Curs Geografia Marii Negre [PDF]

Zitiervorschau

UNIVERSITATEA DIN BUCUREȘTI DEPARTAMENTUL DE ÎNVĂȚĂMÂNT LA DISTANȚĂ „CREDIS”

Florin Tătui

CURS DE GEOGRAFIA MĂRII NEGRE

2017 1

Cuprins

CUPRINS Introducere …………………………………………………………………………........................................................ Modulul 1. MAREA NEAGRĂ – CARACTERISTICI GENERALE.......………………...................................... Unitatea de învăţare 1.1. Tip, așezare, limite și dimensiuni............................................................. ……………………………………………….…… Unitatea de învăţare 1.2. Scurt istoric al cunoașterii Mării Negre……………………………….……............ 1.2.1. Originea numelui.........................................…………………………...................................... 1.2.2. Istoricul cercetărilor........................................................................................................... Surse………………………………........................................ documentare …………………………………………………………...…….................................................. Întrebări de verificare …………………………………………………………….….................................................

5 6 6 9 9 9 12 12

Modulul 2. GEOLOGIA, MORFOGENEZA ȘI RELIEFUL BAZINULUI MĂRII NEGRE.............................. Unitatea de învăţare 2.1. Geologia și geofizica Mării Negre............................................................. …………………………………………………………..... Unitatea de învăţare 2.2. Morfogeneza bazinului Mării Negre.....……………………….......................... Unitatea de învăţare 2.3. Relieful bazinului Mării Negre..................…………………............................... 2.3.1. Morfologia marginilor continentale……………………......................................................... Dicţionar ……………………………………………………………………………....................................................... Surse documentare ……………………………………………………………….................................................... Întrebări de verificare ………………………………………………………………..................................................

13 13 16 18 19 21 21 21

Modulul 3. HIDROLOGIA ȘI CLIMA BAZINULUI MĂRII NEGRE...…………............................................. Unitatea de învăţare 3.1. Bazinul hidrografic al Mării Negre...............…………………...…..…................ 3.1.1. Caracterizare generală a bazinului hidrografic............................................................... 3.1.2. Bazinul Dunării............................................................................................................... Unitatea de învăţare 3.2. Clima din regiunea Mării Negre....……………………………….......................... Unitatea de învăţare 3.3. Bilanțul hidric.................................................... …...…..…......................... Dicţionar …………………………………………………………………………...…........................................................ Surse documentare ……………………………………………………………….................................................... Întrebări de verificare ………………………………………………………………................................................

22 22 22 23 25 30 31 32 32

Modulul 4. EVOLUȚIA NIVELULUI MĂRII NEGRE....…....................................................................... Unitatea de învăţare 4.1. Evoluția pre-Cuaternară a acvatoriului Mării Negre................................. Unitatea de învăţare 4.2. Evoluția acvatoriului Mării Negre în Pleistocen....….................................. Unitatea de învăţare 4.3. Evoluția acvatoriului Mării Negre în Holocen............................................. Unitatea de învăţare 4.4. Oscilațiile recente ale nivelului Mării Negre.............................................. 4.4.1. Oscilațiile nivelului Mării Negre pe coasta românească ................................................ Surse documentare ………………………………………………………………….................................................. Întrebări de verificare ………………………………………………………………..................................................

33 33 35 37 39 39 42 42

Modulul 5. DISTRIBUȚIA TEMPERATURII, SALINITĂȚII, DENSITĂȚII ȘI OXIGENULUI DIZOLVAT ÎN MAREA NEAGRĂ................................................................................................................................... 43 Unitatea de învăţare 5.1. Temperatura apelor..........……………………………………………......................... 44 2

Cuprins Unitatea de învăţare 5.2. Salinitatea apelor……………………………………………….................................. Unitatea de învăţare 5.3. Densitatea apelor..………………………………………........................................ Unitatea de învăţare 5.4. Oxigenul dizolvat …………………………………………………………….................... Unitatea de învăţare 5.5. Hidrogenul sulfurat și sulfurile în apa Mării Negre.........….................... Dicţionar ……………………………………………………………………….……....................................................... Surse documentare ………………………………………………………………….................................................. Întrebări de verificare ……………………………………………………………….................................................

45 46 46 47 49 49 49

Modulul 6. CURENȚII ȘI PROBLEMELE DE MEDIU DIN MAREA NEAGRĂ……...................................... Unitatea de învăţare 6.1. Curenții din Marea Neagră...........…………………........................................ Unitatea de învăţare 6.2. Problemele de mediu din Marea Neagră…………………............................. Dicţionar ……………………………………………………………………………........................................................ Surse documentare ………………………………………………………………..................................................... Întrebări de verificare ……………………………………………………………….................................................

50 50 52 56 56 56

BIBLIOGRAFIE ………………………………………………………………………….....................................................

57

3

4

Introducere Cursul de Geografia Mării Negre se adresează tuturor studenţilor geografi, în special studenţilor din anul I înmatriculați în cadrul programului de învăţământ la distanţă şi învăţământ cu frecvenţă redusă (ID-IFR), specializările Geografie și Geografia turismului. Cursul de față reproduce, în manieră sintetică, informații din cursul de ”Geografia Mării Negre” publicat de prof.univ.dr. Emil Vespremeanu la Editura Universitară în anul 2005, completate cu date recente despre Marea Neagră preluate din cursul de ”Oceanografie fizică”, autori Alfred Vespremeanu-Stroe, Luminița Preoteasa și Florin Tătui, publicat în anul 2014 la Editura Ars Docendi. Rostul acestui curs este acela de a prezenta, într-o manieră sintetică, o serie de concepte și mecanisme esențiale înțelegerii modului în care funcționează sistemul complex cunoscut sub denumirea de Marea Neagră, absolut particular în cadrul Oceanului Planetar. Lucrarea cuprinde șase module de studiu (capitole), fiecare modul cuprinzând mai multe unităţi de învăţare. Modulele de studiu se încheie cu sursele documentare la care poate apela cititorul cărţii pentru informaţii suplimentare şi cu o serie de întrebări de verificare pentru a putea determina nivelul de însuşire şi înţelegere a cunoștințelor. Majoritatea capitolelor au la sfârşit un dicţionar în care sunt explicaţi unii termeni. În plus, recomandăm studenţilor să folosească dicţionarele de termeni geografici, enciclopediile, internetul etc. ori de câte ori o noţiune le este străină. Pe marginea textului au fost marcate prin simboluri diferite activităţi: Notaţi!

Reţineţi! / Atenţie!

Dicţionar

Recomandări bibliografice

Răspundeţi la întrebările de verificare! 5

Modulul

1

MAREA NEAGRĂ – CARACTERISTICI GENERALE

Conţinut: Unitatea de învăţare 1.1. Tip, așezare, limite și dimensiuni Unitatea de învăţare 1.2. Scurt istoric al cunoașterii Mării Negre 1.2.1. Originea numelui 1.2.2. Istoricul cercetărilor

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

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

Unitatea de învăţare 1.1. TIP, AȘEZARE, LIMITE ȘI DIMENSIUNI.

Din păcate, chiar și în prezent, întâlnim în literatura de specialitate (și nu numai) încadrarea eronată a Mării Negre în categoria mărilor marginale, a mărilor continentale sau a celor epicontinentale. Marea Neagră mai este considerată în mod greșit și "bazin periferic secundar al Oceanului Atlantic". Marea Neagră este o mare semi-închisă (Semi-Enclosed Sea), componentă a Mării Mediterane (Mediterana Europeană sau Mediterana Eurafricană), de al cărei bazin principal se leagă prin mai multe strâmtori și bazine: Strâmtoarea Bosfor, Marea Marmara, Strâmtoarea Dardanele și Marea Egee (Fig. 1). 6

Modulul 1 Marea Neagră nu poate fi o mare continentală deoarece:  are bazinul dezvoltat atât pe crustă continentală, cât și pe crustă oceanică;  morfologia bazinului este asemănătoare cu cea a bazinelor oceanice (este frecvent considerat un ocean miniatural), cu margini continentale și câmpii abisale;  acvatoriul se află în relații active de schimb cu Marea Mediterană și, prin aceasta, cu restul Oceanului Planetar.

Fig. 1. Localizarea Mării Negre în cadrul Mării Mediterane Între bazinele bine individualizate ale Mării Mediterane, Marea Neagră are cea mai mare suprafață (aproximativ 34% din total). Din punct de vedere geografic, Marea Neagră este așezată în partea estică a Europei Sud-Estice, între 40°55' și 46°32' lat. N și 27°27' și 41°42' long. E, într-o regiune în care platformele stabile străvechi intră în contact cu munții tineri generați de orogeneza alpină (Fig. 2). În nord se află o succesiune de câmpii și podișuri dezvoltate pe Platforma Europei Orientale și pe Platforma Scitică: Podișul Volhino-Podolic, Podișul Donețului, Podișul Privolgia, Câmpia Mării Negre, care comunică, prin Culoarul Manici, cu Câmpia Precaspică. În sud se află Munții Pontici cu altitudini moderate (1500 – 2000 m), cu excepția părții estice, unde ating 3937 m în Vf. Kavron. În est, limita bazinulul Mării Negre este dată de Munții Caucazul Mare (cu altitudinea maximă de 5642 m în Vf. Elbrus) și Munții Caucazul Mic, despărțiți de Depresiunea Kolkhida, un bazin tectonic format recent prin prăbușirea și scufundarea continuă a blocului georgian. Munții Caucaz formează o barieră în calea vânturilor reci din nord și nord-est, favorizând prezența unui climat subtropical pe coasta estică și sud-estică a bazinului. În vest, limita bazinulul este trasată pe marginea estică a podișurilor joase dezvoltate pe platformele Moesică și Scitică, precum și pe orogenul norddobrogean. Așezarea geografică a Mării Negre, așa cum a fost prezentată mai sus, determină principalele procese climatice și biotice, precum și principalele procese de interacțiune mare-atmosferă.

7

Fig. 2. Așezarea și limitele Mării Negre Faptul că prin mijlocul Mării Negre trece paralela de 43° lat. N plasează această mare în centrul zonei temperate, ceea ce are două implicații esențiale:  prezența sezoanelor bine marcate în concordanță cu succesiunea solstițiilor și a echinocțiilor;  recepția unei radiații solare care variază între 130 000 și 150 000 cal/cm2. Această valoare medie anuală a radiației totale este mai mică față de cea recepționată de Marea Mediterană, dar suficientă pentru asigurarea energiei necesare dezvoltării tuturor proceselor fizice, chimice și biologice. Așezarea longitudinală între 27° și 41° long. E plasează Marea Neagră în calea maselor de aer afectate de principalii centri barici: anticiclonul subtropical al Azorelor, anticiclonul continental eurasiatic, ciclonii nord-atlantici și din bazinul Mării Mediterane. Prezența marilor bariere orografice - Munții Carpați, Munții Balcani, Munții Caucaz și Munții Pontici - modifică circulația majoră a atmosferei deasupra Mării Negre impunând diferențieri climatice locale. Deschiderea largă a părții nordice a Mării Negre spre stepele pontice permite pătrunderea maselor de aer continentale reci și uscate, cu influențe deosebite asupra tuturor proceselor din bazinul vestic. Barajul Munților Caucaz față de masele de aer continentale este foarte eficient, permițând apariția unor condiții climatice subtropicale umede în regiunile costiere sud-estice.

Fig. 3. Harta batimetrică a Mării Negre Dimensiuni Suprafața totală a Mării Negre este de 466 200 km2 (inclusiv Marea Azov). Suprafața bazinului hidrografic aferent Mării Negre este de 2 405 000 km2 din care 0.817 milioane km2 aparțin Dunării, ceea ce reprezintă 3,97% din total. 8

Lungimea maximă a bazinului Mării Negre între Burgas și Poti, pe paralela de 45°30' este de 1 175 km, iar lățimea maximă este de 610 km și este atinsă în vestul bazinului între Oceacov și Capul Eregli. Lungimea totală a liniei țărmului este de 4 340 km, din care 1 400 km pe teritoriul Turciei, 1 400 km în Ucraina (inclusiv Peninsula Crimeea), 475 în Rusia, 310 în Georgia, 300 în Bulgaria și 225 în România. Adâncimea medie este de 1 197 m, iar adâncimea maximă este de 2 212 m (date UNEP). Distribuția adâncimilor este foarte asimetrică și se datorează originii tectonice a bazinului: 50% din suprafața bazinulul este ocupată de câmpia abisală situată sub 2000 m, 25% reprezintă suprafața șelfurilor continentale, iar restul de 25% revine versantelor continentale și glacisurilor continentale. Volumul total al apelor este de 547 000 km3.

Unitatea de învăţare 1.2. SCURT ISTORIC AL CUNOAȘTERII MĂRII NEGRE 1.2.1. ORIGINEA NUMELUI Primele observații și relatări referitoare la spațiul marin aveau un profund caracter mitic, aflându-se la limita realului cu fantasticul. Tot acum apar în cadrul populațiilor maritime primele idei și credințe religioase, spațiul marin fiind unul dominat de sacralitate. Numele de Marea Neagră (Black Sea, Mer Noire, Mare Nero, Schwarze Mer, Cernoe More, Kara Deniz) este de dată relativ recentă, se pare începând din secolul al XIV-lea și nu are nicio legătură cu numele din Antichitate. Explicația științifică a originii numelui este încă departe de a fi soluționată din cauza dificultăților de ordin etimologic și hidrodinamic. Triburile de origine indiană (Meoții, Sindi și Taurinii), care locuiau în stepele din nordul Mării Negre cu 850-800 ani î. Hr. Numeau marea Termarum (A.I. Trubachiov). În antichitatea greacă timpurie, Marea Neagră a fost denumită Pontus Axeinus (”Marea Neospitalieră”), pentru ca mai târziu să fie numită Pontus Euxinus (”Marea Ospitaliera”). Se foloseau și alte nume precum Pontus Scyticus, Pontus Sarmaticus, Mare Sarmaticum, Marea Cimerică. În Evul Mediu se utilizau, de asemenea, mai multe nume: Mare Majus, Mar Maggiore, Mer Maiour, Kara Deniz (însemnând, în limba turcă, Marea Neagră), iar în 1338 apare pentru prima dată numele latin de Mare Nigrum, lansat mulți ani mai târziu de Dimitrie Cantemir în lumea savantă a secolulul al XVIII-lea prin scrierile sale în limba latină (Dimitrie Cantemir, 1710). Controversele privind originea numelui Mării Negre, Ia care au participat personalități marcante ale culturii române precum B.P. Hașdeu și Gh. Brătianu, rămân deschise. Oricum, explicația nu trebuie căutată în trăsăturile fizice ale acvatoriului, ci, credern noi, în modul în care a fost perceput acesta de către populațiile locale circueuxinice , în funcție, deseori, de factori subiectivi. 1.2.2. ISTORICUL CERCETĂRILOR Mitologia greacă păstrează primele impresii ale omului din zorii istoriei despre Marea Neagră. De la Hesiod aflăm că însuși zeul Okeanos, cel mai important personaj al mitologiei marine grecești, care patrona Oceanul, locuia într-o grotă adâncă din fundul Mării Negre, de unde ieșea supraveghind întinsul apelor. Tot din mitologie aflam despre călătoria argonauților pe nava Argo, despre care se crede că ar fi prima expediție pe mare cu scopuri precise: descoperirea și capturarea lânii de aur. O bună parte din călătorie s-a defășurat pe Marea Neagră între Str. Bosfor și Kolhida. Poetul Orfeu, aflat Ia bordul navei Argo, ne lasă impresii interesante despre curenți, valuri și vânturile dominante. Faptul că Marea Neagră era cunoscută din preistorie este relevat și de 9

Modulul 1 legendele țesute în jurul lnsulei Șerpilor, numită pe atunci Leuke. Aici ar fi existat templul magic unde locuia Ahilleus, retras pe insulă după zeificare. Primele informații despre Marea Neagră le datorăm filozofilor din Antichitate, începând cu Homer (1000 î.Hr.), Hecateu (500 î.Hr.), Herodot (485-125 î.Hr.), Aristotel (384-322 î.Hr.), Ptolomeu (127–151 d.Hr), care au Iăsat texte și desene cartografice, unele uimitor de precise pentru acele vremuri. Aristotel ocupă un loc deosebit în galeria primilor învățați care au căutat să înțeleagă Marea Neagră. Astfel, în Meteorologia, lucrare fundamentală scrisă în cea de a doua perioadă ateniană, Aristotel descrie circulația acvatică a apelor din Marea Azov, prin Marea Neagră, prin Strâmtorile Bosfor și Dardanele, prin Mările Egee și Mediterană spre Oceanul Atlantic, în care pătrunde după trecerea prin Coloanele lui Hercule (Str. Gibraltar). Aici găsim prim a descriere corectă a curenților din Str. Bosfor, precum și numeroase alte informații despre Marea Neagră și Marea Azov. A urmat o perioadă lungă în care Marea Neagră era cutreierată de navigatorii greci, venețieni, turci, de la care au rămas documente interesante privind configurația țărmurilor, poziția geografică a porturilor și factoriilor, condițiile de navigație. Primele ridicări batimetrice de precizie au fost executate de R. Gotie în anii 1820 și 1821 (publicate în 1822), urmate de expediția condusă de E.P. Manjanari între anii 1825 și 1836, care prezintă în manieră cartografică (1842) o imagine generală a batimetriei și a sedimentelor superficiale. După anul 1850, se desfășoară mai multe expediții rusești, începe activitatea laborioasă a Comisiunii Europene a Dunării, se dezvoltă cercetările științifice în toate porturile principale, apar primele stațiuni de cercetări marine (Odessa – 1872, Sevastopol – 1879, Karadag – 1902, Kerci – 1919, Agigea – 1926, Constanța – 1932, Mamaia Sat – 1933 etc. Între expedițiile mai importante reținem pe cele conduse de F. Wranghel și J.B. Spindler, între anii 1890 și 1894, când sunt descoperite apele anoxice, este elucidată structura generală termică și salină a acvatoriului, sunt descrise principalele tipuri de sedimente din bazinul adânc, precum și structura generală a biomului marin. Prima expediție oceanografică românească în Marea Neagră este realizată de Gr. Antipa (1893), când se efectuează cercetări asupra faunei marine, se colectează un bogat material zoologic și se fac măsurători chimice și determinări de curenți. Începând din anul 1890, Direcția Hidrografică a Marinei Române și Marele Stat Major al Armatei execută lucrări cartografice și oceanografice de mare precizie atât în spațiul costier, cât și în largul Mării Negre. Un rol important în cunoașterea curenților revine lui R. Ciocârdel care, între anii 1932 și 1937, realizează hărți ale curenților din nord-vestul Mării Negre. În anul 1942 apare una dintre primele și cele mai interesante sinteze asupra Mării Negre – primul volum al monografiei Marea Neagră, autor Gr. Antipa. După cel de Al Doilea Război Mondial, se reia cercetarea oceanografică a Mării Negre în instituțiile specializate din țările riverane, ajungându-se, la începutul anilor 1960, la colaborări largi cu cele mai importante centre oceanografice din lume și trecându-se de la cercetarea preliminară la cea sistematică a Mării Negre. Programele desfășurate pe baza cercetărilor la bordul navelor Atlantis II (1969) și Glomar Challenger (1975) au ca rezultat publicarea a numeroase lucrări, între care și monografiile The Black Sea: Geology, Chemistry and Biology (editată de E.T. Degens și D.A. Ross) și Deep Sea Drilling Project (vol. XVII). După 1980, cunoașterea Mării Negre este aprofundată prin programe riguroase de măsurători care beneficiază de noile instrumente caracteristice oceanografiei moderne: expediția Knorr (1988 – studiul nutrienților anorganici, al distribuției oxigenului și hidrogenului sulfurat și al distribuției luminii și căldurii în acvatoriu), programul Hydroblack91 (1991 – analiza trăsăturilor fizice: presiune, temperatură, densitate și a salinității), programul internațional CoMSBlack (1991-1994), programul

10

Modulul 1 Black Sea Environmental Programme (1993), proiectul NATO TU-Black Sea (19931998) și multe altele după anul 2000. În România, după cel de Al Doilea Război Mondial, cercetările efectuate la stațiunile Constanța, Agigea și Sulina, la Institutul Român de Cercetări Marine din Constanța, la Institutul Național de Meteorologie și Hidrologie (INMH), Muzeul de Științe Naturale ”Grigore Antipa”, Institutul de Biologie, Universitatea din București, Universitatea din Iași, Institutul de Geologie și Geofizică, precum și la Institutul Național de Geologie Marină și Geo-Ecologie, contribuie fericit la cunoașterea Mării Negre. Amintim aici contribuțiile esențiale la cunoașterea ecosistemelor costiere ale Mării Negre în România prin seria de studii realizate sub coordonarea lui M. Băcescu, publicate după 1965 în volumele Ecologie marină; monografia hidrologică Marea Neagră în zona litoralului românesc (INMH, 1973, sub conducerea lui C. Bondar); Atlasul oceanografic (Gh. Șerpoianu, 1982); Determinatorul ilustrat al florei și faunei României – mediul marin (1995, coordonator G.I. Muller).

11

Modulul 1

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

Întrebări de verificare 1. Ce tip de mare este Marea Neagră? Explicați! 2. Care este rolul limitelor și așezării Mării Negre în definirea celorlalte

caracteristici ale bazinului (climatologice, hidrologice, sedimentare etc.)? 3. Care este originea numelui Mării Negre? 4. Prezentați principalele progrese la nivel internațional în cunoașterea Mării Negre. 5. Cum s-a dezvoltat cunoașterea Mării Negre în România?

12

Modulul GEOLOGIA, MORFOGENEZA ȘI RELIEFUL BAZINULUI MĂRII NEGRE

2 Conţinut:

Unitatea de învăţare 2.1. Geologia și geofizica Mării Negre Unitatea de învăţare 2.2. Morfogeneza bazinului Mării Negre Unitatea de învăţare 2.3. Relieful bazinului Mării Negre 2.3.1. Morfologia marginilor continentale

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

Cuvinte cheie: crustă oceanică, crustă continentală, rifting continental, subsidență, margine continentală, câmpie abisală. Unitatea de învăţare 2.1. GEOLOGIA ȘI GEOFIZICA MĂRII NEGRE Bazinul Mării Negre (numit și Bazinul Euxinic) se află în partea sudică a plăcii litosferice eurasiatice în apropierea contactului cu plăcile litosferice africană și arabică. Aici au avut loc procese geotectonice de formare a platformelor, munților și bazinelor de sedimentare într-o succesiune din care a rezultat structura, tectonica și relieful actuale. Cercetările efectuate încă din a doua jumătate a secolului al XIX-lea au relevat trăsăturile generale ale Bazinului Euxinic, mărginit de munți tineri în sud, est și nord-est, de platforme străvechi și de bazine tectonice, intens sedimentate, în nord și vest. Mai târziu a fost descoperită structura extrem de complicată a bazinului Mării Negre, precum și trăsăturile tectonice și structurale ale regiunilor înconjurătoare de care este strâns legată morfogeneza bazinului.

13

Modulul 2 După cel de al Doilea Război Mondial, cercetările magnetice, gravitaționale și datele rezultate din analizele seismo-acustice au dovedit că, din punct de vedere geologic și geofizic, bazinul Mării Negre se dezvoltă atât pe crustă continentală, cât și pe crustă oceanică (Fig. 4).

Fig. 4. Profil transversal Vest-Est prin bazinul Mării Negre Datele recente ne permit o caracterizare generală a geologiei și geofizicii bazinului Mării Negre (S. I. Subotin, 1968; Yu. Neprocinov și colab., 1974; D. A. Ross, E. Uchupi, C. O. Bowin, 1974; R. Brinkmann, 1974; M. Săndulescu, 1980, 1984; R. I. Kutas și colab., 1998; V. V. Belousov, B. S. Volvovsky, 1989; L. lonesi, 1994; J. C. Hippolyte, 2002; A. M. Nikishin și colab., 2003; S. Cloetingh și colab., 2003). Bazinul Mării Negre este un bazin tectonic alcătuit din două compartimente, vestic și estic, separate de creasta Andrusov cu aspect de horst (Fig. 5).

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

14

Modulul 2 Stratul bazaltic, cu o grosime maximă de 8 km, se suprapune mantalei superioare care are temperaturi de 500-600°C și este acoperit de sedimente neconsolidate cu grosimea de 7-14 km. Crusta continentală este situată pe marginile bazinulul vestic și se caracterizează prin coborârea discontinuității Moho până la cca. 35 km adâncime, prin îngroșarea stratului bazaltic care ajunge la 15-18 km și prin extinderea largă a stratului granitic acoperit cu alte tipuri de sedimente consolidate. Bazinul estic este suprapus unei scoarțe continentale cu strat bazaltic gros de 8-9 km peste care se află un strat granitic subțire acoperit de sedimente neconsolidate dezvoltate pe o grosime de 10-12 km. Această crustă continentală se îngroașă din ce în ce mai mult spre est, unde atinge grosimi de peste 40 km. În partea centrală a Mării Negre se află Creasta Andrusov formată din crustă continentală cu strat bazaltic mai gros peste care se află un strat granitic subțire și apoi stiva de sedimente neconsolidate. La est de Creasta Andrusov nu mai putem vorbi de scoarță oceanică tipică datorită prezenței stratului granitic subțire care acoperă stratul bazaltic. Bazinul Mării Negre se dezvoltă pe trei tipuri de unități tectonice distincte: cratonice, pericratonice și intracratonice (A.M Nikishin și colab., 2003) – Fig. 6.

Fig. 6. Harta tectonică a bazinului Mării Negre (Nikishin și colab., 2003, 2015) Unitățile cratonice sunt reprezentate prin platformele cristaline precambriene și paleozoice situate în nordul și estul bazinului: Platforma Est-Europeană, Platforma Scitică și Platforma Moesică. Aceste platforme sunt specifice părții sud-estice a marii plăci litosferice eurasiatice și au reprezentat marginea stabilă dincolo de care s-au desfășurat procesele active ale tectogenezelor Assyntică în Cambrian, Variscă în Carbonifer și Permian, Alpină în Mezozoic și Neozoic (M. Săndulescu, 1984). Platforma Est-Europeană, numită și Platforma Europei Orientale sau Platforma Rusă, este un soclu cristalin precambrian extins mult spre nord și est de bazinul Mării Negre (M. Săndulescu, 1984). Platforma Scitică situată în sudul Platformei Est-Europene, este mai tânără 15

Modulul 2 (Paleozoic inferior) și mai intens fracturată. Contactul cu Platforma Est-Europeană se face printr-un șir de grabene pe care s-au dezvoltat o serie de bazine tectonice de sedimcntare: Depresiunea Bârlad, Depresiunea Predobrogeană, Depresiunea OdessaSivaș, Depresiunea lndol-Kuban, Depresiunea Manici care comunică cu depresiunile peri-caspice (M. Săndulescu, 1984). Platforma Moesică are aceeași vârstă ca și Platforma Scitică, dar este mult mai extinsă, din fundamentul Câmpiei Române și din Dobrogea până în Depresiunea Rion. Spre nord este delimitată de lanțul intracratonic Dobrogea de Nord-Crimeea-Caucazul Mare, iar spre sud de Ianțul pericratonic alpin Balcani-Istrangea-Pontici-Caucazul Mic. Unitățile intracratonice sunt reprezentate prin Orogenul Nord-Dobrogean și Orogenul Crimeii, prelungit până în M. Caucaz. Pe versantul continental al Crimeii, în fața portului Sevastopol, a fost descoperit Masivul Lomonosov alcătuit din bazalte, andezite și dacite rezultate din erupții cu vârstă Albiană peste care se află sedimente Cretacic superior și post-cretacice (A. M. Nikishin și colab., 2003). Unitățile pericratonice sunt situate în estul și sudul bazinului reprezentând partea cea mai tânără a marginii bazinului formată în mai multe etape ale orogenezel Alpine. Aici se încadrează orogenul alpin al M. Caucaz, M. Pontici și M. Lstrangea. Latura sudică a bazinului Mării Negre este bordată de arcul magmatic cretacic Srednegorie-Pontide-Achara-Trialet-Karabah (A. M. Nikishin și colab., 2003). În jurul Mării Negre se află o serie de bazine tectonice formate prin ritftogeneza continentală în Apțian-Albian: bazinul Belgorsk, situat în estul Crimeii, grabenul Salgir, din sud-estul Crimeii, șanțul Karkinit din Golful Odessa, grabenul Shtormovaya situat la sud de Șanțul Karkinit, bazinul Alma situat în sud-vestul Crimeii, bazinul Kuban situat pe flancul nord-vestic al M. Caucazul Mare (A. M. Nikishin și colab., 2003). Întregul bazin este străbătut de falii, majoritatea continuându-se în regiunile continentale alăturate bazinului. Din cele arătate mai sus rezultă complexitatea geologică și geofizică deosebită a bazinului Mării Negră, ceea ce exprimă o evoluție morfogenetică foarte agitată, de altfel normală pentru poziția la margince Plăcii Eurasiatice, nu departe de contactul acesteia cu Plăcile Africană și Arabică.

Unitatea de învăţare 2.2. MORFOGENEZA BAZINULUI MĂRII NEGRE Tabloul evoluției bazinului Mării Negre după sintezele din ultimele decenii relevă complexitatea proceselor morfogenetice din care a rezultat bazinul actual ca o inversiune de relief. Pe amplasamentul actual aI bazinului Mării Negre și mult la vest față de acesta se formează, în Precambrian, Platforma Moesică, deformată și ridicată ulterior de orogenezele Variscă, Kimmerică și Hercinică. Podișul înalt rezultat ocupă o regiune întinsă mult dincolo de limitele bazinului actual al Mării Negre. Începutul orogenezei Alpine introduce modificări majore care s-au desfășurat pe parcursul celor 10 faze ale acesteia. Astfel, in Mezocretacic, Platforma Moesică este afectată de procese de riftogeneză continentală, paralel cu formarea laterală a unor bazine tectonice mici și a unor arcuri vulcanice menținute în structura profundă a bazinului actual al Mării Negre, după cum s-a arătat mai sus. Spre sfarșitul Cretacicului incepe formarea crustei oceanice prin procese de expansiune față de axul arcurilor vulcanice și prin extinderea rifturilor. Deschiderea bazinului Mării Negre s-a realizat, în urma acestor procese, în perioada cuprinsă între Cenomanian și Coniacian (Mezocretacic-Neocretacic) timp de cca. 10 milioane de ani (A. M. Nikishin și colab., 2003). Începe astfel formarea bazinului Mării Negre ca o inversiune de relief față de podișul înalt preexistent.

16

Modulul 2  Bazinul vestic al Mării Negre, unde procesele de rifting au început în Barremianul Superior (Cretacic Inferior sau Eocretacic), se formează primul, în Cenomanian (Cretacicul mediu sau Mezocretacic), prezentându-se ca un bazin adânc dezvoltat pe crustă oceanică (S. Cloething și colab., 2003). Aceasta este dovedită de seria sedimentară cu vechimea de aproape 100 milioane de ani (Fig. 7).

Fig. 7. Topografia fundamentului bazinului Mării Negre (Nikishin și colab., 2003, 2015) Procesele de riftogeneză încep cu cca. 125 milioane de ani în urmă, profunzimea bazinului crescând continuu până la cca. -1 600 m, adâncime care este atinsă la cca. 35 milioane de ani în urmă. Apoi, între 35 milioane de ani și 12 milioane de ani în urmă, bazinul este umplut cu sedimente, adâncimea sa ajungând la -50 m. În ultimii 12 milioane de ani, prin procese de subsidență, adâncimea bazinului vestic scade din nou la -1 200 m pe marginea bazinului. În centrul bazinulul vestic, toate aceste procese au fost mult mai intense, între 125 și 100 milioane de ani în urmă ajungându-se la o adâncime de -5 000 m (S. Cloetingh și colab., 2003). Bazinul estic al Mării Negre se formează mai târziu, în Paleogenul Superior, seria sedimentară fiind mult mai tânără (Fig. 8). Procesele de rifting au inceput cu 60 milioane de ani în urmă, subsidența fiind foarte activă, dar fără a se forma un bazin adânc. Aportul masiv de sedimente din Munții Caucazul Mare și din Munții Pontici contribuie la activarea subsidenței, în Miocenul Superior adâncimea ajungând la -2200 m. Întregul bazin al Mării Negre este afectat de procesele morfogenetice ale orogenezei Alpine desfășurate în Munții Carpați, Caucaz și Pontici, foarte active începând din Paleogenul Inferior (J.C. Hippolyte, 2002; A.M. Nikishin și colab., 2003). Sintetizând cele arătate mai sus pe baza ultimelor cercetări datorate lui J.C. Hippolyte (2002), A.M. Nikishin și colab. (2003) și S. Cloetingh și colab. (2003), ca și pe baza unor ipoteze mai vechi, între care lucrările lui M. Săndulescu (1980, 1984) ocupă un loc principal, putem prezenta următoarea succesiune de etape și stadii morfogenetice ale bazinului Mării Negre:  Etapa deschiderii bazinelor prin procese de rifting continental, desfășurată între Cretacicul Superior și Eocen. Aici putem identifica un stadiu al formării bazinului vestic, între 125 și 100 milioane de ani în urmă, și un stadiu al formării bazinulul estic, între 60 și 55 milioane de ani în urmă.

17

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

Fig. 8. Modelul formării bazinelor vestic și estic ale Mării Negre (Nikishin și colab., 2003, 2015) Așadar, morfogeneza bazinului Mării Negre se datorează proceselor de subsidență care au urmat riftingului continental inițial (Fig. 8). Cercetările foarte recente sintetizate de A.M. Nikishin (2003, 2015) relevă prezența continuă a proceselor de subsidență imediat după riftogeneza inițială. Pe parcursul celor peste 100 milioane de ani, subsidența a fost continuă, dar s-a desfășurat în trepte, cu ritmuri și intensități diferite conform celor două modele alăturate. Toate procesele de subsidență s-au desfășurat într-un regim intens compresional care a favorizat fluxurile de căldură în partea inferioară a crustei oceanice.

Unitatea de învăţare 2.3. RELIEFUL BAZINULUI MĂRII NEGRE Relieful bazinului Mării Negre se subdivide, din punct de vedere morfotectonic și morfostructural, în două provincii: centrală și marginală. Provincia centrală, dezvoltată pe crustă bazaltică de tip oceanic și parțial pe crustă continentală, cuprinde Câmpia Abisală Euxinică situată la adâncimi sub 2000 m. Relieful tectonic primar a fost îngropat de sedimentele depuse în ultimii 80-100 milioane de ani, 18

Modulul 2 astfel încât relieful actual, dezvoltat pe sedimente neconsolidate fine și ultrafine, se prezintă deosebit de plan și neted, cu energie de relief de numai câțiva metri. Provincia marginală are o structură mult mai complexă. Relieful acestei provincii poate fi asociat marginilor continentale oceanice, prezentând diferențe marcante pe fiecare dintre laturile sale (E. Vespremeanu, 1989). Latura nordică poate fi asemănată cu marginile continentale pasive, stabile, prezentând toate trăsăturile morfologice specifice: câmpie costieră, câmpii litorale, șelf continental larg extinse, versant continental ușor înclinat, glacis continental larg. Laturile sudică și estică sunt asemănătoare marginilor continentale active, instabile, fără câmpii costiere, cu câmpii litorale puține și reduse ca extensiune, cu șelfuri continentale înguste, versant continental abrupt și glacisuri continentale înguste și abrupte. Latura vestică are trăsături mixte strâns legate de structură, tectonică și morfogeneză.

Fig. 9. Topografia coastelor și fundului bazinului Mării Negre 2.3.1. MORFOLOGIA MARGINILOR CONTINENTALE Relieful marginilor continentale ale Mării Negre este asociat la trei tipuri: Marginea Scitică, Marginea Caucaziană și Marginea Pontică. Marginea Scitică, numită astfel după extensiunea largă a câmpiei costiere pe locurile ocupate în vechime de Sciți (E. Vespremeanu, 1989), se află în nordul bazinului, între Promontoriul Dunavăț-brațul Sfântu Gheorghe din Delta Dunării și Capul Anapa și se dezvoltă pe Platforma Scitică și pe Platforma Europei Orientale (M. Săndulescu, 1984; E. Vespremeanu, 1989). Caracteristica este dată de Câmpia Mării Negre, care este o câmpie costieră tipică, delimitată spre nord de podișurile VolhinoPodolic, Doneț și Privolgia, iar spre sud de mai multe câmpii litorale. Câmpia costieră comunică spre est cu Câmpia Caspică prin Culoarul Manici. Sub Câmpia Mării Negre se află Iitoralul (țărmul) reprezentat prin Iitoraluri deltaice și lagunare care se grupează în patru sectoare: - Litoralul Dunărean situat intre brațul Sfântu Gheorghe (Delta Dunării) și gura Limanului Nistrului; - Litoralul Fidonisic, între gura Limanului Nistrului și Capul Tarhancut; - Litoralul Crimeii, între Capul Tarhancut și Capul Meganon; - Litoralul Azovian, între Capul Meganon și Capul Anapa. Șelful continental prezintă în sectorul nord-vestic cea mai largă extensiune din întregul bazin al Mării Negre. În restul Marginii Scitice, șelful continental se reduce Ia 19

Modulul 2 o treaptă îngustă. Versantele continentale încep sub muchia șelfului situată la -150 / -180 m, sunt ușor înclinate, cu canioane de diferite mărimi. Cel mai mare este Canionul Viteaz situat în largul coastei românești, care începe a se forma la adâncimea de -100 m și debușează pe glacisul continental la -1 000 m printr-un con abisal. Glacisurile continentale sunt largi și se dezvoltă începând de la -1500 /-1800 m, suportând conuri abisale, cel mai mare fiind numit de unii autori Conul Abisal al Dunării (D.A. Ross, E. Uchupi, C.O. Bowin, 1974), iar de alții Conul Abisal Euxinic. Marginea Caucaziană este cuprinsă între Capul Anapa și Capul Tsikizisi, situat la 25 km nord de orașul Batumi. Trăsătura morfologică principală este dată de frontul submontan al Munților Caucazul Mare continuat prin litoral și șelf înguste și versant continental abrupt pană la glacisul continental și Câmpia Abisală Euxinică. Litoralul acestei margini se subdivide în două sectoare: - Litoralul Caucazian, între Capul Anapa și gura râului Gumista în apropiere de Suhumi; - Litoralul Kolhidei, între gura râului Gumista și Capul Tsikizisi. Marginea Pontică, situată între Capul Tsikizisi și Capul Koru, corespunde, în cea mai mare parte, frontulul Munților Pontici, care în ultimii 10 milioane de ani au suferit o deplasare Ientă spre nord, de unde și caracterul foarte abrupt al versantului continental și îngustimea glacisului continental. În cadrul acestei margini deosebim: - Litoralul Pontic, între Capul Tsikizisi și Capul Baba; - Litoralul Bosforului, între Capul Baba și Capul Koru. Sectorul dintre Capul Koru și brațul Sfântu Gheorghe (Delta Dunării) are caracter mixt, de contact între marginile Pontică și Scitică, fiind dezvoltat pe Platforma Moesică și pe orogenul nord-dobrogean.

20

Modulul 2

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

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

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

21

Modulul HIDROLOGIA ȘI CLIMA BAZINULUI MĂRII NEGRE

3 Conţinut:

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

Obiective:  Însuşirea caracteristicilor generale ale bazinului hidrografic;  Cunoașterea caracteristicilor climatice ale bazinului Mării Negre;  Cunoașterea elementelor bilanțului hidric al Mării Negre.

Cuvinte cheie: bazin hidrografic, climă, bilanț hidric, evaporație, precipitații.

Unitatea de învăţare 3.1. BAZINUL HIDROGRAFIC AL MĂRII NEGRE 3.1.1. CARACTERIZARE GENERALĂ A BAZINULUI HIDROGRAFIC Bazinul hidrografic aferent Mării Negre are o suprafață de 2 405 000 km 2 (Fig. 10). În cadrul bazinului hidrografic al Mării Negre se diferențiază patru categorii de bazine hidrografice: bazinele vestice și nord-vestice, bazinele din Crimeea, bazinele Caucaziene și bazinele din Asia Mică, care transportă în total aproximativ 350 km3 de apă. Bazinele vestice și nord-vestice au cea mai mare extensiune, suprafața lor fiind de 1 520 000 km2, ceea ce reprezintă 82% din totalul bazinului hidrografic al Mării Negre. În această categorie se încadrează cele mai mari bazine afluente Mării Negre: Dunărea, Nistru, Nipru și Bug, care transportă un debit Iichid mediu multianual (pentru perioada 1921-1988) de 261 km3/an, ceea ce reprezintă 76% din debitul afluent Mării Negre din întregul său bazin hidrografic, cu variații între o minimă de 153 km3, în anul 1921, și 389 km3, în anul 1970. Debitul solid reprezentat prin aluviuni în suspensie, săruri dizolvate, nutrienți minerali și materie organică, este de cca. 150 milioane t/an, având rol esențial în funcționarea sistemului acvatoriulul și în dlstribuția sedimentelor recente (date UNEP, 1998). Bazinele din Crimeea au o suprafață totală de numai 2 729 km2, reprezentând 0.14% din total. Cele mai mari râuri sunt: Cernaia, Belbek, Alma și Kacea, care transportă un debit mediu multianual (1921-1988) de 0.32 km3 de apă (0.09% din total), cu variații între o minimă de 0.07 km3, în anul 1930, și o maximă de 0.67 km3, în anul 1968 (date UNEP, 1998). 22

Modulul 3 Bazinele Caucaziene au o suprafață totală de 75 000 km2, ceea ce reprezintă 4% din total. Râurile cele mai importante sunt: Kuban, Rioni, Ciorok, lnguri, Kodori, Bzib, Supsa și Mzimta. Media debitelor lichide multianuale este de 43 km3 (13% din total), cu variații între o minimă de 31 km3, în anul 1969, și o maximă de 57 km3, în anul 1922 (date UNEP, 1998). Bazinele din Asia Mică au o suprafață totală de 259 550 km2, ceea ce reprezintă 14% din total. Cele mai importante râuri sunt Yesilirmak, Kâzâlirmak și Sakarya. Debitul mediu multianual, pentru perioada 1930-1986, este de 36 km3 (11% din total) cu variații între 25 km3, în anul 1949, și 151 km3, în anul 1940 (date UNEP, 1998).

Fig. 10. Bazinul hidrografic al Mării Negre Bazinele hidrografice ale mărilor europene sunt foarte diferite în funcție de relieful continentului și de dimensiunile rețelei hidrografice. În comparație cu alte mări europene, bazinul hidrografic al Mării Negre este cel mai extins și mai complex. Raportul suprafață bazinală / suprafață marină relevă în bună măsură importanța proceselor fluviale în structura și funcționarea acvatoriului (E. Vespremeanu, 1992). Astfel, Ia o suprafață a Mării Negre de 466 200 km2 revine o suprafață a bazinulul hidrografic de 2 405 000 km2, ceea ce înseamnă o suprafață bazinală de 5,15 km2 pentru fiecare km2 de mare. Acest lucru are consecințe majore în morfologia bazinului, distribuția sedimentelor, salinitatea apei etc. 3.1.2. BAZINUL DUNĂRII Bazinul Dunării (817 000 km2) reprezintă 43,57% din suprafața totală a bazinului Mării Negre influențând esențial compartimentul vestic al acesteia. Structural și tectonic, bazinul Dunării a evoluat pe 6 domenii: alpin, hercinic, panonic, carpatic, getic și pontic. Bazinul s-a format începând din Mezozoic, în mai multe etape, ca urmare a jocului factorilor tectonici, marini și subaerieni. Orogeneza alpină, ultima din șirul ciclurilor tectonice generatoare de munți, este cea care 23

Modulul 3 clădește scheletul bazinului Dunării într-o perioadă de circa 230 milioane de ani. În toate fazele orogenezei alpine s-a menținut în partea centrală a lanțului muntos alpino-carpatic, un șir de depresiuni care comunicau între ele: depresiunile Bavariei, Moraviei, Pannonică și Transilvană în comunicare, prin strâmtoarea de la Porțile de Fier, cu bazinele Getic, Euxinic și apoi cu bazinele Caspic și Aral. Toate aceste depresiuni au funcționat ca bazine marine până la sfârșitul Pliocenului, adică până în urmă cu cca. 2,5 milioane de ani. Pe măsură ce munții se edificau și se înălțau, se organizau rețelele hidrografice independente care debușau în lacurile și mările interioare. La începutul Cuaternarului, apele se retrag pe fundul depresiunilor Pannonică și Getică. În spațiile proaspăt exondate se formează o arteră colectoare, din ce în ce mai însemnată, care va deveni fluviul Dunărea (E. Vespremeanu, 1992). Bazinul superior se formează primul. Colectorul adună afluenți din Alpi, din Munții Pădurea Neagră, Munții Pădurea Boemiei și din Colinele Moraviei, drenează depresiunile Bavariei și Vienei, traversând pragul de la Devin, locul în care Alpii joncționează cu Carpații. Bazinul mijlociu se formează în etapa a doua. Trecând prin poarta de la Devin, Dunărea pătrunde în Depresiunea Pannonică, ocupata încă de mlaștinile rămase după retragerea apelor lacului cu acelasi nume. Regiunea este afectată de scufundări tectonice lente. Procesele de sedimentare sunt foarte active, depunându-se cantități mari de pietrișuri din Carpați și din Alpii Dinarici, Dunărea meandrează larg prin centrul depresiunii, primește afluenți noi și se îndreaptă spre trecerea prin Carpați care va deveni ulterior Defileul Porțile de Fier. Bazinul inferior se formează ultimul. Intrând în Depresiunea Getică, Dunărea urmează Marea Getică, în retragere. Numărul mare de afluenți veniți din Carpați forțează fIuviul să se mențină cât mai la sud, pe contactul cu Platforma Prebalcanică și cu Podișul Dobrogei. Fluviul trece apoi prin poarta de la Galați debușând spre bazinul Euxinic, printr-un golf larg situat în marginea nordică a Depresiunii Predobrogene. Toate aceste procese s-au desfășurat în ultimii 1,5 milioane de ani. Holocenul, ultima parte a Cuaternarului (ultimii 10 000 de ani), este perioada în care se definitivează bazinul fluviulul în forma lui prezentă. Treptat, nivelul Mării Negre tinde a se stabili Ia cota actuală față de care înregistrează oscilații ușoare. Se ajunge deci la un nivel de bază unic pentru întregul bazin, ceea ce va impune evoluția unitară a talvegului Dunării și implicit, a afluenților. În cursul inferior se formează Lunca și Delta Dunării. În ultimii 2 000-2 500 de ani întregul bazin intră sub incidența activităților umane, manifestate prin despăduriri și expansiunea agriculturii. Apar viiturile catastrofale, iar debitele solide cresc de zeci de ori. În ultimii 100 de ani, acțiunea activităților umane se intensifică prin amenajări (indiguiri, desecări, construcția barajelor în spatele cărora se formează lacuri de acumulare) care artificializează complet întregul regim al scurgerii, ca și morfologia, structura și funcționarea albiei majore. Cei 2863 km ai fluviului sunt împărțiți după criterii geografice în trei sectoare: Dunărea de Sus, Dunărea de Mijloc și Dunărea de Jos. Dunărea de Sus este cuprinsă între Kilometrul 2863 (Donaueschingen) și Kilometrul 1791 (Devin). Suprafața bazinului este de 240 000 km2, ceea ce reprezintă 29% din total. Diferența de altitudine între izvor și Devin este de 360 m. Sectorul se suprapune Europei Hercinice și Europei Alpine. Până la Regensburg Dunărea primește afluenți mici, atât din Munții Pădurea Neagră și Munții Pădurea Boemiei, cât și din Alpii Bavariei (mai important este Râul Lech), astfel încât aici atinge un debit de 432 m3/s. În aval de Passau, Innul aduce din Alpi un debit de 810 m3/s. La Lintz, debitul Dunării atinge 1060 m3/s. La ieșirea din sectorul superior, Dunărea are deja un debit mediu de 2 000 m3/s (30,7% din debitul mediu multianual la intrarea în Delta Dunării). Dunărea de Mijloc este cuprinsă între Kilometrul 1791 (Devin) și Kilometrul 1074 (Baziaș). Suprafața acestei părți a bazinulul este de 360 000 km2 (45% din total). Sectorul se suprapune domeniilor Alpin, Pannonic și Carpatic. Diferența de altitudine între Devin și Baziaș este de numai 74 m. Principalii afluenți sunt Drava (670 m3/s), Sava (1 460 m3/s), Morava (210 m3/s), care vin din Alpii Austriei și Alpii Dinarici, precum 24

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

Unitatea de învăţare 3.2. CLIMA DIN REGIUNEA MĂRII NEGRE Marea Neagră se află în zona temperată, clima de deasupra acvatoriului fiind influențată hotărâtor de principalii centri barici care guvernează circulația generală a atmosferei Europei de Sud-Est: Anticiclonul Subtropical al Azorelor și Anticiclonul Continental Eurasiatic, Ia care se adaugă activitatea ciclonică din nordul Oceanului Atlantic și a celui din Marea Mediterană (Șt. Stoenescu, 1960). Clima Mării Negre prezintă, pe cea mai mare parte a suprafeței, caracter semiarid, evaporația fiind de 300-400 km3/ an, iar cantitatea de precipitații de numai 225-300 km3/an (G. Bakan și H. Buyukgungor, 2000). Relieful continental din jurul Mării Negre determină distribuția foarte neuniformă a factorilor dinamici ai climei deasupra acvatoriului. Poziția bazinului Mării Negre cu deschidere largă, pe cea mai mare parte a laturii nordice, spre stepele Pontice de unde pătrund facil masele de aer continentale uscate și reci, barajul lanțului Munților Carpați care reduce mult penetrarea influențelor oceanice din vest, barajul eficient al lanțului Munților Caucaz care creează condiții de adăpost pe toată latura nord-estică și estică față de influențele excesiv continentale din nord-est, prezența, în sud, a Munților Pontici și a Podișulul Anatoliei determină un anumit model de distribuție spațială a parametrilor climatici. Vara, temperatura aerului este relativ uniformă, diferențierile făcându-se numai la nivelul zecimilor de grad (Fig. 11b). Precipitațiile sunt mai evident diferențiate (Fig. 12b). larna, temperatura aerului este foarte diferențiată, minimele fiind de -0,7°C, în colțul nord-vestic, iar maximele de 6,9°C, în sud-estul bazinului (Fig. 11a). Precipitațiile prezintă o distribuție extrem de diferită în cadrul bazinului, între sub 40 mm, în nordvest, și peste 140 mm, în sud-est (Fig. 12a). Rezultă că, în funcție de distribuția spațială a deschiderilor și a barierelor continentale, se diferențiază evident trei compartimente cu climă specifică: vestic, central și estic, fiecare cu un sector nordic și sudic. Compartimentul vestic este larg deschis spre nord și nord-est, de unde provin influențele continentale excesive specifice stepelor pontice. În cadrul acestui compartiment se diferențiază două sectoare, nordic și sudic. Sectorul nordic se caracterizează prin iernă reci și uscate, cu vânturi puternice. Temperatura medie multianuală a lunii ianuarie crește cu un gradient de 3,7°C, de Ia -0,6/-0,7°C, în Golful Fidonisi, Ia 3°C, în largul Str. Bosfor. Precipitațiile atmosferice variază între 38 și 50 mm. Evaporarea variază între 30 și 80 mm în timpul iernii. Verile sunt moderat de calde, în luna lulie temperatura medie multianuală este distribuită mult mai uniform, gradientul schimbării fiind de numai 0,5-0,6°C. Precipitațiile au valori moderate, variind între 25 și 35 mm, iar evaporarea prezintă valori între 80 și 130 mm. Mediile anuale ale precipitațiilor variază între 350 și 600 mm, iar ale evaporației, între 975 și 800 mm. 25

Modulul 3 Compartimentul estic este situat la adăpostul Munților Caucaz, ceea ce se materializează în specificul climatic prin temperaturi medii anuale de 14-15°C, cu ierni calde și relativ umede și veri moderate și umede. Acest compartiment este mai omogen din punct de vedere al repartiției temperaturilor, dar bine diferențiat în privința distribuției precipitațiilor și a eevaporării. Astfel, în nordul compartimentului estic, precipitațiile medii lunare variază între 25 și 100 mm, iar evaporarea între 35 și 200 mm, pe când în sudul acestui compartiment precipitațiile medii lunare variază între 80 și 200 mm, iar evaporarea, între 70 și 110 mm. Media anuală a precipitațiilor este de 600 mm, în nordul compartimentului estic, și de 1700 mm, în sud. Media anuală a evaporării este de 1 290 mm, în nord, și de 785 mm, în sud. Local se diferențiază condiții climatice asemănătoare celor subtropicale, dar acestea sunt datorate exclusiv adăpostului oferit de Munții Caucaz, ca și de relieful cu văi adânci orientate spre sud vest și cu depresiuni adăpostite. În nici un caz nu putem vorbi de un climat subtropical în bazinul Mării Negre.

Fig. 11. Distribuția temperaturii medii a aerului în lunile (a) Februarie și (b) August (The Black Sea Environment, 2008) Compartimentul central prezintă trăsături climatice de tranziție. Din datele prezentate mai sus rezultă diferențele mari între cele două compartimente extreme, unul sub influența maselor de aer continentale, celălalt la adăpostul Munților Caucaz, și caracterul de tranziție al compartimentului central. Diferențele cele mai semnificative se înregistrează în cantitățile de precipitații din sectorul nord-vestic și din sectorul sud-estic, care exprimă rolul esențial al barierei lanțului Munților Caucaz. Astfel, în colțul nord-estic, la 46°28' lat. N și 30°10' long. E, suma anuală a precipitațiilor atmosferice este de 370-380 mm, în partea centrală a 26

Modulul 3 Mării Negre, la 43°50' și 33°27', este de 340-350 mm, iar în colțul sud-estic, la 41°55' și 41°15', de 1 700-1 900 mm (E. Vespremeanu, 2004).

Fig. 12. Distribuția precipitațiilor medii lunare (mm/lună) în lunile (a) Februarie și (b) August (The Black Sea Environment, 2008) Vântul și procesele eoliene deasupra mării au importanță deosebită, determinând morfologia și dinamica valurilor, starea apelor în stratul de amestec, circulația de suprafață, procesele superficiale de amestec și chiar circulația prin Str. Bosfor. Principalii centri barici care influențează dinamica atmosferei deasupra Mării Negre sunt (G. Bakan și H. Buyukgungor, 2000): • vara se resimte influența Anticiclonului Azore și a ciclonului din Golful Persic; • iarna se manifestă centrul de presiune înaltă din Asia, centrul de joasă presiune din regiunile arctice și centrii barici din bazinul Mării Mediterane. În aceste condiții, intensificările de vânt din timpul iernii au direcție dominantă din nord-nord-est, în compartimentele vestic și central, și din sud și sud-vest, în compartimentul estic. Pe coasta României, furtunile violente sunt consecinţa pătrunderii ciclonilor mediteraneeni cu traiectorii trans-balcanice în spaţiul Mării Negre, în intervalul noiembrie – martie, unde primesc o cantitate mare de energie de pe suprafaţa mării, sub forma vaporilor de apă, ce determină intensificarea vântului în cadrul ciclonului; excepţie face partea centrală a ciclonului (ochiul ciclonului) în care aerul se deplasează ascendent, iar viteza vântului e redusă.

27

Modulul 3

Furtunile puternice suflă predominant dinspre NE (onshore), iar pe măsură ce ciclonul avansează în Marea Neagră (deplasându-se către NE sau N) direcţia vântului, observată într-o locaţie fixă, se roteşte retrograd - dinspre NE către N şi NV - şi scade în intensitate atunci când vântul începe să sufle dinspre interior (offshore). Furtunile sudice (când vântul bate dinspre SV, S sau SE) au o frecvenţă şi intensitate mult mai reduse decât cele nordice şi se produc pe fondul ciclonilor mediteraneeni cantonaţi în părţile centrală şi estică a Mării Mediterane sau în Marea Egee. Ambele reprezentări indică o frecvenţă foarte scăzută pentru furtunile dezvoltate pe direcţii transversale (E şi V); practic, furtunile dezvoltate perpendicular dinspre larg (onshore), care au cel mai ridicat potenţial de inundare / eroziune a ţărmului, au în schimb o proporţie de doar 1% cuprinsă exclusiv din furtuni de gradul I şi II. Furtunile marine sunt mai frecvente şi mai puternice în timpul iernii deoarece atunci se produc cele mai pronunţate diferenţe de temperatură şi densitate dintre masele de aer de origine continentală şi marină (oceanică). Frecvenţa medie lunară a zilelor cu furtună, calculată pentru mai bine de 50 ani (1961 – 2012) la staţia Sulina, este de peste 5 zile/lună în intervalul octombrie – martie şi de peste 7 zile/lună în decembrie – ianuarie (Fig. 13A). În funcţie de viteza şi durata vântului au fost propuse 5 categorii (clase) de furtuni (Tabel 1). Numărul mediu de furtuni este de 29/an, dintre care cele puternice (severe) sunt în număr de 3/an (Zăinescu şi Vespremeanu-Stroe, 2014). Categoria

I

II

III

IV

V

Condiţii minime* (viteză, durată)

≥10 m/s, ≥24 h

≥15 m/s, ≥12 h

≥20 m/s, ≥6 h

≥24 m/s, ≥6 h

≥28 m/s, ≥2 h

Număr total

862

446

99

24

7

Frecvenţa (%)

59.9

31

6.9

1.7

0.5

Înălţimea valurilor (Hs)

1.5 – 2.5 m

2.5 – 4 m

4–5m

5–7m

>7m

Frecvenţa anuală (furtuni/an)

17.24

8.92

1.98

0.48

0.14

Interval mediu de recurenţă (ani)

0.06

0.11

0.5

2.08

7.14

Tabel 1. Descrierea categoriilor de furtună pentru coasta românească a Mării Negre (Zăinescu şi Vespremeanu-Stroe, 2014) În timpul celor severe, viteza vântului depăşeşte 20 m/s, iar valurile ating înălţimi de 4 – 7 m în larg, producând eroziuni semnificative la nivelul unităţilor emerse ale ţărmului: plaje, dune, faleze, insule barieră. Majoritatea acestor furtuni cu impact major asupra litoralului ating maximul potenţialului morfosculptural pe direcţiile ENE şi NE (Fig. 13C). Foarte interesantă este dispunerea direcţiilor rezultante ale furtunilor în funcţie de intensitatea acestora. La nivelul global al furtunilor (toate categoriile), chiar dacă minoritare, furtunile sudice au totuşi o frecvenţă semnificativă, cu puţin peste 20% din total. Dacă însă selectăm doar furtunile puternice (severe), respectiv categoriile III, IV şi V, ponderea furtunilor sudice devine infimă (< 5%), pe fondul creşterii frecvenţei furtunilor nordice la ca. 96% (Fig. 13C). Variabilitatea temporală a furtunilor indică două intervale stormice active: 19651979, şi 1994 - 2005 şi două intervale calme: 1979 – 1994 (calm moderat) şi 2005 – 2014 (foarte calm). Ultimul interval (2005-2014) reprezintă o anomalie negativă excepţională, frecvenţa furtunilor ajungând de 2 ori mai mică decât media multidecadală, iar indicele de impact morfologic (SIP) de circa 3 ori mai redus (Fig. 14). Toate aceste intervale se găsesc într-o corelaţie inversă (negativă) destul de puternică 28

Modulul 3 cu Oscilaţia Nord-Atlantică - NAO (r = - 0.76), ceea ce reflectă controlul exercitat de principalul sistem de variabilitate climatică din emisfera nordică asupra frecvenţei şi intensităţii furtunilor de iarnă de pe litoralul românesc al Mării Negre (VespremeanuStroe şi Tătui, 2012; Zăinescu şi Vespremeanu-Stroe, 2014).

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

Fig. 14. Co-evoluţia stormicităţii (SSI – indicele de severitate a furtunilor) pe coasta Deltei Dunării şi a indicelui Oscilaţiei Nord Atlantice (NAOI) în intervalul 1962-2012.

29

Modulul 3

Unitatea de învăţare 3.3. BILANȚUL HIDRIC Bilanțul hidric al Mării Negre a preocupat oceanografii încă de la sfârșitul secolului al XIX-lea (J.B. Spindler, 1896, 1899) și a fost reluată de 33 autori în 27 lucrări apărute în secolul al XX-lea. Dificultățile estimărilor cantitative ale componentelor de intrare și de ieșire ale bilanțului, mai ales la nivelul precipitațiilor atmosferice și evaporării, au determinat existența unor date cantitative foarte diferite ale parametrilor bilanțului hidric. Ecuația bilanțului hidric, în forma care ia în calcul intrările și ieșirile, este:

Q + P + K + B = E + K1 + B1 unde: Q = intrările fluviale; P = intrări din precipitațiile atmosferice; K = intrări prin Str. Bosfor; B = intrări prin Str. Kerci din M. Azov; E = ieșirile prin evaporare, K1= ieșirile prin Str. Bosfor; B1 = ieșirile prin Str. Kerci spre M. Azov. lntrările fluviale reprezintă componenta care poate fi calculată cu mai multă acuratețe în comparație cu toate celelalte, datorită numeroaselor stații hidrologice existente pe majoritatea fluviilor și râurilor afluente Mării Negre. Intrările din precipitații atmosferice sunt mult mai dificil de calculat atât din cauza heterogenității distribuției precipitațiilor deasupra mării, cât și din cauza sărăciei fondului de date. Cantitatea medie multianuală de apă intrată din precipitații estimată variază între o minimă de 119 km3 pe an (E.V. Soliankin, 1963; C. Bondar, 1986) și o maximă de 300 km3 pe an (E. Ozturgut, 1971; U. Unluata et al.,1990). Estimarea intrărilor și ieșirilor prin strâmtoarea Bosfor diferă, de asemenea, mult de la autor la autor. Intrările prin Bosfor în Marea Neagră sunt evaluate de H.U. Sverdrup (1942), G.J.W. Neuman și E. Roseman (1954), A.K. Leonov (1960) și D.la. Berembeim (1960) la 192-193 km3/an, de I. Soliatkin (1963) la 176 km3/an, de G. Șerpoianu (1973) Ia 123 km3/an, de C. Bondar (1986) Ia 203 km3/an și de U. Unluata și colab. (1990) la 312 km3/an, de E. Ozsoy și U. Unluata (1997) la 305 km3/an. leșirile din Marea Neagră prin Bosfor spre Marea Mediterană sunt evaluate de I.B. Spindler (1896) la 416 km3/an, de H.U. Sverdrup (1942) la 397 km3/an, de G.J.W. Neuman și E. Roseman (1954) la 462 km3/an, de I. Soliatkin (1963) Ia 340 km3/an, de Gh. Șerpoianu (1973) Ia 260 km3/an, de C. Bondar (1986) la 371 km3/an, de U. Unluata și colab. (1990) Ia 612 km3/an, de E. Ozsoy și U. Unluata (1997) la 605 km3/an. lntrările din M. Azov sunt evaluate între un minim de 22 km3/an (I.A. Reșetnickov, 1992) și un maxim de 95 km3/an (A.K. Leonov, 1960), iar ieșirile din Marea Neagră spre M. Azov, între un minim de 29 km3/an (Rojdestvenski, 1971) și un maxim de 70 km3/an (Leonov, 1960). Aceleași diferențe mari apar și în calculul ieșirilor, prin evaporare. Tabelul 2 prezintă estimările efectuate de mai mulți autori asupra componentelor bilanțului hidric, cu mențiunea că este vorba exclusiv de tentative de evaluare a bilanțului apelor Mării Negre, se pare cu preocuparea pentru un rezultat care să exprime un bilanț perfect echilibrat. Fiecare dintre componentele bilanțulul prezintă variabilitate accentuată lunară, sezonieră și anuală, mai ales în funcție de condițiile climatice din bazinul hidrografic aferent Mării Negre și din spațiul marin propriu-zis.

30

Modulul 3

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

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

31

Modulul 3

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

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

32

Modulul

4

EVOLUȚIA NIVELULUI MĂRII NEGRE

Conţinut: Unitatea de învăţare 4.1. Evoluția pre-Cuaternară a acvatoriului Mării Negre Unitatea de învăţare 4.2. Evoluția acvatoriului Mării Negre în Pleistocen Unitatea de învăţare 4.3. Evoluția acvatoriului Mării Negre în Holocen Unitatea de învăţare 4.4. Oscilațiile recente ale nivelului Mării Negre 4.4.1. Oscilațiile nivelului Mării Negre pe coasta românească

Obiective:   

Explicarea factorilor care influențează evoluția nivelului Mării Negre; Cunoaşterea evoluției nivelului Mării Negre în Pleistocen și Holocen; Cunoaşterea oscilațiilor prezente ale nivelului Mării Negre.

Cuvinte cheie: Marea Sarmatică, Marea Meotică, Marea-lac Ponțiană, transgresiune, regresiune, inundare catastrofală, oscilații de nivel. Unitatea de învăţare 4.1. EVOLUȚIA PRE-CUATERNARĂ A ACVATORIULUI MĂRII NEGRE Cunoașterea evoluției Mării Negre presupune analiza a două aspecte: evoluția morfogenetică prin care s-a ajuns la stadiul actual al bazinului, prezentată succint în Unitatea de învățare 2.2, și evoluția acvatoriului, adică succesiunea de evenimente care au culminat cu modelul actual al masei de apă din bazin. Problema evoluției acvatoriului Mării Negre de la sfârșitul Neogenului până în prezent a format obiectul a numeroase studii și reconstituiri pe baza analizei și datării vârstei formațiunilor sedimentare transgresive. În Miocenul Superior (Messinian), acvatoriul făcea parte din Marea Sarmatică extinsă din Bazinul Viennei, Bazinul Pannonic, prin strâmtoarea de la Porțile de Fier, Bazinul Getic, peste actuala câmpie costieră a Mării Negre, până în bazinele Caspic și Aral (Fig. 15). La începutul Pliocenului, Marea Sarmatică se fragmentează în bazine mai mici, printre care și Marea Meotică, care ocupa bazinul actual adânc al Mării Negre 33

Modulul 4 conectată la restul Oceanului Planetar și extinzându-se mult spre nord, peste Câmpia Costieră a Mării Negre și continuându-se, prin Culoarul Manici cu bazinele Caspic și Aral (Fig. 15). Marea Meotică era un acvatoriu marin tipic, cu ape care aveau salinitate de 34-35‰ și cu biosfera dominată de specii marine.

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

34

Modulul 4

Unitatea de învăţare 4.2. EVOLUȚIA ACVATORIULUI MĂRII NEGRE ÎN PLEISTOCEN Din punct de vedere geografic, interesează oscilațiile nivelului apelor, tipul acvatoriului (lacustru sau marin), precum și legătura cu bazinele alăturate (Marea Caspică și Marea Mediterană). lstoria cuaternară a acvatoriului Mării Negre este legată de schimbările climatice și tectonice din cadrul bazinulul, precum și din regiunile înconjurătoare. Sunt bine cunoscute condițiile climatice din Pleistocen, care se caracterizează prin succesiunea perioadelor glaciare cu perioadele interglaciare, ceea ce induce succesiunea fazelor transgresive cu cele regresive. Clima din Holocen (ultimii 10 000 ani) prezintă oscilații cu amplitudine mai mică, dar suficiente pentru a afecta, fie și numai prin procese sterice, nivelul apelor, generând serii de emergențe și submergențe pe o secvență generală transgresivă, după modelul lui R. Faibridge (1965). Regimul tectonic este activ atât în partea centrală a bazinului, unde predomină subsidența, cât și pe margini, unde alternează procesele de ridicare cu cele de subsidență. Admițând ipoteza unei subsidențe accelerate în Pleistocenul Mediu (E.T. Degens și A. Paluska, 1974), acvatoriul Mării Negre ar fi fost timp îndelungat un lac puțin adânc legat din timp în timp cu Marea Mediterană, adâncirea sa datorându-se unor procese tectonice recente. Legătura cu Marea Mediterană, prin strâmtorile Bosfor și Dardanele și prin Mările Marmara și Egee s-a realizat nu numai în funcție de nivelul apelor, dar și în funcție de morfologia celor doua strâmtori, afectate de procesele tectonice foarte intense desfășurate pe aliniamentul faliilor și bazinelor din spațiul Est –Anatolian. Înainte de deschiderea Strâmtorii Bosfor, legătura dintre Marea Neagră și Marea Marmara s-a realizat prin culoarul marin Sakarya (M. Phannenstiel, 1944; E. Gokașan și colab., 1997; A.E. Aksu și colab., 2002; R.N. Hiskott și colab. 2002; F.Y. Oktoy și colab., 2002). Legătura cu Marea Caspică a funcționat cu intermitență pe aliniamentul Culoarului Manici, activ încă din Sarmațian. Potrivit concluziilor din stadiul actual al cunoașterii, evoluția acvatoriului Mării Negre a trecut printr-o succesiune de cinci etape: Ceauda, Paleo-Euxinică, Uzunlar, Karangat și Neo-Euxinică, fiecare cu unul sau mai multe stadii transgresiv-regresive și cu mai multe faze de submergență și emergență. Sunt prezentate mai jos principalele trăsături ale etapelor și stadiilor de evoluție a acvatoriului Mării Negre în Cuaternar pe baza datelor din literatura de specialitate din ultimii 100 ani sintetizate de E. Vespremeanu (2003), cu mențiunea că vârstele și limitele dintre etape și stadii sunt încă departe de a fi stabilite cu precizie din cauza lipsei datărilor formațiunilor sedimentare prin tehnici sigure. Etapa Ceauda, desfășurată timp de cca. 350 000 de ani, între 750 000 și 400 000 de ani B.P. (B.P. – Before Present, "înainte de prezent"; se raportează la anul 1950). În această etapă, acvatoriul a trecut prin două stadii: • Stadiul transgresiunii Ceauda, desfășurat în interglaciarul Gunz-Mindel (între cca. 750 000 și cca. 500 000 de ani B.P.), cu trei faze în care nivelul apelor depășea cu puțin pe cel actual, acvatoriul Mării Negre fiind în legătură cu Marea Caspică și cu Marea Mediterană. Fauna era formată din specii pontice relicte și din specii mediteraneene. • Stadiul regresiunii Post-Ceauda, desfășurat în timpul glaciațiunii Mindel (între cca. 500 000 și cca. 450 000 de ani B.P.), în care nivelul apelor scade cu cca. 65-70 m sub nivelul actual, acvatoriul prezentându-se ca un lac izolat cu apă dulce. Etapa Paleo-Euxinică, desfășurată timp de cca. 125 000 ani, între cca. 450 000 de ani B.P. și cca. 325 000 de ani B.P., cu două stadii: 35

Modulul 4

Fig. 16. Diferite stadii în evoluția acvatoriului Mării Negre în Pleistocen • Stadiul transgresiunii Paleo-Euxinice (numită și Euxinul Vechi) corespunzător interglaciarului Mindel-Riss I, între cca. 450 000 și cca. 375 000 de ani B.P., când nivelul apelor crește cu puțin peste nivelul actual, refăcându-se legătura cu Marea Mediterană. • Stadiul regresiunii Paleo-Euxinice, între 375 000 și 325 000 de ani B.P., cu amplitudine de cca. -5 m și durată de numai cca. 25 000 de ani, pe o secvență climatică mai rece din interglaciarul Mindel-Riss I. 36

Modulul 4 Etapa Uzunlar, desfășurată timp de cca. 200 000 de ani, între cca. 325 000 și cca. 125 000 de ani B.P. Cea mai mare parte a autorilor citați mai sus sunt de acord că în această etapă se succed următoarele stadii transgresive și regresive: • Stadiul transgresiunii Paleo-Uzunlar, între cca. 325 000 și 320 000 de ani B.P., când nivelul mării crește peste cotele actuale intrând în legătură cu apele Mării Mediterane prin Culoarul Sakarya. • Stadiu regresiv cu amplitudine mică, între cca. 320 000 și cca. 260 000 de ani B.P., în care legătura cu Marea Mediterană se întrerupe și se revine la acvatoriul lacustru izolat. • Stadiul transgresiunii Uzunlar Mediu, desfășurat între cca. 260 000 și 240 000 de ani B.P. în timpul interglaciarului Riss l – Riss II, în care se reface legătura cu Marea Mediterană prin culoarul Sakarya. • Stadiul regresiv Uzunlar Mediu, între cca. 240 000 și 185 000 de ani B.P., cu întreruperea legăturii cu Marea Mediterană. • Stadiul transgresiunii Uzunlar Finală desfășurat între cca. 185 000 și cca. 170 000 de ani B.P., în care nivelul mării era cu cca. 5 m peste cel actual, legătura cu Marea Mediterană realizându-se prin Culoarul Sakarya. • Stadiul regresiunii Post-Uzunlar desfășurat între cca. 170 000 și 120 000 de ani B.P., în timpul căruia nivelul apelor Mării Negre era cu 65-70 m sub cel actual. Etapa Karangat, desfășurată timp de cca 70 000 de ani, între cca. 120 000 și cca. 50 000 de ani B.P., cu două stadii: • Stadiul transgresiunii Karangat desfășurat între cca. 120 000 și cca. 70 000 de ani B.P., în timpul lnterglaciarului Riss II-Wurm I, când nivelul apelor a crescut până la maximum 10 m deasupra cotelor actuale, contactul cu Marea Mediterană fiind foarte activ, prin Culoarul Sakarya. • Stadiul regresiunii Post-Karangat desfășurat între cca. 70 000 și cca. 50 000 de ani B.P., în timpul perioadei glaciare Wurm I, când nivelul apelor a scăzut până la cca. 80 m față de cotele actuale. Etapa Neo-Euxinică, cu o durată de cca. 40 000 ani, desfășurată în timpul succesiunii de glaciațiuni și interglaciațiuni specifice intervalului Wurm și perioadei postglaciare care a urmat. În această etapă au fost identificate următoarele stadii: • Stadiul transgresiunii Surojski desfășurat între cca. 50 000 și cca. 28 000 de ani B.P., în timpul interglaciarului Wurm I – Wurm II, nivelul apelor crescând de la cca. -80 m la cca. -10 m față de cotele actuale. • Stadiul regresiunii Post-Surojski desfășurat între cca. 28 000 și cca. 20 000 de ani B.P., în timpul glaciațiunilor Wurm II și Wurm III, când nivelul apelor scade până la cca. -110 ..... -130 m. • Stadiul transgresiunii Neo-Euxinice Târzii desfășurat între cca. 20 000 de ani B.P. și actual. Acest stadiu corespunde transgresiunii Flandriene din Oceanul Atlantic și Marea Mediterană și se suprapune perioadei postglaciare de Ia sfârșitul Pleistocenului și din Holocen.

Unitatea de învăţare 4.3. EVOLUȚIA ACVATORIULUI MĂRII NEGRE ÎN HOLOCEN Evoluția holocenă a acvatoriului Mării Negre este tratată în prezent prin două grupe de ipoteze:  O primă ipoteză consideră că acvatoriul Mării Negre a prezentat oscilații pe o curbă continuu transgresivă începând din postglaciar până în prezent. 37

Modulul 4  A doua ipoteză susține o creștere catastrofală a nivelului mării. Prima ipoteză susține că nivelul Mării Negre în perioada vârfului ultimei glaciațiuni (cca. 20 000 – 18 000 ani B.P.) se afla la: • 150 m (W. Ryan și colab., 1997; C. Winguth și colab., 2000); • 90 m (N.M. Kaplin și F.A. Scerbakov, 1986; A. Julian și colab., 1987); • 110 m (P.A. Pirazolli, 1996; A.E. Aksu și colab., 2002). S-a stabilit că volumul de apă cuprins între nivelul actual al Mării Negre și izobata de 110 m este de 54 000 km3. Considerând volumul aportului fluvial actual (350 km3 pe an), creșterea de nivel ar fi fost reaIizată în numai 155 ani, desigur fără a lua în calcul pierderile prin evaporare și aportul din precipitațiile atmosferice (A.E. Aksu și colab., 2002). În prezent se crede, aproape unanim, că nivelul Mării Negre după ultima glaciațiune a evoluat pe o curbă de creștere continuă sau cu mai multe paliere la care nivelul mării staționa o anumită perioadă de timp (Fig. 17).

Fig. 17. Curbe de nivel ale Mării Negre în ultimii 20.000 ani (din Strechie-Sliwinski, 2007) Autorii ruși și ucrainieni susțin o creștere transgresivă pe fondul căreia sunt oscilații între 2 și 15 m (A.B. Ostrovski și colab., 1977; C.I. Varuscenko și colab., 1987; A.L. Tshepaliga, 2002). P.A. Pirazzoli (1996) consideră că nivelul a crescut începând cu 17 000 ani în urmă, pe o curbă de creștere lentă. A.E. Aksu și colab. (2002) demonstrează că nivelul mării a început să crească începând de Ia -110 m cu 17 000 ani în urmă, Ia -100 m (15 000 ani în urmă), atingând nivelul actual Ia 5 000 ani în urmă. Pe această curbă glacio-eustatică, autorii identifică două perioade de staționare a nivelului mării. Astfel, între 12 000 și 10 000 ani în urmă nivelul staționează Ia -40 m, iar între 9 000 și 8 000 ani în urmă, nivelul staționează la 20 m. Explicația este legată de relațiile dintre Marea Neagră și bazinele Mării Mediterane prin Culoarul Sakarya și Str. Bosfor. 38

Modulul 4 A doua ipoteză, lansată de C.W. Pittman și W.B.F. Ryan în anul 1982, la care au aderat recent numeroși autori, consideră că, în perioada 9 000 de ani B.P. și 7 200 de ani B.P., Marea Neagră era un lac cu apă dulce al cărui nivel se afla cu 120 – 156 m sub cel actual (W.B.F. Ryan, C.W. Pittman și colab., 1997). La 7 200 de ani B.P. a avut loc o transgresiune foarte rapidă și intensă datorată invaziei apelor M. Mediterane prin Str. Bosfor. Nivelul apelor a crescut, într-un singur an, de la -120 m (după unii autori), sau de la -156 m (după alții), Ia cca. -10 m față de cotele actuale, autorii asociind această catastrofă naturală cu mitul Potopului Biblic. Ultimele cercetări (Soulet și colab., 2011) au scos în evidență faptul că reconectarea Mării Negre cu Marea Mediterană a avut loc acum cca. 9400 ani (Fig. 18).

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

Unitatea de învăţare 4.4. OSCILAȚIILE RECENTE ALE NIVELULUI MĂRII NEGRE Analizele efectuate pe serii de timp de 30 până la 130 de ani relevă creșteri ale nivelului mării cu un ritm de 5,66 mm/an la Odessa; 2,02 mm/an la Nikolaev; 0,84 mm/an la Sevastopol; 2,25 mm/an la Novorosiisk; 1,29 mm/an la Tuapse; 0,83 mm/an la Batumi; 5,94 mm/an la Poti (Black Sea Environmental Programme); 2,386 mm/an la Varna (V. Dachev, 2000). Rezultă clar că asistăm, în prezent, Ia creșteri ale nivelului Mării Negre care au ritmuri cuprinse între 0,83 mm/an și 5,66 mm/an, în funcție de diversele compartimente ale coastei. Diferențele foarte mari pot fi explicate numai prin comportamentul izostazic diferit al marginilor continentale. Asemenea procese s-au desfășurat și în trecut, putânduse explica astfel oscilațiile emergente și submergente cu amplitudine destul de mare ale nivelului mării semnalate indubitabil de datele arheologice (E. Vespremeanu, 2003). 4.4.1. OSCILAȚIILE NIVELULUI MĂRII NEGRE PE COASTA ROMÂNEASCĂ Oscilaţiile de nivel de pe coasta românească a Mării Negre, se pot clasifica (i) după origine: eustatice (reprezentând variaţiile volumului de apă) şi de deformare 39

Modulul 4 (provocate de variaţia formei suprafeţei libere a mării), (ii) după durată: de scurtă durată (denivelări produse de vânt, variaţii ale presiunii atmosferice, seişe şi maree), de durată medie (oscilaţii sezoniere) şi de lungă durată (mişcări eustatice şi izostatice, controlate de factorii climatici, hidrologici şi tectonici), (iii) după ritmicitate: oscilaţii periodice (maree, seişe) şi neperiodice. Din categoria oscilaţiilor de scurtă durată cele mai importante sunt denivelările suprafeţei mării produse de vânt în timpul furtunilor. Aceste oscilaţii au amplitudini mari şi sunt foarte frecvente fiind generate prin acţiunea de frecare a aerului pe suprafaţa mării unde antrenează în mişcare stratul de apă superficial (wind drift). Ca o consecinţă directă, vânturile care bat dinspre larg supraîncarcă apele de ţărm cu masele de apă ale curenţilor de derivă eoliană provocând creşteri de nivel ce ating maximul lângă linia apei, în timp ce vânturile care bat dinspre uscat “împing” marea către larg.

Fig. 19. Denivelările mării produse de vânt pe sectoarele de ţărm orientate N-S Aceste oscilaţii produse de vânt, se adaugă celor induse de valuri (wave setup) care, în cadrul zonei de spargere a valurilor, menţin un nivel ascendent către linia ţărmului; denivelarea pozitivă din zona de spargere faţă de nivelul mării în larg este proporţională cu înălţimea valurilor deferlante. Figura 19 prezintă estimări ale denivelărilor de scurtă durată asociate vânturilor şi spargerii valurilor pentru sectoarele de ţărm orientate aproximativ N-S (delta Chilia – I. Sacalin, Chituc – Vama Veche). Se remarcă denivelări semnificative pentru vânturile dinspre larg (NE, E, SE) care produc creşteri ale nivelului mării de până la 35 cm şi 50 cm, în cazul vânturilor de 15 m/s şi 20 m/s. Cele mai mari creşteri se dezvoltă în timpul furtunilor costiere extreme (ex: 16-21 februarie 1979, 2125 ianuarie 1998) când nivelul mării a atins maxime de 80 – 90 cm, conform înregistrărilor de la mirele Sfântu Gheorghe şi Constanţa (Vespremeanu-Stroe, 2007). Oscilaţiile de nivel de durată medie sunt determinate în principal de variaţia sezonieră a debitelor Dunării şi secundar de regimul precipitaţiilor şi evaporaţiei din bazinul Mării Negre. Aportul fluvial este cea mai de seamă componentă a bilanţului hidrologic al Mării Negre, care determină variaţii sezoniere şi lunare ale nivelului cu amplitudini de până la 40 cm pe ţărmul deltaic (Sulina, Sfântu Gheorghe) şi 20 cm pe ţărmul sudic românesc (Constanţa; Fig. 20). Nivelele maxime se ating în intervalul aprilie – mai pe ţărmul deltaic şi cu o întârziere de 3 - 4 săptămâni pe ţărmul sudic (mai – iunie), impusă de timpul necesar propagării geostrofice către sud a creşterii nivelului în apele costiere deltaice (Vespremeanu şi colab., 2003). Decalajul temporal al producerii maximelor între cele două sectoare ale coastei româneşti este mărit şi de suprapunerea pe singurul interval, aprilie – iunie, în care vânturile sudice reuşesc să fie asemănătoare ca intensitate şi frecvenţă cu cele nordice, în restul anului fiind net inferioare. 40

Modulul 4

Fig. 20. Oscilaţiile medii lunare ale nivelului Mării Negre la Constanţa (1933 - 2010); albastru = nivelul mării, roşu = variabilitatea lunară interanuală a nivelurilor lunare

Fig. 21. Evoluţia nivelurilor anuale ale Mării Negre la Sulina (1858 – 2010) În mod paradoxal, celelalte surse de variaţie sezonieră – precipitaţiile şi evaporaţia – se comportă antagonic faţă de regimul hidrologic al marilor râuri tributare. Exceptând coasta vestică a bazinului Mării Negre unde precipitaţiile de vară sunt cele mai bogate, restul precipitaţiilor căzute pe suprafaţa mării atinge maximul în intervalul octombrie - ianuarie, inclusiv pe coasta Caucazului unde se înregistrează cele mai mari cantităţi medii anuale din întreg bazinul. La fel, regimul evaporaţiei – cu un maxim vara în timpul nivelelor mari şi un minim iarna – se comportă în contratimp cu variaţia medie lunară a nivelurilor Mării Negre şi a debitelor Dunării estompând într-o oarecare măsură amplitudinea oscilaţiilor de nivel lunare şi sezoniere. Seişele reprezintă oscilaţii periodice de scurtă durată ale nivelului mării (un corp de apă închis sau semiînchis) generate de un schimb brusc în presiunea atmosferică, o furtună sau o variaţie bruscă a direcţiei şi vitezei vântului. Pe litoralul românesc seişe cu amplitudini de peste 10 cm se înregistrează odată la câţiva ani. Pe baza datelor instrumentale şi a cunoaşterii ansamblului sinoptic se pot analiza două cazuri de seişe foarte puternice care s-au produs pe ţărmul românesc în asociere cu pasajul unor fronturi atmosferice de furtună. În primul caz, noaptea de 28 decembrie 1960, trecerea unui ciclon de la sud spre nord în lungul litoralului a fost acompaniată de un front de apă cu înălţimi de ca. 1m care a inundat jetiurile Sulinei de către Baia de Sud. Mai recent, pe 25 ianuarie 2012 în zona de vărsare a braţului Sfântu Gheorghe, la începutul unei furtuni severe ridicarea indusă de valuri în zona de spargere s-a propagat sub forma seişelor pe gura de vărsare, care s-au amplificat şi a ajuns la amplitudinea de 80 cm în dreptul staţiei hidrometrice Sfântu Gheorghe. 41

Modulul 4 Creşterea multianuală a nivelului mării este una din cauzele favorabile retragerii ţărmurilor pe termen lung. Prima staţie maregraf din Marea Neagră şi una din cele mai vechi din lume este cea amplasată în 1858 la Sulina de către Comisiunea Europeană a Dunării. Şirul lung de date (1858 - 2010)a permis o analiză cuprinzătoare a tendinţelor evolutive înregistrate în cei 153 ani (Fig. 21) punând în evidenţă cele trei intervale de creştere rapidă asociate episoadelor de încălzire intensă: ieşirea din Mica Glaciaţiune (1858 – 1880), perioada caldă de la începutul secolului 20 (1910 – 1940) şi ultimele două decenii considerate cele mai calde din ultimii 2000 ani (1990 – 2010). Pentru întreg intervalul analizat am calculat un ritm de creştere de 2.5 mm/an (18582010). Această rată reprezintă creşterea relativă a nivelului mării, respectiv cea resimţită de sistemul morfologic al ţărmului deltaic. În realitate, rata de creştere absolută a nivelului Mării Negrea fost probabil ceva mai mică, acesteia adăugându-i-se şi rata locală de subsidenţă de ca. 0.5 - 1 mm/an. Maregraful de la Constanţa a fost amplasat mai târziu, în perioada interbelică, iar rata medie de creştere a nivelului relativ calculată pentru intervalul 1933 – 2010 este de 1.4 mm/an, ceea ce indică posibilitatea manifestării unor lente procese hidroizostatice locale de ridicare (0.1 – 0.4 mm/an).

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

Întrebări de verificare 1. 2. 3. 4. 5.

Explicați evoluția pre-Cuaternară a nivelului Mării Negre. Explicați evoluția din Pleistocen a nivelului Mării Negre. Explicați evoluția din Holocen a nivelului Mării Negre. Explicați oscilațiile recente ale nivelului Mării Negre – diferențieri regionale. Prezentați oscilațiile nivelului Mării Negre pe coasta românească.

42

Modulul

5

DISTRIBUȚIA TEMPERATURII, SALINITĂȚII, DENSITĂȚII ȘI OXIGENULUI DIZOLVAT ÎN MAREA NEAGRĂ

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

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

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

43

Modulul 5

Unitatea de învăţare 5.1. TEMPERATURA APELOR TEMPERATURA APELOR LA SUPRAFAȚĂ Ca și temperatura aerului, se caracterizează prin diferențe marcante între cele două compartimente, de vest și de est, între care se află partea centrală cu caracter de tranziție. Cele mai mari diferențe se înregistrează iarna, cele din timpul verii fiind neînsemnate. Toamna, răcirea apelor de Ia suprafață începe din nord-vest (din Golful Fidonisi), unde în luna septembrie se înregistrează o medie de 18,4°C, spre colțul sudestic, unde media lunii septembrie este de 21,2°C (Tabel 3).

Tabel 3. Distribuția temperaturii apelor Mării Negre la suprafață în timpul iernii și verii (după datele din Black Sea GIS) Apele de suprafață din compartimentul vestic se caracterizează prin cea mai mare heterogenitate termică, cauzele fiind legate de aportul apelor fluviale și de vânturile dominante, reci și uscate care bat din nord-est. Temperatura medie a apelor de suprafață se distribuie după un model cu gradienți termici pronunțați spre extremele bazinelor vestic și estic și cu gradienți mici în partea centrală. Temperatura medie anuală la suprafața mării variază între 13 – 14 ˚C în colțul NV extrem, 14˚C în NV, 14 – 15˚C în centru și 15 – 16.5˚C în est. TEMPERATURA APELOR ÎN PROFIL VERTICAL Distribuția pe verticală a temperaturii prezintă o stratificație specifică Mării Negre, individualizată prin absența termoclinei permanente tipice, prezența Stratului Intermediar Rece (SIR) și prin faptul că apele intermediare și profunde sunt mai calde decât apele de la aceeași adâncime din Oceanul Planetar. Astfel, profilul vertical al temperaturii în bazinul adânc (Fig. 22) prezintă următoarea stratificație (Vespremeanu, 2005):  Stratul de amestec, situat între suprafață și 10 – 12 m adâncime, cu diferențe de 1 – 1.5˚C între limita superioară și cea inferioară;  Stratul termoclinei sezoniere, aflat între 10 – 12 m și 40 – 50 m adâncime, în care gradientul termic atinge 12 – 14˚C;  Stratul Intermediar Rece (SIR), situat între 40 – 50 m și 125 - 150 m adâncime, în care temperatura scade cu 1 – 1.5˚C;  Stratul intermediar, situat între 125 – 150 m și 1500 m adâncime, în care are loc o inversiune termică, caracterizată printr-o creștere ușoară a temperaturii de la 8˚C la 8.88˚C;  Stratul profund, aflat sub 1500 m adâncime, în care temperatura crește de la 8.883˚C (la 1500 m adâncime) la 8.896˚C (la 1800 m adâncime), apoi rămâne constantă până la cele mai mari adâncimi (temperatură potențială de 8.9˚C). larna, în stratul de amestec, temperatura scade Ia 2-8˚C, ceea ce conduce Ia apariția unei inversiuni de temperatură în straturile de deasupra SIR. SIR este prezent în tot acvatoriul Mării Negre și are grosimi de 100-120 m în 44

Modulul 5 imediata apropiere a versantelor continentale și sub 50 m în partea centrală a bazinului. Grosimea maximă este de 140-150 m și se înregistrează în largul versantelor continentale din colțul sud-estic aI Mării Negre. Interfața termoclină-SIR se află la 2530 m, în cea mai mare parte a bazinului, cu excepția părții sudice și sud-estice, unde coboară la 40-45 m. Stratele de apă intermediare și profunde au temperatura mai mare decât în mod normal la aceeași adâncime, în legătură cu aportul apelor mediteraneene, mai calde, prin Bosfor, precum și datorită transferului caloric geotermal la nivelul fundului bazinului.

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

Unitatea de învăţare 5.2. SALINITATEA APELOR

SALINITATEA APELOR LA SUPRAFAȚĂ Salinitatea medie anuală la suprafață variază între un minim de 14,5‰ în largul Deltei Dunării și un maxim de 20,7‰ în partea centrală a bazinului (după datele din Black Sea GIS, 1998). În fața gurilor Dunării, salinitatea scade la 5-8‰ datorită volumelor mari de apă fluvială. Salinitatea medie anuală la suprafață are distribuție zonată longitudinal, cu valori mici și gradienți mari pe laturile vestică și estică și cu valori peste 18,20‰ în partea centrală a bazinului. Variațiile sezoniere ale salinității la suprafața mării înregistrează valori mari. Astfel, după datele din Black Sea GIS: • larna, valorile minime sunt de 15,44‰ și se înregistrează în largul Deltei Dunării și în Golful Odessa; cea mai mare parte a suprafeței mării din compartimentul vestic are salinitatea de 18,19-18,28‰, partea central-estică are ape cu salinitatea maximă de 18,28‰, iar apele caucaziene au 17,97‰; • Primăvara, minima este de 12,06‰ și se înregistrează în largul Deltei Dunării 45

Modulul 5 și în Golful Odessa; cea mai mare parte a apelor de la suprafață au salinități de 18,2018,35‰; • Vara, minima se înregistrează în fața Deltei Dunării și în Golful Odessa, prezentând valori care variază între 14-15‰; în partea centrală a bazinului, salinitatea variază între 18 și 18,50‰, iar pe coasta caucaziană, între 16,9 și 17,5‰; • Toamna se înregistrează valori minime în nord-vestul Mării Negre, unde variază între 14 și 16‰; în centrul bazinului sunt salinități de 18-18.50‰, iar în apele caucaziene, între 17 și 18‰. Variațiile sezoniere sunt legale evident de aportul apelor fluviale spre Marea Neagra și de raportul dintre precipitațiile atmosferice și evaporare. VARIAȚIA SALINITĂȚII PE VERTICALĂ Variația salinității pe verticală în bazinul adânc urmează o traiectorie diferită de restul Oceanului Planetar prin extensiunea largă a haloclinei. Profilul vertical al distribuției salinității (Fig. 22) prezintă trei etaje (Vespremeanu, 2005):  Stratul de amestec (0 – 30 m adâncime), cu o medie a salinității de 18 – 18.25‰;  Haloclina (30 – 200 m adâncime), în care salinitatea crește la 21.5‰;  Stratele intermediar și profund (situate la adâncimi mai mari de 200 m), în care salinitatea crește foarte lent până la 22.5‰. Distribuția verticală a salinității în bazinul adânc este rezultatul proceselor de difuziune multiplă și amestec a maselor de apă cu diferite origini.

Unitatea de învăţare 5.3. DENSITATEA APELOR Densitatea prezintă valori care cresc cu adâncimea, determinând, în mare măsură, distribuția pe verticală a principalelor componente chimice, cu toate procesele pe care Ie implică. Distribuția densității în profil vertical prezintă următoarea etajare (T. Oguz și colab., 2001; G. Karakas și colab., 2002):  Stratul superficial situat între suprafață și -10 până la -15 m, cu densități de 10,5-11 kg/m3;  Stratul picnoclinei permanente situat între -15 m și -120 m, în care densitatea crește de la 11-11,5 la 15,5-16 kg/m3, cu un gradient de 5-6 kg/m3;  Stratul profund situat la adâncimi mai mari de 120 m, cu densitatea de 1616,5 kg/m3. Menționăm importanța prezenței picnoclinei ferme cu gradient mare care influențează hotărâtor desfășurarea proceselor de transfer pe verticală (M. Gregoire, E. Stanev, 2001; S.K. Konovalov, J.W. Murray, 2001). Cu toate acestea, activitatea eoliană intensă din timpul iernii generează frecvent procese de convecție care determină ventilarea locală a picnoclinei și apelor profunde până la adâncimi de 400-500 m (M. Gregoire, E. Stanev, 2001).

Unitatea de învăţare 5.4. OXIGENUL DIZOLVAT Oxigenul dizolvat înregistrează valori maxime în stratul superficial dintre suprafață și -10 m, variind între 330 și 380 µM/I (micromoli la litru)–Black Sea GIS, 1998. 46

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

Unitatea de învăţare 5.5. HIDROGENUL SULFURAT ȘI SULFURILE ÎN APA MĂRII NEGRE Distribuția pe verticală a cantității medii de H2S (L.N. Neretin și colab., 2001) reflectă o creștere continuă de Ia 150 m adâncime până Ia -2 000 m. Analiza distribuției producției și consumului de H2S a relevat existența unui orizont cu producție maximă situat între 500 și 1 000 m adâncime, a unui orizont de consum maxim mai sus de -500 m și un orizont neutru, sub -1 000 m ( L.N. Neretin și colab., 2001). Poziția verticală a interfeței anoxic-suboxic este distribuită foarte neuniform, rezultând un "relief" cu "coline" și "depresiuni" variabil în timp (Fig. 23). Formarea H2S începe cu advecția sulfurilor la suprafața mării, care variază între 0.8 și 200 Tg/an în funcție de intensitatea proceselor de turbulență și advecție (L.N. Neretin și colab., 2001). În stratul soboxic (SOL) au loc procese de oxidare a sulfurilor în două stadii: la început, sulfurile sunt oxidate la sulfuri elementare și tiosulfați, apoi, tiosulfații sunt oxidați Ia sulfați cu ajutorul bacteriilor chemolithoautotrofe, mai ales a celor din genul Thiomicrospira sp. Sulfații astfel formați sunt reduși cu formarea hidrogenului sulfurat. Rolul proceselor biogeochimice în formarea H2S este cel puțin Ia fel de important ca și rolul proceselor strict abiotice, fapt dovedit de creșterea concentrației bacterioclorofilei-e la interfața oxic-anoxic. Prezența sulfurilor în masa de apă și în sedimente se datorează proceselor de formare a bisulfurilor de fier coloidale și metacoloidale de tipul piritei (FeS2) prin 47

Modulul 5 descompunerea resturilor organice în condiții anaerobe (G.A. Cutter și colab., 1999; S.K. Konovalov, ].W. Murray, 2001; T. Oguy și colab., 2001; L.N. Neretin și colab., 2001). În condiții aerobe, sulfurile de fier sunt instabile, oxidându-se ușor în sulfat feros, care în prezența oxigenului trece în oxid feric. Acesta, la rândul său, se descompune repede prin hidroliză, rezultând hidroxidul de fier și H2S04 liber care trece în soluție. Astfel, 60% din sulfuri se formează în etajul superior al stratului anoxic (A. YU. Lein, M.V. Ivanov, 1991). În sedimente se acumulează cantități importante de bisulfuri de fier coloidale care vor asigura un flux continuu de hidrogen sulfurat spre acvatoriu.

Fig. 23. Localizarea medie a limitei superioare a zonei cu H2S (1920 – 1990) Modelul desfășurării proceselor de producere și consum al H2S relevă prezența a trei niveluri: • nivelul producerii H2S prin reducerea sulfaților în prezența bacteriilor chemolithoautotrofe, situat în stratul anoxic și în sedimente; • nivelul consumului de H2S în stratul suboxic (SOL) prin oxidarea sulfurilor; • nivelul oxic care este sursa particulelor de materie organică și de carbon organic rezultat din producția primară, care vor asigura baza procesului de formare a bisulfurilor. În același timp, aici se vor consuma, prin oxidare, cantități mari de H2S. În bugetul hidrogenului sulfurat din Marea Neagră un rol important îl are intruziunea penei de apă mediteraneană prin Str. Bosfor. Apele cu origine mediteraneană ies pe șelful continental din fața Str. Bosfor, se încarcă cu oxigen, se scufundă pe versantele continentale, pătrunzând prin difuziune multiplă în masa de apă a stratului anoxic. Aici determină procese de oxidare a sulfurilor, cu reducerea cantității de H2S. Din cele arătate mai sus rezultă că acvatoriul Mării Negre este un sistem chimic cu autoreglare, în care procesele de intrare a H2S sunt controlate prin feedback de procesele de consum a H2S. În acest fel se explică stabilitatea nivelulul interfețelor oxic/suboxic/anoxic, cel puțin în ultimii 100 ani. Dinamica reliefulul interfeței anoxic-suboxic, cu deplasarea laterală a unor coline pe locul depresiunilor, a dus la concluzia eronată potrivit căreia stratul anoxic se apropie de suprafață, ceea ce nu s-a demonstrat științific.

48

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

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

Întrebări de verificare 1. Explicați distribuția temperaturii și salinității la suprafața Mării Negre. 2. Explicați distribuția pe verticală a temperaturii, salinității, densității, oxigenului

dizolvat și hidrogenului sulfurat în cadrul Mării Negre. 3. Explicați diferențele regionale în localizarea medie a limitei superioare a zonei cu H2S. 4. Explicați particularitățile Mării Negre în ceea ce privește distribuția pe verticală a temperaturii și salinității, în comparație cu Oceanul Planetar.

49

Modulul

6

CURENȚII ȘI PROBLEMELE DE MEDIU DIN MAREA NEAGRĂ

Conţinut: Unitatea de învăţare 6.1. Curenții din Marea Neagră Unitatea de învăţare 6.2. Problemele de mediu din Marea Neagră

Obiective:  Cunoaşterea mecanismelor de formare a curenților marini;  Însuşirea organizării curenților de suprafață în Marea Neagră; Cunoaşterea circulației de tip upwelling;  Cunoaşterea problemelor de mediu din Marea Neagră.

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

Unitatea de învăţare 6.1. CURENȚII DIN MAREA NEAGRĂ Circulația de suprafață în Marea Neagră este controlată de acțiunea combinată a vântului, transferurile termice dintre aer – apă – uscat, aportul de apă dulce din râuri și precipitații, schimburile de apă cu Marea Mediterană, procesul de evaporație de la suprafață și grosimea stratului de suprafață impusă de stratificația principalelor mase de apă. Un rol important în determinarea modelului general al curenților de suprafață îl are morfologia și dimensiunea bazinului marin precum și configurația țărmurilor. Este unanim recunoscută manifestarea în apele costiere şi mai departe către larg (deasupra șelfului şi versantului continental), a unui Curent Principal Circumbazinal (CPC), numit şi Curentul Principal de Bordură (sau Curentul Principal al Mării Negre – Rim Current), ciclonal, cu caracter geostrofic, care se dezvoltă sub forma unui curent lat de ca. 50 km, până la adâncimi de -150 m, deplasându-se cu viteze medii de 15-20 cm/s, şi cu un debit mediu anual de 6 Sv, care fluctuează între 8 Sv primăvara şi 4 Sv vara (Fig. 24). CPC se distinge la nivelul suprafeței mării prin temperaturi cu 2 – 3°C și valori ale salinității cu 1-2 ‰ mai mari decât apele de ţărm. Întreaga structură spațială și temporală a Curentului Principal este determinată de procesele geostrofice, de meandrare și de circularitate, fiind discontinuă în timp și foarte variabilă în spațiu (Vespremeanu, 2005). 50

Modulul 6 În secțiune transversală apar frecvent procese de forfecare orizontală, ceea ce determină formarea spre exterior a 9 vârtejuri anticiclonice bine conturate numite Sevastopol, Kaliakra, Bosfor, Sakarya, Sinop, Kâzâlirmak, Batumi, Caucaz și Crimeea, la care se adaugă mai multe vârtejuri mici, secundare (Fig. 24). În interiorul bazinului şi a CPC se manifestă doi curenți distincți sub forma a două gire alăturate, una în compartimentul estic și cealaltă în cel vestic, care se deplasează în sens invers acelor de ceasornic, cu viteze şi debite tot mai mici către centru girei şi categoric mai mici decât CPC (Fig. 24). Orientarea și aspectul neregulat al liniei ţărmului, descris de alternanța unor protuberanțe ale coastei (ex. capuri formate în roci mai dure, construcții antropice de tipul jetiurilor sau construcții portuare) și golfuri, perturbă deplasarea lineară a ramurilor interioare ale curenților de țărm determinând separarea din CPC a treigire (celule) anticiclonale principale pe coasta românească: Sulina Sud, Sacalin – Portiţa, Constanţa Sud.

Fig. 24. Distribuția curenților de suprafață în Marea Neagră Marea Neagră comunică cu Marea Mediterană prin intermediul Strâmtorilor Bosfor și Dardanele a căror adâncime măsoară 40 m, respectiv 92 m, lățimea variind între 0.76 km și 3.60 km. Formarea maselor de apă în bazinul Mării Negre este controlată de schimbul de apă cu Marea Mediterană și de aportul de apă dulce de pe continent (provenit în principal din Dunăre, Nistru, Nipru, Bug, Don, Kuban) care însumează aproximativ 300km³/an și care, împreună cu precipitațiile (300km³/an) depășesc volumul de apă evaporat: 353km³/an (Murray și colab., 2005). Modelul circulației temohaline în cadrul Mării Negre este controlat de transferul de mase de ape între cele două bazine marine. Fluxul de apă în cele două stâmtori este alcătuit dintr-un curent de suprafață care transportă un volum de apă de ~ 600km³/an cu salinitate redusă, dinspre Marea Neagră spre Marea Mediterană și un curent de adâncime care transportă un volum de apă sărată de ~ 300km³/an (Murray și colab., 2005) din Marea Mediterană în bazinul Mării Negre. Lățimea și adâncimea reduseale celor două praguri determină accelerarea curenților, creând condiții favorabile producerii de turbulențe cu rol important în amestecul maselor de apă. Ca urmare, în bazinul mediteranean, salinitatea maselor de apă provenite din Marea Neagră este mai ridicată cu aproximativ 12 unități (30‰ față de 18‰), iar în cadrul Mării Negre, salinitatea maselor de apă mediteraneene este mai diluată cu aproximativ 4.5 unități (34‰ față de 38.5‰) (Pickard și Emery, 1993). Salinitatea redusă a maselor de apă din orizontul superior al Mării Negre (17.5 – 18.5‰) creează un contrast puternic cu masele de apă de adâncime, mai sărate (~22.2‰), provenite în principal din bazinul 51

Modulul 6 mediteranean. Această stratificație impusă de densitatea apei controlează distribuția elementelor biogeochimice (oxigen, sulfați, nitrați, amoniac) în cadrul coloanei de apă, în funcție de care au fost delimitate trei orizonturi distincte: oxic, suboxic și anoxic. Stratul superior, oxic este cuprins între 0...-40m adâncime și este bine oxigenat. Temperatura apei variază în funcție de temperatura aerului între 2-24°C, salinitatea menținându-se între 17-18‰. În intervalul de adâncime cuprins între -40...-100m se află orizontul suboxic unde concentrațiile O2 și H2S sunt extrem de reduse (Vespremeanu, 2004). Stratul de adâncime anoxic se desfășoară între -100m şi fundul mării, este complet lipsit de O2și prezintă o concentrație ridicată de H2S, temperaturi de 8-8.8°C și valori mai mari ale salinității, de până la 22.3‰. Această stratificare a impus, de asemenea, crearea unor condiții de stabilitate care favorizează menținerea constantă a unui Strat Intermediar Rece (SIR), cu o temperatură medie de 8 °C, între 50 și -130m adâncime. Circulația frontală este reprezentată prin curenții verticali de Ia adâncime spre suprafață dezvoltați în procesul de upwelling atât în apele costiere, cât și în bazinul adânc (Gh. Șerpoianu, 1980; S.V. Bulgakov, G.K. Korotaev, 1984; J. Staneva, E. Stanev, 1998). Contrastele dintre trăsăturile termohaline ale apelor costiere și ale celor din bazinul adânc, precum și interacțiunea cu atmosfera generează forțe care permit formarea upwelling-ului la nivelul sectorului abrupt al picnoclinei. Aceste procese sunt suficient de intense pentru a transporta de la 200-300 m adâncime spre suprafață ape reci, bogate în hidrogen sulfurat. Cele mai frecvente procese de upwelling costier apar pe coasta sudică a Crimeii, pe coastele românești și bulgărești, mai ales la sud de Constanța, precum și pe coastele anatoliene. Upwelling-ul costier din sectorul românesc este generat mai ales de vânturile din sud și sud-vest care determină un transport total Ekman spre est. În aceste condiții, se dezvoltă curenți verticali în lungul părții superioare a versantului continental și pe șelf care transportă spre țărm ape reci bogate în H2S și nutrienți. Scăderile de temperatură a apelor de suprafață pot atinge gradienți de 14-15°C, uneori mai mult (Gh. Șerpoianu, 1980). Procesele de upwelling din bazinul adânc sunt în apele situate deasupra versantelor continentale la vest de Crimeea și Ia sud de Str. Kerci (J. Staneva, E. Stanev, 1998). În ambele cazuri, ca în orice regiune marină afectată de upwelling, productivitatea primară crește ca urmare a creșterii cantității de nutrienți.

Unitatea de învăţare 6.2. PROBLEMELE DE MEDIU DIN MAREA NEAGRĂ Activitățile celor peste 168 milioane de locuitori care populează statele riverane Mării Negre, după cum s-a arătat mai sus, induc o presiune umană reprezentată prin 386 loc./km2 de mare (M.V. Konovalov, 1995; Yu. Zaițev, V. Mamaiev, 1997). Luând în considerare întreaga suprafață a bazinului hidrografic al Mării Negre, presiunea este desigur mult mai mare. Această presiune se exercită prin poluare, eutrofizare, suprapescuit, periclitarea speciilor rare, reducerea biodiversității, introducerea speciilor noi, alterarea structurii și funcționării regiunilor umede din jurul mării, degradarea țărmurilor, alterarea esteticii peisajelor.

52

Modulul 6 POLUAREA Poluarea cu metale grele. Metalele grele (mercur, cadmiu, zinc, cupru, arsenic, nichel, crom) sunt aduse de fluvii, contribuind astfel la poluarea apelor. Îngrijorează mai ales cantitățile mari de cupru (cca. 1 400 – 1500 t/an), mercur (60 t/an), cadmiu (280 t/an), zinc (6 000 t/an). Numai Dunărea transportă în Marea Neagră anual cca. 55 t de mercur și 240 t de cadmiu (S.M. Konovalov, 1995). Aceste metale grele se depun în sedimente, de unde sunt asimilate de moluște ii pești, ajungând în final în organismul uman și provocând cele mai diverse afecțiuni (E. Vespremeanu și Bianca Simion, 2002). Poluarea cu pesticide organo-clorurate. Pesticidele provin din agricultură și silvicultură, fiind transportate de ape sau de vânt, valorile maxime fiind atinse în anii '60 și '70, când s-au utilizat abuziv cantități mari de DDT și pesticide hidrocarbonatice clorurate. În anul 1989, concentrația medie în Marea Neagră pentru DDT era de 0,5-2 mg/l în apele de larg și de 7-30 mg/l în apele costiere (S.M. Konovalov, 1995). În prezent, cantitatea de DDT ajunsă în mare a scăzut, dar se mențin cantități importante de pesticide organo-clorurate (Europes Environment, 1995; L. Mee, 2000). Poluarea cu produse petroliere. Produsele petroliere ajung în apa Mării Negre transportate de Dunăre (cca. 53 000 t/an), o dată cu apele uzate (cca. 30 000 t/an) și din surse industriale (cca. 15000 t/an). O contribuție importantă, greu de cuantificat, revine navelor de diferite tipuri și mai ales petrolierelor (L. Mee, 2000). Poluarea cu ape menajere. Anual se deversează în Marea Neagră o cantitate de cca. 517 milioane m3 de ape menajere care conțin detergenți, resturi organice, germeni microbieni. Aceste ape, care sunt neepurate sau insuficient epurate, contribuie la eutrofizare, la poluarea cu substanțe toxice și la poluarea microbiană a apelor costiere. EUTROFIZAREA Primele fenomene de eutrofizare au apărut în anii '60 (M.T. Gomoiu, 1985). Treptat, fenomenul a luat amploare, generând schimbarea structurii fitoplanctonului și a căilor de producție primară (Fig. 25). În condițiile în care cantitatea de nutrienți se menține Ia valori moderate, conform fluxurilor controlate natural, fitoplactonul era format dintr-un număr mare de specii, iar algele macrofite erau reprezentate prin 141 de specii (G.l. Muller, 1995), între care alga Phyllophora forma câmpuri întinse pe șelful nord-vestic. Producția primară realizată de fitoplancton și algele macrofite asigura baza lanțurilor trofice terminate cu peștii valoroși din punct de vedere economic. Dezvoltarea forțată a agriculturii în majoritatea țărilor din jurul Mării Negre, dar în special în bazinele Dunării, Nistrului, Niprului și Donului, prin utilizarea excesivă a îngrășămintelor fosfatice și azotoase, a dus Ia creșterea de sute de ori a cantității de nutrienți din apele costiere ale Mării Negre (L. Mee, 2000). Anual ajungeau în mare cca. 160 000 t fosfor și cca. 800 000 t azot. Principalele surse de azot sunt din agricultură (31%), din apele menajere (26%), din atmosferă (19%), din industrie (17%), iar principalele surse de fosfor sunt din apele menajere (46%), agricultură (15%), din industrie (15%), din atmosferă (8%) (Europes Environment. The Dobris Assessment, 1995). Ca urmare a eutrofizării accelerate s-au dezvoltat exploziv populațiile câtorva specii din fitoplancton, ajungându-se la biomase enorme. A crescut turbiditatea și a scăzut mult transparența apelor. Cantitatea de substanțe organice este cu mult mai mare decât capacitatea de descompunere, surplusul depunându-se pe fund sau pe plaje. În aceste condiții, majoritatea macrofitelor bentale au dispărut, iar lanțurile trofice care asigurau o productivitate echilibrată au fost grav afectate, producția piscicolă scăzând drastic. Protecția împotriva eutrofizării se poate realiza numai prin adoptarea unei strategii moderne de utilizare rațională a îngrășămintelor chimice, de epurare eficientă a apelor menajere orașenești și din stațiunile turistice și de refacere a regiunilor umede care au rol filtrator esențial al nutrienților transportați de fluvii (L. 53

Modulul 6 Mee, 2000).

Fig. 25. Reprezentare schematică a surselor și proceselor de eutrofizare SUPRAPESCUITUL Numărul din ce în ce mai mare al navelor de pescuit (3 000 de nave de pescuit în 1985, 3 250 în 1990 și 4 000 în 1997) și utilizarea tehnicilor dure (plase de dimensiuni mari, dar cu ochiuri mici, traulare cu răzuirea fundului) au dus Ia reducerea efectivelor populațiilor peștilor cu valoare economică, în special a sturionilor și calcanului. La aceasta s-au adăugat și efectele negative ale eutrofizării, precum și ale expansiunii meduzei pieptene (Mnemiopsis leidyi), specie carnivoră care se hrănește cu zooplancton și alevini. Din aceste cauze, starea pescuitului din Marea Neagră, după anul 1985, este deosebit de gravă. Astfel, de la cca. 850 000 t de pește pescuit în anul 1985 s-a ajuns, în anul 1991, la numai 250 000 t, pentru a crește în 1995 la 517 000 t. Această creștere s-a realizat aproape exclusiv pe baza hamsiei pescuite în largul coastelor turcești, ceea ce denotă tocmai declinul populațiilor speciilor de pești cu valoare economică ridicată (L. Mee, 2000). În același timp s-a redus drastic numărul de specii cu valoare comercială, pescuite industrial, de la 26 specii în perioada 1960-1970 Ia numai 5 specii în prezent: hamsia (Engraulis encrasicolus), șprotul (Sprattus sprattus și Clupeonella cultiventris), stavridul (Trachurus mediterraneus și Trachurus trachurus) (A.S. Bologa și colab., 1995; Black Sea Region Homepage, 2000). REDUCEREA BIODIVERSITĂȚII Cercetările de biologie și ecologie marină efectuate în perioada 1890-1960, între care subliniem cuntribuțiile deosebite ale specialiștilor români Gr. Antipa, I. Borcea și M. Băcescu, au relevat o biodiversitate atât la nivelul ecosistemelor, cât și Ia nivelul speciilor, care, deși nu atingea valorile din Marea Mediterană, era totuși remarcabilă. După 1960 asistăm la declinul evident al unor ecosisteme și al populațiilor unor specii (Black Sea Red Data Book, Black Sea Environmental Studies, UNDP, 1999). Majoritatea ecosistemelor costiere au suferit schimbări majore. Este cazul ecosistemului bentonic cu Phyllophora, numit câmpul lui Zernov, situat pe șelful nordvestic, în prezent distrus aproape în totalitate. 54

Modulul 6 Apariția în Marea Neagră a speciei Rapana thomasiana, originară din M. Japoniei, care s-a adaptat repede, devenind un concurent al speciilor locale de moluște, a dus la reducerea până la dispariție a populațiilor unora dintre acestea cu repercusiuni asupra structurii și funcționării ecosistemelor Iitorale. La fel, apariția și dezvoltarea largă a populației de Mnemiopsis leidyi au dus la reducerea drastică a populației de Aurelia aurita și a zooplanctonului, iar, în final, la reducerea populațiilor de pești planctivori (M. Konovalov, 1995). Comunitățile zooplanctonice au pierdut mult din biodiversitatea lor din perioada anterioară anilor '60. Astfel, biomasa zooplanctonului a crescut de la 2,56 mg/m3 în 1961, la 18,30 mg/m3 în 1967, și la 155,56 mg/m3 în 1976-1977, pentru a ajunge la 8 719 mg/m3 în 1983 (G. Bakan, H. Buyukgongur, 2000). Această creștere aberantă a biomasei este însoțită de reducerea biodiversității, majoritatea populațiilor speciilor zooplanctonice dispărând în favoarea câtorva specii devenite dominante. Acestea sunt Noctiluca miliaris, cu peste 15 000 indivizi/m3, Acartia clausi, cu peste 5800 indivizi/m3, Pleopsis polyphemoides, cu 1 760 indivizi/m3. Este semnificativă evoluția biomasei populației de vară a speciei Noctiluca miliaris care crește de Ia 200 000 t, în 1950, la 3 milioane t, în anii '70, și la 13 milioane t, în anii 1980-1985 (G. Bakan, H. Buyukgongur, 2000). Se consideră că în prezent sunt în pericol 160 de specii, între acestea fiind încadrate și specii care nu populează acvatoriul Mării Negre, fiind prezente numai în regiunile costiere (Black Sea Reel Data Book, Black Sea Environmental Programme, 2000). ALTERAREA STRUCTURII ȘI FUNCȚIONĂRII REGIUNILOR UMEDE Regiunile umede (Wetlands) din jurul Mării Negre au un rol deosebit în filtrarea și neutralizarea parțială a substanțelor poluante și fertilizanților, contribuind, în același timp la menținerea biodiversității și a echilibrelor naturale. Din acest punct de vedere, deltele, limanele și lagunele adiacente mării au rol esențial. Amenajarea bazinelor hidrografice și a deltelor a dus Ia apariția unor schimbări ireversibile ale structurii și funcționării sistemelor teritoriale respective, cu reduccrea rolulul lor benefic asupra apelor marine costiere. Necesitatea protecției regiunilor umede circum-euxinice a impus crearea unei rețele de rezervații și refugii. EROZIUNEA ȚĂRMURILOR Majoritatea țărmurilor Mării Negre sunt afectate de procese de eroziune cu pierderea, în fiecare an, a sute de hectare din teritoriile statelor riverane. Sunt afectate mai ales țărmurile joase, nisipoase de pe Iitoralurile deltaice, lagunare și Iimanice. Cauzele sunt multiple, dar primează creșterea nivelului mării, reducerea cantității de aluviuni nisipoase transportate de fluvii, lucrările costiere inginerești care întrerup fluxul aluviunilor în lungul țărmului. Consecințele sunt inducerea unor riscuri pe întregul litoral al Mării Negre, dar mai ales pe cele joase, reprezentate prin pierderea habitatelor, reducerea biodiversității, afectarea și distrugerea unor amenajări turistice, așezări omenești, obiective industriale și portuare. ALTERAREA ESTETICII PEISAJELOR Peisajele marine costiere aveau, la începutul secolului al XX-lea, o valoare estetică rezultată din predominarea structurilor naturale și din presiunea umană redusă. Impactul antropic desfășurat accelerat după primul război mondial și în special după 1950 a dus la degradarea peisajelor costiere prin amplificarea lucrărilor haotice de construcții (amenajări portuare, stațiuni turistice, orașe, 55

industrii), fără preocuparea pentru dezvoltarea regională rațională și estetică. O parte din aceste intervenții umane sunt astăzi părăsite reprezentând cicatrici greu de vindecat, care afectează grav estetica peisajelor costiere (L. Mee, 2000).

Dicţionar Mișcarea anticiclonală are loc în sensul acelor de ceasornic în Emisfera Nordică și în sens invers acelor de ceasornic în Emisfera Sudică. Upwelling costier – În conformitate cu legile lui Ekman, în regiunile costiere afectate de vânturi care bat paralel cu țărmul se dezvoltă un transport total Ekman care deplasează apele de suprafață de Ia țărm spre larg. Apare astfel o situație de divergență orizontală care atrage ape de la adâncimi de 200-300 m spre suprafață. În emisfera nordică, cele mai cunoscute regiuni costiere cu upwelling sunt cele din Oregon, California, Portugalia, Africa de Nord Vest, iar în emisfera sudică, cele din largul coastelor peruane, chiliene și sud-africane. Procesul apare și în largul litoralului românesc al Mării Negre în condițiile unei circulații eoliene din sectorul sudic spre nord.

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

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

56

BIBLIOGRAFIE

57

58

59

60

61

62

63

64

65

66

67

68

69

70

71

72

73

74