.Cuza”, Iaşi.

Romanescu G., Romanescu Gabriela, Romanescu Ana Maria (2007), Dicţionar de

geografie fizică, Editura Terra Nostra, Iaşi.

296

Romanescu G. (2008), The former gulf of Halmyris and the present Razim-Sinoie

lagoon. The glory and decline of the port-forteresses on the Black Sea coast,

Landscape Evolution&Geoarchaeology, Porto Heli, Greece.

Romanescu G., Jigău Gh. (2008), Dicţionar de hidrologie generală, hidrogeologie şi

hidrofizica solurilor, Editura Pheonix, Republica Moldova, Chişinău.

Romanescu G. (2009a), Evaluarea riscurilor hidrologice, Editura Terra Nostra, Iaşi.

Romanescu G. (2009b), The geomorphological evolution of the Razim-Sinoie barrier

spit during the historical periods, Pontica, 42.

Romanescu G. (2009c), Sardinia – o vacanţă de vis, La Drum, 1(8).

Romanescu G. (2009d), Parcul Naţional Insula Bonaventure – Rocher Perce, La Drum,

1(9).

Romanescu G., Bounegru O. (2009), The dynamics of the north-western delta littoral of

the Black Sea during historical periods (Danube delta), Pontica, 42.

Romanescu G., Cojocaru I. (2010), Hydrogeological considerations on the

western sector of the Danube Delta – a case study for the Caraorman and

Saraturile fluvial-marine levees (with similarities for the Letea levee),

Environmental Engineering and Management Journal, 9(6). Romanescu G. (2010), Morphology and Dynamics of the Danube Delta Littoral between

the Sulina and Sfântu Gheorghe River Mouths (Romania), Pontica, Constanţa,

43. Romanescu G. (2010), Harta-ghid a Deltei Dunării, Editura La Drum, Tulcea.

Romanescu G. (2010), Dune ecosystem management of the Razim-Sinoie littoral bar

(Romania), International Journal of Conservation Science, 1(4).

Romanescu G. (2011), Geografia de la A la Z. Dicţionar ilustrat, Editura Didactică şi

Pedagogică, Bucureşti.

Ross D.A., Degens E.T. (1974), Recent sediments of Black Sea. In: E.T.Degens,

D.A.Ross (Eds.), The Black Sea – geology, chemistry and biology, AAPG

Memoir, 20, Tulsa, Oklahoma.

Rouge J. (1978), Les ports romains de Mediteranee, Dossiers de l’Archeologie, 28.

Ryan W.B.F., Pitman W.C., Major C.O., Shimkus K., Moskalenko V., Jones G.A.,

Dimitrov P., Gorur N., Sakinc M., Seyir H.Y (1997), An abrupt drowning of the

Black Sea shelf, Marine Geology, 138.

Sahtout N. (2008), Les plages de la cote de Nabeul-Hammamt: Geomorphologie et

apport des archives locales a la connaissance de leur evolution recente, Memoire

en Geomorphologie, Faculte des Sciences Humaine et Sociales de Tunis,

Tunisie.

Salomon J.N. (1987), Le Sud-Ouest de Madagascar, Universite d’Aix-Marseille.

Samojlev I.V. (1956), Die Flußmundungen, Verlag Herman Hoak, Gotha.

297

Saydam C., Tugrul S., Basturk O., Oguz T. (1993), Identification of the oxic/anoxic

interface surfaces in the Black Sea, Deep-Sea Research, Part I, 40(7).

Schneider S.H. (1989), Global Warming: Are We Entering the Greenhouse Century?

Sierra Club Books, San Francisco.

Seckler D., Amerasinghe U., Molden D., DeSilva R., Barker R. (1998), World water

demand and supply, 1990 to 2025: Scenarios and issues, IWMI research report

19, International Water Management Institute, Colombo, Sri Lanka.

Selariu O. (1965), Granulometria sedimentelor de fund din partea de sud a litoralului

românesc al Mării Negre, Studii de Hidraulică, 9(2).

Selariu O., Pinelis S. (1976), Condiţii de vizibilitate redusă pe litoralul românesc şi în

zona de vest a Mării Negre, Studii de Hidraulică, 1(9).

Selariu O. (1977), Elemente cde hidrometeorologie maritimă pentru navigatori.

Oceanografie. Meteorologie maritimă, Institutul de Marină, Constanţa.

Selariu O. (1997), Elemente de meteorologie şi hidrologie maritimă, Editura Tipofin,

Constanţa.

Serban P., Stănescu V., Roman P. (1989), Hidrologie dinamică, Editura Tehnică,

Bucureşti.

Serpoianu Gh. (1982), Distribuţia curenţilor de ţărm în apele şelfului continental al

Mării Negre, Cercetări Marine, 15.

Serpoianu G., Nae I. (1984), Observations sur les courants marins dans la zone des

embouchures du Danube et leur influence sur la salinite de l’eau marine,

Cercetări marine, I.R.C.M., 17.

Sestini G. (1989), Nile delta: a review of depositional environments and geological

history. In: Deltas: sites & traps for fossil fuels, M.K.G. Whateley & K.T.

Pickering (Eds), Blackwell Scientific Publications, Geological Society, Special

publications, London, 41.

Smith S.E., Abdel-Kader A. (1988), Coastal erosion along Egyptian delta, Journal of

Coastal Research, 4(2).

Sorocovschi V. (2003), Hidrologia uscatului, Editura Casa Cărţii de Ştiinţă, Cluj-

Napoca.

Sorocovschi V. (2008), Climatologie şi aplicaţii bioclimatice în turism, Editura Casa

Cărţii de Ştiinţă, Cluj-Napoca.

Sorocovschi V. (2009), Meteorologie şi Climatologie, Editura Casa Cărţii de Ştiinţă,

Cluj-Napoca.

Sorodoc C. (1962), Formarea şi evoluţia ciclonilor mediteraneeni şi influenţa lor asupra

timpului în R.P.Română, Culegeri de Lucrări ale Institutului de Meteorologie,

Bucureşti.

Spătaru A. (1959), Regimul valurilor în apropierea litoralului românesc, Revista

Meteorologie şi Hidrologie, Gospodărirea Apelor, 1.

298

Spencer T. (2002), Insulele de corali tropicale – un viitor incert? În Schimbările majore

ale mediului, Coordonator Neil Roberts, Editura ALL, Bucureşti.

Stanley D.J., Warne A.G. (1993), Nile delta: recent geological evolution and human

impact, Science, 260.

Stănescu V.A. (1963), Acţiunea vânturilor asupra suprafeţelor libere de apă la gurile

Dunării şi complexul lacustru Razim-Sinoie, Studii de Hidrologie, 4.

Stefan M., Romanescu Gh. (2010), Problems of seagoing navigation in Bosphorus

Strait, Aerul şi Apa. Compenente ale Mediului, Presa Universitară Clujeană.

Stefan M., Romanescu Gh. (2011), Problems of Sea-Going navigation in Kerci Strait,

Aerul şi Apa. Compenente ale Mediului, Presa Universitară Clujeană.

Strabon (), Geografia, Vol.I, Studiu introductiv, traducere, notiţe introductive, note şi

indice de Felicia Vanţ-Ştef.

Sunamira T. (1992), Geomorphology of Rocky Coasts, Wiley, Chichester.

Sur H.I., Ilyin Y.P. (1997), Evolution of satellite derived mesoscale thermal patterns in

the Black Sea, Progress in Oceanography, 39.

Suter J.R. (1993), Deltaic coasts. In: Coastal evolution. Late Quaternary shoreline

morphodynamics, R.W.G. Carter, C.D. Woodroffe (Eds), University Press,

Cambridge.

The Encyclopedia of Beaches and Coastal Environments. (1982), The Encyclopedia of

Beaches and Coastal Environments, Maurice L. Schwartz, Hutchinson Ross

(Eds), Publishing Company, Stroudsburg, Pennsylvania.

Thurman H.V. (1988), Introductory oceanography, Fifth Edition, Merill Publishing

Company A Bell&Howell Information Company Columbus, Toronto.

Tolmazin D. (1985), Changing coastal oceanography of the Black sea, Part I,

Northwestern shelf, Progress in Oceanography, 15.

Tooley M.J. (1989), Global sea levels: floodwaters mark sudden rise, Nature, 342.

Tooley M.J. (2002), Nivelul mării şi clima, în Schimbările majore ale mediului,

coordonator Neil Roberts, Editura ALL, Bucureşti.

Topor N., Stoica C. (1965), Tipuri de circulaţie şi centri de acţiune atmosferică deasupra

Europei, Institutul de Meteorologie, Bucureşti.

Traci C., Mănescu M., Drăguş N. (1988), Împădurirea nisipurilor din Delta Dunării,

Redacţia de Propagandă Tehnică Agricolă, Bucureşti.

Trask P.D. (1952), Source of Beach Sand at Santa Barbara, California, as indicated by

Mineral Grain Studies, U.S. Army Corps of Engineers, Beach Erosion Board,

Tech. Memo. 28.

Tricart J. (1977), Précis de géomorphologie, II. Géomorphologie dynamique générale,

SEDES, Paris.

Trufaş V. (1969), Regimul valurilor Mării Negre la litoralul românesc, Studii

Geografice Asupra Dobrogei, Bucureşti.

299

Trupin A.S., Wahr J.M. (1992), Spectroscopic analysis of global tide gauge sea level

data, Geophysical Journal International, 108.

UNEP (1990), The State of the Marine Environment, Reports and studies, No.39, UNEP

Regional Seas and Studies, 115.

Vallaux C. (1933), Geographie generale des mers, Paris.

Vanney J.R. (1977), Geomorphologie des plates-formes continentales, Edition Doin,

Paris.

Vanney J.R. (1991), La géographie de l’océan, Institut Océanographique Paris, Oceanis,

Paris.

Verger F. (1968), Marais et wadden du littoral francais, Bordeaux, Biscaye.

Verger F. (1991), Les deltas et leur amenagement, Ann. Geo., Paris, 561-562.

Verger F. (2011), Digues et polders littoraux: reflexions apres la tempete Xynthia,

Physio-Geo (En ligne), 5. URL: http://physio-geo.revues.org/1740

Vespremeanu E. (2004), Geografia Mării Negre, Editura Universităţii Bucureşti.

Warrick R., Oerlemans J. (1990), Sea level rise, în J.T.Houghton, G.J.Jemkins,

J.J.Ephraums (eds), Climate Change. IPCC Scinetific Assessment,

Cambridge University Press.

Wegener A. (1924), The origin of continents and oceans, Methven, London.

Weyl P.K. (1970), Oceanography: An introduction to the marine environment, Edition

John Wiley&Sons, New York.

Wigley T.M.L., Raper S.C.B. (1987), Thermal expansion of sea water associated with

global warming, Nature, 330.

Winguth C., Wong H.K., Panin N., Dinu C., Georgescu P., Ungureanu G. (1997), Upper

Quaternary sea-level changes in the northwestern Black Sea: preliminary

results, Geo-Eco-Marina, 2.

Wright L.D. (1977), Sediment transport and deposition at river mouth: a synthesis,

Geological Society of Ammerican Bulletin, 88.

Zaitsev Y., Mamaev V. (1997), Marine biological diversity in the Black Sea: a study of

changes and decline, GEF Black Sea Environmental Programme, United

Nations Publications.

Zenkovich V.P. (1954), Ţărmul mării, Editura Cartea Rusă, Bucureşti.

Zenkovich V.P. (1967), Processes of Coastal Development, Oliver & Boyd, Edimbourg.

* * * (2011), http://www.villesdafrique.over-blog.com

* * * (2011), http://www.primaria-constanta.ro