IV.3.4. Procese geomorfologice actuale – factori de risc

Procesele geomorfologice reprezintă totalitatea proceselor generate de agenţii interni sau externi şi care conduc la modificarea (modelarea) reliefului terestru. Terminologia folosită în mod curent cuprinde un evantai foarte larg de termeni care diferă la un cercetător la altul. Pentru procesele geomorfologice care contribuie la modelarea versanţilor se folosesc o serie de termeni consacraţi precum: procese de pantă, degradări de teren sau procese deluviale, relieful creat purtând numele de relief deluvial. Degradările de teren din bazinul Bârladului se datorează în principal acţiunii eroziunii areolare şi liniare şi alunecărilor de teren (ambele cu o răspândire generalizată) şi, secundar, unor şi procese cu o răspândire mai redusă, punctuală, precum: deflaţia, tasarea (naturală şi biogenă), surparea, solifluxiunea etc.

IV.3.4.1. Eroziunea areolară Condiţiile speciale geologice, de relief, climă, hidrografie, vegetaţie dar mai ales intervenţia antropică care se întâlnesc în bazinul Bârladului au dus la desfăşurarea pe suprafeţe extrem de extinse a proceselor de eroziune. Solurile sunt cele mai afectate de acest proces, cantităţi foarte mari de material care provine îndeosebi din orizontul fertil fiind transportate spre baza versanţilor.

Eroziunea picăturilor de ploaie („splash erosion” în literatura americană) sau pluviodenudarea apare in momentul în care picăturile de ploaie, în căderea lor, lovesc (izbesc) suprafaţa solului, dislocând particule, pe care, însă, le transportă aerian pe distanţe mici, sub 1,5m. Acest proces are o importanţă mai ridicată prin faptul că, prin acţiunea sa de dislocare a particulelelor, pregăteşte material care apoi poate fi preluat de scurgerea de suprafaţă.

Eroziunea în suprafaţă se dezvoltă în toate locurile în care există o pantă cât de mică care să poată permite o scurgere a apelor şi este provocată de scurgerea dispersată (ablaţie sau eroziune laminară). Scurgerea pe versant începe să se concentreze tinzând să formeze nişte şiroaie elementare (microcurenţi), răsfirate printre micile neregularităţi ale terenului cu adâncimea de până la 2 - 3cm. O altă formă (mai avansată) a eroziunii în suprafaţă este constituită din mici şănţuleţe (3 - 20 cm), denumite rigole mici şi se formează ca urmare a concentrării şiroaielor efemere. Atât şiroaiele cât şi rigolele mici sunt forme efemere.

Din punctul de vedere al condiţiilor care favorizează instalarea eroziunii în suprafaţă, potrivit lui M.Moţoc (1983), terenurile agricole situate pe pante mai mari de 5% sunt suprafeţele cele mai expuse. Pe lângă valoarea declivităţii, procesul de spălare este favorizat de condiţiile climatice, torenţialitatea precipitaţiilor fiind caracteristică lunilor de vară, dar şi de substrat. Conform lui I. Hârjoabă (1968), cantitatea de sol spălat în timpul ploilor torenţiale reprezintă între 82-98% din cantitatea totală de sol îndepărtat prin acest proces.

În cazul bazinului Bârladului rolul cel mai important în apariţia şi desfăşurarea eroziunii solului este ocupat de modul de folosinţă al terenurilor şi de tipul de vegetaţie care ocupă acele terenuri. Cum cea mai mare parte a terenurilor este ocupată de terenuri agricole, rolul acestui proces creşte, observându-se o diferenţiere în cadrul terenurile arabile (între plantele anuale: prăşitoare şi păioase, şi plantele perene) în funcţie de stadiul de vegetaţie care poate intercepta sau nu picăturile de apă de ploaie.

Valorile ridicate atinse ale eroziunii sunt datorate şi caracteristicilor unităţilor de sol prezente în această zonă. Astfel, cele mai expuse eroziunii sunt solurile de pădure, cu o desfăşurare apreciabilă (Preluvosoluri si Luvosoluri), dar si Cernoziomurile cambice şi Cernoziomurile argice. Ca mărturie a nivelului ridicat atins de eroziunea în suprafaţă stă extinderea Regosolurilor şi a Erodisolurilor.

Pierderile medii anuale de sol prin eroziune la Perieni între 1958 - 1970 (panta de 12%, sol luto-argilos), au variat de la 0.5 t/ha la lucernă sau ierburi în anul II de vegetaţie, la 4 t/ha la grâu de toamnă, 7 t/ha la mazăre şi până la 32,5 t/ha la porumb (A. Popa, 1977). Analizând datele obţinute cu ajutorul parcelelor de scurgere cu lungimea de 25m şi panta 12% (din cadrul Staţiunii Perieni) pe o perioadă de 30 de ani (1970 - 1999), I. Ioniţă (2000)

1

constată că valoarea eroziunii la parcelele din V. Ţarinei se ridică la circa 32,5 t/ha/an la ogor şi 7,7 t/ha/an la porumb. Totodată, acelaşi autor stabileşte sezonul critic de eroziune în suprafaţă ca fiind între 15-20 Mai şi 15-20 Iulie.

Din păcate, după aplicarea Legii fondului funciar nr.18/1991, revenirea la modul tradiţional de cultură pe direcţia deal-vale cât şi fărâmiţarea continuă a terenurilor, a favorizat o accelerare a eroziunii solului.

De cele mai multe ori, prin intermediul eroziunii solului, are loc o redistribuţie a orizonturilor superioare fertile ale solurilor spre zonele mai joase, având consecinţe grave asupra productivităţii agricole. Dacă majoritatea terenurilor situate pe culmi sau pe versanţi sunt afectate de eroziune în suprafaţă, la baza versanţilor s-au format o serie de depozite coluviale. De cele mai multe ori trecerea de la suprafaţa versanţilor la cea a şesurilor aluviale nu se face brusc, ci prin intermediul unei suprafeţe de racord denumite glacisuri care au o răspândire aproape generalizată.

În funcţie de materialele care se găsesc în componenţa acestora, glacisurile pot fi: coluviale, cele mai răspândite, alcătuite din material fin, coluvio – proluviale, ce apar in zona de debuşare a ravenelor. În alcătuirea lor litologică apar nisipuri, fragmente de gresii, cinerite andezitice şi chiar prundişuri provenite din depozitele de terasă, întâlnite pe toate văile importante. Glacisurile îşi datorează existenţa constituţiei litologice extrem de friabile, energiei mare de relief a versanţilor dar şi influenţei negative a activităţii antropice (despăduriri, mod defectuos de lucrare a terenurilor, suprapăşunat etc) toate favorizând extinderea mare a proceselor de versant. De regulă, aceste forme de acumulare sunt constituite din nisipuri cu o granulometrie mai grosieră spre versant şi din ce în ce mai fină spre şes iar prin evoluţie şi acestea intră sub acţiunea proceselor geomorfologice de versant, forma lor iniţială fiind de multe ori mult fragmentată. IV.3.4.2. Eroziunea liniară

Eroziunea în adâncime şi în special ravenarea reprezintă un alt proces specific bazinului Bârladului. Acest ajunge aici la dimensiuni nemaiîntâlnite în alte regiuni ale ţării. Acest fapt este datorat aceluiaşi complex de factori ce întruneşte condiţii „optime” pentru ravenare. Procesul de „eroziune liniară” apare în momentul in care scurgerea de suprafaţă (reprezentată prin şuvoaie sau şiroaie mari) se concentrează „în contextul creşterii energiei cinetice a scurgerii lichide şi micşorării rezistenţei substratului sau învelişului vegetal protector” (I. Ioniţă, 2000). Eroziunea în adâncime este unul dintre cele mai importante procese geomorfologice prezente, atât prin suprafaţa ocupată dar mai ales prin efectele avute. Acest proces contribuie în proporţie variabilă (26-75%) la formarea eroziunii totale.

După cum am constatat în cazul eroziunii în suprafaţă cea mai evoluată formă a sa este constituită din rigole mici, a căror dimensiuni ating până la 20 cm. Între rigola mică (formă a eroziunii areolare) şi rigola mare (formă de unde începe eroziunea torenţială) nu se poate face o distincţie foarte clară şi de aceea, aceeaşi autori consideră că „eroziunea în rigole este o tranziţie între eroziunea în suprafaţă şi cea în adâncime”, aceasta afectând îndeosebi terenurile agricole. Acolo unde eroziunea in adâncime devine tot mai activă, unde adâncimea depăşeşte 0,5 m, dar nu ajunge la 2-3 m apar ogaşele. De regulă ele au forma unor şanţuri cu secţiunile transversale sub forma literei „V”, şi pot apărea atât pe versanţi cât şi pe fundul văilor. Ele se formează obişnuit pe terenuri cu pante mijlocii şi mari (>5º), apariţia şi evoluţia lor fiind favorizată de matricea nisipoasă a substratului dar mai ales de acţiunea antropică. Desţelenirile, folosirea unor agrotehnici necorespunzătoare precum şi sistemul defectuos de lucrare al pământului (aratul deal – vale şi fărâmiţarea parcelelor) au dus la apariţia ogaşelor dispuse paralel, de multe ori şi pe terenurile care au o pantă de numai 2 - 3º.

Ravena reprezintă cea mai evoluată formă a eroziunii în adâncime. Ravenele de versant sunt asociate unor bazine de recepţie mici şi se formează în orizonturile A şi B ale solurilor de aici şi mai rar în orizontul C. De regulă, sunt ravene discontinue cu un profilul longitudinal liniar, deseori în trepte, acolo unde apar intercalaţii argiloase dar şi intercalaţii grezoase aşa cum sunt ravenele de pe versantul drept al Horoiatei la sud de Orgoieşti. Cele

2

mai frecvente ravene sunt cele singulare. Atunci când densitatea ravenelor creşte pe versanţii se formează un microrelief de tip „bad lands” cum este cazul în amonte de satul Mireni pe Dealul omonim, pe versantul drept al Văii Dumbrava din bazinul Pereschiv, dar şi pe versantul stâng al văii superioare a râului Pereschivul Mic, în amonte de Chilieni. Suprafeţe extrem de întinse din bazinul superior al Horoiatei, Similei, bazinul mijlociu şi superior al Tutovei, pe versanţii despăduriţi din bazinul inferior al Zeletinului dar şi pe latura vestică a regiunii colinare, în valea Siretului. Multe asemenea ravene s-au format prin accentuarea unor incizii făcute pe aliniamentul unor vechi drumuri care au tăiat versanţii cu o pantă ridicată. De cele mai multe ori, suprafeţele mai nisipoase, despădurite, pe suprafaţa cărora curenţii de apă se pot concentra, constituie suportul ideal pentru instalarea acestui proces. Mai rar, unele ravene se pot şi aduna în partea lor bazală, ajungând la o formă înmănunchiată, situaţie întâlnită la nord de Mireni, pe Valea Dumbravei.

În general, adâncimea ravenelor de versant ajunge la câţiva metri iar viteza de înaintare variază între 1-1,5 m/an şi 2,5 – 3 m/an (I.Hârjoabă, 1968). Viteza medie anuală de regresare a unor ravene discontinue, succesive oscilează între 0.42 – 1.83 m/an, cu o valoare medie de 0.92 m/an. Principalii factori de iniţiere a ravenării sunt cel hidrologic (modul de organizare a scurgerii lichide sub formă de curenţi concentraţi) şi cel litologic.

Indiscutabil, cele mai spectaculoase forme sunt oferite de ravenele de fund de vale. De obicei sunt ravene continue, cu adâncimea mult mai mare (până la 10 m şi chiar mai mult). Acestea se găsesc pe fundul majorităţii văilor din arealul studiat. Acestea se instalează de regulă acolo unde în profilul longitudinal al talvegului apar un prag („un rapid”) care favorizează concentrarea curenţilor de apă. De aceea, în profil longitudinal, acolo unde panta este mai ridicată se instalează procese de eroziune (ravenare) iar unde capacitatea de transport a apei scade apare o zonă de sedimentare. Rata medie de înaintare a ravenelor continue este de 12.5 m/an, suprafaţa medie de ravenare creşte anual în medie cu 366.8 m²/an, volumul mediu de material solid erodat prin ravenare atinge 2617 m³/an iar eroziunea medie multianuală este de 4168 t/an. Aceste valori au fost calculate pe o serie de ravene din partea de sud a Podişului Bârladului, printre acestea numărându-se şi unele situate în Colinele Tutovei în bazinul Tutovei – ravena Ghelţag, Roşcani-Făgăraş, Roşcani-Langa, Roşcani-Scrânghiţa, Roşcani-

Tabelul nr. 3. - Principalii indicatori de ravenare a unor ravene din Colinele Tutovei

între 1961-1991 (I. Ioniţă, 2000)

a) - Regresarea medie multianuală (m/an) b) - Creşterea medie multianuală a suprafeţei ocupate (m²/an) c) - Volumul mediu multianual de material solid erodat (m³/an) d) - Eroziunea medie multianuală (t)

Indici de ravenare Nr. crt.

Ravena

a b c d 1 Roşcani - Făgăraş 19.3 550.7 4634 7029 2 Albia – Mitoc 19.3 423.8 2002 3303 3 Roşcani – Langa 6.2 161.3 1075 1666 4 Roşcani - Scrânghiţa 5.2 120.0 705 1128 5 Ghelţag 5.0 77.7 307 460 6 Roşcani - Ursoi 5.0 52.1 438 679

3

Fig. nr. 45. - Ravena de versant „în trepte” pe valea Horoiata, la sud de Vişinari

Ursoi, în bazinul Pereschiv – ravena Hreasca, Albia – Mitoc. Totodată s-a constatat o descreştere a ritmului ravenării în perioada respectivă datorită influenţei a doi factori: evoluţia regimului pluviometric şi efectul crescător al lucrărilor de organizare, amenajare şi exploatare antierozională.

Tabelul nr. 4. - Principalii indicatori de ravenare ai ravenei Hreasca (I. Ioniţă, 2000)

Ravena Hreasca

* până în 1984 – momentul construirii barajului de pe ravena Hreasca

Tabelul nr. 5. - Regimul precipitaţiilor medii multianuale la staţia Bârlad

Nr.crt. 1961/1970 1971/1980 1981/1990 1961/1990

1 Cantitatea medie de precipitaţii (mm) 581,7 568,7 419,4 523,3 Deşi are o suprafaţă de recepţie de numai 1206 ha, bazinul Hreasca, prin ravena

Hreasca, deţine recordul în ceea ce priveşte regresarea medie multianuală (circa 45,3 m/an în perioada 1961-1990), creşterea medie multianuală a suprafeţei ocupate (1798,0 m2, pe acelaşi interval), volumul mediu multianual de material solid erodat (11887 m3/an) cât şi eroziunea medie multianuală (19,326 t/an). Concomitent se remarcă şi faptul că toţi indicatorii

Media pe cele 13 ravene studiate

în Podişul Bârladului

Nr. crt.

Indici de ravenare

1961/1970 1971/1980 1981/1990 1961/1990 1961/1990

1 Regresarea medie multianuală

(m/an) 58,2 56,1 21,5* 45,3 12,5

2 Creşterea medie multianuală a

suprafeţei ocupate (m²/an) 2940,2 1800,1 650,7* 1797,0 366,8

3 Volumul mediu multianual de material solid erodat (m³/an) 18376 12795 4490* 11887 2617

4 Eroziunea medie multianuală (t) 30321 20472 7184 19326 4168

4

determinaţi prezintă valori progresiv descrescătoare în principal datorită: evoluţiei regimului pluviometric, observându-se o relaţie directă intre evoluţia ravenării şi precipitaţii; datorită efectului lucrărilor de organizare, amenajare şi exploatare antierozională. Ravena Hreasca atinge asemenea valori datorită faptului că aceasta „întruneşte condiţiile cele mai favorabile pentru evoluţia remarcabilă a ravenării continue”: bazin fusiform, acoperit cu soluri de pădure, puternic erodate; folosinţă predominant agricolă; structură litologică nisipo-lutoasă în alternanţă; condiţia hidrologică ideală a bazei fundului ravenei, datoritei umezelii freatice a acestuia pe fondul unei litologii caracteristice (I. Ioniţă, 2000).

De precizat că sezonul critic de ravenare a fost stabilit de acelaşi autor (I. Ioniţă, 2000) între 15 – 20 Martie şi 15 – 20 Iulie, rolul cel mai important fiind atribuit sezonului rece (57%), sezonul cald participând cu 43%. După cum am mai precizat, sezonul rece pregăteşte materialul prin îngheţ – dezgheţ iar rolul major al sezonului cald, care începe odată cu dezgheţul, transportă aceste materiale.

În final, se poate afirma că formele eroziunii de adâncime au putut ajunge la o asemenea răspândire, la o asemenea varietate de forme şi mai ales la asemenea valori ale indicilor ravenării datorită faptului că procesul a luat o mare amploare ca urmare a condiţiilor favorabile de structură geologică, tectonice, bioclimatice şi mai ales despăduririi şi desţelenirii unor însemnate suprafeţe care au fost preluate în agricultură. IV.3.4.3. Deplasările de teren

Pe lângă eroziunea areolară şi eroziunea liniară, deplasările de teren completează evantaiul proceselor geomorfologice cu un rol esenţial în morfogeneza reliefului bazinului Bârladului. Ele se desfăşoară în principal datorită acţiunii forţei gravitaţionale şi cuprind: alunecările, surpările şi solifluxiunile.

Alunecările de teren sunt procesele geomorfologice cele mai importante din această clasă provocând pagube atât terenurilor agricole cât şi aşezărilor umane. Pe suprafaţa studiată, formele de relief caracteristice alunecărilor de teren au o răspândire mai mare în Podişul Central Moldovenesc. Acest fapt se datorează constituţiei litologice predominant nisipoase, dar nu sunt excluse şi intercalaţiile de argilă. Acestea se constituie în suprafaţa de alunecare, oglindă de fricţiune pe care, sub acţiunea directă a forţei de gravitaţie şi a pânzelor de apă subterane, se înregistrează declanşarea unor alunecări de teren. Dezvoltarea alunecărilor este favorizată de faciesul predominant argilos al basarabianului sau nisipo-argilos al chersonianului, intersectat la nivelul versanţilor. Majoritatea alunecărilor de teren sunt însă stabilizate sau semistabilizate, în condiţiile climatului mai arid actual, alunecările active fiind, în general, de dimensiuni mai mici şi antrenând deluvii mai subţiri. La declinul activităţii deluviale a contribuit probabil, într-o mai mică măsură, şi înălţarea prin coluvionare a bazei versanţilor. Alunecările active actuale sunt adesea grefate pe deluviile de alunecare mari, care au fost mobilizate şi au funcţionat în perioadele mai umede ale Holocenului sau de la finele Pleistocenului. Cele mai mari alunecări de teren, ca extindere orizontală şi profunzime, apar pe fronturile cuestelor bine individualizate, cu energie şi pante mari. Acolo unde se individualizează un orizont dur în profilul versanţilor, morfologia alunecărilor este în pseudoterase.

Sunt şi suficiente exemple de alunecări active de dimensiuni apreciabile, ce antrenează deluvii cu grosimi de aproape 10m sau mai mari (spre exemplu, alunecările de pe cuesta Telejnei, din amonte de satul Telejna, cu cornişe de desprindere de peste 20m şi deluvii care ajung în şes, gâtuind valea; alunecările de pe valea Vasluiului, de la Movila lui Burcel, alunecările de pe cuesta Rebricei din zona satului Sasova etc.). Alunecările ce antrenează deluvii predominant nisipoase, chersoniene, intersectate de văile din jumătatea de est a podişului (cum sunt cele de la Movila lui Burcel), sunt mai bine individualizate şi mai active, în comparaţie cu cele formate pe faciesul argilo-marnos basarabian. În general însă, alunecările active actuale antrenează deluvii cu grosime mică (1-5m) şi mijlocie (5-10m). Cauzele antropice au jucat de multe ori un rol important în (re)activarea

5

acestora: defrişările, prin care s-a eliminat rolul fixator al sistemului radicular profund al arborilor pentru partea superioară a deluviilor; suprapăşunatul terenurilor în pantă, care determină formarea cărărilor de vite ce favorizează infiltrarea apei în deluvii; crearea iazurilor care a determinat ridicarea nivelului freatic în deluvii; tăierea drumurilor prin versant, exploatarea lutului prin excavaţii în baza versanţilor etc. Pe alocuri agroterasele părăsite, destinate iniţial viticulturii sau pomiculturii, par a juca un rol în activarea unor deluvii, prin favorizarea infiltrării apei din precipitaţii.

Din categoria mai largă a deplasărilor în masă, nu lipsesc surpările, produse în malurile râurilor prin eroziunea laterală a acestora, sau provocate de subminarea abrupturilor structural-litologice prin ravenaţie sau eroziunea regresivă a râurilor, care au drept consecinţă rostogoliri de blocuri rupte din marginea orizonturilor de roci mai dure, creepul şi solifluxiunea.

Alunecări de mari proporţii care ocupă suprafeţe mari se întâlnesc pe versanţii văilor superioare din arealul studiat, acolo unde energia de relief este foarte ridicată. În asemenea zone diferenţa de nivel dintre albia majoră şi culme depăşeşte 300 m şi chiar 400m. Pe lângă energia de relief, substratul litologic are un rol capital. Pe asemenea versanţi dezvoltaţi pe materiale predominant nisipoase, fără intercalaţii argiloase, alunecările ocupă suprafeţe foarte reduse. O caracteristică a proceselor de alunecare din Colinele Tutovei o constituie formarea unor aşa numite „circuri de alunecare”, care apar de regulă pe versanţii abrupţi ai afluenţilor râurilor mari dar şi pe versanţii de pe cursurile superioare ale râurilor principale. De o parte şi de alta a canalelor de scurgere de pe văile respective, datorită inciziei create de acestea, alunecările se situează de o parte şi de alta a văii. Pornind de la această constatare, I. Hârjoabă (1968) conform precizează că „incizia prin ravenare reprezintă factorul principal al mecanismului declanşării alunecărilor de teren în Colinele Tutovei”. Din această cauză pe unele văi, datorită alunecărilor dezvoltate pe scară largă, albia râului este „gâtuită”. Astfel longitudinal valea prezintă sectoare de îngustare, în dreptul corpurilor alunecărilor şi sectoare mai largi, acolo unde acestea lipsesc.

Fig. nr. 46. - Alunecări de mari proporţii pe cursul superior al Horoiatei, la est de

Orgoieşti Principalele areale afectate de alunecări apar de regulă pe versanţii ce ocupă frunţile

de cuestă cu expoziţie nordică (Coasta Racovei) dar şi pe frunţile de cuestă cu expoziţie vestică aflate pe stânga râurilor. Spre obârşiile râurilor, pe versanţii cu intercalaţii argiloase, alunecările apar pe ambii versanţi. De regulă, alunecările ocupă cele mai extinse suprafeţe în partea nordică şi nord-vestică a regiunii, acolo unde litologia este ceva mai lutoasă, cu intercalaţii argiloase. Spre sud, depozitele superioare meoţiene dar mai ales cele ponţiene şi daciene cu o predominare a faciesului nisipos şi nisipo-lutos nu au favorizat instalarea la scară mare a unor procese de deplasări în masă. O importanţă capitală o au structurile litologice cu o stratificaţie alternantă care prezintă la partea superioară (pe interfluvii) pachete groase de depozite nisipoase sau nisipo-prăfoase care să favorizeze infiltrarea apei dar şi prezenţa sub acestea a unor depozite argiloase.

6

Un alt factor extrem de important în declanşarea şi dezvoltarea alunecărilor de teren este reprezentat de influenţa condiţiilor climatice. Conform lui D. Pujină (1997), până la valori ale precipitaţiilor până la 590-600mm/an predomină producerea de prăbuşiri, surpări, reactivări parţiale şi alunecări superficiale. Peste 600mm/an, s-a observat o generalizare a reactivărilor şi declanşarea alunecărilor de mare profunzime. O importanţă mare o are succesiunea de cel puţin doi ani cu valori supraunitare ale abaterilor pluviale. De precizat că, majoritatea alunecărilor de mari proporţii sunt vechi, stabilizate sau parţial stabilizate, putând fi legate fie de sfârşitul perioadei glaciare fie de faza atlantică cea care prin precipitaţiile ceva mai ridicate ar fi putut duce la generalizarea procesului pe areale extinse prin dimensiuni apreciabile. Cea mai mare parte din alunecările active sunt de mici proporţii cauza principală fiind dezvoltarea râpelor torenţiale (I. Hârjoabă, 1968).

Ritmul de deplasare a alunecărilor de teren din bazinul Bârladului variază între 1.5 m/lună şi 6 m/oră, iar ritmul mediu anual de degradare a versanţilor din bazinul Tutovei a variat de la 2731 ha în perioada 1969-1972, 6621 – între 1973-1982 şi până la 9119 ha în perioada 1983-1992. pentru Berheci valorile, pentru aceleaşi perioade cresc continuu de la 3217 ha la 4570 ha şi până la 7457 ha. De regulă s-a observat o creştere mai mare a ratei de denudaţie în bazinele din Podişul Central Moldovenesc (127-152 mm/an), acolo unde predomină faciesul luto-argilos în substrat decât în Colinele Tutovei (bazinele Tutova şi Berheci) unde valorile sunt mai mici (32-34 mm/an). Pe ansamblul Podişului Bârladului, rata medie de denudaţie pe un interval de 25 de ani (1968-1992) a fost estimată de către D.Pujină (1997) la circa 36 mm/an.

Multe asemenea suprafeţe afectate de alunecări au fost amenajate prin lucrări efectuate până în 1990. Ulterior s-au creat condiţii care au dus la reluarea procesului de alunecare. Dintre factorii potenţiali se remarcă alternanţa de roci (permeabile şi impermeabile) şi caracteristicile reliefului preexistent (panta). Dintre factorii pregătitori amintim: precipitaţiile abundente şi defrişările, iar dintre cei declanşatori mai importanţi sunt: acţiunea apei subterane, îngheţ-dezgheţul, cutremurele dar şi modificarea pantei prin construirea de drumuri, lucrări de terasare.

Folosind datele disponibile pentru eşantionul de profile topografice, s-a încercat cuantificarea relaţiilor dintre raportul de pantă şi grosimea medie a depozitelor de deasupra orizontului dur, dintre raportul de pantă şi grosimea stratului dur şi dintre grosimea depozitelor acoperitoare şi grosimea orizontului dur. Relaţia dintre raportul de pantă şi grosimea medie a depozitelor de deasupra orizontului dur s-a dovedit a fi statistic semnificativă, probabilitatea de eroare fiind mai mică de 1% pentru coeficientul de corelaţie. Funcţia de regresie liniară, având ca variabilă independentă grosimea medie a depozitelor acoperitoare, ne indică, prin intermediul coeficientului de regresie (0,31), creşterea raportului de pantă în medie cu 3,1 la o creştere a grosimii medii a depozitelor acoperitoare cu 10m, creşterea raportului de pantă putând oscila între 2,1 şi 4,1. Termenul liber (6,99) ne indică o contradicţie, în sensul că pentru o grosime medie a depozitelor de 0 m ar corespunde un raport de pantă de 6,99, când în realitate ar trebui să fie 1 sau foarte aproape de 1. Oricum, probabilitatea de eroare a termenului liber este mai mare (9%), iar eroarea standard a estimării acestuia este, de asemenea, mare (±3,9), ceea ce ne indică faptul că el nu poate fi interpretat fără a da naştere la îndoieli. Nesemnificativitatea termenului liber ne împiedică să extrapolăm aplicarea funcţiei de regresie în afara domeniului pentru care a fost determinată.

Dacă acceptăm ideea că paralelismul suprafaţă topografică – orizont dur necesită valori ale raportului de pantă mai mici de 10 (panta suprafeţei topografice este de până la 10 ori mai mare decât panta stratigrafică), atunci platourile structurale propriu-zise se individualizează până la grosimi medii ale depozitelor acoperitoare mai mici de 14m. Trebuie precizat faptul că s-a avut în vedere panta medie a suprafeţei topografice situată deasupra nivelului orizontului de rocă dură, care include şi o porţiune din frontul cuestei. Prin urmare, unui raport de pantă de 10 îi corespunde o valoare a raportului de pantă pentru revers mai mică, în medie cu 4-5 unităţi.

7

y = 0.3103x + 6.9969R2 = 0.4344

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

grosimea medie a depozitelor acoperitoare

rapo

rtul d

e pa

nta

(Rp)

Figura 47. Relaţia dintre grosimea medie a depozitelor acoperitoare şi raportul de pantă

(aplicată la eşantionul din Podişul Central Moldovenesc)

Grosimea stratului dur influenţează, la rândul ei, paralelismul suprafaţă topografică – suprafaţă stratigrafică (figura 3.37). Cu cât orizontul dur pe care se grefează interfluviul este mai gros, cu atât panta topografică va fi mai apropiată ca valoare de panta stratigrafică.

Datorită volumului redus de date, semnificativitatea statistică a parametrilor regresiei este mai redusă. Astfel, coeficientul de corelaţie are o probabilitate de eroare de 9,3%. Totuşi, dacă acceptăm realitatea existenţei unei astfel de relaţii şi punem semnificativitatea statistică mai redusă pe seama volumului redus de date, putem trage următoarele concluzii: creşterea grosimii stratului dur cu 1m atrage cu sine scăderea raportului de pantă cu 4,9 unităţi, valoarea putând oscila, ţinând cont de eroarea standard de estimare a coeficientului de regresie, între 2,6 şi 7,3; pentru ca raportul de pantă să scadă la valoarea critică de 10, orizontul dur trebuie să aibă o grosime minimă de 3m; pentru ca raportul de pantă să aibă valoarea 1 (paralelism perfect suprafaţă topografică – orizont dur), grosimea orizontului dur trebuie să fie de cel puţin 4-5m.

y = -4.9118x + 34.229R2 = 0.4619

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

0 1 2 3 4 5 6

grosimea orizontului mai dur (m)

Rp

7

Figura 48. Relaţia dintre grosimea orizontului de rocă mai dur şi raportul de pantă

(aplicată la eşantionul din Podişul Central Moldovenesc)

8

y = -11.253x + 76.164R2 = 0.5961

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

0 1 2 3 4 5 6 7

grosimea orizontului mai dur (m)

gros

ime

depo

zite

aco

perit

oare

(m)

Figura 49. Relaţia dintre grosimea orizontului de rocă mai dur şi grosimea depozitelor

acoperitoare

O altă relaţie pe care am supus-o cuantificării este cea dintre grosimea orizontului dur şi grosimea depozitelor acoperitoare. Toţi parametrii statistici sunt semnificativi cu probabilitate de eroare mai mică de 5%. Funcţia de regresie ne indică faptul că o creştere a grosimii stratului dur cu 1m se reflectă printr-o scădere a grosimii depozitelor acoperitoare cu 11m, valorile putând oscila între 7 şi 15m. Identitatea suprafeţei topografice cu stratul dur (grosime zero a depozitelor acoperitoare) necesită un orizont dur cu grosime de cel puţin 5m, rezultat asemănător cu cel obţinut prin corelaţia anterioară. Influenţa structural-petrografică este evidentă şi la nivelul proceselor geomorfologice actuale. Faciesul predominant argilos al basarabianului, intersectat la nivelul versanţilor, condiţionează o largă răspândire a alunecărilor de teren, care sunt prezente practic pe toate fronturile de cueste, nelipsind nici de pe versanţii conformi cu structura.

Figura 50. Profil topografic prin Cuesta Vasluiului între râurile Vaslui şi Racul

9

Figura 51. Profil topografic prin Cuesta Unceşti între râurile Unceşti şi Telejna

IV.3.4.4. Procese fluviatile de albie Relieful bazinului Bârladului este datorat, în primul rând, efectului acţiunii râurilor care se realizează prin eroziune, transport şi acumulare. Eroziune exercitată de reţeaua de scurgere permanentă are mai multe componente: eroziune laterală, eroziune în adâncime (de fund), şi eroziunea regresivă. Specific în special jumătăţii sudice a bazinului este ritmul ridicat de agradare (înălţare) a fundului văilor, având o rată extrem de ridicată. Spre exemplu, grosimea aluviunilor depuse în Lacul Fichiteşti (din 1977 până în prezent) este de peste 400cm.

Profilul longitudinal al şesurilor are o pantă cu valori foarte mici îndeosebi pe sectoarele mijlocii şi inferioare ale râurilor. Profilul longitudinal al şesului Tutovei are o pantă cu valori foarte mici care variază de la 130/00 între Fundu Tutovei şi Plopana, 50/00 între Plopana şi Vlădia, 1.60/00 între Semenea şi Cristeşti (Puieşti) şi 1.10/00 între Pogana şi Iveşti/ Panta medie a şesului din bazinul Pereschiv este de 14 0/00. Pe cursurile superioare panta şesurilor atinge valori de 28.5 0/00 iar în zona mediană şi inferioară ajunge să nu depăşească valoarea de 50/00.

În general, pe cursurile mijlocii şi inferioare ale râurilor, fundul văilor au un profil transversal larg fiind acoperite de o serie de depozite sedimentare recente care provin din „spălarea versanţilor” atât prin eroziune areolară cât şi torenţială. Conform lui C. Martiniuc, 1954, aceste văi ce au o extindere mai mare în partea de est şi sud-est a Colinelor Tutovei sunt numite „văi coluviale”.

Spre amonte, dar şi pe micile văi ce coboară de pe versanţi, odată cu creşterea pantei longitudinale, pe fundul văilor se pot observa o serie de incizii (jgheaburi, ravene de fund de vale) care, prin eroziune regresivă, consumă din şesul aluvial, înaintând către obârşia văilor. Destul de des, de la un sector la altul, în luncile râurilor, se observă o succesiune de sectoare în care s-a instalat procesul de ravenare în alternanţă cu sectoare de acumulare, şes aluvial. În momentul in care apa se concentrează, viteza creşte şi apare un sector în care eroziunea este predominantă. După ce apa iese din canal, are loc o scădere a vitezei de scurgere care duce la

10

o decantare şi implicit la apariţia unor forme de acumulare (şes aluvial), după care procesul se poate relua.

Principalele forme de acumulare sunt şesurile aluvio-coluviale şi terasele. Pe râurile Berheci, Tutova, dar mai ales pe Zeletin şi Pereschiv apare un nivel de terasă de 10-20 metri altitudine. La confluenţa Pereschivului Mic cu Pereschivul Mare, în extremitatea sudică a Crestei Caprei (Dealul Pereschiv), se semnalează prezenţa unui nivel de terasă bine dezvoltat (de la 10 – 20m altitudine relativă), terasă ce se continuă spre sud, atingând desfăşurarea maximă pe dreapta Pereschivului Mare. Acest nivel este considerat de I. Hârjoabă (1968), ca fiind de vârstă postwürmiană (holocenă). Terase mai înalte, 20-25 m altitudine relativă dar şi 60 m altitudine relativă se găsesc doar la confluenţa Berheciului cu Bârladul.

Din punctul de vedere al alcătuirii petrografice se remarcă predominarea masivă a nisipurilor care cuprind circa 90 % din total. Pe lângă nisipuri apar, mai rar, şi prundişuri, fie autohtone, din intercalaţiile de gresie şi din cineritele andezitice, fie alohtone, remaniate din formaţiunile deltaice ce apar în nordul Colinelor Tutovei (I. Hârjoabă, 1968). IV.4. Rolul proceselor de agradare-degradare în dinamica albiei râului Bârlad şi impactul acestora IV.4.1. Cadrul general al cercetărilor

Anul 2005 a fost unul cu totul excepţional în ce priveşte activitatea hidrologică şi geomorfologica a râurilor din România. Precipitaţiile înregistrate în august 2005 au avut valori de 120-130 l/m2 în decurs de 2 sau 3 ore în bazinele râurilor Arieş, Mureş, Târnave, Crişuri, Someş, Jiu, Bârlad, Trotuş şi Buzău (aproximativ un sfert din suprafaţa României de 238,391 km2). Aceste valori s-au repetat de câteva ori şi au determinat realizarea unor debite pe râuri cu valori de până la 5000 m3/s (în cazul râului Siret care în mod normal are un debit mediu multianual de 190 m3/s) sau 2000 m3/s (în cazul râului Trotuş, afluent al Siretului, care realizează un debit mediu multianual de 35 m3/s). Răspunsul albiilor la aceste debite cu frecvenţă foarte mică a fost, cel mai adesea, prin apariţia fenomenului de avulzie (râurile au spart digurile şi au creat noi trasee de albii minore). Efectele puternic negative asupra vieţii locuitorilor şi a bunurilor lor au inclus România în rândul ţărilor cu cele mai mari pierderi prin dezastre naturale în anul 2005.

Râul Bârlad a fost şi el traversat de debite foarte mari, dar numeroasele intervenţii antropice realizate imediat după viiturile catastrofale din 1970 s-au dovedit bine calibrate şi benefice în controlul inundaţiilor din august 2005. Activitatea geomorfologică deosebit de intensă pe râurile din România în acest an meteorologic excepţional a fost unul din motivele ce ne-au determinat să abordăm în etapa pentru anul 2007 al proiectului modul cum un râu adâncit în depozite coezive a răspuns de-a lungul timpului la diferite tipuri de factori de control, naturali sau antropici.

În strânsă relaţie cu această situaţie generală ne-am propus să evaluăm comportarea unei albii de râu supusă regularizării pe care am monitorizat-o complex sub aspectul geometriei şi a tipului de depozite din perimetrul albiei. Am abordat această problemă în contextul identificării unor particularităţi de evoluţie a râului Bârlad, a relaţiilor dintre variabilitatea depozitelor de albie şi unii factori de control specifici acestei regiuni din punct de vedere morfogenetic. În cadrul proiectului interesul nostru este îndreptat spre investigarea răspunsului unei albii cu pat nisipos şi maluri în care domină materialele fine, nisipo-prăfoase, la acţiunea unor intervenţii antropice (de tipul îndiguirilor şi rectificărilor de albii) cu efect pozitiv la apărarea terenurilor împotriva marilor inundaţii din iulie 1991 sau august 2005. În plus, am fost atraşi spre cercetarea unui tip de albie diferit de acela pe care se bazează experienţa noastră, respectiv, cercetarea albiilor cu pat de pietriş (Ichim şi Rădoane, 1991; Rădoane et al., 1992; Rădoane et al., 2003).

Din punct de vedere hidrologic, râul Bârlad este prezentat ca având caracter torenţial (Ujvari, 1972), peste 70% din debitele anuale realizându-se în anotimpurile de primăvară şi vară. Debitul mediu anual al râului este de 9,01 m3 /s la staţia hidrometrică Tecuci, 3,37 m3 /s

11

la staţia Bârlad şi de 2,37 m3 /s la staţia hidrometrică Vaslui. Odată la 3–5 ani râul îşi iese din matcă, inundând întreaga albie majoră, fenomen care a fost diminuat odată cu lucrările de îndiguire şi de canalizare din anii ’70 - ’80.

Fig. 52. Harta hipsometrică a bazinului râului Bârlad şi evidenţierea sectoarelor de

detaliere a cercetărilor.

Relieful are o distribuţie altimetrică între 561 m în partea mijlocie-superioară a bazinului şi 11 m la închiderea bazinului. Formele de relief dominante sunt văile consecvente şi văile subsecvente. Acestea din urmă au un profil transversal asimetric, dominante de un versant mai înclinat al frunţilor de cueste. Evoluţia utilizării terenurilor pentru ultimele două secole, arată că în această regiune aria pădurilor s-a redus de la 75% la 25%, iar în prezent acestea reprezintă doar 15% (Băcăuanu et al., 1980). În prezent, dominanţa o dau folosinţele agricole în care se menţine, încă, exploatarea neraţională a terenurilor de păşunat. Eroziunea

12

efectivă a versanţilor în condiţiile Podişului Moldovei variază între 2380 t/km2/an – 4000 t/km2/an pentru teren nud, iar dacă se adaugă volumul eroziunii în adâncime şi volumul dislocat prin alunecări de teren, eroziunea brută a versanţilor (gross erosion) poate depăşi 8000 t/km2/an.

Albia minoră a râului Bârlad a fost monitorizată pe timp lung în patru secţiuni transversale: Vaslui I, Vaslui II, Bârlad şi Tecuci. Secţiunea Vaslui I se află într-un sector de albie naturală, sinuoasă. Monitorizarea albiei s-a realizat până în 1973, după care mira a fost mutată pe noul curs (Vaslui II), un canal cu traseu rectiliniu, amenajat în depozite de luncă, cu maluri pereate. Aici are o lăţime de 12 m şi o adâncime medie de 2,5 m. Debitul mediu anual a fost de 2,37 m3/s, iar debitul de formare a albiei a fost evaluat la aproximativ 45 m3/s cu o perioadă de repetare de 1,4 ani. Secţiunea transversală Bârlad are o lăţime medie de 64 m şi o adâncime medie de 2,40 m. Debitul de formare a albiei este de 60 m3/s cu o perioadă de repetare de 1,6 ani, iar debitul mediu multianual este de 3,75 m3/s. Secţiunea Tecuci este amplasată pe un sector de albie larg sinuoasă, cu malurile pereate; are o lăţime de 45 m şi o adâncime medie de 3,5 m. Debitul de formare a albiei este de circa 80 m3/s, cu o perioadă de repetare de 1,5 ani, iar debitul mediu multianual este 9,01 m3/s.

Fig. 52. Model pentru determinarea variabilelor morfometrice ale secţiunii transversale. Forma secţiunii transversale a fost monitorizată de-a lungul a 30 de puncte în lungul

râului la o distanţă de 5–8 km unul de altul. După realizarea expresiei grafice a secţiunii transversale, s-au realizat o serie de măsurători morfometrice. Variabilele morfometrice determinate au fost următoarele: distanţa de la obârşie în lungul râului Bârlad, L, km; suprafaţa bazinului hidrografic amonte de secţiunea de măsurare, A, km2; lăţimea albiei, B, m; adâncimea maximă, Dmax, m; adâncimea medie, Dmed, m; raza hidraulică, Rh, m; suprafaţa secţiunii transversale, SA, m2; panta albiei, S, m km-1; suprafata secţiunii mal drept, RCS, m2; suprafaţa secţiunii mal stâng, LCS, m2.

13

R. Barlad, Oniceni (1)

96

97

98

99

100

0 5 10 15 20 25B, m

H, m

R. Barlad, Vaslui sud (10)

96

97

98

99

100

0 5 10 15 20 25 30 35 40

B, m

H, m

R. Barlad, Podoleni (27)

97

98

99

100

101

102

103

104

0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70 75 80 85 90 95

Latimea albiei, B, m

H, m

Fig. 53. Exemple de secţiuni transversale în lungul râului Bârlad, reprezentate la aceeaşi

scară pentru comparaţie.

Pentru măsurarea gradului de asimetrie (AS) a secţiunii transversale am folosit formula lui Knighton (1982) şi anume : AI = (RCS – LCS)/SA

Baza de date astfel obţinută urmează să fie prelucrată după metode statistice pentru a putea extrage cele mai pertinente corelaţii, interdependenţe şi tendinţe în lungul râului. Pe lângă acest program de măsurători care va continua şi în următoarea etapă de cercetare, avem în vedere detalierea observării comportării albiei canalizate a râului Bârlad pe o lungime de 12 km în zona Vaslui. Un alt sector de detaliere este cel din dreptul oraşului Bârlad unde se identifică o serie de paleomeandre. Ne-am propus să observăm modul cum albia nouă a Bârladului se comportă în condiţii de rectificare şi să comparăm factorii de control în diferite etape de evoluţie. În plus, ne-am propus pentru următoarea etapă de cercetare să realizăm o serie de corelaţii cu rezultatele obţinute de ceilalţi parteneri.

14

IV.4.2. Observaţii preliminare asupra formei secţiunii transversale şi tendinţele de modificare sub influenţa intervenţiilor antropice

Albia râului Bârlad este adâncită în depozite relativ fine şi reflectă tipul de debit solid transportat de râu, respectiv, aluviuni în suspensie. Cercetările hidraulice şi geomorfologice au arătat că secţiunea transversală a albiei minore are o formă stabilă care poate fi identificată cu ajutorul unui aşa-numit „coeficient de formă”, calculat ca relaţie între suprafaţa secţiunii albiei şi suprafaţa unei forme geometrice (parabolă, dreptunghi, trapez) în care se înscrie secţiunea respectivă (cf. Lane, 1935). Cercetãrile pe o mare populaţie de secţiuni de albie au evidenţiat cca douã tipuri de forme cu o mare stabilitate: forma parabolicã largã pentru albii cu perimetrul din nisipuri omogene necoezive, factorul formã calculat ca raport între suprafaţa secţiunii transversale şi suprafaţa secţiunii unei parabole a fost determinat ca având valori între 0,5 - 1; forma rectangularã, trapezoidalã pentru albiile cu perimetrul din depozite argilo-prãfoase cu mare coezivitate. Variaţia factorului formã, calculat ca raport între suprafaţa secţiunii transversale şi suprafaţa secţiunii unui trapez sau dreptunghi înscris secţiunii, este între 0,5 - 0,9, dar poate ajunge şi la 1,0 (cazul albiilor unor râuri din India).

Fig. 54. Modificarea secţiunii transversale a albiei râului Bârlad, p.h. Bârlad. Pentru albia râului Bârlad, forma secţiunii transversale, aşa cum a rezultat din

măsurătorile proprii, este în general trapezoidală, o caracteristică a albiilor adâncite în materiale argilo-prăfoase coezive. Pe numeroase sectoare, mai ales în partea mijlocie-inferioară a râului, secţiunea transversală este modificată antropic în timpul amenajărilor şi rectificărilor din anii 1975-1980. Coeficientul de formă a secţiunilor în lungul râului Bârlad, calculat ca relaţie între suprafaţa secţiunii albiei şi suprafaţa unui trapez înscris secţiunii, a înregistrat valori între 0,56 şi 0,98.

Am fost preocupaţi să urmărim dacă forma secţiunii transversale în condiţiile de mai sus este stabilă în timp şi care anume porţiune din perimetru este cea mai afectată. Pentru aceasta am folosit înregistrările la postul hidrometric Bârlad timp de zece ani, analizând 600 de poziţii ale secţiunii.

15

Fig. 55. Albia râului Bârlad la Bârlad. Situaţia iniţială, înainte de rectificare (sus) şi situaţia actuală (jos).

Coeficientul de formă mediu pentru această secţiune a fost de 0,81, variind între 0,76 şi

0,98. Deformarea secţiunii s-a datorat unui accentuat proces de agradare, care a determinat supraînălţarea patului. Datorită coezivităţii malurilor, secţiunea transvesală nu a avut de suferit prea mult în ce priveşte lăţimea ei, modificările cele mai spectaculoase au avut loc la nivelul patului albiei. Astfel, în 1969 adâncimea maximă a albiei în secţiunea postului hidrometric era de 1,8 m, în 1971 s-a redus la 1,5 m, în 1975 la 0,8 m iar în 1979 a ajuns la 0,5 m, punând în pericol stabilitatea secţiunii pentru măsurătorile hidrometrice curente. La originea procesului a stat o schimbare bruscă în rata debitului solid (datorită modificărilor în tipurile de utilizare a terenurilor din bazin) în relaţie cu debitul lichid.

Debitul de aluviuni în suspensie a înregistrat o creştere de la 9,6 kg/s în 1969 la peste 120 kg/s în 1972-1975, timp în care rata scurgerii lichide a scăzut în permanenţă datorită folosirii apelor în irigaţii. Perioada de precipitaţii abundente din 1969-1970 a declanşat eliberarea unei mari cantităţi de aluviuni din bazinul versant. În această situaţie, o mare parte din aluviunile care au intrat în secţiune a fost stocată, întrucât scurgerea lichidă a fost lipsită de competenţă pentru a o prelua integral.

După 1980 monitorizarea albiei râului Bârlad în această secţiune a încetat din cauza tăierii unei alte albii, rectificate. În aceste condiţii noi, ne propunem pentru următoarea etapă de cercetare, după schimbul de informaţii cu Partenerul 1, să urmărim evoluţia în timp a noii

16

secţiuni transversale în corelaţie cu variabilitatea debitelor lichide şi solide şi în concepţia teoriei de geometrie hidraulică.

În prezent, traseul albiei naturale a râului Bârlad în secţiunea Bârlad abia se mai poate urmări pe albia majoră, fiind aproape în totalitate colmatată; noua secţiune a albiei canalizată şi îndiguită preia în întregime scurgerea lichidă din amonte.

În lipsa informaţiilor pentru secţiunea Bârlad, ne-am concentrat pe monitorizarea albiei rectificate de la postul hidrometric Vaslui II care a început din anul 1974. Lucrările de rectificare a albiei au avansat din amonte spre avale, canalul Bârlad (Rediu-Paiu) fiind finalizat în 1978. În această nouă albie, înregistrările privind oscilaţia patului albiei arată o variaţie destul de accentuată pe un trend negativ (mai ales după 1991).

Analizând poziţia înălţimii patului albiei ca serie de timp am putut separa două faze distincte: până în 1991 s-a evidenţiat o cvasi-stabilitate sau mai degrabă o agradare a albiei în jurul a 20 –30 cm; după 1991, patul albiei s-a adâncit continuu cu peste 1 m.

Care fenomen anume a declanşat aceasta comportare a albiei? Răspunsul trebuie sa îl căutam în suma de factori care au concurat la realizarea acestui prag în variaţia patului albiei. Factorii cei mai importanţi şi cei mai senzitivi la înregistrarea efectelor din bazin sunt debitul lichid şi debitul solid în suspensie ce au tranzitat secţiunea de albie în perioada monitorizată.

Astfel, observăm că în perioada studiată, debitul lichid a avut o variaţie constantă în jurul a 2–3 mc/s, pe un trend uşor negativ. În schimb, în ce priveşte cantitatea de aluviuni ce a traversat secţiunea Vaslui II variabilitatea a fost mult mai accentuată. A crescut până în 1991 la valori medii anuale de 33 kg/s, după care aluviunile în suspensie s-au micşorat la 0,5 kg/s media anuală în 2003. Putem conchide astfel, ca mărimea debitului de aluviuni ce a tranzitat secţiunea Vaslui II a avut răspuns direct în comportarea patului albiei: reducerea drastică în transportul de aluviuni după 1991 s-a repercutat direct în instalarea tendinţei de adâncire a albiei.

0.1

1

10

100

1985

1986

1987

1988

1989

1990

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

2002

2003

Debit solid, Qs, kg/s

Debit lichid, Q , mc/s

A.

17

2

2.2

2.4

2.6

2.8

3

3.2

3.4

0 24 48 72 96 120 144 168 192 216

Timpul in luni calendaristice, TInal

timea

pat

ului

alb

iei,

Be,

cm

1985 20041986 1988 1990 1992 1994 1996 1998 2000

Seria initiala a inaltimii patului albiei

Medii glisante

B.

Fig. 56. A. Variaţia debitului lichid şi a celui solid în suspensie la postul hidrometric Vaslui. B. Înălţimea patului albiei râului Bârlad la postul hidrometric Vaslui (nr.10)

între 1985-2004.

Diminuarea transportului de aluviuni a fost în relaţie directă cu intervenţia antropică în bazinul versant şi mai ales în lungul râului Bârlad. Anul 1991 a avut o activitate hidrologică excepţională, dar a fost şi perioada când lucrările de rectificare şi îndiguire erau terminate şi încep să devină eficiente în controlul tranzitului de aluviuni spre albie. Din păcate, înregistrările hidrologice ale anilor 2005 şi 2006, ani cu totul excepţionali pentru România, nu au fost prelucrate la această dată ca să putem evalua concret modul cum intervenţiile antropice au influenţat traversarea unora dintre cele mai mari debite lichide înregistrate în ultimii 100 de ani. Cert este că în lungul râului Bârlad nu au fost înregistrate pagube, distrugeri, dezastre ca în cazul altor râuri, precum Trotuş sau Siret.

IV.4.3. Rezultate În etapa de cercetare curentă ne-am concentrat pe realizarea măsurătorilor în teren şi

crearea bazei de date care vor constitui punctele importante pentru faza a doua a proiectului, când vom reuşi să punem în corelaţie observaţiile noastre cu cele ale partenerilor şi să extragem concluzii pertinente asupra comportării albiei râului Bârlad. Perioada pentru care vom realiza această evaluare începe cu ultima fază a Holocenului şi se termină în mod special cu perioada post-rectificare.

Din punct de vedere hidrologic, ultimele decenii s-au caracterizat printr-o variabilitate foarte mare, iar numeroasele intervenţii antropice realizate imediat după viiturile catastrofale din 1970 s-au dovedit bine calibrate şi benefice în controlul inundaţiilor din august 2005, unul cu totul excepţional în ce priveşte activitatea hidrologică şi geomorfologica a râurilor din România. În consecinţă, baza de date obţinută de noi şi care, în continuare, va fi îmbogăţită are în vedere un râu lung de 247 km, secţionat de 30 de profile transversale dispuse la o distanţă de 5 – 8 km unul de altul ţi este formată din variabile morfometrice, sedimentologice şi care necesită o corelaţie cu rezultatele obţinute de ceilalţi parteneri. Acesta este un obiectiv fundamental pentru încheierea etapei de cercetare pentru anul 2007 al proiectului.

Pe lângă acest program de măsurători, avem în vedere detalierea observării comportării albiei canalizate a râului Bârlad pe o lungime de 12 km în zona Vaslui şi un alt sector de detaliere din dreptul oraşului Bârlad unde se identifică o serie de paleomeandre.

Observaţiile preliminare arată că forma secţiunii transversale a albiei râului Bârlad, aşa cum a rezultat din măsurătorile proprii, este în general trapezoidală, o caracteristică a albiilor adâncite în materiale argilo-prăfoase coezive.

18

IV.5. Cartarea şi cartografierea învelişului de sol şi a proceselor de risc pedologic În realizarea acestei teme de cercetare s-a constituit un sistem metodologic

operaţional, în vederea stabilirii unei viziuni unitare asupra spaţiului geografic preconizat, prin cristalizarea unor concepte, principii şi metode adecvate scopului propus. În această idee, pentru stabilirea elementelor de risc, solul este privit ca un component deosebit de sensibil şi important factor de control, care condiţionează inclusiv mobilitatea depozitelor superficiale sau prelucrarea acestora în procesele pedogenetice caracteristice regiunii de studiu.

Pentru relevarea tipurilor şi ratei dinamicii învelişului de sol s-au selectat o serie de situaţii caracteristice unităţilor de relief din cadrul bazinului (Podişul Central Moldovenesc, Colinele Tutovei, Dealurile Fălciului). S-a optat pentru unele sectoare-eşantion cu o evoluţie anume, apelându-se la comparaţii. În această viziune, s-a insistat pe situaţiile când unităţile pedologice sunt în echilibru cu condiţiile de mediu (soluri în stadiul de „climax”), dar şi în cazul unor soluri tinere (din lunci) care reflectă, în bună măsură, tranzitul de aluviuni sau chiar depunerea acestora.

La nivelul versanţilor, unde dinamica proceselor geomorfologice este foarte accelerată şi morfogeneza depăşeşte ritmul pedogenezei, complexitatea fondului pedologie este deosebită şi se instalează multiple procese de degradare (eroziune areolară şi torenţială, prăbuşiri, surpări şi alunecări, hidromorfie, salinizare secundară etc).

Cercetările de teren s-au axat pe cunoaşterea secvenţială a învelişului de sol prin deschiderea unor profile principale şi prelevarea de probe multiple (recoltate pe orizonturi şi adâncimi caracteristice). În cazul profilelor pedologice s-a procedat la o amplă descriere morfologică, iar probele de sol au fost analizate din punct de vedere al chimismului (pH, carbonaţi, humus, suma cationilor bazici de schimb, conţinut total de săruri solubile etc.) şi al compoziţiei granulometrice, conform metodologiei în vigoare (ICPA Bucureşti).

Caracteristicile învelişul pedologic din bazinul Bârladului au rezultat în principal în urma acţiunii condiţiilor climatice şi a repartiţiei vegetaţiei, cât şi în urma unei uşoare etajări indusă de dezvoltarea altitudinală. Influenţa morfografiei asupra principalelor procese pedogenetice se face indirect prin intermediul caracteristicilor formelor de relief astfel creat. Urmărind harta morfometrică şi harta solurilor se observă o corelaţie foarte strânsă între modul în care se prezintă spaţial principalele forme de relief şi unităţile de sol principale.

Prin urmare, la o primă vedere se observă o distribuţie sub o formă alungită a principalelor areale de sol, funcţie de morfografia de ansamblu, tipic colinară. Formarea unui anumit tip de sol este datorată altitudinii, forma arealului fiind datorată morfografiei. Unităţile de sol se prezintă sub forma unor suprafeţe foarte alungite în conformitate cu formele alungite ale reliefului tipic de coline. De-a lungul văilor se formează aluviosoluri, în timp ce principalelor culmi sunt ocupate de soluri tipice de pădure (luvisoluri).

Datorită înclinării generale a depozitele geologice pe direcţia generală NNV-SSE, asociate culmilor interfluviale, de regulă versanţii de pe partea stângă a văilor se prezintă sub forma unor frunţi de cuestă cu expoziţie vestică (asimetrie structurală de ordinul II). Din acest motiv în aceste zone caracteristică este formarea solurilor puternic erodate (erodosoluri). Pe versanţii de pe dreapta, suprapuşi reversurilor de cuestă, datorită pantelor mai domoale, pedogeneza a făcut ca aici să apară soluri ceva mai bine structurate, mai puţin afectate de procese de degradare, reprezentate de cele mai multe ori de faeoziomuri şi chiar de cernoziomuri (în partea de sud şi est a regiunii studiate).

Din punct de vedere morfometric, studiul hipsometriei şi pantei pot crea o imagine reală asupra trăsăturilor actuale ale reliefului actual cu influenţe clare asupra derulării pedogenezei. Din acest motiv, cartările de teren s-au desfăşurat într-o manieră interdisciplinară, pentru a putea fi observate corelaţiile dintre elementele cadrului fizico-geografic, dar şi ale celui uman, cu impact asupra riscurilor şi vulnerabilităţii.

Hipsometria are o importanţă mare în derularea proceselor pedogenetice, însă într-un mod indirect, datorită rolului avut în ceea ce înseamnă etajarea condiţiilor climatice şi implicit

19

etajarea vegetaţiei. Funcţie de aceste trepte altitudinale, indirect, prin intermediul climei şi a vegetaţiei, solurile prezintă o uşoară etajare a principalelor clase şi tipuri de soluri. În concordanţă cu distribuţia principalelor clase de pantă, se diferenţiază şi răspândirea solurilor. Panta nu reprezintă un factor direct al pedogenezei şi influenţează desfăşurarea principalelor procese pedogenetice într-un mod indirect prin intermediul unor procese cum ar fi: eroziunea geologică, eroziunea accelerată în suprafaţă sau în adâncime, apariţia deplasărilor de teren, agradarea fundului văilor, formarea la contactul dintre şesul aluvial şi versanţi a acumulărilor de tip coluviu şi proluviu etc.

De-a lungul şesurilor văilor, datorită pantei extrem de reduse, râurile care au o capacitate redusă de transport a sedimentelor, sunt nevoite să depună aceste sedimente, văile înecându-se în propriile sedimente. În aceste zone solurile se păstrează în permanenţă într-o stare de tinereţe. La perioade mai mult sau mai puţin regulate, de regulă odată cu dezgheţul de primăvară sau cu ocazia unor ploi mai abundente, se formează viituri care depun materiale care vor constitui un nou suport pentru acţiunea factorilor pedogenetici. Suprafeţele extinse ocupate de versanţii cu pantă ridicată au reprezentat un mediu propice desfăşurării eroziunii, în acest caz formându-se Regosolurile. În aceleaşi areale dacă eroziunea este accelerată şi este datorată în special acţiunii factorului antropic, se formează Erodosolurile. De regulă aceste tipuri de soluri, cu o răspândire foarte mare în bazinul Bârladului, se găsesc pe versanţii de pe stânga văilor, versanţi mai abrupţi de tip frunţi de cuestă. Acolo unde terenurile au o înclinare moderată se formează soluri aflate în diferite stadii de transformare. Datorită caracteristicilor fizico-mecanice dar şi caracteristicilor chimice, solurile predispuse la eroziune, chiar dacă sunt situate în zone cu pantă mai redusă, sunt solurile de pădure (preluvosoluri şi luvosoluri) dar şi faeoziomurile.

Condiţiile speciale geologice, de relief, climă, hidrografie, vegetaţie dar mai ales intervenţia antropică din bazinul Bârladului au dus la desfăşurarea pe suprafeţe extrem de extinse a proceselor de eroziune. Solurile sunt cele mai afectate de acest proces, cantităţi foarte mari de material care provine îndeosebi din orizontul fertil fiind transportate spre baza versanţilor.

Degradările de teren se datorează în principal acţiunii eroziunii areolare şi liniare şi alunecărilor de teren, şi secundar unor procese cu o răspândire mai redusă, punctuală, precum: deflaţia, tasarea, surparea, solifluxiunea. Din punctul de vedere al condiţiilor care favorizează instalarea eroziunii în suprafaţă, potrivit lui M. Moţoc (1983), terenurile agricole situate pe pante mai mari de 5% sunt suprafeţele cele mai expuse.

20

Fig. 57. Harta solurilor din eşantionul Colinele Tutovei

Pe lângă valoarea declivităţii, procesul de spălare este favorizat de condiţiile climatice,

torenţialitatea precipitaţiilor fiind caracteristică lunilor de vară, dar şi de substrat. Conform lui I. Hârjoabă (1968), cantitatea de sol spălat în timpul ploilor torenţiale reprezintă între 82-98% din cantitatea totală de sol îndepărtat prin acest proces.

În cazul bazinului Bârladului, rolul cel mai important în apariţia şi desfăşurarea eroziunii solului este ocupat de modul de folosinţă al terenurilor şi de tipul de vegetaţie care ocupă acele terenuri. Cum cea mai mare parte a terenurilor este ocupată de terenuri agricole, rolul acestui proces creşte, observându-se o diferenţiere în cadrul terenurile arabile (între plantele anuale: prăşitoare şi păioase, şi plantele perene) în funcţie de stadiul de vegetaţie.

21

Fig. 58. Harta solurilor erodate din eşantionul Colinele Tutovei

Valorile ridicate atinse ale eroziunii sunt datorate şi caracteristicilor unităţilor de sol

prezente în această zonă. Astfel, cele mai expuse eroziunii sunt solurile de pădure, cu o desfăşurare apreciabilă (preluvosoluri şi luvosoluri), dar şi cernoziomurile cambice şi cernoziomurile argice. Ca mărturie a nivelului ridicat atins de eroziunea în suprafaţă stă extinderea regosolurilor şi a erodisolurilor.

Pierderile medii anuale de sol prin eroziune la Perieni între 1958 - 1970 (panta de 12%, sol luto-argilos), au variat de la 0.5 t/ha la lucernă sau ierburi în anul II de vegetaţie, la 4

22

t/ha la grâu de toamnă, 7 t/ha la mazăre şi până la 32,5 t/ha la porumb (A.Popa, 1977), condiţiile acestei staţiuni fiind reprezentative pentru bazinul Bârladului.

Eroziunea în adâncime şi în special ravenarea reprezintă un alt proces specific bazinului Bârladului. Acest ajunge aici la dimensiuni nemaiîntâlnite în alte regiuni ale ţării. Acest fapt este datorat aceluiaşi complex de factori ce întruneşte condiţii „optime” pentru ravenare. I. Ioniţă (2000) arată că viteza medie anuală de regresare a unor ravene discontinue, succesive oscilează între 0.42–1.83 m/an, cu o valoare medie de 0.92 m/an. Principalii factori de iniţiere a ravenării sunt cel hidrologic (modul de organizare a scurgerii lichide sub formă de curenţi concentraţi) şi cel litologic. Rata medie de înaintare a ravenelor continue este de 12.5 m/an, suprafaţa medie de ravenare creşte anual în medie cu 366.8 m²/an, volumul mediu de material solid erodat prin ravenare atinge 2617 m³/an iar eroziunea medie multianuală este de 4168 t/an. Sezonul critic de ravenare a fost stabilit între 15–20 Martie şi 15–20 Iulie, rolul cel mai important fiind atribuit sezonului rece (57%), sezonul cald participând cu 43%.

Pe lângă eroziunea areolară şi eroziunea liniară, deplasările de teren completează evantaiul proceselor geomorfologice cu un rol esenţial în morfogeneza reliefului din bazinul Bârladului. Pe suprafaţa studiată, formele de relief caracteristice alunecărilor de teren dar şi surpările au o răspândire mai restrânsă decât în Câmpia Moldovei, fiind mai întâlnite în partea nordică a bazinului, care corespunde Podişului Central Moldovenesc. Acest fapt se datorează constituţiei litologice predominant nisipoase, dar nu sunt excluse şi intercalaţiile de argilă. Principalele areale afectate de alunecări apar de regulă pe versanţii ce ocupă frunţile de cuestă cu expoziţie nordică (Coasta Racovei) dar şi pe frunţile de cuestă cu expoziţie vestică aflate pe stânga râurilor. Spre obârşiile râurilor, pe versanţii cu intercalaţii argiloase, alunecările apar pe ambii versanţi. De regulă, alunecările ocupă cele mai extinse suprafeţe în partea nordică şi nord-vestică a regiunii, acolo unde litologia este mai argiloasă. Spre sud, depozitele superioare meoţiene dar mai ales cele ponţiene şi daciene, cu o predominare a faciesului nisipos şi nisipo-lutos, nu au favorizat instalarea la scară mare a unor procese de deplasări în masă. O importanţă capitală o au structurile litologice cu o stratificaţie alternantă care prezintă la partea superioară pachete groase de depozite nisipoase sau nisipo-prăfoase care să favorizeze infiltrarea apei dar şi prezenţa sub acestea a unor depozite argiloase.

Un alt factor extrem de important în declanşarea şi dezvoltarea alunecărilor de teren este reprezentat de influenţa condiţiilor climatice. Conform lui D. Pujină (1997), până la valori ale precipitaţiilor până la 590-600mm/an predomină producerea de prăbuşiri, surpări, reactivări parţiale şi alunecări superficiale. Peste 600mm/an, s-a observat o generalizare a reactivărilor şi declanşarea alunecărilor de mare profunzime. Ritmul de deplasare a alunecărilor de teren din Podişul Bârladului variază între 1.5 m/lună şi 6 m/oră iar ritmul mediu anual de degradare a versanţilor a variat de la 2731 ha în perioada 1969-1972, 6621 – între 1973-1982 şi până la 9119 ha în perioada 1983-1992. Pentru bazinul Berheci, valorile pentru aceleaşi perioade cresc continuu de la 3217 ha la 4570 ha şi până la 7457 ha. De regulă s-a observat o creştere mai mare a ratei de denudaţie în bazinele din Podişul Central Moldovenesc (127-152 mm/an), acolo unde predomină faciesul luto-argilos în substrat decât în Colinele Tutovei (bazinele Tutova şi Berheci) unde valorile sunt mai mici (32-34 mm/an). Pe ansamblul bazinului Bârladului, rata medie de denudaţie pe un interval de 25 de ani (1968-1992) a fost estimată la circa 36 mm/an.

Relieful din bazinul Bârladului este datorat în primul rând efectului acţiunii râurilor, care se realizează prin eroziune, transport şi acumulare. Eroziunea exercitată de reţeaua de scurgere permanentă are mai multe componente: eroziune laterală, eroziune în adâncime şi eroziunea regresivă. În acelaşi timp, cele mai mari suprafeţe ocupate de formele reliefului fluvial sunt datorate proceselor de acumulare.

Caracteristicile speciale ale cadrului geografic, pe ansamblu, întâlnesc condiţii optime (litologie favorabilă, climat temperat cu nuanţe excesive, reţea hidrografică cu un caracter spasmodic, vegetaţie naturală în cea mai mare parte înlocuită cu o vegetaţie secundară, intervenţie antropică extrem de puternică) care au dus la dezvoltarea extraordinară a degradărilor de teren prin intermediul proceselor de eroziune a solului şi a ravenării dar şi prin

23

dezvoltarea alunecărilor de teren. Deşi nu ating dimensiunile atinse de formele eroziunii (în suprafaţă şi în adâncime) dar şi de deplasările de teren, formele create de unele procese geomorfologice precum: deflaţia, tasarea, sufoziunea etc., au o răspândire generalizată, având un rol important în potenţarea dezvoltării celorlalte procese.

În urma acţiunii intense a acestor procese, depozitele geologice au fost intens modificate, distingându-se astfel, la partea superioară mai multe tipuri de „depozite de suprafaţă” cu rol diferit în pedogeneză.

- Depozitele eluviale ocupă suprafeţele interfluviale şi sau format in situ în urma proceselor de dezagregare şi alterare a rocii parentale. De regulă aceste depozite sunt omogene. Pentru că ocupă suprafeţe relativ plane sau cu o pantă în general scăzută, degradările de teren care afectează şi evoluţia solurilor au o răspândire mai redusă, singurele procese ceva mai active fiind eroziunea areolară şi cea eoliană. Prin urmare solurile formate pe aceste depozite sunt în general bine structurate, profunde şi neerodate sau afectate de la slab până la moderat de eroziunea în suprafaţă. Pe aceste depozite de suprafaţă au întâlnit condiţii optime de formare atât cernoziomurile tipice din extremitatea sudică, sud-estică şi estică a regiunii, Faeoziomurile tipice din partea centrală cât şi solurile tipice de pădure (luvosolurile tipice) din partea nordică şi nord-vestică a bazinului.

- Depozitele deluviale ocupă cea mai mare partea a versanţilor şi sunt formate din materiale care sunt într-o continuă mişcare. Dacă pentru depozitele eluviale procesele caracteristice erau cele de transformare in situ, în acest caz materialele sunt aduse din partea mai înaltă a versanţilor şi fiind în mişcare sunt la rândul lor transportate spre baza versanţilor. Prin urmare, aici putem întâlni atât procese de agradare (sedimentare), mai rar, dar mai ales procese de degradare. Procese precum eroziunea areolară, eroziunea în suprafaţă, deplasările de teren sunt caracteristice versanţilor înclinaţi care apar de regulă asociaţi frunţilor de cuestă cu expoziţie vestică. Pe aceste materiale solurile se găsesc, datorită eroziunii geologice intense dar şi influenţei nefaste a factorului antropic, fie într-o fază incipientă de dezvoltare (regosoluri) fie într-o stare avansată de degradare. Astfel, erodosolul devine tipul caracteristic pentru aceste suprafeţe şi ajunge să ocupe suprafeţe importante.

- Odată transportat materialul de pe versanţi, la partea inferioară a acestora se formează două noi tipuri de depozite şi a nume: depozitele proluviale şi depozitele coluviale. Proluviile sunt formate din depozite grosiere şi pot conţine, unde este cazul, şi fragmente de roci ceva mai dure de tipul gresiilor sarmaţiene sau cineritelor andezitice meoţiene. Coluviile sunt constituite tot din materiale terigene aduse de pe versanţi dar prezintă o textură fină. Depozitele proluviale ar putea fi asociate într-o oarecare măsură eroziunii în adâncime (formării ravenelor) iar cele coluviale sunt datorate în special eroziunii areolare. În măsura în care depozitele nu au fost acoperite în permanenţă de noi depozite iar materialele depuse aici nu au fost transportate în altă parte, acestea reprezintă un suport excelent pentru formarea unor soluri bine structurate cu caracteristici fizice şi chimice optime. În arealul studiat, pe aceste depozite se întâlnesc unele dintre cele mai bune soluri pentru agricultură. Acest fapt se datorează şi îndepărtării unei bune părţi din orizonturilor fertile ale solurilor de pe interfluvii şi de pe versanţi, materialul bogat în humus fiind depus aici.

Astfel, solurile caracteristice acestor suprafeţe de contact dintre versanţi şi şesul aluvial sunt cernoziomurile cambice, acolo unde argilizarea întâlneşte condiţii optime, cernoziomurile argice – pentru arealele în care se realizează un transport al argilei pe profilul de sol dar şi unele subtipuri de faeoziomuri în cazul în care carbonaţii se găsesc la o adâncime ceva mai mare (>125 cm, conf. SRTS, 2003). Toate aceste tipuri de depozite se pot găsi, în funcţie de condiţiile locale, şi sub forma unor asociaţii de tipul: depozite eluvio-deluviale, deluvio-proluviale, deluvio-coluvio-proluviale, etc.

- Depozitele aluviale se formează de-a lungul şesurilor aluviale şi rezultă în urma acţiunii de transport şi depunere a râurilor. Dacă în cazul celorlalte tipuri de depozite compoziţia acestora depindea de caracteristicile materialului parental, în acest caz textura acestor aluvii ţine pe de o parte de condiţiile litologice din bazinul respectiv dar şi de caracteristicile bazinului hidrografic, de regimul scurgerii râurilor. Ocupând suprafeţe destul

24

de întinse (peste 18% din suprafaţa Colinelor Tutovei de exemplu), aceste caracteristici au dus la formarea pe asemenea depozite a aluviosolurilor, soluri aflate într-un stadiu de început al pedogenezei dar dezvoltate pe materiale parentale transportate şi depuse de către reţeaua hidrografică.

- O categorie separată este constituită din depozite lacustre care sau format pe fundul lacurilor. Pe aceste depozite s-au putut forma, în condiţiile unui exces de apă, dar şi a vegetaţiei şi faunei lacustre, soluri care au fost încadrate în clasa Hidrisoluri – tipul limnosol. Suprafeţele extrem de reduse ocupate de aceste unităţi de sol dar şi scara la care s-a lucrat la întocmirea hărţii solurilor nu au permis cartografierea acestor areale.

- Deşi în prezent vântul, prin manifestările sale, nu are un rol extrem de important în pedogeneză, acesta duce la formarea depozitelor eoliene.

Deşi fiecare element de morfografie, morfometrie, tip de relief dar şi proces geomorfologic influenţează într-o anumită măsură pedogeneza, cel mai bine este ca aceşti factori să fie integraţi, studiaţi împreună, deoarece la nivel local, funcţie de caracteristicile lor, pedogeneza capătă trăsături proprii.

În acest sens, într-un studiu preliminar detaliat, am considerat că un perimetru caracteristic care să redea aceste trăsături ale învelişului pedogeografic la scară mare ar putea fi reprezentat de cursul mijlociu al văii Pereschivului Mare, între localităţile Chetreni şi Cociu. Trăsăturile generale morfografice şi morfometrice sunt tipice reliefului colinar ce caracterizează Colinele Tutovei. Culmile interfluviale sunt prelungi, aproximativ rectilinii şi urmăresc direcţia generală a înclinării stratelor: NNV-SSE. Acest lucru se datorează curgerii consecvente a râului Pereschiv care şi-a modelat o vale asimetrică: versantul stâng abrupt, scurt, frunte de cuestă cu expoziţie vestică, versantul drept, domol, prelung, revers de cuestă cu expoziţie estică. Procesele geomorfologice actuale sunt reprezentate în special de eroziune, alunecări de teren dar şi de procese aluviale.

Fig. nr. 59. – Eşantion valea Pereschivul Mare (cursul mijlociu între Chetreni şi Cociu)

V E

25

Fig. nr. 60. – Profil transversal pe Valea Pereschivul Mare între Dealul Padurea Burnaz

– Dealul La Pietrărie

Orizont cineritic

Dealul Pădurea Burnaz P 2 P 3 P 4 P 1

În aceste condiţii s-a realizat o toposecvenţă de sol pornind din partea joasă a

versantului până pe culmea interfluvială. S-a optat pentru versantul stâng pentru că aici, pe o distanţă foarte scurtă se pot observa modificări substanţiale ale învelişului pedogeografic.

Profilul de sol nr.1 (P1 – figura nr27 este situat pe valea Pereschivul Mare, la vest de satul Chetreni, în partea bazală a versantului pe depozite nisipoase aluvio-coluviale, panta 2-3º, expoziţie estică la o altitudine absolută de circa 180m. Vegetaţia spontană este cea de pajişte naturală alcătuită din specii ale genurilor Euphorbia, Festuca, Artemisia etc. Apa freatică se află la o adâncime de peste 5m. În aceste condiţii s-a format un Cernoziom argic profund în care bioacumularea a dus la individualizarea unui orizont Am cu o grosime mare (52cm). Un alt proces important este cel de argiloiluviere, dar şi de carbonatare, orizontul Cca identificându-se de la o adâncime de 104cm.

Fig. nr. 61. - Toposecvenţă de sol pe versantul stâng al Văii Pereschivul Mare în punctul

„La Chetrărie” (est de satul Chetreni)

0 cm 4cm 52cm 67cm 104cm 122cm

At

Am

Am/Bt

Bt

Cca

At

Am

Am/Bv

Bv1

Bv2

Bv/Cca

Cca/R

0 cm 7 cm 47 cm 63 cm 76 cm 88 cm 104 cm 120 cm

At

Am

Am/Bv

Bv1

Bv2

Bv/C

C+R

0 cm 8 cm 37 cm 56 cm 72 cm 82 cm 100 cm 120 cm

Erodosoluri

- P 1 - - P 2 - - P 3 - - P 4 - Cernoziom Cernoziom Regosol Faeoziom Argic cambic calcaric cambic

0 cm 4 cm 35 cm

At

Cca/R

26

Profilul de sol nr.2 (P2) este situat cu circa 40m mai sus pe versant (alt. abs. 220m), în

treimea inferioară a versantului cu o orientare vestică, chiar sub nivelul pachetului de cinerite andezitice de Nuţasca - Ruseni. Materialul parental este constituit din depozite nisipo-lutoase în amestec cu fragmente de cinerite andezitice meoţiene. Suprafaţă este uniformă iar panta este de peste 35º. Vegetaţia este tot de pajişte dar apar şi exemplare de arbuşti (Rosa canina). Adâncimea apei freatice este de peste 20m, drenajul global bun, în suprafaţă observându-se totodată şi o uşoară eroziune în suprafaţă. În aceste condiţii s-a format un cernoziom cambic destul de profund în pofida pantei destul de mari.

La altitudinea de circa 250m, deasupra andezitelor meoţiene, s-a realizat profilul nr. 3 (P3), în treimea superioară a versantului. Deluviul pe care se dezvoltă acest sol are o panta >35º, substratul predominant nisipos meoţian fiind foarte puternic afectat atât de intense procese erozionale atât în suprafaţă dar şi în adâncime. Sub aceeaşi vegetaţie de pajişte s-a format un regosol calcaric sub influenţa unei intense acţiuni a eroziunii geologice.

Ultimul profil de sol (P4) s-a realizat pe culmea interfluvială la circa 260m altitudine. Eluviul nisipo-lutos are o pantă scăzută (2-3º), orientare nord-vestică şi este acoperit cu o vegetaţie ierboasă. Apa freatică se găseşte la peste 20m, dintre procesele geomorfologice remarcându-se eroziunea în suprafaţă. În acest caz profilul realizat a fost încadrat drept faeoziom cambic.

După cum se observă la nivelul aceluiaşi versant se observă diferenţieri din punctul de vedere al caracteristicilor învelişului de sol:

• Arealul se încadrează în zona de tranziţie de la solurile tipice silvostepei (cernoziomuri) la solurile de pădure (luvosoluri).

• Profilele de sol realizate confirmă zonarea solurilor conform condiţiilor pedogenetice, observându-se o etajare a tipurilor principale de sol: cernoziom – în baza versantului, faeoziom – în partea înaltă, luvosol – pe interfluviu, la nord de P4.

• În partea inferioară a versantului, sub orizontul cineritic, solurile sunt bine structurate, cu un orizont Am profund şi cu prezenţa carbonaţilor în primii 100 cm. (cernoziom argic)

• Pe orizontul cineritic, cu excepţia arealelor unde tuful apare chiar la suprafaţa (litosol), deşi panta depăşeşte 35º, solul este bine dezvoltat, prezentând un orizont Am profund (>40 cm) dar şi un orizont de argilizare (Bv). (cernoziom cambic).

• Deasupra orizontului cineritic, solurile prezintă profile scurte, fiind foarte puternic erodate atât datorită eroziunii geologice cât şi datorită eroziunii accelerate. Tipurile de sol astfel format care definesc acest condiţii pedogenetice sunt regosolurile şi erodisolurile dar şi subtipurile erodate ale cernoziomurilor şi faeoziomurilor, acolo unde eroziunea este mai slabă.

• Pe culmea interfluvială, solurile redevin profunde, cu un Am profund, mai scurte decât în cazurile precedente şi fără să prezinte acumulări de carbonaţi. (faeoziom cambic)

• Orizontul Am devine din ce în ce mai subţire cu cât profilul de sol se găseşte la o altitudine mai ridicată.

• Adâncimea de apariţie a carbonaţilor diferă: în partea joasă a versantului carbonaţii apar la mai puţin de 100cm, în partea mediană datorită eroziunii apar la adâncimi mici, dar pe interfluviu coboară la adâncimi mari (>125cm) datorită intensificării percolării profilului.

În concluzie, relieful influenţează formarea solurilor, în mod diferit, funcţie de fiecare element de morfografie şi morfometrie al fiecărui tip de relief. Evoluţia solurilor însă trebuie corelată şi cu influenţa celorlalţi factori pedogenetici, în special cu elementele climatice şi cele de vegetaţie dar şi influenţa antropică.

După cum am văzut, litologia de suprafaţă din bazinul Bârladului este reprezentată în special din depozite sedimentare neogene şi cuaternare în care predomină un facies lutos şi luto-nisipos în partea nordică şi nisipo-lutos şi chiar nisipos în sud. Peste toate aceste materiale provenite din substrat sau depus, îndeosebi în partea sudică şi sud-estică a regiunii depozite loessoide şi chiar loess în extremitatea sudică în aşa numitul Piemont Nicoreşti.

27

Funcţie de granulometrie, proprietăţile chimice şi mineralogice ale rocilor, evoluţia proceselor de solificare poate căpăta diferite „tendinţe”.

Fig. nr. 62. - Schiţa litologiei de suprafaţă din Colinele Tutovei

Solurile formate pe acele depozite predominant nisipoase şi nisipo-lutoase care sunt

mai permeabile, prezintă o textură ceva mai grosieră, un grad de aeraţie mai ridicat, apa percolează mai uşor întreg profilul de sol, umiditatea solului fiind deficitară însă în perioadele mai secetoase. Datorită percolării intense aceste soluri sunt mai sărace în humus şi în elemente nutritive. Intercalaţiile argiloase sau chiar predominarea depozitelor luto-argiloase intervine în special asupra unor caracteristici precum gradul de aeraţie al solului care scade destul de mult, umiditatea în exces la nivelul unor orizonturi slab permeabile sau impermeabile permite instalarea unor intense procese de stagnogleizare. Conform hărţii solurilor, scara 1:200.000, realizate de ICPA, peste 20.000ha sunt afectate de acest proces. Datorită percolării slabe solurile sunt de regulă mai bogate în humus şi în elemente nutritive. Pe depozitele marnice, datorită concentraţiei mai ridicate de CaCO3 s-au putut forma numeroase areale în care predomină faeoziomul calcaric. Pe depozite loessoide si pe loess, dar sub influenţa capitală a vegetaţiei de silvostepă şi rar stepă, în sudul şi sud-estul regiunii, au întâlnit condiţii optime de formare cernoziomurile cambice, argice dar şi tipice. Pe acele materiale mai bogate în săruri solubile, în condiţiile unui climat mai uscat, se pot forma soluri halomorfe, de tipul soloneţului şi solonceacului sau diferite subtipuri alcalice şi sărăturate.

28

29

Cu toate acestea litologia deţine un rol secundar în pedogeneză pentru că pe aceleaşi tipuri de roci, dar în condiţii diferite de climă şi vegetaţie se formează tipuri diferite de sol.

Pe lângă litologie, structura şi tectonica deţin un rol important în ceea ce înseamnă dezvoltarea formelor de relief structural. Aceste elemente nu au un rol direct asupra formării învelişului de sol ci indirect prin intermediul principalelor caracteristici ale formelor de relief induse de acestea.

Atât în Platforma Moldovenească, cât şi în Platforma Bârladului, depozitele cuverturii sedimentare prezintă o înclinare generală a stratelor de 7–8 m/km, pe direcţia NNV–SSE. Acest fapt este demonstrat de urmărirea unor nivele reper aşa cum sunt cineritele andezitice meoţiene de Nuţasca – Ruseni, dar şi pietrişurile de Bălăbăneşti. În vest, între Siret şi Răcătău, P. Jeanrenaud precizează că această înclinare este ceva mai mare, de circa 12 m/km. Această înclinare este datorată înălţărilor diferenţiate care au afectat cele două unităţi de platformă. Ultima fază de ridicare, realizată în faza valahă a avut totodată un rol important în acumularea pietrişurilor de Bălăbăneşti - Cândeşti (L. Ionesi, 1993). Referindu-se la această fază de înălţare geotectonică şi la influenţa sa asupra configuraţiei reliefului actual, I. Ioniţă (2000) consideră că aceasta a avut trei consecinţe foarte importante: formarea structurii geologice general monoclinale; accelerarea eroziunii diferenţiate pe bază de facies petrografic; apariţia reliefului de cueste.

Dezvoltarea remarcabilă a reliefului tipic de cuestă cu dezvoltarea accentuată a frunţilor de cuestă cu expoziţie vestică şi a reversurilor cu expoziţie estică a dus în timp la diferenţierea caracteristicilor unităţilor de sol în funcţie de versantul pe care se dezvoltă. De regulă, pe versanţii de pe dreapta, cei care se suprapun reversurilor de cuestă şi care sunt mai prelungi şi au pante mai domoale, condiţiile pedogenetice au dus la predominarea solurilor bine structurate, slab afectate de procesele de degradare. Versanţii de pe stânga, cei suprapuşi frunţilor de cuestă, datorită pantelor mult mai accentuate dar şi datorită condiţiilor de litologie, climă sau influenţă antropică s-au dovedit propice pentru dezvoltarea solurilor scheletice aflate fie într-un stadiu incipient de evoluţie de tipul regosolurilor, fie a solurilor care au reuşit să se formeze dar care s-au „deteriorat” mai târziu sub influenţa altor factori pedogenetici între care activitatea antropică deţine un rol tot mai important. Astfel se remarcă prezenţa însemnată a erodosolurilor (peste 20000ha în cazul Colinelor Tutovei) dar şi a numeroase areale în care subtipul erodat este dominant. Deşi toate tipurile principale de sol prezintă areale în care eroziunea variază de la slab erodat la moderat erodat în cazul cernoziomurilor şi al faeoziomurilor, solurile de pădure (preluvosolurile dar mai ales luvosolurile) sunt afectate puternic de eroziune. Acest lucru se datorează caracteristicilor fizico-mecanice dar şi chimice ale acestor soluri.

Fig. nr.63 – Harta hipsometrică a Colinelor Tutovei (sectorul Berheci -

Pereschiv) Fig. nr. 64. – Harta solurilor Colinelor Tutovei (sectorul Berheci -

Pereschiv)

LV

FZ AS FZ

LV FZ

AS ER

ER ER ER

CZ

LV LV LV LV

AS AS AS

FZ FZ

Legenda: CZ – Cernoziom; FZ – Faeoziom; LV – Luvosol; AS – Aluviosol; ER - Erodosol

Fig. nr. 65. - Corelaţii hipsografie – hipsometrie – tipuri de sol în Colinele Tutovei (sectorul Berheci – Pereschivul Mare)

30

31