Teza Doctorat Fancisca Chiriloaei_2012.pdf

UNIVERSITATEA „ALEXANDRU IOAN CUZA”, IAŞI FACULTATEA DE GEOGRAFIE ŞI GEOLOGIE

Teză de doctorat

Analiza cantitativă a modificărilor albiei râului Moldova în sectorul extracarpatic

Coordonator ştiinţific: Prof.univ.dr. Maria Rădoane

Doctorand: Francisca Anca Chiriloaei

Iaşi, 2012

2

Analiza cantitativă a modificărilor albiei râului Moldova în sectorul extracarpatic CUPRINS CAPITOLUL I INTRODUCERE 1.1. Argument 1.2. Mulţumiri 1.3. Prezentarea zonei de studiu 1.4. Analiza cercetărilor anterioare CAPITOLUL II CADRUL TEORETIC 2.1. Conceptul de sistem fluvial 2.2. Revolutia cantitativă în geografie CAPITOLUL III. FACTORII DE CONTROL 3.1 Caracterizarea alcătuirii geologice 3.1.1. Zona cristalino-mezozoică 3.1.2. Zona munţilor flişului 3.1.3. Molasa pericarpatică 3.1.4. Platforma Moldovenească 3.1.5. Tectonica 3.2. Evoluţia paleogeomorfologică 3.3.Relieful 3.3.1. Munţii din zona cristalino-mezozoică 3.3.2. Munţii flişului 3.3.3. Subcarpaţii 3.3.4. Podişul Moldovei 3.3.5. Terasele râului Moldova 3.4. Clima 3.5. Hidrologia 3.6.Vegetaţia 3.7. Impactul antropic CAPITOLUL IV MATERIALE ŞI METODE 4.1. Protocol de studiu 4.2. Fondul de date 4.2.1. Materiale şi documente cartografice 4.2.2. Înregistrări instrumentale de la posturile hidrometrice 4.2.3. Informaţii cu caracter istoric şi arheologic 4.3. Metode de analiză a albiei minore, a luncii şi sedimentelor 4.3.1. Cartarea geomorfologică 4.3.2. Utilizarea datărilor cu 14C pentru evaluarea dinamicii râului la scară milenară 4.3.2.1. Aspecte generale 4.3.2.2. Prelevarea probelor de trunchi fosil din lungul şesului aluvial al râului

3 Moldova 4.3.3.3 Pregătirea şi etichetarea probelor 4.3.3.4.Datarea propriu-zisă a probelor 4.3.3.5.Calibrarea vârstelor 4.4. Utilizarea măsurătorilor specifice dendrocronologiei şi dendroclimatologiei 4.5. Foraje hidrogeologice 4.6. Metode de analiză a materialelor şi documentelor cartografice 4.6.1. Extragerea batei de date geomorfologice 4.6.2. Împărţirea în sectoare omogene a zonei de studiu 4.6.3. Încadrarea şi delimitarea unităţii fizico-geografice în care se găseşte subsectorul respectiv 4.6.4. Definirea şi stabilirea gradului de constângere al albiei 4.6.5. Definirea şi stabilirea morfologiei albiei 4.6.7. Subdivizarea finală în sectoare 4.6.8. Extragerea bazei de date privind indicii de împletire şi micromorfologia albiei minore 4.6.9. Indicele de împletire în sens Brice (1964), Ashmore (1991) 4.6.10. Extragerea datelor cu privire la dinamica covorului de vegetaţie 4.6.11. Extragerea bazei de date privind dinamica orizontală a albiei minore 4.7. Analiza datelor instrumentale de la posturile hidrometrice 4.7.1. Modul de determinare al înălţimii patului albiei râului 4.7.2. Model de obţinere a bazei de date privind dinamica patului albiei râului 4.8. Investigaţii asupra sedimentelor din patul albiei 4.9. Prelucrări statistice ale datelor CAPITOLUL V. DINAMICA ISTORICĂ A ALBIEI MINORE 5.1. Morfologia secţiunii transversale a albiei (studiu de caz: secţiunea Tupilaţi) 5.1.1. Forma secţiunii transversale 5.1.2. Geometria hidraulică a secţiunii transversale 5.2. Morfologia sectorului de albie 5.2.1. Raportul albie minoră-albie majoră 5.2.2. Maluri 5.2.3. Patul albiei 5.3. Tipologia albiei râului Moldova în sectorul de studiu 5.4. Dinamica orizontală a albiei 5.4.1. Variaţia lăţimii albiei minore 5.4.2. La nivelul întregului sector de studiu 5.4.3. La nivelul subsectoarelor 5.4.4. La nivelul secţiunilor transversale uniform distanţate 5.5. Variaţia indicelui de împletire 5.6. Indicele de sinuozitate 5.7. Variaţia lăţimii albiei majore 5.8. Migrarea laterală a albiei 5.9. Concluzii 5.10 Dinamica covorului de vegetaţie 5.11 Dinamica albiei de râu în plan vertical

4 5.11.1. Introducere 5.11.2. Analiza metodelor de obţinere şi prelucrare a datelor 5.11.3. Analiza modificării patului albiei minore în ultimele decenii CAPITOLUL VI. DINAMICA MILENARĂ A ALBIEI MINORE 6.1. Introducere 6.2. Zona de studiu şi metodele de lucru 6.3. Unele consideraţii privind evoluţia condiţiilor de paleomediu în Holocen cu privire specială asupra zonei de studiu 6.4. Rezultate 6.4.1. Secţiunea Molid 6.4.2. Secţiunea aval Gura Humorului 6.4.3. Secţiunea Slatina şi Vadu Moldovei 6.4.4. Secţiunea Timişeşti 6.5. Discuţii 6.6. Concluzii CAPITOLUL VII. MODEL DE EVOLUŢIE AL MORFOLOGIEI ALBIEI CAPITOLUL VIII. CONCLUZII GENERALE Bibliografie

5

CAPITOLUL I INTRODUCERE

1.1. Argument Din documentarea realizată până în momentul începerii acestui studiu am constatat că în domeniul albiilor de râu împletite există, în fluxul principal de publicaţii (din ţara noastră), mai multe probleme neabordate, și anume: 1) pe teritoriul ţării noastre nu există studii cu trimitere directă la albiile de râu împletite pe baze cantitative, riguroase; 2) lipsa unei metodologii clare cu privire la măsurarea şi cuantificarea albiilor împletite; 3) lipsa unui model de evoluţie centenială și milenară a unei albii de râu împletite realizat pe baza măsurătorilor pe hărți istorice succesive și pe baze de datări absolute. Acestea sunt unele dintre motivele care ne-au determinat să studiem amănunţit tipologia și dinamica albiei râului Moldova în sectorul extracarpatic. Ne-am dorit şi sper că am şi reuşit să facem lumină în metodologia studierii albiilor de râu împletite, să investigăm dinamica istorică şi milenară a albiei, să comparăm evoluţia albiei, cu alte râuri din Europa, să întocmim un model de evoluţie al albiei de râu pe termen scurt şi mediu. Un alt element de noutate adus de acest studiu în ţara noastră este analiza dinamicii covorului de vegetaţie din cadrul coridorului fluvial şi corelarea acestei evoluţii cu modificările orizontale şi verticale a albiei minore a râului. Studiul nostru se concentrează asupra albiei minore şi a şesului aluvial al râului Moldova. Cu ajutorul tehnicilor GIS am desprins o succesiune amănunţită de măsurători pentru întreg sectorul extracarpatic al albiei. După o interpretare analitică a bazei de date obţinute, s-a trecut la verificarea acestora în teren. Astfel, munca în laborator a fost constant suprapusă cu cea din teren pentru validarea rezultatelor obţinute. În fapt, multe idei şi direcţii de cercetare ne-au survenit în urma campaniilor de teren efectuate. Spre exemplu, cartarea malurilor râului în toamna anului 2009, a relevat existenţa unor buşteni fosili, încastraţi în depozitele fluviale, care au fost dataţi cu 14C, și care, mai apoi, au oferit informaţii cu privire la evoluţia aluvionarului albiei; cartografierea geomorfologică a albiei minore pe întreg sectorul de 110 km, desfășurată în perioada de debite minine din iulie-august 2012, a scos în evidență micromorfologia actuală a patului albiei și impactul fără precedent ale celor peste 40 balastiere din lungul râului. Problematica abordată de noi prezintă două mari direcţii: a)dinamica istorică a albiei (cu ajutorul documentelor cartografice succesive) şi b)istoria târziu-holocenă a albiei (cu ajutorul datărilor absolute). Considerăm că prin metodele moderne de cercetare abordate, prin bazele de date valoroase acumulate, prin prelucrarea informației în conformitate cu cele mai noi tendințe în domeniu, manifestate pe plan internațional, prezenta lucrare de doctorat are un consistent grad de originalitate. De altfel, o parte din rezultate au fost deja publicate, iar altele sunt sub tipar în reviste cu factor de impact și scor de influență. Pe de altă parte, rezultatele obținute au și o valoare practică privind managementul durabil al râurilor (ca resursă geomorfologică, geologică, biologică, ca tendință de evoluție a formelor de

6 relief etc.), elemente care pot contribui la îmbunătăţirea strategiilor de utilizare durabilă a acestor componente naturale. 1.2. Mulţumiri În primul rând aş dori să mulţumesc doamnei profesor, dar şi omului, Maria Rădoane care mi-a oferit o şansă unică: aceea de a studia şi de a creşte frumos (ştiinţific vorbind) sub oblăduirea domniei sale. Este o onoare să o am drept îndrumător de doctorat, dar şi de suflet. Îi mulţumesc pentru răbdarea şi înţelepciunea cu care m-a tratat în aceşti ani, ştiind când să mă dojenească pentru a mă îndrepta pe drumul cel bun, dar şi când să mă aprecieze, de îndată ce observa că nu mai întrevăd limanul mult dorit. Aş dori să-mi exprim recunoştinţa faţă de domnul profesor Nicolae Rădoane care a fost cel ce m-a remarcat încă din studenţie şi mi-a condus primii paşi în lumea aceasta frumoasă a geografiei, contribuind decisiv la prima scriere a mea - monografia comunei natale - ca tânăr şi încă neformat geograf. De asemenea, o frumoasă lecţie de viaţă şi îndrumare de înaltă calitate ştiinţifică am primit din partea profesorului Nicola Surian de la Universitatea din Padova, Italia, prilej cu care doresc să îi mulţumesc respectuos. Mulţumesc colectivului de profesori de la Facultatea de Geografie şi Geologie a Universității Al.I.Cuza, Iași pentru crearea unui ambient constructiv, atât de necesar pentru elaborarea, verificarea pe parcurs și finalizarea tezei de doctorat. Alese mulţumiri comisiei de doctorat: domnului profesor Ion Ioniţă (Universitatea Al.I.Cuza, Iaşi), domnului profesor Petru Urdea (Universitatea de Vest, Timişoara) şi domnului profesor Virgil Surdeanu (Universitatea Babeş-Bolyai, Cluj-Napoca) care au avut amabilitatea și răbdarea să-mi evalueze munca și să-mi ofere un verdict. De asemenea, aş dori să mulţumesc Centrului de Geografie Aplicată şi colectivului de cadre didactice al Universităţii Ştefan cel Mare, Suceava pentru suportul logistic acordat în realizarea celor mai dificile etape ale cercetărilor (cele de teren și prelucrările de laborator), dar și numeroase discuții și schimburi de idei din care am ieșit mereu cu câte o lecție învățată. Deosebită consideraţie pentru reprezentanţii Regiei Naţionale “Apele Române” care mi-au furnizat date hidrologice deosebit de importante în analiza efectuată de noi. Un real sprijin a fost proiectul de burse doctorale din care am făcut parte, POSDRU/88/1.5/S/47646, în cadrul căruia am beneficiat de sprijin financiar (bursă doctorală, finanţarea unui stagiu de cercetare transnaţional, finanţare pentru participarea la unele conferinţe naţionale şi internaţionale) şi aş dori să mulţumesc echipei de implementare şi în special, managerului de proiect, domnului prof.univ.dr. Ovidiu Gabriel Iancu. Mulţumiri profesorilor Ionuţ Cristea, Ionel Popa (asistenţă la interpretarea datelor de dendroclimatologie şi dendrologie), Nicolae Rădoane (ajutor nepreţuit la campania de cartare geomorfologică, de recoltare a probelor pentru datări absolute, la calcularea granulometriei unor foraje). Nu în ultimul rând, doresc să exprim gratitudine, prietenilor (pe care i-am purtat vrândnevrând în lungul şi de-a latul râului Moldova) şi familiei mele care mi-a asigurat un climat corespunzător de muncă şi cercetare, dând dovadă de înţelegere prin preluarea unor sarcini cotidiene ale subsemnatei.

7

1.3. Prezentarea zonei de studiu Zona de studiu este reprezentată de sectorul extracarpatic al râului Moldova (aval de localitatea Păltinoasa). Bazinul hidrografic al râului Moldova are o suprafaţă de 4299 km 2, iar lungimea sectorului extracarpatic este de aproximativ 110 km (tabel 1.1). În lucrarea de faţă, atenţia noastră se îndreaptă spre şesul aluvial al râului, respectiv spre albia minoră, fâşia activă şi albia majoră a râului şi modificările survenite de-a lungul unor perioade de timp. Limita din amonte a zonei de studiu o constituie ieşirea râului din sectorul montan, iar limita din aval este dată de confluenţa râului Moldova cu râul Siret, aval de oraşul Roman (fig.1.1). Panta generală a râului în acest sector este de 2,09 ‰ şi caracterizează un râu cu puternică activitate de transport aluvionar. Tabel 1.1. Caracteristici ale râului Moldova şi ale bazinului hidrografic la 5 staţii hidrometrice (banda gri caracterizează zona de studiu din această lucrare). Staţia hidrometrică Fundu Moldovei Prisaca Dornei Gura Humorului Tupilaţi Roman

Suprafaţa bazinului hidrografic Sb (km2) 294 567 1887 4016 4299

Altitudine H (m) 739 657 480 236 180

Lungimea râului (km) 45 94 120 157 213

Debitul mediu anual (m³/s) 3.57 7.30 17.04 32.84 35.27

Debitul solid in suspensie (kg/s) 2.44 35.30 16.10

Râul Moldova îşi are obârşia sub vârful Lucina (1588 m), apoi traversează zona montană până la Gura Humorului (480 m), după care râul se angajează în regiunea extracarpatică, unindu-se cu Siretul la Roman, la o altitudine de 180 m. Din punct de vedere petrografic, dispunerea rocilor sursă pentru materialul aluvionar din şesul Moldovei este cvasi-organizată, de la cele mai dure în partea superioară a bazinului (rocile metamorfice), la rocile sedimentare de tipul gresiilor, calcarelor, marnelor etc. în partea mediană, şi încheind cu rocile friabile de molasă şi platformă în partea inferioară a bazinului. De altfel, bogaţia petrografică a surselor de sedimente (pe lângă rata mare de regenerare a acestora) au fost motivele pentru care şesul Moldovei extracarpatice are o capacitate mare în privința exploatării agregatelor minerale.

8

Fig. 1.1. Localizarea zonei de studiu, respectiv a sectorului extracarpatic al râului Moldova (banda gri caracterizează zona de studiu din această lucrare, iar cu roșu sunt delimitate subsectoarele de studiu)

9 1.4. Analiza cercetărilor anterioare Cercetările anterioare în domeniul subiectului tezei de doctorat pot fi grupate, în opinia noastră, în următoarele categorii: a) cele care privesc în mod direct subiectul tezei de doctorat, respectiv abordarea cantitativă a proceselor fluviale pentru dinamica istorică și milenară a albiilor de râu; b) cele care privesc zona de studiu, respectiv, sistemul geomorfologic fluvial al râului Moldova; c) alte studii cu caracter general. a) Cercetări anterioare privind abordarea cantitativă a proceselor fluviale În România, interesul pentru studiul proceselor fluviale, a dinamicii albiilor de râu a fost o urmare a schimbărilor continue înregistrate (mai ales după anul 1950 când s-au intensificat modificările mediului înconjurător determinate de acţiunile omului); această evoluţie a faptelor a condus la necesitatea cunoaşterii dinamicii proceselor într-un mod cât mai exact, trecându-se la o abordare cantitativă. Cercetările de geomorfologie fluvială în care a predominat abordarea cantitativă s-au concentrat pe principalele râuri din partea de est a României (Prut, Siret şi afluenţi). Lista contribuţiilor de geomorfologie fluvială din ţara noastră se prezintă astfel: Diaconu et al. (1962, 1972, 1973, 1974, 1980) au abordat probleme de hidrologie întocmind studii de mare detaliu la scară naţională; Grumăzescu (1975); Hâncu (1976), a subliniat aspecte referitoare la amenajarea şi regularizarea albiilor de râu; Panin (1976); Bondar et al. (1980); Ichim et al. (1989) au publicat un amplu material, foarte bine documentat referitor la morfologia şi dinamica albiilor de râu; Ichim şi Rădoane, 1990 ; Ichim et al. (1995); Rădoane et al. (1991, 1996, 2003) au înfăptuit un studiu referitor la tendinţele patului albiilor din Carpaţii Orientali, au întocmit un studiu de metodologie intitulat „Analiza cantitativă în Geografia fizică”; au detaliat aspecte referitoare la forma şi vârsta profilului longitudinal al râului; Amăriucăi (2000); Olariu (2004) a realizat un studiu hidrologic al şesului extracarpatic al râului Suceava; Rădoane şi Rădoane (2005, 2007, 2008, 2009); Dumitriu (2007) a publicat un material amănunţit referitor la sistemul aluviunilor din cadrului bazinului hidrografic al râului Trotuş; Burdulea (2007, 2009) a realizat un studiu geomorfologic al albiei minore a râului Siret; Rădoane et al. (2008, 2010, 2012) au analizat aspecte referitoare la dinamica patului albiei râurilor est-carpatice prin diferite metode de lucru; Canciu (2008) a prezentat o analiză hidrologică şi geomorfologică detaliată a sectorului Văii Dunării între Brăila şi Pătlăgeanca; Feier şi Rădoane (2008) s-au ocupat de evolutia morfologiei albiei în ultimii 145 ani; Toroimac (2009) a evidenţiat unele modificări ale albiei râului Prahova; Perşoiu (2010) a efectuat o reconstituire a evoluţiei geomorfologice a văii Someşului Mic în Holocen; Cristea (2011) a executat un studiu geomorfologic al văii Putnei Vrâncene. În ceea ce priveşte problematica aluviunilor este necesar să cunoaştem cât mai amănunţit acest aspect, ţinând cont de evoluţia şi dinamica albiilor împletite (care depinde direct de cantitatea şi distribuţia sedimentelor în lungul albiei de râu). Simpozioanele naţionale organizate de Staţiunea de Cercetări „Stejarul”, intitulate „Provenienţa şi efluenţa aluviunilor” (ediţiile 1986, 1988, 1990, 1992) au adunat specialişti din diverse domenii şi au constituit un moment de referinţă pentru cunoaşterea şi aprofundarea acestei direcţii de cercetare, în România. Anterior acestui moment, s-au evidenţiat lucrările lui Diaconu (1971), Moţoc (1984). Ichim et al. (1998) prezintă un studiu detaliat asupra bazinului râului Putna în care se aduc contribuţii importante în definirea conceptului de sistem de aluviuni. Rezervele de aluviuni stocate în lungul râurilor, în timp, au început să fie percepute drept un bun de interes naţional, moment după care s-a trecut la exploatarea lor în diverse scopuri. Călinoiu

10 et al. (1988); Brânduş (1984); Bătucă şi Mocanu (1992); Amăriucăi (2000); Rădoane şi Rădoane (2009) au efectuat studii în cadrul cărora au întocmit diverse evaluări ale cantităţilor de agregate minerale exploatate din cadrul luncii; totodată, au analizat şi potenţialele efecte exercitate asupra evoluţiei şi dinamicii albiilor de râu. Contribuţii de referinţă din literatura de specialitate internaţională în domeniul geomorfologiei fluviale au următorii autori: Leopold şi Maddock (1953) care au definit geometria hidraulică a albiilor aluviale; Leopold şi Wolman (1957) au propus prima clasificare a tipurilor de albie şi au definit o serie de termeni; Wolman şi Miller (1960) au explicat noţiunea de debit la maluri pline sau debit dominant; Brice (1964, 1975, 1983, 1984) a propus o metodă de măsurare a indicelui de împletire, Schumm (1968, 1977, 1985, 2005) a definit sistemul fluvial cu cele trei zone distincte, a contribuit la schematizarea tipurilor de albie şi a factorilor de control ce influenţează dinamica albiilor; Ashmore (1991) a propus o nouă metodă de măsurare a indicelui de împletire (mult mai simplă şi mai rapidă decât cea propusă de Brice (1964); Rosgen (1994) propune o clasificare complexă a albiilor de râu; Thorne (1997) a făcut o sinteză a instrumentelor şi metodelor utilizate în geomorfologia fluvială; Schumm şi Piegay (2003), au întocmit o ierarhizare a factorilor de control din amonte şi aval; Rapp şi Abbey (2003) au realizat un studiucadru al zonei de migrare a albiei râurilor; Brierly şi Fryirs (2005); Surian et al. (2009); Rinaldi et al. (2011) care au întocmit câte un manual de studiu al albiilor de râu. Domeniul modificărilor recente ale albiilor de râu reprezintă o preocupare centrală a specialiştilor în ţările cu climat oceanic şi temperat oceanic (Richards (1982); Castaldini şi Piacente (1995); Paige şi Hickin (2000); Winterbottom (2000) a prezentat o abordare cantitativă a modificărilor în plan orizontal a râurilor Tay şi Tummel din Scoţia; Stover şi Montgomery (2001); Rinaldi (2003) a publicat o sinteză a ajustărilor recente a albiilor de râu din zona Toscana, centrull Italiei; Surian şi Rinaldi (2003); Amsler et al. (2005); Surian, 2009a, 2009b, 2009c, 2009d, Comiti et al., 2011, Ziliani şi Surian, 2012) sau chiar mediteraneean (Liebault şi Piegay (2002); Uribelarrea et al. (2003)). Referitor la râul Moldova şi la evoluţia milenară a acestuia s-a publicat un studiu în vara acestui an (Chiriloaei et al., 2012). Pentru tema noastră de cercetare, considerăm deosebit de relevante contribuţiile autorilor din: Canada (Ashmore, 1991, Hundey şi Ashmore, 2009), Ashmore et al., 2011), Egozi şi Ashmore (2008), Italia (Surian, 1999, 2009a, 2009b, Bertoldi et al., 2005, 2009, Comiti et al., 2011, Ziliani şi Surian, 2012), Noua Zeelandă (Mosley, 1982, 1983) etc. Toţi aceşti autori au avut în vedere în mod deosebit evoluţia albiilor de râu împletite, similare în cele mai generale aspecte cu albia râului Moldova în sectorul extracarpatic. În concluzie, subliniem faptul că râul Moldova nu a beneficiat de o analiză detaliată a modificărilor albiei de râu. Din acest motiv considerăm că tema de cercetare aleasă de noi, este una de actualitate pentru teritoriul ţării noastre şi sperăm că această abordare complexă a dinamicii râului va putea constitui într-un model de evoluţie care va putea fi aplicat şi altor râuri în condiţii cvasi-asemănătoare. b) Cercetări anterioare asupra zonei de studiu, respectiv, sistemul geomorfologic fluvial al râului Moldova Regiunea Moldovei şi implicit râul Moldova au fost studiate şi amintite în numeroase documente istorice. Cele mai vechi scrieri despre hidrografia Moldovei aparţin lui: Herodot, Strabon, Ptolemeu etc.

11 O serie de istorici (Haşdeu et al., 1967, Neamţu et al., 1980) s-au preocupat de interpretarea şi descrierea hidronimului Moldova. Amăriucăi (2000) consideră că cea mai plauzibilă teorie referitoare la termenul „Moldova” provine de la termenul săsesc Mulde, asimilat sub formă de Molda, care înseamnă ceva similar cu o covată, cu o albie, la care s-a adăugat sufixul de origine slavă ov; aşa ar fi luat naştere denumirea de Ţara Moldovei. Numeroase informaţii putem identifica în documentele istorice; astfel, s-a menţionat existenţa unor vaduri (Vadul Băii, Vadul Moldovei) peste care treceau armatele domnitorilor în luptele sau peregrinările lor din acele timpuri; se vorbeşte adesea despre Ştefan cel Mare care se deplasa frecvent în lungul văii Moldovei; se pomeneşte despre existenţa inundaţiilor şi a morilor de apă (epoca medievală) în lungul râului. Cronicarii români Ureche, Neculce şi Costin în scrierile lor, amintesc despre fenomene deosebite care s-au manifestat de-a lungul vremii, fenomene precum: inundaţii (1504), secete crunte (1585) etc. Amăriucăi (2000) subliniază importanţa lucrării lui Cantemir (1716), „Descriptio Moldaviae”, în care se găseşte un capitol aparte intitulat „Apele Moldovei” unde sunt utilizate peste 800 de toponime care încă se mai utlizează în zilele actuale.. În perioada 1788-1790, Otzellowtz a editat o hartă a bazinului Moldovei care încă este valabilă, iar după anul 1850, au început să apară cercetările organizate, sistematice pentru întreaga regiune a Moldovei. În anul 1884 s-a înfiinţat Institutul de Meteorologie, moment după care s-au intensificat preocupările pe baze cantitative, în domeniu. După instalarea staţiilor meteorologice şi a posturilor hidrometrice s-a putut crea o bază de date care a permis o abordare cantitativă, ulterioară a proceselor şi fenomenelor hidrologice şi meteorologice din bazinul hidrografic al Moldovei. Un studiu cantitativ pentru conul Ozanei a fost întocmit de Lindley (1899), citat de Amăriucăi (2000) în care a subliniat potenţialul râului Moldova de a alimenta cu apă oraşul Iaşi. Athanasiu (1910) a întocmit prima harta geologică a regiunilor carpatice şi subcarpatice din Moldova şi sudul Bucovinei (scara 1:200000). Simionescu (1901) a făcut referiri la structurile geologice din regiunea de platformă. După 1900 studiile geologice şi geografice referitoare la regiunea Moldovei (şi implicit la râul Moldova) s-au înmulţit. Amăriucăi (2000) face o trecere în revistă a acestora din care preluăm şi noi: David (1932), Martiniuc (1948, 1951, 1956, 1962), Macarovici (1956, 1960, 1963, 1968), Ionesi (1960, 1963, 1964, 1996), Popp şi Martiniuc (1971), Enea şi Necula (1972), Donisă şi Martiniuc (1980), Băcăuanu et al. (1980). Aceste studii au adus contribuţii deosebite la înţelegerea evoluţiei văii Moldovei. Martiniuc (1956) a efectuat cercetări geomorfologice în regiunea Baia-Suceava. Barbu et al. (1964) prezintă o analiză detaliată a Masivului Ciungilor prezentând o caracterizare geologică şi geomorfologică. Cădere et al. (1967) întocmesc un studiu hidrogeologic detaliat în lungul luncii Moldovei dintre Gura Humorului şi Baia pe baza a peste 200 de foraje. O serie de lucrări cu caracter mai general cuprind aspecte referitoare la râul Moldova. Astfel: Donisă et al. (1973), în lucrarea „Etapele evoluţiei reţelei hidrografice din Carpaţii Orientali” realizează o sinteză a evoluţiei reţelei hidrografice cu cele două mari etape (presarmaţiană şi sarmaţian-pliocencuaternară). În acelaşi an, Tufescu et al. publică o lucrare referitoare la Piemontul Moldovei, o unitate de relief cu trăsături aparte care cuprinde aspecte referitoare la râul Moldova. Barbu et al. (1975) s-au ocupat de evoluţia pedologică şi pedogeografică a luncii Moldovei în regiunea extracarpatică. Bulzan (1975, 1980) a calculat şi măsurat oscilaţiile nivelului hidrostatic în lungul şesului aluvial al râului Moldova. Rădoane şi Rădoane (1976) au realizat un studiu detaliat pentru sectorul Gura Humorului-Drăgăneşti, Oniceni întocmind şi o harta geomorfologică detaliată a zonei. Ungureanu (1978), a întocmit o serie de hărţi geomorfologice pentru unii afluenţi ai

12 Moldovei. Donisă şi Martiniuc (1980) evidenţiază unele particularităţi ale teraselor fluviale de pe marginea estică a Carpaţilor Orientali, cu referire şi la cele ale râului Moldova şi la modul în care scade altitudinea relativă a acestora dinspre amonte, spre aval. Brânduş (1984) a întocmit un studiu al dinamicii talvegului albiei râului Moldova, aval de Timişeşti, în care a constatat că albia se află într-un proces de incizare. Acelaşi autor împreună cu Grasu (1991) au realizat lucrarea „Pe Valea Moldovei” în care au punctat unele aspecte referitoare la relieful văii Moldovei. Miclăuş et al. (1996-1997) au întocmit o analiză geostatistică a faciesului albiei râului Moldova. Cel mai amplu studiu referitor la şesul extracarpatic al râului Moldova este cel elaborat de Amăriucăi (2000) ce contituie teza sa de doctorat; lucrarea abordează partea extracarpatică a râului şi se concentrează pe probleme de geomorfologie şi hidrogeologie. Studiul propus de noi se axează pe analiza cantitativă a modificărilor albiei din perspectivă milenară (ultimii 3000 ani) şi istorică (ultimii 100 ani) şi semnificaţia acestor schimbări în plan morfodinamic. Deşi cele două studii abordează aceeaşi zonă, cuprinsul lor tratează problematici distincte. Dintre lucrările referitoare la valea Moldovei, mai putem menţiona şi unele de geografie umană, cum ar fi cea întocmită de Vasilcu (2007) care prezintă ca zonă de investigare sectorul carpatic al văii. În concluzie, dintre studiile cele mai importante, cu referire la şesul aluvial al Moldovei se remarcă cele întocmite de Cădere et al. (1967) şi Amăriucăi (2000). Primul constituie un material care conţine un imens fond de date cu privire la grosimea şi alcătuirea complexului aluvionar (prin cele peste 200 de foraje efectuate în lunca şi albia minoră a râului), iar al doilea reprezintă un studiu hidrogeologic amănunţit al regiunii extracarpatice a râului Moldova. Aceste studii au constituit punctul de plecare în studiul nostru, iar rezultate obţinute de noi urmează să întărească ipotezele formulate anterior sau, dimpotrivă să le infirme. c) Alte studii cu caracter general Studii cu caracter general cum ar fi: Monografia geografică a R.P.R. (vol.I, 1960), Mihăilescu (1966), Monografia râului Siret (1967), Tufescu (1970), Râurile României. Monografie hidrologică (1971), Atlasul Cadastral al Apelor României, vol. III (1972), Diaconu et al. (1962), Ujvari (1972), Pădurile României (1981), Geografia României, vol. I (1983), Atlasul Cadastrului Apelor României (1992), Clima României (2002), Geografia României, vol. IV (2005) au oferit date referitoare la apele de suprafaţă şi subterană a României, au abordat probleme de hidrologie la scară naţională, au oferit indicii referitoare la evoluţia vegetaţiei din bazinul hidrografic al Moldovei etc.

13

CAPITOLUL II CADRUL TEORETIC Cadrul teoretic cu legătură strânsă la tematica lucrării de față este oferit de: a) conceptul de sistem fluvial, care ne-a ghidat în ordonarea cunoașterii la nivelul desfășurării spațiale a zonei de studiu și timpului geomorfologic; b) schimbarea metodologică în geomorfologie, cunoscută sub genericul ”revoluție cantitativă” în spiritul căreia am utilizat noi metode de cercetare. 2.1. Conceptul de sistem fluvial Cunoaşterea variabilităţii unui sistem geomorfologic fluvial presupune o bună cunoaştere a factorilor de control care condiţionează anumite procese şi fenomene care au loc (Liebault, Piegay, 2003). Factorii de control sunt proprii bazinului hidrografic şi se transmit în cascadă dinspre amonte spre aval prin intermediul fluxului de apă şi sedimente. Ei se concretizează prin: alcătuirea geologică, paleoevoluţie, relief, climă, hidrologie, vegetaţie, utilizarea terenurilor, impactul antropic etc. Baza teoretică de abordare a analizei factorilor de control pentru analiza istorică şi milenară a albiei râului Moldova este oferită de conceptul de sistem fluvial definit de Schumm (1977), atribuit oricãrei reţele hidrografice naturale cu un bazin bine delimitat. Spre deosebire de alte sisteme geomorfologice, sistemul geomorfologic fluvial este cel mai uşor de delimitat în spaţiu, datoritã proprietãţii denumitã cumpãnã de apã (Ichim et al., 1989). Dinspre aceasta spre aval este divizat întregul flux de materie (apã + sediment) şi energie, precum şi acţiunea proceselor care îl concretizeazã. Fac excepţie procesele eoliene, dar rolul lor într-un sistem geomorfologic definit fluvial este nesemnificativ. Orice sistem fluvial trebuie definit în termenii unui sistem dinamic de tip proces-rãspuns (Rădoane et al., 2002)

In fig. 2.1, sunt redate părţile componente ale unui sistem fluvial virtual în descrierea cărora se face apel la bilanţul eroziune - transport - acumulare care poate fi evaluat în întregul bazin, mai întâi la nivel calitativ, sub aspectul dominanţei unuia dintre cei trei termeni, apoi pentru orice secţiune de versant sau de râu pe baze cantitative. Astfel, dinspre amonte spre aval se disting trei zone (fig. 2.1):

14

Fig. 2.1. Schema generalizatã a unui sistem fluvial (Schumm, 1977)

Zona I-a denumitã şi zona producţiei de aluviuni, reprezintã aria principalã de colectare a apei şi totodatã, aria sursã de aluviuni, pentru cã dominanţa o dau procesele de eroziune şi nu stocarea depozitelor erodate. Controlul cascadei apã - sediment este asigurat, în principal de: variabilele climatice, folosinţa terenurilor, înclinarea reliefului, litologie, iar în timp lung şi diastrofism. Zona a II-a, denumitã şi zona de transport sau de transfer a depozitelor se referă la domeniul albiilor minore, prin a cãror mecanicã se formeazã câmpiile de inundaţie, terasele, vãile largi caracteristice acestei zone. Zona a III-a sau zona de sedimentare este situatã în apropiere de confluenţã, iar nivelul de bazã controleazã deopotrivã transportul, favorizând dominarea depunerilor de aluviuni; morfologiile caracteristice acestei zone sunt: câmpiile aluviale, conurile de dejecţie, piemonturile, deltele ş.a. Între cele trei zone existã o relaţie de tip feedback; dinspre amonte spre aval influenţa este intrinsecã însăşi definirii sistemului curgãtor, prin direcţionarea gravitaţionalã a fluxului de apã sediment şi diminuării energiei de relief; rãspunsul sistemului pe traseul invers dinspre aval spre amonte are ca reper diminuarea pantei, care reduce rata proceselor pe bucla transport – eroziune. Evident cã o asemenea zonare, în expresia ei cea mai generalã, nu neglijeazã faptul cã în fiecare din cele trei zone existã o concomitenţã între eroziune - transport - sedimentare dar, subliniem, s-a avut în vedere dominanţa unuia dintre aceste procese, care dau şi tipul morfogenetic respectiv: relief de eroziune fluvialã (în zona I-a), relief de eroziune şi acumulare fluvialã (în zona a II-a) şi relief de acumulare fluvialã (în zona a III-a). Având ca bază această clasificare, sectorul de studiu al văii râului Moldova între Gura Humorului şi Roman se încadrează în zona a II-a a sistemului fluvial, specifică dezvoltării albiilor de râu. În cunoaşterea variabilităţii unui sistem geomorfologic fluvial se ţine seama de condiţiile de control: stadiul în care se află relieful, tipul de relief (ca fragmentare, energie şi altitudine), de realitatea celor două subsisteme (morfologic şi în cascadă) ale unui sistem fluvial, zonarea acestuia

15 în sensul Schumm; variabilele caracteristice fiecărei zone (Schumm şi Lichty, 1963; Ichim et al., 1989) (tabel 2.1) Tabel 2.1. variabilele unui sistem fluvial (Schumm şi Lichty, 1963). 1. Timpul 2. Relieful iniţial 3. Geologie (structură şi litologie) 4. Climat 5. Vegetaţie (tip şi densitate) 6. Volumul reliefului sistemului mai sus de nivelul de bază 7. Hidrologia (scurgerea şi producţia de sedimente pe unitate de suprafaţă în zona I –a ) 8. Morfologia reţelei de drenaj 9. Morfologia versanţilor 10. Hidrologia (debitul lichid şi solid în zona a II-a şi a III –a) 11. Morfologia albiei albiei şi văii şi caracteristicile depozitelor din zona a doua 12 Sistemul morfologic de acumulare şi caracteristicile depozitelor din zona a doua

Un alt aspect de care trebuie să ţinem cont în analiza factorilor de control este problema scării spaţiale şi temporale de abordare a fenomenului studiat. Aprecieri teoretice în legătură cu importanţa scării de timp şi spaţiu în geomorfologie au fost făcute de Schumm (1985), Summerfield (1997), iar principalele idei au fost rezumate de Rădoane et al (2002). Scara implică timpul, ratele şi mărimea evenimentelor. Cu cât secvenţa de timp este mai scurtă, spaţiul este mai mic, viteza mai rapidă iar procesele au un grad mai mare de specificitate. In acest caz, timpul trebuie considerat un indice al ratei de cheltuire a energiei, al lucrului făcut, al schimbării de entropie. Sunt variabile care nu pot fi măsurate în timpul geologic. Tabel 2.2. Ierarhia scărilor spaţiale şi temporale în geomorfologie (Summerfield, 1997) Scara spaţială

Dimensiuni Liniar (km)

Exemple de forme de relief

Areal (kmp)

Endogenice

Fluviale

Glaciare

Vaduri şi adâncuri

Morene mici

Văi glaciare mici

Micro

< 0,5

<0,25

Abrupturi minore de falie

Mezo

0,5 1,0

0,25 102

Vulcani mici

Meandre, Sector de albie împletită

Macro

10 103

102 106

Blocuri faliate

Albii majore

> 106

Lanţuri muntoase majore

Bazine hidrografice majore

Mega

> 103

Calote glaciare de altitudine Calote glaciare continentale

Factori majori de control Scara temporală EndogeEoliene Exogenice nice Microclimate; Cutremure SchimRiduri individuale şi Timp bări eoliene erupţii staţionar climatice vulcanice pe termen scurt Climate regionale; Timp Dune Schimbări dinamic climatice pe timp lung Mări de nisip

Zone climatice majore;

Mări mari de nisip

Schimbări climatice pe termen foarte lung

Timpul cliclic

Durata ani

101

103

107

16 Observaţiile şi măsurătorile făcute de noi, oricât de corecte ar fi, nu pot fi relevante pentru lungi perioade de timp, de ordinul milioanelor de ani. Referitor la aceasta, este clar că timpul exercită o influenţă semnificativă asupra perspectivei pe care o avem asupra fenomenelor. Pentru unele din acestea se pot stabili scări naturale : mega-, mezo-, micro- şi neevenimente (Summerfield, 1997). Scara depinde de timpul apariţiei şi particularizării evenimentelor (tabel 2.2). În cazul studiului de faţă, aşa cum este marcat şi în tabelul 2.2, formele de relief aflate în analiză aparţin scărilor spaţiale de tip mezo- şi macro- , iar pe scară temporală, timpului dinamic (în limita a 100 de ani) şi timpului ciclic (în limite de mai multe mii de ani). În consecinţă, factorii de control relevanţi pentru înţelegerea schimbărilor la nivelul sectorului de albie studiat sunt următorii: geologia, evoluţia paleogeomorfologică, relieful, climatul, hidrologia, vegetaţia şi intervenţiile antropice. 2.2. Revoluţia cantitativă în geografie Strahler (1950) a efectuat o critică acerbă a descriptivismului în geografie. Astfel, el a devenit un susţinător pasionat al analizelor cantitative şi utilizării tehnicilor metematice pentru analiza datelor. Datorită atitudinii lui faţă de acest aspect, a reuşit să atragă de partea sa, mulţi tineri cercetători care, ulterior, au întocmit şi ei la rândul lor astfel de studii. Practic, în domeniul geografiei s-a trecut la o schimbare de metodă. Strahler a publicat lucrarea lui Horton (1945) (care a decedat înainte de a-și vedea tipărită celebra lui lucrare "Erosional development of streams and their drainage basins: hydro-physical approach to quantitative morphology") şi a efectuat o serie de studii pe baze cantitative (1950, 1952, 1957, 1962, 1973, 1980). Dorinţa de a impune o abordare sistemică, riguroasă şi insatisfacţia produsă de ceea ce oferea descriptivismul geografic au determinat apariţia revoluţiei cantitative în geografie. Anul 1950 este considerat momentul de cotitură pentru soarta descrierilor geografice lipsite de baze cantitative. Inpsirându-se de la modelul oferit de Kuhn (1962), Chorley (1965) a elaborat o carte despre aplicarea metodelor cantitative în geografie. Astfel, unii oameni de ştiinţă au afirmat că geografia a devenit “mai ştiinţifică”. Cuantificarea în geografie prezintă o serie de avantaje dintre care amintim: s-au realizat progrese în domeniu şi o fundamentare ştiinţifică; s-au creat baze de date care fiind completate, pe parcurs, au permis realizarea de studii la scară regională; a permis aducerea la un numitor comun a problemelor abordate, astfel, devenind posibile unele comparaţii cu alte ştiinţe. Gilbert (1877) este considerat fondatorul geomorfologiei cantitative, tot el aducând în discuţie şi conceptul “graded” preluat mai apoi, şi de Davis. În România, înainte de 1980, predominau studiile geografice cu tentă istoristă şi descriptivă (Rădoane, Rădoane, 2004). După acest an, apar numeroase studii de geografie cantitativă pe care, în parte, le-am citat în secțiunea anterioară. În ultimele decenii, studiile pe baze cantitative sunt tot mai numeroase din varii motive: apariţia şi dezvoltarea tehnicilor GIS care au facilitat crearea, prelucrarea şi interpretarea bazelor de date, dar şi pretenţiile revistelor ştiinţifice bine cotate care nu acceptă spre publicare materiale bazate doar pe descriptivism.

17

CAPITOLUL III FACTORII DE CONTROL 3.1. Caracterizarea alcătuirii geologice Din punct de vedere geologic bazinul hidrografic al râului Moldova se suprapune peste două unităţi distincte: una montană, de orogen, cu structură cutată şi faliată de roci dure (roci metamorfice) şi roci de fliş şi una de podiş (de platformă), cu structură de monoclin şi cu roci mai moi (roci friabile de molasă şi platformă). Unitatea montană este reprezentată de orogenul Carpaţilor Orientali (unitatea cristalinomezozoică şi munţii flişului). Râul Moldova, aval de localitatea Păltinoasa, traversează pe circa 1 km zona miocenă, după care pătrunde în aria Platformei Moldoveneşti, dominată de roci friabile argilo-nisipoase (Ionesi, 1971) (fig.3.2). 3.1.1. Zona cristalino-mezozoică Ocupă partea centrală a Carpaţilor Orientali şi reprezintă prima etapă de edificare a structurilor aferente orogenezei alpine. Rocile care predomină sunt dure, de tipul gnaiselor, cuarţitelor, şisturi negre grafitoase, micaşisturi. În alcătuirea cristalinului acestei zone se disting următoarele unităţi structurale: unitatea de Bretila-Iacobeni, unitatea de Bistriţa, unitatea de Barnar, unitatea de Rarău. Suprafaţa ocupată în aria bazinului este de circa 216 kmp, reprezentând 5%, din suprafaţa totală a bazinului hidrografic (fig. 3.2.). Rusu (2002) a întocmit o analiză amănunţită a Cuvetei Rarăului din care preluăm şi noi: este constituită exclusiv din roci cu un grad ridicat de metamorfism, reprezentând cele mai vechi formaţiuni metamorfice din Carpaţii Orientali. La alcătuirea litologică predomină micaşisturile cu granaţi, amfibolitele şi gnaisele muscovit-biotitice. Elementului litologic caracteristic este gnaisul de Rarău cu microclin roz. Întreaga serie este afectată de fenomene de diaftoreză. Grupul de Bretila-Rarău aflorează pe flancurile sinclinalului mezozoic, mai ales pe cel vestic, unde ocupă un aliniament continuu, începând de la Pojorâta, pe la vest de vârfurile Adam şi eEva, prin Obcina Florească, Gura Plaiului etc. Pe flancul estic al sinclinalului, rocile mezometamorfice ale pânzei de Rarău, apar discontinuu, sub forma unui aliniament îngust. Duritatea mare a rocilor constituente şi poziţia tectonică a seriei, determină menţinerea lor în relief sub forma unui aliniament de înălţimi care ajung până la 1600 m. 3.1.2. Zona munţilor flişului Ocupă 80% din suprafaţa totală a bazinului hidrografic, (fig.3.2.) și este alcătuită preponderent din depozitele geosinclinalului flişului care au trecut prin mai multe faze de cutare, determinând astfel, o dispunere a structurilor sub formă de pânze de şariaj (descrierea structurilor geologice şi a alcătuirii petrografice s-a făcut pe baza foii geologice 1:200000, Rădăuţi, Joja et al., 1968; Ionesi, 1971).

18 Pânza de Ceahlău sau pânza internă superioară (Unitatea vest-internă), ocupă lăţimi reduse în cazul bazinului hidrografic al Moldovei, în zona Câmpulung Moldovenesc, după care se lăţeşte semnificativ spre sud, depăşind 10 km în aria Neamţului. La constituţia pânzei de Ceahlău iau parte depozite atribuite Neocomianului şi Baremian-Apţianului. Îngustarea ei în drepul văii Moldovei, până la 0.2 km, se datorează, probabil, pe de o parte îngustării zonei de sedimentare, iar pe de altă parte faptului că este acoperită de zona cristalinomezozoică, şariată peste ea de-a lungul unei importante linii tectonice. Pânza de Ceahlău este şariată la rândul ei peste Pânza de Palanca, chiar şi peste Pânza de Audia în anumite locuri. Structural, această pânză este caracterizată prin cute, falii, solzi. Rocile specifice sunt marnele calcaroase dure, cenuşii, gresii calcaroase în alternanţă cu şisturi argiloase şi marno-calcaroase.

Fig.3.2. Harta unităţilor lito-stratigrafice (în stânga). Schiţa tipurilor principale de roci ce aflorează în bazinul hidrografic al Moldovei (dreapta).

Pânza de Palanca (Pânza internă inferioară, Unitatea est-internă) prezintă o lăţime variabilă, iar în zona Breaza, Slătioara dispare cu totul, de aici înspre sud reapare şi se lăţeşte din nou până la aproape 5 km. La constituţia acestei pânze iau parte depozite atribuite Apţian-Vraconianului

19 (alternanţe de gresii calcaroase curbicorticale (convolute), cenuşii, dure, în strate de 10-40 cm, şisturi argiloase de culoare cenuşie sau verzuie şi gresii micafere cenuşii în strate subţiri de câţiva centimetri; în stratele de Cotumba pot apărea intercalaţii lenticulare de microconglomerate şi conglomerate, a căror grosime poate atinge 50-60 m; acestea sunt poligene şi sunt alcătuite atât din şisturi cristaline cât şi din roci sedimentare: calcare cenuşii şi albicioase, calcare recifale şi dolomitice (Gr. Alexandrescu, 1966. citat de Joja et al., 1968).) şi Cenomanianului (marne şi argile roşii şi verzi cu grosime de 50-60 m, în intercalaţie cu marne cenuşii şi gresii micacee). Pânza de Audia (Pânza Şisturilor Negre, Unitatea medio-internă) Pânza de Audia are o lăţime de aproximativ 13 km care scade treptat spre sud-est şi ajunge la sud de valea Moldovei, în dreptul localităţilor Negrileasa şi Găineşti, la 2-3 km şi chiar mai puţin. Stilul tectonic al pânzei de Audia este dominat de prezenţa cutelor, faliilor, în cea mai mare parte încălecate spre nord-est. Caracterul de pânză al acestei unităţi rezultă din faptul că unele elemente structurale ale Pânzei de Tarcău sunt tăiate oblic de linia Audia. Unii autori (Băncilă, 1958), susţin că există o pe valea Suhăi Mici (la Găineşti), afluent de dreapta al râului Moldova, o semifereastră, iar alţi autori infirmă prezenţa acesteia (Alexandrescu, 1964). La constituirea acesteia iau parte depozitele atribuite Neocomian-Albianului, VraconianCenomanianului şi Senonian-Paleocenului. Depozitele din care este constituită această pânză sunt reprezentate de şisturi argiloase negre, argilite negre, gresii calcaroase negricioase, mai mult sau mai puţin sferosideritice (care îi dau nota caracteristică), marno-calcare cu radiolari şi foraminifere, tufite, lidiene, argilite roşii şi verzi, gresii cuarţo-feldspatice micacee în bancuri de 0.3-2 m, de culoare cenuşie în spărtură proaspătă, gălbuie-brună când este alterată Pânza de Tarcău este constituită din flişul cuprins între fruntea Pânzei de Audia şi zona de molasă pericarpatică. Lăţimea ei variază între aproximativ 28 km şi 8 km pe valea Suhăi Mici (afluent de dreapta al râului Moldova). Este şariată peste Pânza de Doamna sau prin depăşirea acesteia direct peste zona neogenă. Pânza de Tarcău este constituită din depozite cretatice, paleogene şi mai ra,r neogene. Are cel mai evident caracter de pânză dintre toate unităţile flişului; prezintă şi cea mai mare dezvoltare, confirmată prin numeroase foraje (Putna, Straja, Frasin, Slatina etc.). Stilul tectonic al părţii interne a ei se caracterizează print-o succesiune de cute drepte şi normale. Partea mediană şi estică este caracterizată prin cute-falii deversate spre est. Elementul structural cel mai important este anticlinoriul diapir Măguricea-Ciumârna, în zona Găineşti, cu şisturi negre (strate de Audia) în ax şi depozite cretacic superioare şi paleogene pe flancuri. Acesta poate fi urmărit spre nord-vest până aproape de valea Moldovei unde se află sub depozite paleogene. Depozitele care intră în alcătuirea acestei pânze sunt: şisturi negre, argilite roşii şi verzi cu tufite, marnocalcare fine, fucoide, marne verzui-cenuşii, foioase şi gresii calcaroase verzui, bancuri groase de 0.3-3 m de gresie de Tarcău, gresie micaferă cu ciment argilos, mai rar calcaros grosieră până la microconglomeratică, de culoare cenuşie, argile verzi şi cenuşii foioase, cu intercalaţii de gresii silicioase verzi-albăstrui în strate de 5-10 cm, gresie micaferă cu ciment calcaros, de culoare cenuşie, mai rar cenuşie-gălbuie, în bancuri groase de 50-100 cm, asemănătoare cu gresia de Tarcău, dar cunoscută sub numele de gresia de Fusaru, calcare grezoase, albăstrui-verzui, în strate de 20 cm, cu vine de calcit, separate de intercalaţii de 30-100 cm de marne cenuşii-negre, menilite, disodile, argile roşii şi calcare silicioase spongolitice, dure, verzi, albăstrui, parţial rubanate, în strate de 5-15 cm (paleocen-luteţiene), gresii calcaroase verzui-albăstrui de 15-20 cm şi argile verzui-foioase (specifice stratelor de Suceviţa), gresie silicioasă, albă, fină, în bancuri de 30-100 cm (denumită, gresie de Lucăceşti), marne bituminoase, dure (de vârstsă oligocenă) etc.

20

Pânza de Vrancea. Reprezintă paraautohtonul Pânzei de Tarcău, şariată la rândul ei peste molasa pericarpatică. Structura internă a Pânzei de Vrancea din semiferestre este formată dintr-o succesiune de cute sinclinale şi anticlinale, afectate direcţional de unele fracturi, după care se produc deplasări slabe spre est. Cutele contrastează evident cu cele din fruntea Pânzei de Tarcău, prin caracterul lor izoclinal, având păstrate ambele flancuri şi mai rar cute falii. Are o litologie extrem de variată, în care domină complexele litologice moi. În structura sa internă se deosebeşte, ca element major ridicarea anticlinală Horaiţa-Doamna, care a adus la zi depozite cretacice (Ichim, 1979). Ionesi (1974), scoate în evidenţă faptul că anticlinalul Doamna-Horaiţa prezintă sâmbure diapir de şisturi negre culcat spre est. 3.1.3. Molasa pericarpatică (zona neogenă) Este situată între zona flişului carpatic şi Platforma Moldovenească. Reprezintă ultima etapă de evoluţie geosinclinală a orogenului carpatic, în care s-au depus sedimente neogene, reprezentate prin conglomerate, gresii, nisipuri, marno-argile şi evaporite (gipsuri şi sare gemă). Are o lăţime redusă de aproximativ 0,5-2 km până la valea Moldovei, de unde se lăţeşte treptat spre sud-est. Este constituită din depozite atribuite Paleogenului, Burdigalianului, Helveţianului şi Badenianului. Mişcările orogenice de la sfârşitul Paleogenului au dus la o accentuare a ridicării părţilor mai interne ale Carpaţilor Orientali, în timp ce apele au fost refulate spre marginea estică unde se contura o zonă depresionară cu subsidenţă foarte activă-avanfosă. Aici sau acumulat sedimente care ulterior au fost cutate în urma mişcărilor savice şi stirice vechi (Ionesi, 1974). Zona de molasă se defineşte ca fiind cea mai externă unitate de cutare şi este delimitată cu aproximaţie din cauza depozitelor cuaternare care o acoperă. Traseul ei este greu de urmărit dar se admite o vârstă postvolhiniană a şariajului. Burdigalianul.. Prezintă o grosime 500-600 m şi este constituit din conglomerate de Pleşu alcătuite aproape exclusiv din elemente de şisturi verzi de tip dobrogean, în special şisturi cloritoase şi sericitoase şi extrem de rare elemente de calcare dolomitice, calcare albe de tip jurasic şi calcare cu nummuliţi. Helveţianul . Depozitele helveţiene au o grosime mare putând ajunge până la 1300-1500 m. Ele cuprind gresii calcaroase cenuşii-verzui, marne şi argile de aceeaşi culoare şi foarte rare intercalaţii de gips. Sunt cunoscute sub denumirea de „orizontul cenuşiu al Miocenului”. Depozitele helveţiene prezintă frecvente variaţii laterale de facies. Badenianul este constituit din marne şi argile cenuşii şi verzui sau roşcate, uneori micafere, gresii calcaroase cenuşii, cafenii, moi şi foarte rare intercalaţii subţiri de gips şi prezintă grosime de cel puţin 300-500 m. De această serie sunt legate şi izvoarele sărate. Depozitele miocene de molasă fiind puţin dure au determinat o eroziune mai rapidă. Prin urmare, aspectul reliefului modelat pe aceste roci a căpătat altă înfăţişare ceea ce s-a materializat în sculptarea unor depresiuni. 3.1.4. Platforma Moldovenească În faţa Carpaţilor Orientali se extinde o regiune rigidă, consolidată încă din Proterozoic, Platforma Moldovenească. Din punct de vedere morfologic, se prezintă ca o succesiune de dealuri, platouri şi coline, care reflectă fidel structura litologică. În evoluţia geologică a Platformei

21 Moldoveneşti se pot separa două etape diferite: (Ionesi, 1974), prima de arie mobilă geosinclinală şi a doua de arie rigidă, stabilă, platformică. Prima etapă este materializată în soclul cristalin, iar cea de-a doua prin cuvertura de sedimente de pe acesta. Fiind o zonă de platformă, sedimentele de cuvertură nu au fost afectate de mişcări prea ample ale scoarţei terestre, Platforma Moldovenească a suferit transgresiuni şi regresiuni marine. Stratele care apar la zi sunt de vârstă volhiniană şi basarabiană, iar constituţia petrografică este reprezentată prin argile şi marne şi alternanţe de nisipuri, la care se adaugă orizonturi subţiri de calcare oolitice, conglomerate, prundişuri etc. Cuvertura platformei prezintă o structură monoclinală, în partea vestică a platformei creşte grosimea depozitelor miocene (fapt confirmat în urma forajelor efectuate în zonă), care sunt încălecate în lungul molasei pericarpatice. Prezenţa teraselor evidenţiază o mişcare de ridicare care a durat din Pleistocen până în Holocenul Inferior (Polonic, 1988, Zugrăvescu et al., 1998, Polonic et al., 2005). Aval de Gura Humorului, râul Moldova şi-a sculptat albia în depozite volhiniene până în dreptul localităţii Timişeşti, după care cursul acesteia se suprapune pe depozite basarabiene. 3.1.5. Tectonica La contactul dintre orogen şi platforma s-au produs mişcări verticale diferenţiale (de ridicare în zona orogenă, +1 mm sau +2 mm/an şi de coborâre în zona de vorland de -2 mm/an) (Zugrăvescu et al., 1998, Polonic, 1986, 1988, Polonic et al., 2005). Contactul este realizat de falia activă Solca care separă până în zona Focşani, la nivelul soclului, Platforma Est-Europeană. Aceasta este constituită dintr-un fundament cristalofilian precambrian peste care se suprapune o cuvertură groasă sedimentară paleozoic-neozoică, acoperită cu moldavide; a suferit o coborâre post-badeniană şi o puternică fragmentare prin falii longitudinale şi transversale (Zugrăvescu et al., 1998, Polonic et al., 2005). Baza cuverturii coboară în trepte sub orogenul carpatic până la o adâncime de peste 4000 m. Falia Solca se caracterizează prin mişcări diferenţiale, decroşări verticale, dar şi orizontale de translaţie (Polonic, 1986, 1988, Polonic et al., 2005). Platforma Moldovenească apare divizată în două subunităţi de către falia Siretului. Compartimentul estic a prezentat o coborâre post-badeniană, iar în perioada Pleistocen-Holocen, a înregistrat mişcări verticale pozitive cu circa 150-350 m amplitudine. Partea de nord a platformei a suferit mişcări de ridicare în timpul Miocenului Târziu care s-au intensificat spre nord până în Cuaternarul Timpuriu. Sectorul vestic al platfomei (peste care se suprapune mare parte din bazinul hidrografic al râului Moldova), afectat profund de procese neîntrerupte de subducţie şi coliziune a suferit aceeaşi coborâre post-badeniană, dar mult mai pronunţată, fragmentată de falii longitudinale. În prezent partea de vest a platformei este caracterizată prin mişcări crustale verticale recente de coborâre cu viteze de – 1 mm÷ – 2 mm/an, izoliniile având o dispunere, în general, paralelă contactului cu orogenul carpatic. Partea centrală a Platformei Moldoveneşti este caracterizată de o oarecare stabilitate, la este de care se înregistrează mişcări pozitive de +1 mm/an (Zugrăvescu et al., 1998, Polonic et al., 2005). 3.2. Evoluţia paleogeomorfologică. Există unele studii cu privire la evoluţia văii Moldovei efectuate de Martiniuc (1956), pentru etapa Precuaternară și (Barbu et al., 1964, Barbu, 1976, Ionesi, 1968, Donisă et al., 1972, Ichim, 1979) pentru etapa Cuaternar-Holocenă etc.

22 Lucrarea referitoare la Sarmaţianul dintre râul Siret şi Carpaţi, Martiniuc (1948) constituie un punct de plecare în descifrarea evoluţiei reţelei hidrografice est-carpatice. Se detaşează mai multe faze de evoluţie: Prima fază se raportează la traseul montan al râului Moldova. În faţa văii Moldovei este Dealul Ciungi în care apar depozite sarmatice suprapuse peste pătura deltaică cu pietrişuri slab cimentate prinse în fracţiuni nisipoase sau argilo-nisipoase. Acest aspect a fost studiat de mai mulţi autori (Macarovici, 1953; Barbu et al., 1964, Barbu şi Ionesi, 1988, Donisă et al., 1972, Ichim, 1979), iar concluzia prezentată anterior a fost preluată în toate studiile privitoare la paleogeografia Carpaţilor Orientali şi Podişului Moldovei (Barbu et al., 1964; Tufescu et al., 1973; Donisă et al., 1973; Donisă, Martiniuc, 1980; Grasu et al., 2002). Dealul Ciungi este situat la contactul dintre orogenul carpatic şi Platforma Moldovenească, contact pe care, în prezent este situată valea Moldovei. Se continuă cu Dealul Socul până la valea Soloneţului şi are prelungiri până în zona localităţii Berchişeşti, limita de sud fiind chiar valea Moldovei. Prezenţa pietrişurilor este un element de reţinut, acestea apărând în numeroase deschideri în lungul unor pâraie. Prezenţa acestora demonstrează existenţa unei reţele bine dezvoltate de râuri ce drenau Obcinele Bucovinei. Pietrişurile sunt bine rulate şi conţin circa 98% din elemente de fliş sedimentar de cuvetă mezozoică (Grasu et al., 2002). Vârsta deltei este Sarmaţian inferior. Mişcările moldave au impins mult orogenul carpatic peste Platforma Moldovenească (la Frasin, la aproximativ 13 km în interiorul zonei montane, un foraj a interceptat sub orogen Sarmaţianul de Platformă) (Amăriucăi, 2000). Prezenţa râului Moldova pe actualul traseu datează din Sarmaţianul inferior, ideea fiind susţinută cu dovezi (martori de terase fluviale) şi de Barbu (1976) şi Ionesi (1998). Miclăuş (2001) vine cu o nouă interpretare mult mai detaliată şi susţine faptul că masivul Ciungi este un con aluvial (fan-delta) „dominat de procese fluviale” (pe baza unei analize sedimentologice şi petrografice). Există câteva aspecte importante care susţin ideea că depozitele sedimentare de la Ciungi aparţin unui con aluvial: aspectul relativ semicircular relevat şi de Barbu et al., 1964, poziţia depozitelor la contactul dintre zona montană şi Podişul Sucevei, relaţiile bine definite cu sursa considerată de multă vreme ca fiind râul Moldova, extindere laterală limitată, lipsa dovezilor existenţei zonei de tranziţie (subaerian-submarină) şi lipsa oricărei dovezi a existenţei intercalaţiilor de depozite marine, absenţa totală a faunei de tip marin sau lacustru (Barbu et al., 1964, Ionesi, 1968, Grasu et al., 2002). Ca vârstă consideră că formarea lui a avut loc în Volhinian, în timpul unui climat temperat cu precipitaţii medii anuale de peste 1500 mm şi prezenţa unor mişcări tectonice (probabil fazele orogenetice moldave). A doua fază a perioadei anterioare formării şesului s-a caracterizat printr-o glisare continuă a văii înspre est impusă în mod special de activitatea intensă a afluenţilor de dreapta (Suha Mică, Suha Mare, Râşca, Ozana). Această glisare poate fi pusă şi pe seama unor activităţi neotectonice reprezentate de mişcările post-moldavice. Condiţiile oferite de Pliocenul superior au favorizat şi formarea şesului actual al Moldovei cu continuarea glisării spre est a traseului râului simultan cu mutarea tot mai spre sud a confluenţei cu Siretul. Identificarea unor terase superioare ale Moldovei la distanţe de peste 10 km faţă de traseul actual al râului întăresc ideea că punctul de confluenţă al râului Moldova cu Siretul ar fi fost undeva la est de localitatea Ciohorani (Băcăuanu şi Martiniuc, 1970), unde s-a identificat o terasă de vârstă pliocenă. Mai apoi, albia a început să migreze spre sud, prin deplasare laterală, erodând complexul de terase de pe malul drept al Siretului, până în dreptul localităţii Dulceşti, de unde în aval se înfăţisează întreg complexul de terase ale Siretului.

23 Se consideră că punctul de confluenţă al Moldovei cu Siretul a migrat spre sud cu aproximativ 30 km. A treia fază caracterizează etapa formării şesului actual al văii Moldovei cu formarea morfologiei subaluviale. Descrierea morfologiei subaluviale a fost posibilă cu ajutorul forajelor realizate în cadrul luncii râului. Forajele au fost efectuate cu prilejul pregătirii unor amplasamente hidrotehnice, lucrări pentru alimentare cu apă a unor unităţi, situaţii în care s-a observat faptul că aluvionarul coboară mult sub punctul talvegului din momentul respectiv. Donisă (1968) în cadrul studiului complex, referitor la valea Bistriţei, avansează ideea că a avut loc o fază de incizie a văilor, anterior acumulării depozitelor îb care s-au sculptat anterior terasele inferioare ale râului. Aceeaşi idee a fost susţinută şi de Martiniuc (1956) pentru râul Moldova în regiunea Baia. Mai târziu Ichim (1979) a detectat situaţii similare pe Suha Bucovineană. În acelaşi an, Donisă şi Martiniuc, efectuează un studiu regional în care descriu şi analizează acest relief subaluvial şi conchid faptul că baza prundişurilor coboară undeva la sub 12 m, în zona Păltinoasa (unde forajele s-au oprit tot în pietrişuri, fapt ce ne facem să considerăm o grosime mai mare a acestora în această arie), la sub 13 m în Cornu Luncii şi scade mai apoi, la Baia, sub 10 m. Cădere et al., 1967 ajung la aceleaşi concluzii pentru siturile Berchişeşti, Băişeşti şi Baia. În acest context, deosebit de interesantă devine problema paleoalbiilor anterioare formării şesului aluvionar (Amăriucăi, 2000). Cele peste 200 de foraje existente au permis o abordare cantitativă a problematicii. Astfel, Amăriucăi (2000), afirmă că baza aluvionarului se află sub nivelul talvegului acutal la adâncimi care în unele situri depăşesc 20 m, iar lăţimea paleoalbiei depăşeşte 1250 m (în secţiunea Timişeşti, unde a fost studiată în mod detaliat). Dintr-o simplă comparaţie cu secţiunea actuală se relevă faptul că debitul de formare a paleoalbiei era cu multe mai mare (Amăriucăi, 2000). Dacă ar fi să continuăm descrierea paleoalbiei Timişeşti este important să subliniem poziţia acesteia, mult în lateral faţă de cea actuală, pe aliniamentul conului Ozanei. Amăriucăi (2000) nu exclude ideea că această situaţie ar putea fi una locală, generată de o veche vale subaluvionară a Ozanei. Ca mărturie a inciziei despre care aminteam anterior stau şi elementele unui şes de eroziune sculptat în marnele sarmaţiene. Pe marginea estică a origenului carpatic, la sfârşitul Pleistocenului, s-a produs a adâncire ritmică având ca rezultat foarmarea de trepte în rocă şi albii îngropate în baza aluvionarului teraselor inferioare (Donisă şi Martiniuc, 1979). Ichim et al. (1989), în legătură cu relieful de eroziune înhumat în complexul morfologic şi sedimentar, punctează următoarele aspecte: 1. existenţa unei faze de adâncire a văilor, care a permis acumularea complexului aluvionar şi 2. existenţa şi manifestarea paleodebitelor care au determinat exacavarea fundului văilor şi care erau cu mult mai mari decât cele actuale. Cercetători de pe plan mondial şi european (Fisk, 1951, Dury, 1964, Donisă, 1968, Ichim, 1979, Donisă şi Martiniuc, 1980, Ichim et al., 1989, Amăriucăi, 2000) consideră că morfologia subaluvială a râurilor are legătură directă cu succesiunea glaciaţiilor din Pleistocen, perioadă căreia îi corespunde o succesiune dominată de procese de eroziune şi aluviere. Cercetările din ţara noastră cu privire la această succesiune eroziune-aluviere, arată că pânza de pietrişuri ce a colmatat fundul văilor est-carpatice este de vârstă wurmiană. Privite în profil longitudinal, paleoalbiile prezintă asemănări cu albia actuală. A patra fază este reprezentată de faza acumulării complexului aluvionar şi detaşarea treptelor morfologice. Problema aceasta a simultaneităţii eroziunii şi acumulării este încă intens disputată în literatura de specialitate. Totuşi, se consideră că aceste perioade alternează şi sunt date de succesiunile climatice înregistrate în Peistocen. Astfel, perioadele mai reci şi mai umede ar fi prielnice unei activităţi fluviale intense (cu aluvieri puternice), iar fazele mai calde şi mai secetoase ar fi favorabile eroziunii, respectiv adâncirii şi îngustării albiilor.

24 Conform autorilor citați, la noi în ţară se consideră că acumularea complexului aluvionar şi detaşarea treptelor morfologice a înregistrat cele mai mari valori în ultima parte a Wurmianului, când văile au fost invadate de prundişuri şi bolovănişuri. După această fază, s-a manifestat o nouă fază de eroziune care a început la sfârşitul Wurmului, care nu a mai avut puterea de a secţiona depozitele aluvionare până în bază. Am detaliat acest aspect la capitolul de dinamică milenară a albiei râului Moldova.

Fig. 3.3 Distribuţia grosimii aluvionarului în lungul râului Moldova (în zona extracarpatică) (evaluare pe baza forajelor publicate de Cădere et al, 1967 şi Amăriucăi, 2000).

Un alt aspect specific râului Moldova este acumularea complexului aluvionar sub forma unor imense conuri de dejecţie (fig.3.3.) (Amăriucăi, 2000). Poate fi identificat un con de dejecţie cu apexul la Gura Humorului-Păltinoasa, închis după confluenţa cu pârâul Râşca, al doilea con de dejecţie, cu apexul în secţiunea Drăgăneşti, se delimitează şi mai clar avându-se în vedere amploarea căpătată datorită confluenţelor Ozanei şi Topoliţei cu râul Moldova. Acest al doilea con se prelungeşte până în zona Tupilaţi, unde îşi are apexul cel de-al treilea con care se continuă până în aria Gherăeşti-Roman. În această zonă, în urma analzei istorice efectuate de noi am constatat existenţa celor mai mari modificări ale traseului albiei (fig.3.3.). Martiniuc (1954) susţinea că întregul şes extracarpatic al râului Moldova este de fapt o imensă câmpie piemontană, idee cu care au fost de acord şi Bandrabur şi Giurgea (1965), dar şi Rădoane şi Rădoane (1976). Grosimea aluvionarului atinge valoarea maximă la 130 km aval de izvoarele râului Moldova şi este situat într-un loc unde lunca râului nu este în zona sa de extindere maximă. Variaţia grosimii materialului aluvionar în lungul şesului râului Moldova, urmează clar succesiunea celo trei mari conuri (fig.3.3.). Geneza acestor conuri de dejecţie este legată de sedimentarea considerată în sens longitudinal al râului, dar şi de contribuţia laterală a tributarilor de dreapta ai râului Moldova. În ultimii 100 ani au fost semnalate schimbări fluviale semnificative în cadrul fâşiei active. În zona Gura Humorului, în dreptul podului CFR care traversează râul, ca urmare a inciziei albiei din ultimele decenii, pilele podului se află în pericol de prăbuşire. Pentru a lua măsuri împotriva prăbuşirii podului CFR, beneficiarul CFR-Iaşi a luat decizia finanţării unei lucrări de amenajare a albiei în secţiunea respectivă. Mecanismul este unul simplu: se efectuează o lucrare în

25 aval de podul afectat care va juca, practic, rolul unui baraj. Cu alte cuvinte, această amenajare va conduce la un proces de colmatare, spre amont, exact unde se află pilele podului CFR, astfel, îndepărtându-se pericolul prăbuşirii acestuia. Cu ocazia executării acestei lucrări s-a realizat un aliniament transversal de foraje care au pătruns până la circa 10 m adâncime (luând în considerare şi înălţimea malurilor (1.5-2 m), dar şi stratul de umplutură (1-1.5 m) realizat de firma care efectuează lucrarea). Prin amabilitatea inginerului de şantier, am putut lua parte la procesul de forare, prelevând probe din două foraje (fig. 3.3.1). Probele prelevate au fost uscate la etuvă, după s-a trecut la prelucrarea lor în laborator, cernerea lor şi realizarea curbelor granulometrice (fig. 3.3.2).

Fig. 3.3.1. Foreza cu care s-a efectuat aliniamentul de foraje în secţiunea transversală de la Gura Humorului

În total, în secţiunea transversală s-au efectuat peste 130 de coloane care, alternativ, au fost armate şi umplute cu beton. Noi am prelevat probe din două coloane (una situată în mijlocul albiei, iar cealaltă în apropierea malului stâng). După prelucrările ulterioare, din laborator au rezultat curbele granulometrice din fig. 3.3.2. Din diagramele prezentate în fig. 3.3.2. putem constata că principala caracteristică a depozitelor, pe ansamblul alcătuirii lor şi extinderii în adâncime, este dominată de prezenţa pietrişurilor de ordin mijlociu şi mic. Trebuie să specificăm încă din start că din analiza noastră lipseşte prima probă, aceea din pavajul albiei (probă efectuată şi analizată de Miclăuş et al. (19961997) care este constituită din bolovănişuri şi pietrişuri cu diametre de 32-38 mm). Odată cu creşterea adâncimii se constată o scădere continuă a granulometriei (în mod deosebit după adâncimea de 4 m, unde se află penultimul strat de materiale mai grosiere).

26

Fig. 3.3.2. Compoziţia granulometrică la Gura Humorului (Foraj 1 şi Foraj 2)

27

Fig. 3.3.3. D50 caracteristic pentru secţiunea Gura Humorului (foraj 1 şi 2) Tabel 3.3.a D50 (F 1 şi F 2 Gura Humorului) Foraj 1 Proba 616 875 809 184 767 101 985 664 633

Adancimea, m 2,6 2,6-3 3,0-3,4 3,4-3,8 3,8-4,2 4,2-4,8 4,8-5,2 5,2-5,9 5,9-6,7

D50, mm 7 4,5 3 10 6,5 5,5 1,8 5,8 2,2

Proba 738 577 601 573 791 518 167 731

Foraj 2 Adancimea, m 2,4 2,4-3,2 3,2-4,4 4,4-4,8 4,8-5,4 5,4-6,0 6,0-6,4 6,4-6,7

D50, mm 4 3 7,5 6,3 6 1,25 7,5 1,75

În distribuţia pe adâncime, după cum se poate observa pe curbele reprezentate în fig. 3.3.2, fig. 3.3.3 şi tabelul 3.3.a se observă a variaţie relativ similară a curbelor ce reprezintă materialul prelevat din cele două foraje. Analizându-se D50 (fig. 3.3.3, tabelul 3.3.a), se poate observa un strat de materiale mai grosiere, la adâncimea de 3,8-4,2 m, după care predomină pietrişurile mărunte şi chiar fracţiunile nisipoase. La adâncimea de 6 m, apare o nouă inflexiune a curbelor care atesta existenţa unor materiale mai grosiere, dar acestea nu depăşesc clasa pietrişurilor mijlocii. 3.3. Relieful Prin orientare, altitudine, grad de fragmentare orizontală, energie, expoziţie, pante, relieful reprezintă un factor semnificativ în organizarea şi desfăşurarea procesului scurgerii lichide și solide. Procesele geomorfologice de la nivelul albiei minore sunt controlate de o suprafață a bazinului hidrografic de 4299 km2 care se suprapune peste patru unităţi lito-stratigrafice deja

28 analizate mai sus (fig. 3.2). Râul Moldova le străbate în diagonală, începând de sub Lucina (1588 m) şi până la Gura Humorului (480 m), după care râul se angajează în regiunea extracarpatică, unindu-se cu Siretul la Roman, la o altitudine de 180 m (fig.3.4.) (Ujvari, 1972). 3.3.1. Munţii din zona cristalino-mezozoică În această categorie se încadrează Obcina Mestecăniş, la extremitatea căreia de află şi izvoarele râului Moldova (fig.3.4.). Obcina Mestecănişului se suprapune părţii nord-estice a zonei cristalino-mezozoice din Carpaţii Orientali. Altitudinea medie este de 1150 m pentru întreg sistemul orografic, iar la nivelul culmii principale se înregistrează valori mai mari cu aproximativ 150-200 m. Se deosebeşte de obcinele flişului printr-o masivitate pronunţată, predominarea formelor mature, larg ondulate, separate de văi adânci cu versanţi înclinaţi, dar stabili. Procesele geomorfologice actuale, în această zonă cunosc o slabă dezvoltare, aceasta explicându-se prin duritatea rocilor constituente (Barbu, 1976). Culmea principală se continuă spre sud, până la Pasul Mestecăniş (1096 m), apoi se continuă sub numele de culmea Argestru, după care se înalţă brusc până la Rarău şi Giumalău (1653 m, respectiv 1857 m) (Amăriucăi, 2000). Afluenţii râului Moldova din cursul superior, în zona văilor transversale, în unele sectoare formează chei.

Fig. 3.4. Dispunerea treptelor de relief în bazinul hidrografic al râului Moldova (prelucrare după SRTM)

29

3.3.2. Munţii flişului Aproape 80% din suprafaţa bazinului hidrografic al Moldovei este atribuită munţilor flişului. Toţi afluenţii de dreapta (Suha Mică, Râşca, Ozana etc) (fig.3.4.) ai râului provin din această zonă. Subunităţile drenate de râul Moldova şi afluenţii săi sunt: Obcina Feredeului, versantul vestic al Obcinei Mari, versantul de est al Munţilor Stânişoarei, până la partea superioară a bazinului Topoliţei. Obcina Feredeului se încadrează pe solzii unităţii de Audia şi se caracterizează printr-un paralelism al culmilor monoclinale componente. Imbricarea solzilor şi a culmilor corespondente lor fac să apară ca o masivitate care nu permite nici un fel de regionare. Totuşi, se pot distinge o parte central-vestică, amplasată de şisturi negre, cu trăsături clare şi o parte estică, corespondentă gresiilor de Prisaca unde predomină relieful de măguri (Barbu, 1976). Obcina Mare se suprapune părţii de est a flişului senonian-paleogen şi este formată dintr-o succesiune de culmi paralele, monoclinale. În cadrul acesteia se detaşează următoarele subunităţi: Obcina Moldoviţa, ulucul depresionar Ciumârna-Săcrieş, culmea principală a Obcinei Mari şi Obcinele Humorului (Barbu, 1976). Obcinele Brodinei sunt situate la nord de Depresiunea Moldoviţei şi reprezintă o rezultantă a boltirii axiale a flişului în acest sector. Culoarul depresionar Moldova-Sadova, cu o lăţime de circa 3 km şi o lungime de 50 km constituie limita dintre Obcina Mestecănişului şi Obcina Feredeului. Acest culoar, la sud de valea Moldovei se înalţă treptat până la dispariţie, iar formarea lui are la bază fenomenul eroziunii selective, a Moldovei superioare şi Sadovei, în rocile mai mobile ale flişului intern (Barbu, 1976). Obcina Cacica reprezintă prelungirea sudică a Obcinei Mari, iar versanţii acesteia de vest şi sud-vest sunt drenaţi de afluenţii râului Moldova (Humorul şi Bucovăţul). Prezintă un relief variat rezultat prin eroziune fluvială şi pedimentaţie şi înălţimi de 850-950 m (Barbu, 1976). Munţii Stânişoarei se întind de la sud de Suha Bucovineană până la Valea Bistriţei în sectorul Broşteni-Piatra Neamţ. Altitudinea maximă este de 1531 m (Vârfu Bivol). Prezintă o înălţime medie de 800 m şi o asimetrie evidentă. Versantul dinspre Valea Bistriţei este abrupt şi scurt, iar celălalt (dinspre valea Moldovei) este mai slab înclinat şi prelung. Energia de relief este cuprinsă între 350-500 m, iar densitatea fragmentării între 400-500 m. Ichim (1979) a întocmit un studiu amănunţit referitor la Munţii Stânişoarei şi a realizat o împărţire riguroasă în numeroase subunităţi, iar noi vom prelua şi detalia doar pe cele care se suprapun peste bazinul hidrografic al râului Moldova. Munţii Sabasei, delimitaţi la nord de Munţii Suha, iar spre sud de văile Cotârgaşi şi Bistriţei, până spre Poiana Largului. Înălţimea medie a reliefului este de 1000 m, iar adâncimea fragmentării verticale depăşeşte 500-600 m. Altitudinile cele mai mari se întâlnesc pe sinclinalele suspendate (Bivol-Hălăuca, Hăciugosu Comorii). Întreg sistemul morfogenetic se suprapune pe Pânza de Ceahlău. Munţii Neamţului ocupă o mică parte din bazinul Moldovei, în cadrul subbazinului Ozanei. Sunt munţi joşi care nu depăşesc 1000 m, cu o energie de relief ce se înscrie în intervalul 350-500 m. În lungul acestora se întâlnesc forme de eroziune selectivă care determină apariţia unor depresiuni de facies litologic cum ar fi: Pipirig, Pluton, Dolia, etc. Munţii Suha sunt delimitaţi la nord de valea Moldovei, la est de Subcarpaţii Moldovei, la vest de pâraiele Pădureţ şi Coliba (bazinul Suha Mare), Negrileasa, Ostriţa, Brăteasa şi Gemenea, până spre localitatea Slătioara, iar la sud de valea Râşcăi. Aceştia sunt caracterizaţi de altitudini de

30 1000 m, cu energii de relief de 300-400 m şi o orientare a culmilor de tip radiar, separate de culoare depresionare. Înălţimea, masivitatea, structura geologică şi alcătuirea petrografică, gradul de fragmentare verticală şi orizontală a reliefului, specifice ariei montane prezintă influenţe asupra fenomenului de scurgere, prin variatatea spaţială a dispunerii valorilor, care se diminuează progresiv de la nord spre sud ca urmare a scăderii altitudinii şi masivităţii. 3.3.3. Subcarpaţii Subcarpaţii aparţin geosinclinalului alpin şi încep de la valea Moldovei spre sud-sud-est (fig.3.4.). Până la valea Moldovei, Obcina Bucovinei cu Depresiunile Rădăuţi, Solca şi Cacica, domină în mod clar structurile de podiş. Această zonă miocenă, pentru bazinul Moldovei, priveşte o mică porţiune din minibazinul Bucovăţului situat în extremitatea sudică a Obcinei Cacica. De la valea Moldovei înspre sud, Subcapaţii se dezvoltă ca un aliniament de culmi cu altitudini de până la 1000 m. Energia de relief este de 300, până la 450 m. Bazinul Moldovei drenează o parte din Subcarpaţi, respectiv Depresiunea Neamţului, Culmea Pleşu şi culmile Mărgineni şi Corni care închid spre nord-est Depresiunea Cracău-Bistriţa. Culmea Pleşu (911 m) este cea mai înaltă structură şi mai masivă, alcătuită din conglomerate burdigaliene; prezintă energie de relief şi fragmentăre specifice munţilor joşi. Culmile Mărgineni şi Corni se prezintă ca nişte dealuri mai proeminente. 3.3.4. Podişul Moldovei Ocupă suprafeţe reduse în cadrul bazinului (aproximativ 15%) şi se suprapune domeniului de platformă (fig.3.4.). Băcăuanu et al. (1980) include acest teritoriu la Podişul Moldovei şi îl denumeşte Podiş Piemontan. Din cadrul acestui Podiş Piemontan de bazinul Moldovei aparţin flancul de sud-vest al Masivului Ciungi (692 m), Dealul lui Ciocan (650 m), Dealul Boiştea (583 m), Dealul Runcu (507 m) precum şi lunca Moldovei de la Păltinoasa până la Roman. Limita dintre bazinul hidrografic al Moldovei şi cel al Siretului şi Şomuzului este constituită de unitatea denumită Podişul Fălticenilor. Drenarea Subcarpaţilor de către bazinul hidrografic al Moldovei implică o serie de consecinţe cu efect asupra regimul de scurgere lichidă şi solidă. Prin urmare, se schimbă regimul cantităţilor de precipitaţii, acestea fiind zone mai joase, mai sudice, care prezintă un grad de continentalism mai ridicat faţă de aria montană. De asemenea, din punct de vedere litografic şi morfologic, condiţiile de schimbă. În zonele aluviale specifice ariilor piemontane au loc infiltrări bogate în paturile albiilor şi fenomene de împletire. 3.3.5. Terasele râului Moldova Valea Moldovei, între Prisaca Dornei şi Gura Humorului prezintă o suită de terase care se pot identifica până la o altitudine de 220 m (Ichim, 1979). Barbu (1976) a identificat cea mai înaltă terasă, ca fiind cea de 110 m. Preocupările legate de problema teraselor Moldovei au fost numeroase. Astfel, Nimigeanu (1949), citat de Amăriucăi (2000), în arealul depresiunii de la Câmpulung Moldovenesc, indică prezenţa unei terase fluviale de 5-8 m, pe care este aşezat în mare parte din oraşul şi o terasă de 15-18 m a cărei urme apar la izvoarele pâraielor Deia,

31 Corlăţeni şi Hurghiş (Barbu, 1976). În cuveta Pojorâtei, se remarcă prezenţa a 3 terase: inferioară, medie şi superioară, fără să facă precizări referitoare la altitudinea acestora. Iosep şi Paulenco (1970), în cadrul depresiunii Vama, menţionează următoarele terase: 4-7 m, 8-10 m, 15-20 m, 30-35 m, 60-70 m. În bazinetul Gura Humorului, Martiniuc (1965), a identificat terasele: 1-2 m, 3-4 m, 5-6 m, 8-10 m, 20 m. După cum subliniam mai sus, Ichim (1979) a indicat prezenţa unor terase dincolo de nivelul de 110 m detaliat anterior de Barbu (1976). Astfel, tersasa de 120-140 m poate fi identificată pe Muntele Bahna. În alcătuirea ei sunt angrenaţi 10-15 m prundişuri, peste care se află o serie de depozite lutoase de 4-5 m, apoi un strat de grohotişuri care, practic maschează prundişurile. Terasa de 160-180 m poate fi identificată pe bază de depozite aluvionare situate pe flancul sudic al dealului Buzău. Ichim (1979) susţine că foarte probabil, Moldova prezenta o difluenţă în această zonă, păstrându-se terasa de pe braţul pe a cărui traseu s-a adâncit mai apoi valea râului Sălătruc. Terasa de 220 m poate fi identificată pe interfluviul de confluenţă dintre Moldova şi Suha Bucovineană. Donisă şi Martiniuc (1980) subliniază scăderea altitudinii teraselor inferioare ale Moldovei, spre aval. Astfel, terasa de 20 m de la Berchişeşti coboară la 15 m la Brăieşti, 12-13 m la Dumbrava-Brădăţel şi la 10 m la Fântâna Mare, iar terasa de 10 m de la Capu Codrului coboară la 5 m la Brăieşti şi la 3-4 m la Cornu Luncii. 3.4. Clima Din punct de vedere climatic, bazinul hidrografic al râului Moldova se încadrează în ţinutul climatic est-european. Acesta prezintă unele nuanţe oceanice, baltice la partea superioară a bazinului şi nuanţe continentale mai excesive în cadrul cursului inferior. Dispunerea văii pe direcţia NV-SE, favorizează canalizarea maselor de aer, datorită formei de culoar a văii Moldova căreia îi este specific topoclimatul elementar de vale, cu caracter de adăpost. Singurul inconvenient ar putea fi canalizarea unor mase de aer de-a lungul văii, la care se pot adăuga unele inversiuni termice. Amăriucăi (2000) a analizat înregistrările instrumentale de la mai multe staţii meteorologice din bazin (Rarău, Câmpulung, Fălticeni, Târgu Neamţ, Roman) cu scopul de a surprinde în amănunt variabilitatea şi caracteristicile elementelor climatice ce definesc clima din cadrul arealului studiat, din care preluăm şi noi unele aspecte. Radiaţia solară prezintă valorile cele mai mari ziua în timpul amiezii şi în cadrul lunii iulie din an. Acestea variază atât latitudinal, cât şi altitudinal. Pentru staţiile din cadrul bazinului hidrografic al râului Moldova, Amăriucăi (2000) a prezentat valorile din tabelul de mai jos. Tabel 3.3 Valorile radiaţiei globale în cadrul bazinului hidrografic al Moldovei Staţia Meteorologică Rarău Câmpulung Târgu Neamţ Fălticeni Roman

Altitudine, m 1593 659 387 348 216

Radiaţia solară globală, K/cal/cm² 108,8 107,5 114,0 114,8 116,4

Diferenţele care se observă în datele prezentate ţin atât de poziţia staţiilor în cadrul bazinului hidrografic, dar şi de circulaţia maselor de aer. Astfel, la o diferenţă altitudinală de 1400 m apare o diferenţă de circa 8K/cal/cm².

32 Temperatura aerului este elementul climatic cel mai utilizat în toate analizele, alături de precipitaţiile atmosferice. Avându-se în vedere varietatea localizării staţiilor meteorologice din cadrul bazinului, rezultă o diversitate spaţială a acestui parametru. În cadrul bazinului hidrografic al râului Moldova izoterma de 2,3ºC se sitează în aria Carpaţilor Orientali, zona Masivului Rarău, apoi creşte la 6,5ºC, în sectorul Câmpulung-Păltinoasa, 8,2ºC la Fălticeni şi Târgu Neamţ şi 8,6ºC la Roman (fig.3.5.). 10

Temperatura, grade C

9 8 7 6 5 4 3 2 1 0 Rarău

Câmpulung

Târgu Nemţ

Fălticeni

Roman

Fig. 3.5 Variaţia temperaturilor medii anuale înregistrate la staţiile meteorologice din cadrul bazinului hidrografic al Moldovei în perioada 1956-1997

Temperatura, grade C

25

Rarău

Târgu Neamţ

Câmpulung

Fălticeni

Roman

20 15 10 5 0 -5 -10 I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Luna

Fig. 3.6. Variaţia temperaturilor medii lunare multianuale la staţiile meteorologice din cadrul bazinului hidrografic al Moldovei în perioada 1956-1997

Se observă un minim de -7,1ºC, aferent lunii ianuarie la staţia Rarău, -4,3ºC la Câmpulung, -3,8ºC la Roman şi un maxim înregistrat în luna iulie (11,5ºC la Rarău, 16,6ºC la Câmpulung şi 19,8ºC la Roman) (fig. 3.6.). În partea superioară a bazinului se manifestă peste 5 luni de iarnă cu temperaturi medii anuale sub 0ºC, iar în partea inferioară a acestuia se înregistrează doar 3 luni (Roman). Acest aspect are consecinţe asupra regimului pluviometric, termic şi de îngheţ cu implicaţii directe asupra regimului alimentării subterane şi de suprafaţă.

33 Din analiza datelor de care dispunem rezultă ca anii cei mai răcoroşi au fost: 1956, 1969, 1980 şi 1987, iar cei mai călduroşi au fost: 1966, 1975, 1990 şi 1994. În sezonul rece se înregistrează amplitudini medii de 14,7ºC, iar în sezonul cald de 5,4ºC. Cu privire la valorile temperaturilor extreme înregistrate, maximele termice predomină în sezonul cald, lunile mai-august în zona staţiei Rarău unde valorile depăşesc adesea 26-29ºC, iar în cadrul cursului inferior (de la Câmpulung la Roman), temperaturile ajung la 35-38ºC. Maximele absolute înregistrate au fost: Rarău (29ºC, 13 iulie 1984), Câmpulung (36ºC, 20 iulie 1987 şi 26 iulie 1992), Târgu Neamţ (37,2ºC, 20 august 1968), Roman (38,2ºC, 25 august 1957) (Amăriucăi, 2000). Caracterul de culoar al văii permite pătrunderea aerului cald tropical până în zona Câmpulung ridicând valorile temperaturii la peste 36-37ºC. Dacă aceste invazii de mase de aer cald se întâmplă să se suprapună lunilor martie-aprilie atunci când are loc şi topirea zăpezii au loc viituri şi inundaţii. Astfel, o suprapunere a topirii zăpezilor cu cantităţi însemnate de precipitaţii contribuie la modificarea şi diversificarea regimului de alimentare (pluvial, nival) şi constituie factorul declanşator pentru inundaţii. Râul Moldova este printre puţinele râuri din ţară care nu dispune de nici un fel de lucrare pentru regularizarea scurgerii. Temperaturile minime sunt cele care sunt responsabile pentru regimul scurgerii în sezonul rece. Sezonul rece este situat în lunile noiembrie-martie, iar în zona montană numărul de zile cu îngheţ se ridică la 160 zile. În partea inferioară a bazinului Moldova, numărul de zile cu fenomene de îngheţ nu depăşeşte 110. După cum este şi firesc, minimele extreme înregistrate sunt în luna ianuarie şi variază de la -28ºC (la Rarău), la -32,7ºC (la Roman). Amplitudinile termice înregistrate sunt foarte mari, de la 57ºC, la Rarău, până la 70ºC la Roman. Dacă în partea de nord a bazinului hidrografic putem vorbi despre un oarecare grad de moderaţie, în patea inferioară aferentă culoarului se observă o discontinuitate a precipitaţiilor, mari amplitudini şi un caracter accentuat de continentalizare a climei care are consecinţe imediate asupra scurgerii lichide. Precipitaţiile atmosferice prezintă o variaţie spaţială şi temporală de la 903,8l/m² în Rarău la 689,7/m² la Câmpulung, la 590,4/m² la Târgu Neamţ şi 503,6/m² la Roman (fig.3.7.). Rarău

160

Târgu Neamţ

Câmpulung

Fălticeni

Roman

Precipitaţii, l/m patrat

140 120 100 80 60 40 20 0 I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Fig. 3.7 Variaţia lunară mutianuală a precipitaţiilor de la staţiile din bazinul hidrografic al Moldovei în perioada 1956-1997

34 Cantităţile de precipitaţii scad treptat de la izvoare spre confluenţa cu Siretul. La Roman, cantitatea de precipitaţii scade mult comparativ cu partea superioară a bazinului şi se apropie de valori specifice climatului de silvostepă. Cele mai mari cantităţi de precipitaţii cad în sezonul cald (intervalul mai-august) şi însumează aproximativ 70% din totalul anual (fig.3.7.). Luna cea mai umedă este iunie, când cad peste 140 l/m² la Rarău şi 77 l/m² la Roman (se observă o înjumătăţire a cantităţilor de precipitaţii dinspre partea superioară spre cea inferioară a bazinului hidrografic). Valorile minime se înregistrează de obicei în luna februarie când la staţia meteorologică Rarău se îmregistrează în medie 39 l/m² şi la Roman, 19 l/m². Analiza extremelor prezintă importanţă ridicată deorece acestea produc cele mai mari schimbări în cadrul albiei. Astfel, menţionăm valorile aferente anilor în care precipitaţiile însemnate au determinat formarea unor viituri: 1970 (241,8l/m², mai, Fălticeni), 1972 (241,8 l/m², august, Fălticeni), 1981 (262 l/m², august, Câmpulung), 1991 (264,9 l/m², august, Târgu Neamţ), 1980 (281,3 l/m², septembrie, Roman). În fig.3.8. este reprezentată viitura de pe râul Moldova (la postul hidrometric Tupilaţi) pentru anul 2008. Se observă influenţa directă a cantităţilor de precipitaţii asupra nivelurilor şi debitelor înregistrate şi efectul de propagare ale acestora. 800 700 Q, mc/s 600 500 400 300 200

Nivel, cm

Precipitatii, x10 mm

100

23 .0 7, 7: 24 00 .0 7, 5: 24 00 .0 7, 8 24 :0 .0 0 7, 12 24 :0 .0 0 7, 17 24 :3 .0 0 7, 23 :5 25 5 .0 7, 4: 25 00 .0 7, 9: 25 00 .0 7, 13 :0 26 0 .0 7, 6: 26 00 .0 7, 14 26 :0 0 .0 7, 17 26 :0 .0 0 7, 19 26 :3 .0 0 7, 22 :0 27 0 .0 7, 6: 27 30 .0 7, 17 28 :0 .0 0 7, 17 :0 29 0 .0 7, 6: 29 30 .0 7, 17 30 :0 .0 0 7, 17 31 :0 .0 0 7, 17 :0 0

0

Tim pul, zile

Fig. 3.8 Viitura din anul 2008 de pe râul Moldova la postul Tupilaţi

Dintre cantităţile maxime în 24 ore menţionăm: anul 1972 (86,5 l/m², 7 august, cu o intensitate de 3,6 l/minut), 1991 (95 l/m², 29 iulie, Roman, cu o intensitate de 4 l/minut), 1982 (93 l/m², septembrie, cu o intensitate de 4,6 l/minut). Cele mai mari cantităţi de precipitaţii s-au înregistrat la staţia meteorologică Rarău (1345,7 l/m² în 1981 şi 938,2 l/m² la Roman în 1991); aceşti ani sunt consideraţi cei mai ploioşi din cadrul bazinului hidrografic al Moldovei. Precipitaţiile atmosferice sunt cele care generează scurgerea lichidă care determină la rândul ei debitele la albie plină ce sunt cele cu efect în modelarea fluvială ulterioară. Staţia meteorologică Roman, situată pe valea Moldovei, în partea inferioară a bazinului) deţine înregistrări instrumentale pentru 125 ani şi constituie o bază de observaţie pe care o putem generaliza, ca trend

35 general, pentru toată de studiu. Astfel, seria de date arată o tendinţă de uşoară creştere a sumelor anuale, de la 495 mm în 1886 la 528 mm în 2010 (fig.3.9.). Chiar şi pentru staţia meteorologică Suceava se menţine această tendinţă de creştere uşoară. 1100

Roman Suceava

1000

3 per. Mov. Avg. (Roman)

Precipitaţii, Pp, mm

900 800 700 600 500 400 300 200

18 86 18 90 18 94 18 98 19 02 19 06 19 10 19 14 19 18 19 22 19 26 19 30 19 34 19 38 19 42 19 46 19 50 19 54 19 58 19 62 19 66 19 70 19 74 19 78 19 82 19 86 19 90 19 94 19 98 20 02 20 06 20 10

100

Fig. 3.9. Variaţia precipitaţiilor la staţiile (Suceava şi Roman) pentru perioada 1886-2010

O altă observaţie pe care o reţinem este în legatură cu alternanţa unor faze de precipitaţii bogate cu faze de precipitaţii reduse. Pentru întreagul bazin se remarcă o suprapunere a acestor faze, cu diferentieri de amplitudine. Astfel, anii ploioşi evidenţiaţi ca vârfuri pe curba de variaţie au fost 1897, 1912, 1933, 1941, 1955, 1970-1975, 1991, 2008. Între aceste faze de creştere se găsesc anii cu cele mai reduse precipitaţii în zona studiată: 1887, 1909, 1939, 1946, 1964, 1973, 1986, 2000. Umezeala aerului este un alt parametru important pentru scurgerea apei fiind în strânsă legătură cu precipitaţiile, nebulozitatea şi modificări ale valorilor temperaturii. Pentru bazinul hidrografic al Moldovei se înregistrează în medie, valori ale umezelii relative de 60-80%. Numărul de zile cu cer acoperit este în medie de 180-200 zile anual. În ceea ce priveşte direcţia maselor de aer s-au descoperit situaţii interesante: în cursul superior direcţia predominantă este cea sudică, în cursul mijlociu este dominată cea de nord-vest, iar în partea inferioară a bazinului se înregistrează e dominare a direcţiei nordice, ca o consecinţă a orientării culoarului văii. Vântul prezintă cele mai mari viteze în lunile decembrie-februarie, depăşind frecvent 40m/s. Calmul este caracteristic cursului inferior al râului înregistrând valori de peste 50% la Roman şi peste 30% la Fălticeni. Schimbarea vitezei şi direcţiei vântului determină la apariţia şi intensificarea evapotranspiraţiei, a apariţiei inversiunilor termice, accentuarea viscolului în timpul iernii, a îngheţ-dezgheţului, contribuind într-un final la modificarea regimului scurgerii. 3.5. Hidrologia Din punct de vedere hidrologic scurgerea lichidă şi solidă sunt factorii care influenţează pregnant dinamica în timp şi spaţiu a albiei râului Moldova. Dacă debitul lichid controlează mărimea albiei, debitul solid este răspunzător de stabilitatea sau instabilitatea acesteia (Canciu,

36 2008), fapt pentru care considerăm că analizarea regimului hidrologic reprezintă o condiţie sine qua non în studiul acesta. Râul Moldova face parte din categoria râurilor est-carpatice din România şi aparţine în totalitate sistemului hidrografic al Siretului (bazinul hidrografic al râului Moldova reprezintă 10% din suprafaţa celui al Siretului). Reţeaua hidrografică are o densitate medie de 0.55 km/km2, această valoare depăşind media pe ţară (0.49 km/km2). Râul Moldova cu 1,04 mld.m³ reprezintă circa 20% din stocul Siretului (5,18 mld.m³). (Ujvari, 1972). Cei mai importanţi afluenţi ai râului Moldova în sectorul extracarpatic sunt: Suha Mică, Suha Mare, Bogata, Râşca, Brusturi, Sărata, Neamţ (Ozana), Topoliţa, Umbrari, Valea Albă, Valea Mare (de dreapta) şi Humor, Bucovăţ, Halia, Leţcani, Cristeşti, Boura, Pietroaia, Ciurlac (de stânga). Efectul confluenţelor este vizibil în cadrul schimbărilor ce au loc la nivel de şes aluvial. Bazinul hidrografic al râului Moldova prezintă o asimetrie semnificativă fapt datorat acţiunii afluenţilor de pe dreapta râului care sunt mult mai puternici (decât cei de pe stânga) sub aspectul aportului de apă şi sediment. Variabilitatea debitelor lichide şi solide va fi abordată sub aspectul regimului lunar, anual şi multianual, pe baza cărora putem calcula repetabilitatea unor debite cu mare efectivitate geomorfologică. O atenţie specială va fi acordată viiturilor, cunoscând potenţialul acestora de modificare a secţiunii transversale a albiilor, de dezastrele care însoţesc de regulă fenomenele extreme. Ujvari (1972) analizează situarea bazinului hidrografic al Moldovei din punctul de vedere al caracteristicilor bilanţului hidric. Astfel, bazinul hidrografic al Moldovei se încadrează în zona de umiditate variabilă în care precipitaţiile contribuie cu 500-800 mm, iar indicele de ariditate oscilează între 1,2 (cursul superior) şi 0,8 (cursul inferior). Regimul de alimentare a râului Moldova este de tip pluvio-nival, cu o predominare a celui de tip nivo-pluvial, înspre izvoare. Alimentarea de suprafaţă, prin urmare se face din precipitaţiile lichide şi solide, iar regimul acestora se imprimă şi regimului de scurgere din bazin. Scurgerea medie lunară. Scurgerea medie lunară reprezintă un indicator sintetic al resurselor de apă şi oferă informaţii semnificative privitoare la potenţialul hidrologic al râului. Aceasta prezintă valorile cele mai mari în sezonul cald (intervalul aprilie-iulie) când însumează peste 70% (uneori peste 80%) din valoarea anuală (fig.3.10). Se înregistrează o creştere continuă a debitelor medii lunare, din luna ianuarie, până în aprilie-mai (când aproape se dublează, faţă de luna anterioară, martie). Explicăm acest aspect pe baza diversificării alimentării râului cu aportul aferent manifestării regimului nival. Astfel, la Gura Humorului, media lunii aprilie este de 31,2 mc/s, după care scade la 30,1 mc/s în luna mai şi 29,9 mc/s în luna iunie. Practic, intervalul aprilie-iulie înseamnă cantitativ aproape dublul mediei anuale. La Tupilaţi şi Roman se observă acelaşi maxim al debitelor medii lunare multianuale, înregistrat în luna aprilie (Tupilaţi-59,6 mc/s, Roman-64,2 mc/s). În prima parte a intervalului se suprapun cele două tipuri de regim care dau această creştere bruscă a debitelor, iar în partea a doua a intervalului, alimentarea devine exclusiv pluvială. În consecinţă, acestei perioade îi este atribuită efectivitate geomorfologică maximă, atunci râul se află cel mai adesea la maluri pline, iar procesele de morfogeneză prezintă amploare mare. Scurgerea medie minimă lunară se remarcă în ianuarie când debitele înregistrează valori diminuate chiar şi cu 50%, faţă de media anuală. Datorită stivei mari de sedimente, unii afluenţi de dreapta ai râului Moldova (cum ar fi Suha Mică, Suha Mare, Râşca, Ozana, etc îşi „pierd” debitele lichide în propriile conuri de dejecţie ce debuşează în râu). O situaţie deosebită se prezintă în

37 cadrul Ozanei care aval de oraşul Târgu Neamţ îşi pierde apele în propriile depozite aluvionare şi devine o vale seacă mai multe luni din an. Fundu Moldovei Prisaca Dornei

70 60

Gura Humorului Tupilati

Q, mc|s

50 40

Roman 30 20 10 0 1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Luna

Fig. 3. 10 Variaţia debitelor medii lunare multianuale (1950-2002)

Scurgerea medie pe anotimpuri. În ceea ce priveşte scurgerea medie pe anotimpuri, primăvara şi vara însumează peste 70% din totalul cantităţilor anuale, în timp ce toamna înmagazinează 16%, iar iarna prezintă un procent de 11% (situaţia de la postul Prisaca Dornei) Amăriucăi (2000). 40 35

Procente (%)

30 25 20 15 10 5 0 primavara

vara

toamna

iarna

Anotimp

Fig. 3.11 Repartiţia scurgerii lichide pe anotimpuri la Roman (procente)

Situaţia este relativ asemănătoare în lungul râului spre Roman, procentele înregistrând variaţii de 1-2 procente faţă de situaţia de la Prisaca Dornei (fig. 3.11). Este firesc ca primăvara şi vara să se înregistreze cele mai mari debite, comparativ cu iarna atunci când alimentarea este slabă, iar fenomenele de îngheţ se menţin până spre sfârşitul lunii martie.

38 Scurgerea lichidă medie multianuală. Debitele lichide înregistrează uşoare creşteri în ultimii 60 ani, atât la Prisaca Dornei unde creşterile sunt cele mai însemnate, cât şi la Tupilaţi şi Roman (fig.3.12). Anii cei mai mai ploioşi se transcriu în vârfurile înregistrate în cadrul analizei variaţiei debitelor lichide din fig. 3.12 şi sunt următorii: 1955, perioada 1970-1975, excepţie 1973, 1991, 2005-2008. Moldova, Prisaca Dornei

Moldova, Prisaca Dornei 10

15

Qs, kg/s

Q, cm/s

8

10 5

6 4 2

0 1950

1960

1970

1980

1990

0 1950

2000

1960

Moldova, Tupilati

Qs, cm/s

Q, cm/s

60 40 20

1960

1970

1980

1990

2000

140 120 100 80 60 40 20 0 1950

1960

80

Qs, kg/s

Q, cm/s

60 40 20

1960

1970

1980

1990

2000

1970

1980

1990

2000

1990

2000

Moldova, Roman

Moldova, Roman

0 1950

1980

Moldova, Tupilati

80

0 1950

1970

1990

2000

70 60 50 40 30 20 10 0 1950

1960

1970

1980

Fig. 3.12 Variaţia debitelor lichide şi solide în suspensie în lungul râului Moldova (1950-2010) şi tendinţele liniare.

În ceea ce priveşte valorile medii lunare şi anuale în anii ploioşi se observă valori mai mari în două faze ale anului: lunile aprilie, mai şi iunie. Luna aprilie este influenţată de scurgerile nivopluvială, iar iunie este predominat cu ploi de mare intensitate care imprimă scurgerii lichide un caracter torenţial şi determină apariţia viiturilor şi inundaţiilor cu caracter catastrofal.

39 La ieşirea râului din zona montană (postul hidrometric Gura Humorului) în luna mai a anului 1970 (an ploios) se înregistra un debit mediu lunar de 96 m³/s, valoare foate mare faţă de media multianuală de 17,87 m³/s. În hidrografele prezentate în fig. 3.12 se observă o alternanţă clară a unor perioade de ani ploioşi (1969-1983) cu perioade de ani mai secetoşi (1987-1990). Cele mai mari valori medii anuale s-au înregistrat la: Gura Humorului (82,6 m³/s, 1981), Tupilaţi (374 m³/s, 1955), Roman (374 m³/s, 1955). Scurgerea minimă anuală a înregistrat valori sub mediile normale în perioada 1956-1969 şi 1987-1990. Pe râul Moldova, cele mai mici valori au fost: Gura Humorului (2,13 m³/s, 1987), Tupilaţi (5,55 m³/s, 1990) şi Roman (5,02 m³/s, 1987). Scurgerea lichidă medie pe decade. În fig. 3.13 sunt reprezentate debitele medii anuale pe decade din 1950 până în 2010 la staţiile hidrometrice Tupilaţi şi Roman. Luând în considerare uşoarele creşteri ale debitelor lichide înregistrate în ultimii 60 ani, am recurs la o analiză decadală a valorilor pentru a observa, dacă la nivel micro se observă aceeaşi tendinţă şi dacă se pot delimita anumite intervale mai ploioase sau mai secetoase (fig. 3.13). Perioada cea mai secetoasă este decada 1960-1969, iar cea mai ploioasă este decada 1970-1979 (fig. 3.13) când au avut loc inundaţii catastrofale în lungul multor râuri din România, dar şi din Europa. Excepţie face anul 1973 care este considerat an secetos, după cum am arătat anterior. 50 Tupilati

45

Roman

40

Q, mc/s

35 30 25 20 15 10 5 0 1950-1959

1960-1969

1970-1979

1980-1989

1990-1999

2000-2009

Ani

Fig. 3.13. Variaţia debitelor lichide decadale (perioada 1950-2010)

Scurgerea lichidă maximă. Prezintă o importanţă deosebită având în vedere efectivitatea geomorfologică a acestora. Ele sunt o consecinţă a topirii bruşte a zăpezilor sau a ploilor torenţiale sau o suprapunere a acestora. Prezintă o energie foarte mare care determină dezvoltarea unor capacităţi de eroziune şi transport a materialelor aluvionare către nivelul de bază. Cele mai mari viituri pe râul Moldova s-au produs în anii: 1969, 1970, 1972, 1975, 1978, 1991, 2006, 2008 (fig. 3.14). La Tupilaţi s-au înregistrat următoarele maxime istorice: 1050 m³/s, 13 iulie 1969, 746 m³/s,

40 5 iunie 1970, 940 m³/s, 30 mai 1971, 1210 m³/s, 8 iulie 1975, 885 m³/s, 11 iulie 1981, 897 m³/s, 20 iunie 1985, 1402 m³/s, 29 iulie 1991. Moldova R., Tupilati, Qmax

350

1600

300

1400

250

1200

Qmax, mc|s

Qmax, mc|s

Moldova R, Prisaca Dornei, Qmax

200 150 100 50 0 1950

1000 800 600 400 200

1960

1970

1980

1990

0 1950

2000

1960

800

1600

700

1400

600

1200

500 400 300 200

1990

2000

1000 800 600 400 200

100 0 1950

1980

Moldova R., Roman, Qma x

Q max, mc/s

Qmax, mc|s

Moldova R., Gura Humorului, Qmax

1970

1960

1970

1980

1990

2000

0 1950

1960

1970

1980

1990

2000

Fig. 3.14 Variaţia debitelor maxime în cadrul bazinului hidrografic al Moldovei la staţiile: Prisaca Dornei, Gura Humorului, Tupilaţi şi Roman

Suprafaţa întregului bazin se constituie ca o zonă de recepţie în timpul ploilor torenţiale şi contribuie la formarea undelor de viitură care duc la o creştere substanţială a nivelelor şi în consecinţă a debitelor situaţie în care se produce inundarea luncii şi a zonelor adiacente, deplasarea materialului aluvionar dinspre munte spre aval, determinând colmatarea unor braţe de scurgere dar şi formarea altora noi prin abandonarea de sedimente şi scăderea energiei râului. Debitele istorice pentru staţia Roman arată cele mai mari valori ca fiind de 1402 m³/s şi se subscrie unei probabilităţi de 0,3%, cu posibilitatea de a se repeta o dată la 33 ani (Amăriucăi, 2000). Viiturile. Acestea sunt considerate fenomene hidrologice excepţionale care produc schimbări majore în cadrul albiilor de râu. În timpul viiturilor se produc creşteri mari ale debitelor şi nivelurilor într-un timp foarte scurt, atingâns un maximum, după care urmează o scădere relativ bruscă şi reintrarea în cadrul parametrilor normali. Geneza şi evoluţia viiturilor este legată direct de condiţiile climatice (aspect detaliat şi în cadrul subcapitolului de climă). După cum am arătat şi la capitolele anterioare cele mai mari viituri pe râul Moldova s-au produs în anii: 1955, 1969, 1970, 1972, 1975, 1978, 1991, 2006, 2008. Viitura din 28 iulie-3 august 1991 (fig. 3.15) a fost însoţită de: pierderi de vieţi omeneşti (4), suprafeţe agricole inundate (7575 ha, dintre care distruse complet au fost 2215 ha), 2003 gospodării afectate dintre care 495 au fost distruse complet, 10 km de reţea eletrică distruse, 221 de poduri distruse, întreruperea alimentării cu curent electric timp de 10 zile în mai multe localităţi şi 530 de animale dispărute. Măsurile luate de autorităţi sunt adesea de slabă anvergură şi cu efect minim.

41

600

1600 Nivel, cm

500

1400

Debit Qmc/s

1000

300

800 600

200

Debit, Qmc/s

Nivel, cm

1200 400

400 100

200

0

0 1

50

99

148

197

246

295

Anul 1991 (zile)

Fig. 3.15 Viitura din 1991 de pe râul Moldova la Tupilaţi

Pe lângă precipitaţii, în sezonul de iarnă provoacă probleme şi fenomenul de zăpor. Astfel, în anii 1992, 1993 şi 1995 s-au înregistrat inundaţii locale, aval de Gura Humorului, determinate de fenomenul de zăpor (Amăriucăi, 2000). În ultimii ani (2010-2012), în sectorul Berchişeşti-Cornu Luncii s-au efectuat o serie de lucrări pe cursul principal, lucrări de îndiguiri, consolidări de maluri, regularizări şi chiar şi unele modificări ale traseului apei (Berchişeşti) cu scopul de a apăra comunităţile locale de inundaţii. Acest aspect va fi detaliat la impactul activităţii antropice în cadrul bazinului. Problema debitelor la albii pline. În cadrul analizei morfometrice efectuate de noi, problema albiei la maluri pline reprezintă un punct deosebit de important. După cum am arătat anterior, albia la maluri pline prezintă efectivitatea geomorfologică cea mai mare. În mod normal, absolut tot ce trece de acest nivel al malurilor pline ale albiei este practic, punctul de început al inundaţiilor. Acesta este un debit dominant, formator al albiei cu o recurenţă cuprinsă între 1-2 ani. Canciu (2008) face o trecere în revistă a intervalului de recurenţă calculat de diferiţi autori; astfel, Leopold (1964) o situează undeva în jurul valorii de 1,5 ani; Dury (1973, 1976), Riley (1976) consideră această limită între 1,02-2,69 ani. Debitele la maluri pline corespund nivelului în care modificarea albiei este maximă, moment în care se formează ostroave, renii, se modifică meandre, albia migrează orizontal şi/sau vertical, fenomenele de eroziune laterală se intensifică etc. astfel, debitul este cel care este răspunzător de dimensiunea şi morfologia albiiilor. Canciu (2008) ridică următoarea întrebare: Care este debitul maxim, considerat formativ, efectiv sau dominant? Răspunsul este diferit în funcţie de dimensiunea albiei de râu, tipologia sectorului studiat etc. Acestea au perioadă de repetare de 1,5 ani (în partea mijlocie a SUA), 1,85 ani (Australia), 0,46 ani (Anglia şi Ţara Galilor), 0,7 - 5,3 ani (Belgia) (Malavoi & Bravard, 2010). Relaţia dintre debitul de maluri pline şi debitul efectiv de formare a albiei râului este legată de corelaţia debit lichid/solid (Knighton, 1998). Acesta propune şi teoria regimului pentru albii. Wolman şi Miller (1960) consideră că debitul râului la maluri pline este un estimator bun pentru efectivitatea transportului de aluviuni.

42 Scurgerea solidă. După cum arătam anterior, surgerea solidă este direct responsabilă pentru stabilitatea sau instabilitatea albiei. La simplificarea sau amplificarea acestui fenomen mai intervin şi alţi factori (coezivitatea malurilor albiei, granulometria materialelor constituente etc) Scurgerea maximă lunară de aluviuni în suspensie are loc în sezonul cald (mai-august) când valorile depăşesc 153 kg/s (luna iunie), Amăriucăi (2000). Anii în care a avut scurgerea maximă de aluviuni coincid cu cei în care s-au înregistrat debite mari şi au fost menţionaţi deja (1969, 1970, 1975, 1981, 2005, 2008).

70

Procente, %

60 50 40 30 20 10 0 primavara

vara

toamna

iarna

Anotimp

Fig. 3.16. Repartiţia anotimpuală a scurgerii de aluviuni în suspensie la Tupilaţi

Scurgerile medii lunare multianuale se prezintă astfel: vara se înregistrează un transfer de aluviuni în suspensie de circa 57,5% din totalul anual; urmează primăvara cu 28%, toamna cu 3,3% şi iarna cu 1,2% (fig.3.16). În concluzie, sezonul cald înmagazinează peste 95% din valoarea anuală. Scurgerea solidă medie multianuală (fig. 3.12) prezintă o evoluţie diferită de cea a debitelor lichide. Dacă ne raportăm la posturile Tupilaţi şi Roman, observăm faptul că în timp ce la Tupilaţi, prezintă creştere continuă, la Roman se menţine o uşoară scădere. Ne-am întrebat care este motivul pentru care are loc această creştere a debitului solid în suspensie, iar una dintre explicaţii a fost faptul că activitatea balastierelor situate imediat în amonte, determină o turbiditate ridicată a apei. Vârfurile de frecvenţă corespund anilor ploioşi atunci când puterea de transport a fost mai mare (fig. 3.12). Analiza la nivel decadal relevă acelaşi interval 1970-1979 cu valorile cele mai mari ale debitelor solide în suspensie, urmat de intervalul 1980-1989. Cele mai mici valori corespund decadei 1960-1969, perioadă care a fost mai secetoasă.

43

70 Tupilati

Roman

60

Qs, kg/s

50 40 30 20 10 0 1950-1959

1960-1969

1970-1979

1980-1989

1990-1999

2000-2009

Ani

Fig. 3.17 Variaţia debitelor solide în suspensie decadale la Tupilaţi şi Roman (1950-2010)

La ieşirea din zona montană, în dreptul localităţii Păltinoasa, debitul mediu anual este de 12 kg/s, iar la Roman (zona de confluenţă cu Siretul) este de 44 kg/s (Amăriucăi, 2000). Acelaşi autor afirmă faptul că afluenţii râului Moldova contribuie cu circa 30% din total la scurgerea solidă în suspensie şi calculează scurgerea medie anuală specifică ca fiind de 2 t/ha/an (la ieşirea din munţi) şi 3.22 t/ha/an în partea inferioră la confluenţa cu râul Siret. 3. 6. Vegetaţia şi utilizarea terenurilor Dinamica utilizării terenurilor reprezintă o cauză majoră a ratei de eroziune şi, implicit, a ratei de transport a materialului solid din aria bazinului. O dată cu creşterea numerică a populaţiei s-au extins şi suprafeţele defrişate, fapt concretizat azi prin prezenţa masivă a solurilor de pădure şi prin numeroasele toponime care sesizează şi consemnează prezenţa locurilor despădurite (arşiţa, poiana). Locul pădurilor defrişate a fost luat de păşuni şi fâneţe, mult mai extinse în comparaţie cu pădurea, care sunt răspândite peste tot, fiind bogate în graminee (păiuşul roşu, ţepoşica), rogozuri, trifoi etc., formând asociaţii folosite de localnici la păşunatul animalelor (creşterea animalelor, de altfel fiind ocupaţia de bază a locuitorilor din sectorul superior al râului). Amăriucăi (2000) afirma că bazinul hidrografic al râului Moldova prezintă un grad de împădurire de 52%. Pe suprafaţa întreg bazinului hidrografic, vegetaţia prezintă toate formaţiunile caracteristice etajului alpin, subalpin, al pădurilor de conifere şi de amestec cu foioase, până la zone de silvostepă în partea inferioară a bazinului. Zona exatracarpatică a râului se află într-o arie de tranziţie între climatul carpatic, subcarpatic şi de podiş corespunzătoare provinciei continentale est-europene. Vegetaţia caracteristizată prin pajişti mezofite şi mezoxerofite care se dezvoltă pe treptele de relief la care se adaugă petice de vegetaţie higrofilă în ariile cu exces de umezeală şi arborete şi tufărişuri de luncă în lungul cursului principal şi a unor afluenţi. Suprafeţele cele mai însemnat cu vegetaţie higrofilă se întâlnesc în aria Baia-Bogata unde şi pânza freatică se află la mică adâncime.

44

Fig. 3.18 Utilizarea terenurilor în bazinul hidrografic al Moldovei ( prelucrare după setul de date CORINE Land Cover 2006)

În fig. 3.18 este redată utilizarea terenurilor în cadrul bazinului hidrografic al râului Moldova. Astfel, suprafeţele împădurite, alături de păşuni şi pajişti însumează peste 50% din aria bazinului (bazinul îşi menţine în continuare un grad însemnat de împădurire contrar semnalelor alarmiste din ultimii ani). Suprafeţele arabile ocupă circa 27% şi sunt specifice părţii inferioare a bazinului hidrografic. Intervenţia dură a omului cu scopul realizării unor alimentări cu apă sau pentru exploatarea agregatelor minerale sau depozitarea deşeurilor şi gunoaielor a condus la decopertarea solurilor, la intense defrisări şi la distrugerea vegetaţiei din cadrul şesului aluvial (cele mai afectate zone din acest punct de vedere sunt Berchişeşti, Timişeşti, Moţca, Miroslăveşti şi Roman). Vegetaţia ripariană influenţează mobilitatea mai mare sau mai mică malurilor şi implicit a patului albiei. Dezvoltarea ei reduce fenomenul de eroziune laterală, care uneori poate avea efecte distrugătoare asupra construcţiilor gospodăreşti sau inginereşti (Comiti et al., 2011). Vegetaţia caracteristică albiei râului Moldova este vegetaţia intrazonală de luncă. Zăvoaiele se dezvoltă în condiţii de umiditate ridicată a solului şi natura aluviunilor, topoclimat caracteristic. În ce ne priveşte, vom avea în atenţie o cartografiere detaliată a tipului şi densităţii vegetaţiei ripariene şi relaţia cu dinamica malurilor albiei râului Moldova. De asemenea, am analizat şi gradul de dezvoltare a vegetaţiei pe ostroave, utilizând hărţile topografice şi aerofotogramele disponibile din cele patru perioade de timp prestabilite (acest aspect este detaliat la capitolul de dinamică a covorului de vegetaţie din cadrul coridorului fluvial).

45 3.7. Impactul antropic S-a manifestat direct asupra albiei râului Moldova prin exploatarea de agregate minerale, lucrări de indigurire și apărare a malurilor, dar și indirecte prin schimbarea utilizării terenurilor în zona ripariană. Pe valea râului Moldova între Timişeşti şi confluenţa cu Siretul, pe o distanţă de 75 km, Brânduş (1984) a inventariat 18 balastiere care au extras 12370 mii m3 între 1969-1981. Autorul a apreciat că efectul acestora s-a materializat într-o adâncire a întregului traseu cu 1,5 m în medie. Unele porţiuni s-au adâncit mai mult, cu 3-4 m (între Timişeşti şi Moţca), iar în altele s-a înregistrat, chiar şi agradare (Rădoane, Rădoane, 2009).

Fig. 3.19 Albia râului Moldova în zona balastierei Moţca. Exploatările de balast au determinat schimbarea cursului râului şi destabilizarea pilonilor de înaltă tensiune (foto N. Rădoane, 2007).

Exploatările de balast reprezintă acţiunea cea mai agresivă în cadrul albiei, alături de cea exercitată de râu în sine. Încă din 1989 existau circa 47 balastiere cu un volum exploatat de peste 1576.000 m3 materiale de construcţii (Amăriucăi, 2000). A fost o periodă nefastă pentru mediul natural, aceste activităţi umane conducând la reducerea suprafeţelor de păşunat, a fâneţelor, a suprafeţelor agricole, decopertarea terenurilor în curs de solificare şi favorizarea unor procese de împletire şi meandrare a albiei minore sau chiar devieri ale cursului principal în anumite sectoare (Timişeşti, amonte Roman etc). În jurul anului 1997 aceste exploatări s-au mai diminuat (365560 m3) (Amăriucăi, 2000). În fig. 3.24 se poate constata efectul exploatărilor asupra fenomenului de scurgere unde apa râului Moldova fiind foarte încărcată cu aluviuni, înregistrează o densitate mult mai mare, astfel, neamestecându-se cu cea a Siretului, într-o primă fază (se poate observa şi prezenţa unei bare de aluviuni submerse).

46 Lucrări de apărare maluri sunt reprezentate prin consolidări şi îndiguiri. Cele mai semnificative intervenţii în acest sens s-au executat in 1960 (27 sectoare apărate, cu o lungime de 33 km curs de apă) (Amăriucăi, 2002). Principalele sectoare de râu care au beneficiat de aceste lucrări au fost: afluentul Bălcoaia, la confluenţa cu râul Moldova, canalul Râşca-Bogdăneşti, zona Valea Seacă, Boroaia, Verşeni, Boteşti şi Roman (pentru malul stâng). În perioada 1960-2000, viiturile înregistrate în anii 1970-1975 au afectat intens lucrările de apărare maluri. După inundaţiile din anul 2008, care au afectat numeroase localităţi din lungul râului Moldova (cu precădere subsectorul Berchişeşti-Cornu Luncii), s-a luat decizia construirii a 12 kilometri de diguri pentru apărarea localităţilor împotriva viiturilor. Lucrările s-au efectuat după noile standarde, iar calculele pentru amplasarea şi dimensionarea digurilor s-au făcut ţinându-se cont de cotele istorice înregistrate pe râul Moldova la inundaţiile din 2008. Aceste diguri vizează exclusiv apărarea localităţilor Brăieşti, Băişeşti şi Cornu Luncii împotriva viiturilor.

Fig. 3.20 Măsurători topografice efectuate în vederea construirii digurilor de protecţie din zona BrăieştiBăişeşti (2009)

S-au mai efectuat lucrări de combatere a excesului de umiditate (în depresiunea BaiaSuceava), în minibazinul hidrografic al râului Șomuzul Băii. Anterior, s-a făcut un studiu (19801985), după care s-au executat lucrări de drenaj a apelor printr-o reţea de canalizare de peste 50 km lungime, în lungul râului în dreptul localităţilor: Cornu Luncii, Sasca Nouă, Sasca Mică, Baia, Cotu Băii, Fântâna Mare. Apele colectate sunt descărcate în râul Moldova în dreptul localităţii Fântâna Mare; acestă lucrare a redat agriculturii peste 545 ha (Amăriucăi, 2000).

47

Fig. 3.21 Digurile de protecţie din zona Brăeşti-Băişeşti (malul stâng al râului Moldova, zona Brăeşti-Băişeşti, construite în 2010)

Fig. 3.22 Diguri de protecţie zona Brăieşti-Băişeşti (2012)

48

Fig. 3.23 Diguri şi lucrări de apărare împotriva viiturilor (sectorul inferior al râului) (2011)

Până în anul 1990, s-au practicat irigaţiile, la o scară foarte mare, pe suprafeţe de peste 10000 ha. La nivelul anului 2000, acestea nu depăşeau 3380 ha (Pildeşti, 523 ha, Tupilaţi, 1306 ha, Feteşti 767 ha şi Băişeşti 790 ha) (Amăriucăi, 2000). În prezent, apreciem că ponderea suprafeţelor care beneficiază de irigaţii a scăzut drastic, în comparaţie cu anul 2000. În trecut au existat şi unele amenajări piscicole în lungul râului, în prezent se practică doar o formă de pescuit sportiv. După anul 1990, multe dintre terenurile aflate în cadrul şesului aluvial al râului au fost redate foştilor proprietari care îl gestionează după bunul lor plac; astfel, amenajarea unor pajişti sistematizate sau executarea unor plantări forestiere în şes sunt doar nişte utopii. În lungul văii râului Moldova s-a construit o reţea de comunicaţii cu o însemnătate importantă, prin drumul E85 care asigură legătura cu restul ţării, capitala, dar şi cu întreg continentul european. Modernizarea acestor căi de comunicaţie şi axa feroviară Târgu-NeamţPașcani, care traversează lunca albiei râului Moldova, au contribuit la creşterea volumelor de agregate minerale exploatate din lungul râului. Un alt tip de intervenţie antropică, înregistrată în lungul albiei râului Moldova îl constituie depozitarea deşeurilor menajere în cadrul luncii (fig. 3.25). Acest tip de relief antropic creat poate produce intervenţii semnificative în dinamica albiei de râu, jucând rolul unui element de constrângere sau al unui obstacol în calea viiturilor şi a altor fenomene specifice sistemului fluvial. De asemenea, el se repercutează ca un element poluator pentru freaticul Moldovei din care se alimentează cu apă potabilă mai multe centre urbane (Suceava, Fălticeni, Iaşi şi Roman). Spre exemplu, priza de alimentare a oraşului Suceava se situează la 3 km aval de halda de deşeuri.

49

Fig. 3.24 Confluenţa râului Moldova cu râul Siret (se observă încărcarea cu sedimente a râului Moldova, ca urmare a deranjării produse de balastierele din amonte)

Fig. 3.25 Haldă rezultată din depozitarea deşeurilor menajere (Groapa de gunoi, Gura Humorului)

50

CAPITOLUL IV MATERIALE ŞI METODE

4. 1. Protocol de studiu Lucrarea de faţă este un studiu de geomorfologie dinamică asupra albiei minore şi majore a râului Moldova, cu precădere în ultimii 100 de ani, dar cu unele extensii de până la 3000 ani în urmă, şi cauzele care au condiţionat aceste modificări. În consecință, protocolul de studiu întocmit de Perşoiu (2010) reprezintă un model care poate fi aplicat cu succes şi în ceea ce ne priveşte, pentru a ne permite atingerea obiectivelor prezentate mai sus. Studiul urmăreşte mai multe nivele de analiză: a) în profil longitudinal al sectorului de studiu – aspectele morfologice şi morfometrice sunt abordate prin prisma variaţiilor survenite în lungul râului. Din această perspectivă sunt analizate în profil longitudinal morfometria luncii şi a cursului de apă; morfologia actuală a luncii şi a râului; dinamica istorică a albiei; structura sedimentară a luncii; b) pe subsectoare de râu – sunt prezentate o serie de studii de caz în care informaţii din domenii diferite: geomorfologie fluvială, sedimentologie fluvială, datări absolute, repere istorice sau arheologice, oferă o serie de indicii care ne permit construirea unor modele locale de evoluţie a râului şi a luncii. La această delimitare spaţială a investigaţiilor adăugăm şi o analiză care vizează natura proceselor şi mecanismelor implicate din perspectivă temporală: a)comportamentul râului la scară istorică – presupune analiza dinamicii râului pentru intervalul de timp pentru care există evidenţe documentare, cartografice şi instrumentale; b)comportamentul râului la scară milenară – vizează întregul interval de timp necesar construirii luncii, cu accent pe ultimii 3000 de ani, pentru care se are în vedere morfologia şi structura sedimentară a luncii. 4. 2. Fondul de date Din analiza surselor istorice pot fi obţinute informaţii valoroase cu privire la dinamica proceselor fluviale. Gurnell et al., 2003, Cook and Reeves, 1976, Surian et al. 1999, 2006, 2009, Liebault and Piegay, 2002; Rădoane et al., 2008, Perșoiu, 2010; Cristea, 2011 au oferit demonstraţii privind potenţialul analizei documentelor istorice; spre exemplu, stabilirea lăţimii albiei minore, utilizarea diferitor repere (clădiri vechi, construcţii etc) pentru determinarea ratelor de eroziune, utilizarea măsurătorilor repetate în secţiuni transversale pentru evaluarea schimbărilor în plan orizontal ale albiei etc. Analiza istorică a proceselor fluviale depinde şi de integrarea informaţiilor obţinute dintr-o mare varietate de surse (Gurnell et al., 2003). Cele mai importante surse/resurse în domeniul geomorfologiei fluviale sunt: documentele topografice (secţiuni transversale, profile transversale şi longitudinale, hărţi topografice succesive) şi, mai recent, aerofotograme. In afară de aceste documente, o valoare inestimabilă o prezintă documentele arheologice, datele înregistrate la recensăminte (utilizarea terenurilor ş.a.), înregistrările bisericeşti,

51 documentele fiscale şi documente ale autorităţilor locale şi regionale care pot cuprinde referiri la râuri, inundații, secări, prăbușiri de maluri, devieri de cursuri etc. 4. 2.1. Materiale şi documente cartografice (1910, 1960, 1980, 2005) Materialele cartografice succesive, alături de fotografii aeriene sau de alte surse de informaţii cu caracter istoric constituie un instrument de lucru foarte util pentu studierea comportamentului cursului de apă în plan orizontal (Kondolf şi Piegay, 2003, Perşoiu, 2010). Pentru realizarea măsurătorilor specifice comportamentului în plan al albiei râului Moldova în sectorul extracarpatic, dispunem de o bază de date consistentă, edificatoare pentru ultimul secol: hărţile austrice din 1910, hărţile topografice ediţia 1960, hărţile topografice din 1980 şi ortofotoplanurile 2004-2006 (tabel 4.1). În imaginile de mai jos ilustrăm acelaşi sector de albie în cadrul fiecărui document cartografic (fig. 4.1). Tabel 4. 1. Sinteza materialelelor cartografice utilizate în realizarea studiului Denumirea hărţii

Anul ediţiei

Scara

A III-a ridicare topografică militară austro-ungară

1890 – 1910

1:25.000

Harţi topografice

1957

1:25.000

Harţi topografice

1980 -1985

1:25.000

Ortofotoplanuri

2004-2006

1:5000

Proiecţie Proiecţie stereografică Tg Mureş pe elipsoid Besel 1841 Proiecţie cilindrică Gauss – Kruger Pulkovo 1942 Proiecţie cilindrică Gauss – Kruger Pulkovo 1942 Proiecţie stereografică Stereo 70 Elipsoid Krasovschi

Instituţie

Rezoluţia spaţială

Institutul de Geografie Militara, Viena Serviciul Topografic Militar Român Direcţia Topografică Militară ANCPI

0,5m/pixel

Aceste materiale cartografice au fost scanate, georeferenţiate şi aduse în aceeaşi proiecţie (Stereo 70) pentru a putea fi suprapuse, fără erori mari. Ulterior, s-au vectorizat variabilele morfometrice stabilite pentru fiecare perioadă, în parte. Stratele de informaţie rezultate s-au suprapus, după care s-a trecut la o altă etapă, cea a măsurătorilor parametrilor specifici prestabiliţi (subcapitolul Metode de analiză a materialelor şi documentelor cartografice).

52

1910

1960

1980

2005

Fig 4. 1 Sector de albie a râului Moldova în patru ipostaze ale documentelor cartografice de care dispunem

4. 2 .2. Înregistrări instrumentale de la posturile hidrometrice (1950-2010) Datele hidrometrice asupra râului Moldova provin de la cele cinci posturi hidrometrice la care se fac măsurători de către Regia Autonomă "Apele Române". Acestea sunt: Fundu Moldovei, Prisaca Dornei, Gura Humorului, Tupilaţi şi Roman (tabel 4.2, fig.4.2) (Ujvari, 1972). Ultimile trei posturi hidrometrice sunt localizate în zona noastră de studiu, iar primele două se află în amonte. Datele şi variabilele extrase de la toate posturile hidrometrice din lungul râului, cât şi perioadele în care dispunem de aceste înregistrări, sunt redate în tabelul 4.3.

53

Suprafaţa Debitul Debitul Alt. Lungimea Panta Secţiunea bazinului mediu solid în medie râului (m/k transversală hidrografic anual suspensie (m) (km) m) (km²) (m³/s) (kg/s) Fundu 294 739 24,6 Moldovei Prisaca 657 567 50,2 7,18 Dornei Gura 1887 480 73,5 17,4 Humorului Tupilaţi 4070 234 169,9 1,3 32,9 43,2 Roman 4299 180 213 0,4 35,1

Tabel 4.2. Date generale asupra râului Moldova

Fig. 4. 2. Amplasarea posturilor hidrometrice în cadrul bazinului hidrografic al râului Moldova

Tabel 4. 3 Datele instrumentale extrase de la posturile hidrometrice din lungul râului Moldova Date hidrometrice Debite lichide Debite solide Viituri Profile transversale Precipitaţii

Perioada 1950-2010 1950-2010 1960-2011 1978-2008 1950-2011

4. 2. 3. Informaţii cu caracter istoric şi arheologic Informaţiile arheologice constituie o altă sursă de cunoaştere din care se pot extrage unele aspecte referitoare la dinamica istorică a albiei râului. Vestigiile istorice şi arheologice pot comunica indirect indicaţii cu privire la dinamica acestui spaţiu geografic. Materialele de informare arheologică oferă, de asemenea, lămuriri şi teorii de evoluţie pentru perioade de timp de ordinul sutelor, chiar miilor de ani şi totodată, arată o serie de indicii asupra comportamentului în plan orizontal al albiei minore sau procese morfologice şi sedimentare la nivelul luncii.

54 Aceste date pot fi grupate în mai multe categorii, dintre care enumerăm: repere existente (construcţii, vechi aşezări), care prin amplasamnet şi vechime pot furniza date referitoare la deplasarea laterală a râului sau menţinerea poziţiei acestuia; vestigiile arheologice aflate în context sedimentar (puţine au fost descoperite până în prezent, dorim să subliniem aici descoperirea oaselor de mamut, Mammuthus primigenius, din anul 2010; datarea absolută a resturilor fosile şi găsirea locului in situ a acestora, pot aduce indicaţii despre evoluţia luncii râului (chiar date despre evoluţia unor terase); studii cu caracter local/regional care semnalează manifestarea unor evenimente geografice în zona respectivă. În această categorie întră unele lucrări cu caracter regional, dar care includ şi aspecte referitoare la şesul extracarpatic al văii râului Moldova în diferite sectoare (Păunescu, 1933, Ciurea, 1931, I, II, III, IV, V, VI, Cucoş, 1992). Bazinul hidrografic al râului Moldova a fost mult timp un spaţiu alb pe harta arheologică a Moldovei. În anul 1839 descoperirile de la Oniceni nu au trezit interesul pentru cercetarea terenului pe baze arheologice (Cucoş, 1992). Reorganizarea activităţii de cercetare arheologică prin crearea institutului de specialitate de la Iaşi, precum şi a muzeelor, iar după 1949, prin înfiinţarea unităţilor de la Bacău, Roman, Târgu.Neamţ etc. a dus la cunoaşterea aşezărilor umane din Moldova din preistorie până în evul mediu. Este binecunoscut rolul şi necesitatea identificării repertoriilor arheologice ca instrumente de cercetare a dinamicii aşezărilor umane şi a altor fapte geografice, la o estimare a schimbărilor albiilor, la identificarea diferitelor culturi care s-au manifestat pe aceste teritorii. În cele ce urmează vom prezenta diferite descoperiri arheologice aflate în zona şesului aluvial al râului Moldova. În anul 1953, pe teritoriul satului Gherăieşti, s-a descoperit întâmplător un denar de argint, din timpul lui Hadrian. Nu se precizează adâncimea la care a fost găsit. În zona Petricani (malul stâng al Moldovei, în terasa Topoliţei), pe fostul lot al şcolii, în punctul numit Rîpa lui Ravaru, pe terasa deschisă a râului Topoliţa, s-a descoperit o aşezare eneolitică sondată de către R. Vulpe şi C. Matasă care au pus în evidenţă un nivel de locuire Cucuteni B. Săpăturile s-au reluat în anul 1973 au precizat un nivel de locuire Cucuteni A, un altul Cucuteni B, resturi ceramice din perioada Hallstattului şi o locuire feudală târzie din secolul al XVIII-lea. În acelaşi punct, în urma săpăturilor şanţurilor militare din anul 1943, s-a găsit o urnă funerară antică, probabil hallstattiană. (Matasă, BCMI, 31, 1938, p.126; Tufescu, BSRG, 59, 1940, p.354; Cucoş, MemAntiq, 4-5, 1972-1973, p.303). Tot pe teritoriul satului Petricani, în punctul numit La Gustări, s-au găsit resturi ale unei aşezări din perioada provinciei Dacia, secolele II-III e.n. (informaţie obţinută de Şt. Cucoş de la V. Mihăilescu-Bîrliba). În vatra satului Petricani, lângă grajdurile fostului CAP, pe terasa râului Topoliţa, a fost găsit întâmplător un pumnal de fier de tip „akinakes” cu un decor zoomorf pe bara transversală. (Cucoş, MemAntiq, 4-5, 1972-1973, p.303; Buzdugan, SCIVA, 26, 1975, 1, p.69). În Municipiul Roman şi în preajma acestuia s-au înregistrat numeroase descoperiri(Cucoş, Mărturii, p.35): - lângă episcopie au fost cercetate resturile cetăţii noi a Romanului. Săpăturile au precizat fazele de construcţie, prima fiind datată în 1466, când este refăcut fortul şi se adaugă curtea exterioară cu ziduri masive şi bastioane. (Popescu, SCIV, 17, 4, 1966, p.724; Ursachi, Carpica, 1, 1968, p.156). - pe strada Jora s-au găsit resturi din perioada feudalismului dezvoltat din secolele XV şi XVI-XVII şi din a doua jumătate a secolului al XVII-lea. (Zaharia, Petrescu-Dîmboviţa şi Zaharia, op.cit., p. 301).

55 - în punctul Lutăria de la Episcopie s-au găsit fragmente ceramice din prima epocă a fierului şi din feudalismul dezvoltat, secolul al XIV-lea. (cercetare Zaharia şi Zaharia, 1956). - în prundişul râului Moldova s-a găsit un răzuitor de silex asemănător cu cele de la Ripiceni, lucrat însă numai pe o faţă (Nicolaescu-Plopşor, Dacia, 5-6, 1935-1936, p.63). - pe locul numit La Rîpi s-au cules fragmente ceramice din epoca bronzului şi din a doua epocă a fierului-La tene. (Matasă, BCMI, 31, 1938, p.127) - la începutul secolului, pe fosta moşie Cordun, s-au găsit la adâncimea de 0.30 m, cu prilejul lucrărilor agricole, mai multe momede vechi. (Dosar MNA, 1901, p.58). - la ieşirea din satul Tupilaţi, în punctul Valea Albă s-au găsit resturi ceramice dintr-o aşezare hallstattiană târzie, eventual din perioada La Tene II. (Zaharia, Petrescu-Dîmboviţa şi Zaharia, op.cit., p.295, nr.258). - pe teritoriul satului Ţibucani, la confluenţa pârâului Vasilioaia cu pârâul Arhip, alunecările de teren cauzate de viituri, au scos la iveală resturi osteologice de mamut şi aşchii de silex patinate aparţinând probabil unei locuiri din perioada paleoliticului final. - pe teritoriul satului Davideni, în punctul Davideni I, în marginea de est a satului, pe locul numit La Izvoare-Spieşti, pe terasa inferioară de dreapta a râului Moldova, a fost descoperit un colan de bronz bastarn. Săpăturile efectuate în anul 1969 de către M. Babeş şi mai apoi de către I. Mitrea relevă existenţa unui nivel de locuire de la sfârşitul epocii bronzului-cultura Noua. S-au recoltat resturi ceramice hallstattiene din perioada La Tene de tip Poieneşti şi o aşezare prefeudală din secolele V-VII. (Babeş şi Untariu, Dacia, N.S., 13, 1969, p.283; Mitrea, MemAntiq, 2, 1970, p.365). - în partea de nord a satului Davideni, tot pe terasa inferioară a râului Moldova a fost cercetată printr-un sondaj o aşezare prefeudală cu un nivel din secolul al IV şi un altul din secolele VI-VII. (Mitrea, Carpica, 12, 1980, p.132) - în Lunca Moldovei (fost Buzaţi), în punctul numit La Izvoare au fost găsite fragmente de vase a căror pastă este asemănătoare ceramicii din sec. V-VII e.n. (au fost descoperite de Dumitroaia, 1992) în apropierea unui mic afluent de drepta al râului Moldova). - pe teritoriul satului Timişeşti (malul drept al Moldovei) s-au găsit mai multe urme de materiale din diferite epoci. Cele mai vechi vestigii aparţin epocii bronzului-cultura Noua şi reprezintă fragmente de vase „sac” şi ceşti cu torţi supraînălţate. Din secolele II-IV e.n. au fost culese fragmente de vase lucrate la roată aparţinând civilizaţiei dacilor liberi, cât şi funduri de vase specifice culturii Sântana de Mureş. Pe acelaşi loc au fost găsite materiale care datează din Evul Mediu, probabil de la fostele case şi biserica ridicate de Vasile Lupu. Dumitroaia (1992) susţine că aici ar fi fost satul medieval cu numele de Bucureşti. - la Hanu Ancuţei (Moara de nutreţuri). Pe terasa a II a, a râului Moldova, în spatele unităţii de alimentaţie publică şi vizavi de unitatea de preparare a nutreţurilor combinate s-au descoperit resturi ceramice ce datează din evul mediu (sec. XVI-XVII). (Dumitroaia, 1986; materiale MIPN-Muzeul de Istorie Piatra Neamţ). - în Tupilaţi, în anul 1988, Dumitroaia a descoperit aşezările de pe Dealul Bisericii (cu materiale Noua, din sec. II-III e.n. şi din sec. XVI-XVII) şi Cimitir (Cucuteni A); au mai fost descoperite în acelaşi an, urmele unor aşezări în punctele: La Niţă (sec.II-III e.n.), Pârâul Mocana (sec. XVI-XVII) şi Dealul Belceşti (resturi eneolitice). - la nord de Municipiul Roman, pe partea dreaptă a conductei de apă Timişeşti-Iaşi, la circa 200 m de turnul de apă, pe locul numit de localnici Groapa lui Ghiţă s-a descoperit o necropolă din epoca bronzului şi una din sec. III-II e.n.

56 - în partea de nord a oraşului Roman, pe un bot de terasă s-au descoperit fragmente ceramice din epoca fierului. 4. 3. Metode de analiză a albiei minore și a albiei majore 4. 3. 1. Cartarea geomorfologică Cartografierea geomorfologică a albiei râului constituie un pas important în evaluarea şi cuantificarea modificărilor morfologice ale albiei râului. Cartarea geomorfologică la nivelul albiei minore a urmărit, forma în plan a acesteia, natura patului albiei, acumulările convexe, înălţimea şi coeziunea malurilor, gradul de acoperire cu vegetaţie etc. În ceea ce priveşte albia majoră a râului, s-au urmărit vechi trasee ale unor paleoalbii, conuri de dejecţie, conuri aluviale, ostroave, renii, terase inferioare etc. Observaţiile făcute în teren, sunt susţinute de planurile topografice din anii 1980-1985, ortofotoplanurile din perioada 2004-2006. Cartografierea geomorfologică cuprinde mai multe etape: pregătirea cercetării de teren (identificarea pe hărţi a teritoriului ce urmează să fie studiat, pregătirea hărţilor topografice), apoi urmează o etapă analitică, de teren, unde are loc cartografierea propriu-zisă, după care urmează o etapă de sinteză, care este reprezentată prin prelucrarea şi interpretarea datelor obţinute şi întocmirea hărţilor tematice specifice. Cheia succesului cartografierii geomorfologice este dată de legenda geomorfologică folosită (Rădoane et al. 2011). În acest sens, pe baza progresului cunoaşterii în domeniul cartografierii geomorfologice (Popescu, Ielenicz, 2000; Posea, Cioacă, 2003; Gustavsson, 2005; Gustavsson et al., 2006; Rădoane, Rădoane, 2007; Posea, 2008; Mihai et al, 2008), am selectat principiile şi simbolistica care trebuie să ne ghideze în realizarea hărţii geomorfologice. Astfel, principiul cvasi-unanim acceptat ce constituie baza hărţii geomorfologice este următorul: harta geomorfologică trebuie să redea aspectul exterior al formelor de relief, geneza şi vârsta lor. (Posea, 2008; Rădoane et al., 2011). În ce ne priveşte, am decis să realizăm o hartă geomorfologică în sistem clasic pentru diferite sectoare din lungul râului, pe baza informaţiei culese din teren. Întrucât formele de relief în aria de studiu nu sunt caracterizate de geodeclivităţi importante, am decis ca fundalul hărţii să fie dat, atât de valoarea pantelor, cât şi de alcătuirea granulometrică a materialului superficial. Peste acest strat să fie redate tipurile genetice de relief (pentru care vom utiliza areale, linii şi simbolistica consacrată). Vârsta reliefului va fi redată prin litere şi cifre, asemănător hărţilor geologice. Din simbolistica hărţii geomorfologice generale (Rădoane et al., 2011), am selectat domeniile reliefului fluvio-denudaţional, fluvial şi antropic, ce caracterizează relieful sectorului de vale studiat (tabel 4.4). Etapa finală a cartografierii geomorfologice se va încheia cu întocmirea hărţii geomorfologice. Tabel 4.4.Simboluri simplificate pentru Harta geomorfologică în sistem GIS (adaptare după Klimaşewski (ed), 1963 şi Martiniuc, 1978, nepublicat), (Rădoane et al., 2011). D. Forme de relief fluvio-denudationale 56. Vai elementare a)cu profil in V b)cu profil trapezoidal c)cu profil asimetric

58. Făgaş, ogaş, ravenă

58 a.

56 c.

b.

57. Arii cu eroziune difuză

57

59. Badlands

59 60. ”Canion” in loess, vale sufozională

60

57 61. Con proluvial

c)nisip

61

77c

62. Glacis

d)luturi si argile

62

77d

63. Glacis de denudaţie

78. Poduri de terase formate din: a)bolovanisuri

63

78a

64. Glacis coluvial b)pietris

64 E. Forme de relief fluviale 65. Albia minoră a râurilor permanente, in roca dura: 1mare; 2- mijlocie; 3- mică; 66.Albia minoră a râurilor permanente, in aluviuni: 1mare; 2- mijlocie; 3- mică; 67.Albia minoră a râurilor temporare, in roca dura: 1mare; 2- mijlocie; 3- mică; 68. Albia minoră a râurilor temporare, in aluviuni: 1mare; 2- mijlocie; 3- mică; 69. Cursuri şi braţe părăsite sculptate în rocă dură, recente şi adânci, cu apă; vechi, uscate 70. Cursuri şi braţe părăsite sculptate în aluviuni sau materiale coluviale, recente şi adânci, cu apă; vechi, uscate 71.Praguri în talveg a)praguri (cataracte): (sus)pe râuri mari şi (jos)pe râuri mici b)cascade: (sus) pe râuri mari şi (jos)pe râuri mici

78b c)nisip

78c

65

d)luturi si argile

78d 66

79. Conuri aluviale alcatuite din: a)materiale grosiere (blocuri, bolovanisuri)

67

79b

68

c)materiale fine (nisipuri, maluri)

69

80. Piemonturi

70

81. Delta, alcatuita din:

81 a)pietris

81a b)nisip

71a

81b c)silt, argila

71b

81c 72

74. Vale în canion sau în chei 75. Frunţile teraselor şi conurilor aluviale: a.sculptate în rocă dură 1.bine păstrate; 2.putin păstrate b.sculptate în aluviuni sau materiale coluviale; 1.bine păstrate; 2.putin pastrate 76. Suprafaţă de eroziune fluvială

79c

80d

72. Marmite 73. Treaptă de vale suspendată

79a

b)materiale medii (pietris)

73 74 75a

82. Grinduri deltaice care înaintează în mare 83. Ostroave, bare, bancuri de pietris 84. Ostroave, bare, bancuri de nisip 85. Ostroave, bare, insule alcatuite duin materiale fine, acoperite de vegetatie 86. Grinduri fluviale

75b

82 83 84 85 86

87. Popina de meandra parasita: a)roca dura

87a b)roca friabila

76

77. Şesuri (albii majore) formate din: a)bolovanisuri

87b 88. Martor de epigenie

77a b)pietris

77b

88

4.3.2. Utilizarea datărilor absolute cu 14C pentru evaluarea dinamicii râului la scară milenară 4.3.2.1. Aspecte generale. Practic, nu există o metodă capabilă să ofere datări precise pentru aluvionarul fundurilor de vale, dar se utilizează câteva cu mari şanse de succes. De exemplu, datarea cu 14C s-a utilizat pe baza resturilor vegetale sau artefactelor prinse în structurile sedimentare (problemele cu acest tip de metodă au fost dezbătute de Trumbore, 2000); luminiscenţa stimulată optic (amplu descrisă şi aplicată de Preoteasa, 2008; Perşoiu, 2010); utilizarea artefactelor istorice care oferă informaţii generale, dar valoroase dacă se corelează cu alte tipuri de datări (Perşoiu, 2010); analiza 210Pb care este capabilă să realizeze datări stratigrafice detaliate privind sedimentele recente (Noller, 2000); informaţia dendrocronologică oferită atât de arborii fosili prinşi în structuri sedimentare, dar şi a arborilor vii a căror tulpini sunt îngropate în aluviuni (Nanson, Beach, 1977; Friedman et al., 2005). Investigaţiile geomorfologice în teren asupra râului Moldova ne-au atras atenţia asupra numeroaselor trunchiuri de arbori prinse în structurile sedimentare şi vizibile în malurile de eroziune ale albiei minore. Intrucât acest fenomen este abordat în literatura de specialitate şi utilizat în ecologia râurilor, în cuantificarea modificării spaţiale ale albiilor de râu (Lewin, Macklin, 2003; Starkel et a. 2006, MacVicar et al., 2009; Perşoiu, 2010), ne-am propus să analizăm în ce măsură vârsta trunchiurilor fosile ar contribui la înţelegerea istoriei geomorfologice recente a fundului văii Moldovei. În acest context, structura abordării noastre are în vedere o prezentare a zonei de studiu, o descriere detaliată a metodei de lucru, o evaluare a paleomediului în Holocenul târziu pentru zona de studiu şi o interpretare a rezultatelor în corelaţie cu altele similare obţinute în condiţii fizico-geografice ale râurilor din România sau din Europa. Cercetări de acest tip în România sunt foarte puţine până în prezent. Un studiu a fost realizat în partea de sud a României, valea Teleorman, pe un sector de vale de aproximativ 5 km lungime în care s-au realizat 19 foraje de până la 3 m adâncime în şesul aluvial, terase fluviale şi conuri de dejecţie (Howard et al., 2004). Într-un foraj au fost identificate resturi de trunchiuri fosile la adâncimea de 2 m a căror datare cu radiocarbon a condus la vârsta de 12.880 ani BP, sugerând că albiile cu pat de pietriş au fost active în Tardiglaciar. Cel de-al doilea studiu a fost realizat în cadrul unei teze de doctorat asupra evoluţiei holocene a Râului Someşului Mic (Perşoiu, 2010). Materialele organice care au facut obiectul datării cu radiocarbon au fost fragmente lemnoase, trunchiuri fosile de stejar şi turbă, prelevate, fie din malurile râului, fie din deschideri artificiale din perimetrul luncii, cu vârste cuprinse între 10.680 – 10.220 cal BP şi 460 – 345 cal BP. 4.3.2.2. Prelevarea probelor de trunchi fosil din lungul şesului aluvial al râului Moldova În campania de teren din toamna anului 2009 şi primăvara lui 2010 a fost realizată o inspectare detaliată a malurilor albiei minore a râului Moldova pentru a fi identificate tipurile de morfologie şi compoziţie granulometrică, cât şi prezenţa tulpinilor de arbori. O mare parte sunt dezgropaţi prin activitatea balastierelor sau de către râul însuşi prin eroziunea laterală şi în adâncime.

59

Fig. 4.3. Momentul dificil al scoaterii la zi a unui trunchi fosil de stejar cu diametrul de 1 m din malul drept al râului Moldova la Timișești.

Din multitudinea de sectoare cu buşteni fosili încastraţi în sedimentele fluviale inspectate în lungul râului Moldova am selectat 6 probe considerate reprezentative (ca poziţie, esenţă lemnoasă, urme recente de aducere la zi prin procese fluviale şi structura sedimentară a deschiderilor) pentru tot atâtea secţiuni de albie în care am aplicat o cercetare combinată stratigrafică, sedimentologică, de datare cu radiocarbon şi dendrocronologică (fig. 4.3). 4.3.3.3.Pregătirea şi etichetarea probelor După recoltare, probele au fost duse în laborator, uscate în etuvă la 1050C, etichetate, ambalate (fig.4.3) şi expediate la Radiocarbon Laboratory, Institute of Physics, Silesian University of Technology, Gliwice, Polonia unde s-a folosit metoda Liquid Scintillation Counting (LSC), numită convenţională sau radiometrică (www.carbon 14.pl/c14lab/index.htm). 4.3.3.4. Datarea propriu-zisă a probelor După o nouă pregătire în laborator (tratare fizică şi chimică), probele au fost datate utilizându-se metoda LSC. Izotopul 14C se formează în partea superioară a atmosferei, prin bombardarea cu neutroni a atomilor de azot. Prin oxidare, atomii de 14C trec în dioxid de carbon (14CO2), fiind apoi absorbiţi de apă şi de organismele vii. Raportul 14C:12C din celulele organismelor va fi în echilibru cu CO2 din atmosferă, atâta timp cât acestea sunt în viată. După moarte, nemaiavând loc asimilare de 14C, acesta începe să se descompună, fără a mai putea fi înlocuit. Momentul morţii se poate stabili prin măsurarea cantităţii de 14C rămasă, ştiindu-se că rata de înjumătăţire a acestui izotop este de 5.730 ± 30 de ani. Metodele de măsurare existente în prezent permit obţinerea de vârste de până la 50.000 BP.

60

Fig. 4.4. Pregătirea probelor în laborator înainte de datarea cu 14C (uscarea lor în etuvă, cântărirea cu ajutorul balanţei analitice, etichetarea probelor)

4.3.3.5. Calibrarea vârstelor Vârstele 14C au fost calibrate cu ajutorul programului de calibrare a radiocarbonului OxCal v4.0.5 Bronk Ramsey (2007), prin utilizarea curbei de calibrare IntCAL04, Reimer et al (2004). 4.4. Utilizarea măsurătorilor specifice dendrocronologiei şi dendroclimatologiei Recoltarea în bune condiţiuni a carotei de stejar din zona Timişeşti (fig. 4.3) a permis o abordare şi din perspectiva dendrocronologiei. Proba de lemn fosil provine din partea inferioară a trunchiului (fig. 4.3). Prelucrarea şi măsurarea lăţimii inelelor anuale s-a realizat urmând procedurile dendrocronologice clasice (Popa, 2004; Speer, 2010). Metoda de lucru este una consacrată şi recunoscută pe plan internaţional, dar deosebit de laborioasă şi migăloasă. În plus sunt folosite aparate de măsură de o fineţe rară, de mare precizie. Pentru a se evidenţia inelele de creşterea acestea au fost şlefuite cu bandă abrazivă cu granulaţie de 200-400. Măsurarea lăţimii inelelor anuale s-a realizat cu un digital poziţiometru Lintab cu o precizie de 0.001 mm. Seriiile de creştere au fost interdatate cu ajutorul programului TSAPwin şi verificate cu programul COFECHA, prin analiza corelaţiei pe subperioade. Apoi, s-au calculat parametrii statistici specifici: creşterea medie, sensibilitatea, autocorelaţia de ordinul I, abaterea standard. În conformitate cu procedurile clasice de reconstituire a climatului setul de date a fost împărţit în două subseturi: calibrare şi verificare. După analizarea acestor date s-au emis păreri şi valori concrete asupra climatului. Astfel s-au putut identifica cei mai calzi ani, cei mai geroşi etc.

61 S-au idenfiticat şi inele a căror structură anatomică a fost distrusă de fenomene de îngheţ. Această tipologie de dinamică a climei este în acord cu alte reconstituiri paleoclimatice din emisfera nordică (Mann et al. 1999, Esper et al 2002, Briffa 2000, citaţi de Popa şi Kern, 2008.) 4.5. Foraje hidrogeologice Zona extracarpatică a râului Moldova, dispune de numeroase date despre depozitele aluviale (despre dispunerea şi grosimea acestora în diferite puncte din şesul aluvial al râului). Numărul mare de foraje din cadrul şesului aluvial permit evaluarea şi descrierea precisă a aluvionarului. Numeroasele investigaţii hidrogeologice, prin cele aproape 200 de foraje realizate în această zonă (Cădere et al, 1967) au identificat grosimi de peste 18 m de pietrişuri distribuite sub forma unor "pânze aluviale" asemănătoare unor mari conuri de dejecţie. După anul 1965, a început intensificarea dezvoltării reţelei de monitorizare de suprafaţă, dar şi subterane. În şes, există 11 staţii hidrogeologice cu peste 75 foraje. Unele unităţi specializate în realizarea şi dezvoltarea alimentării cu apă a oraşelor (Iaşi, Suceava, Fălticeni, Paşcani, Roman), au efectuat, de asemenea, investigaţii în acest domeniu. Tabel 4.6. Sinteza forajelor hidrogeologice efectuate în cadrul şesului extracarpatic al râului Moldova (extras) Staţia Păltinoasa Berchişeşti Băişeşti Baia Bogdăneşti Drăgăneşti Timişeşti Păstrăveni Tupilaţi Roman

Numărul de foraje 4 7 8 7 6 8 8 5 6 6

4.6. Metode de analiză a materialelor şi documentelor cartografice 4.6.1. Extragerea bazei de date geomorfologice din documentele cartografice din 1910, 1960, 1985 şi 2006 Pentru caracterizarea geomorfologică a albiei râului Moldova am avut în vedere constituirea unei baze de date morfometrice cu referire la trăsăturile întregului şes aluvial al râului, creaţie de cea mai recentă vârstă şi, în acelaşi timp, supusă schimbării proceselor fluviale într-un ritm mai accentuat decât alte zone (tabel 4.7). Construirea acestei baze de date a necesitat definirea parametrilor morfometrici şi măsurarea efectivă a lor realizate pe principiul secţionării transversale a văii (Rapp, Abbe, 2003; Rădoane et al., 2008), (fig. 4.6), fiecare secţiune perpendiculară pe râu a fost separată de următoarea la o distanţă de 100 m (în total au rezultat aproximativ 1100 secţiuni transversale). Astfel, am realizat măsurători morfometrice asupra albiei majore (sau şesul aluvial care reprezintă zona cuprinsă de o parte şi alta a Moldovei, cu altitudini relative mai mici de 5 - 7 m). Şesul aluvial este format din fâşia activă a albiei (banda de migrare liberă a râului), din terasele de

62 2 m, 4 m, 5 m – 7 m). Pe suprafaţa şesului se păstrează urmele vechilor trasee ale albiei minore sub formă de braţe de râu abandonate (fig. 4.7).

Fig. 4.6 Model de secţionare a văii pentru măsurarea variabilelor morfometrice. Sunt redate mai multe poziţii ale albiei minore a Moldovei în etape diferite de timp.

Fig. 4.7. Schiţă pentru ilustrarea componentelor şesului aluvial al râului Moldova

Tabel 4.7. Extras din baza de date privind morfometria şesului aluvial al râului Moldova

Latimea albiei

Nr.

minore

Sectiune Lam(m) 1960

1980

2005

Latimea albiei

Latimea albiei

Lungime

majore

majore

dreapta

Lmaj(m)

Lmaj(m)

rau (m)

stanga

dreapta

1960 1960

1980

2005

Lungimea pe rau

Suma lungimii bratelor

(m)

(m) 1960

1980

2005

1960

1980

2005

1980

2005

1960

1980

2005

1

34,2

52,8

48

147

42

458

147

337

100

0

0

0

0

0

0

609

2

49,2

105,3

14

158

108

277

158

333

222

100

432

430

613

432

430

667

3

73,1

162,7

30

450

175

280

450

260

899

351

364

373

693

364

735

4

60,5

72,3

115

385

237

222

385

311

837

100

548

418

354

931

702

832

5

55,2

79,4

56,8

325

267

52

325

413

581

100

453

413

473

883

804

883

6

65,3

92,5

49,2

503

338

147

503

427

657

100

420

379

374

984

726

1123

7

49,7

34,2

54,5

313

108

406

313

745

567

100

368

348

382

1136

871

1185

8

72,9

60,9

52

100

0

281

100

848

400

100

413

349

365

1149

347

687

9

59,6

25,2

42,1

275

0

258

275

948

299

100

436

340

342

789

345

829

10

69,5

80,4

53,4

402

52

219

402

796

271

100

414

401

391

835

403

1055

11

50,6

40,6

83,1

417

5

318

417

889

218

100

480

430

480

1060

432

979

12

62,2

43,3

42,6

667

128

212

667

842

278

100

390

406

479

872

407

806

13

63,3

36,6

53,3

432

163

165

432

482

132

100

450

536

386

871

1195

1222

14

86,7

100,2

61

146

167

348

146

580

575

100

501

430

440

1298

997

1214

15

101,8

110,1

60,8

100

272

327

100

323

137

100

440

516

428

1911

806

665

16

44,2

69,7

57,3

218

75

409

218

370

275

100

395

359

330

822

467

770

17

76,7

112,6

20,9

0

50

162

0

244

220

100

609

400

403

1298

504

907

18

30,2

158,1

44,9

10

210

154

10

96

274

100

541

526

505

1003

529

885

19

44,1

48,5

26,3

35

0

182

35

338

136

100

452

491

500

888

501

1342

20

49,8

56,7

30,5

0

275

46

0

107

573

100

605

519

861

864

715

637

21

68,4

180,4

104,8

130

95

195

130

378

493

100

400

657

308

1641

762

711

22

58,5

83,6

30,6

111

142

317

111

509

302

100

573

401

367

1232

598

912

23

69,1

36,7

32,7

317

362

478

317

170

92

100

423

513

497

1164

1031

844

24

64,6

96,8

39,4

201

312

464

201

252

164

100

472

407

423

1752

504

840

100

Tabel 4.8. Parametrii morfometrici determinaţi pe baza analizei materialelor cartografice (extras) Variabila morfometrică Lăţimea albiei minore, lam (1910, 1960, 1980, 2006)

Lăţimea albiei majore, laj

Lungimea albiei, lunga

Lungimea dreaptă pe râu, ldr Indicele de împletire, Ii

Migrarea albiei (spre stânga, spre dreapta), Ms, Md Lungimea ostroavelor între 2 secţiuni, lo Numărul de ostroave între 2 secţiuni, nro

Numărul de linkuri intersectate de o secţiune, nl Numărul total de linkuri între 2 secţiuni, ntl Unghiul de bifurcaţie, ub Unghiul de confluenţă, uc Suprafaţa luncii între 2 secţiuni, Sl 

Modul de extragere Măsurători perpendiculare pe axul albiei minore, în punctele de intersecţie a secţiunilor transversale pe luncă cu axul central al cursului de apă (canal principal de scurgere) Măsurători perpendiculare pe axul albiei majore Între punctele de intersecţie a secţiunilor transversale pe luncă (perpendiculare pe axul văi) şi axul central al cursului de apă (canal principal de scurgere în cazul sectoarelor anastomozate) Distanţa fintre 2 secţiuni transversale successive (în cazul nostru 100 m) Măsurători perpendiculare pe axul albiei majore, pe linkurile intersectate de fiecare secţiune transversală Măsurarea migrării albiei, spre stânga şi spre dreapta (a malului stânga, a malului drept spre dreapta) Se măsoară lungimea ostroavelor (în funcţie de axul fiecărui ostrov) Se numără ostroavele care se află între 2 secţiuni (dacă 2/3 dintr-un ostrov, se ia în considerare la secţiunea respectivă, dacă nu este adunat la următoarea secţiune) Se numără numărul de linkuri intersectate de o secţiune Se numără numărul total de linkuri dintre 2 secţiuni

Scop Variaţia spaţială şi temporală a lăţimii albiei la maluri pline Analiză multivariată de detaliu Evaluarea cantitativă a poziţiei râului în cadrul luncii; deplasarea sa laterală Analiză multivariată

Variaţia spaţială şi temporală a lungimii râului, lungimii cumulate a râului

Variaţie temporală şi spaţială a indicelui de împletire Variaţia spaţială şi temporală a malurilor râului Analiză multivariată de detaliu Analiza spaţială şi temporală a morfologiei ostroavelor

Variaţia spaţială şi temporală a malurilor râului Analiză multivariată de detaliu

Analiză multivariată de detaliu Analiză multivariată de detaliu Între 2 secţiuni transversale consecutive

Analiza multivariată

Notă, fiecare dintre aceste variabile a fost măsurată pentru fiecare an: (1910, 1960, 1980, 2006).

4.6.2. Împărţirea în subsectoare omogene a zonei de studiu: Pentru o analiză cât mai bună (calitativă şi cantitativă) a dinamicii proceselor fluviale este ideală împărţirea zonei de studiu în subsectoare mult mai mici, omogene. Prima fază este reprezentată printr-o stabilire relativă a subsectoarelor în funcţie de unitatea fizico-geografică în care se găsesc. Este interesant de subliniat caracterul iterativ al subdivizării iniţiale; pasul 1 este doar începutul, o împărţire „tentativă” (Rinaldi et al., 2011), care se perfecţionează pe măsură ce realizăm ceilalţi paşi în procesul de divizare. Pentru analizarea şi descrierea etapelor împărţirii în subsectoare am utilizat modelul propus de Rinaldi et al.(2011)

65

Pasul 1 Încadrarea şi definirea unităţii fizico-geografice

Pasul 2 Definirea şi stabilirea gradului de confinement

Pasul 3 Definirea şi stabilirea morfologiei albiei

Pasul 4 Luarea în calcul a altor posibile discontinuităţi

Pasul 5 Subdivizarea finală în subsectoare Fig. 4.8 Subdivizarea în subsectoare: paşii urmaţi

4.6.3. Încadrarea şi definirea unităţii fizico-geografice în care se găseşte subsectorul respectiv Scopul acestei aplicaţii este stabilirea contextului fizico-geografic în care este inserată albia de râu şi de a efectua o primă divizare a zonei de studiu în macro-arii (unităţi fizico-geografice) şi macro-sectoare (segmente). Informaţiile şi baza de date necesare pentru realizarea etapei sunt: date cu privire la morfometria bazinului hidrografic, informaţii despre litologia bazinului, despre climă şi regimul hidrologic, profilul longitudinal al albiei, etc.

(a) (b) Fig. 4.8. a. Râul Moldova în sectorul montan, b. Râul Moldova în sectorul extracarpatic

Metodele utilizate pentru punerea în practică a etapei sunt: consultarea hărţilor geologice, geomorfologice, a utilizării terenurilor, altor studii existente, deţinerea şi

66 elaborarea de date hidrometrice, teledetecţie/GIS. În afară de elementele enumerate mai sus, în cadrul procesului de stabilire a unităţii fizico-geografice, mai pot fi luate în considerare suprafaţa de drenaj şi panta medie a văii. 4.6.4. Definirea şi stabilirea gradului de confinement (constrângere) a albiei Această etapă vine să caracterizeze şi mai în detaliu condiţiile de constrângere, preliminar unei subdiviziuni a segmentelor în sectoare. Pentru a evalua gradul de constrângere sunt necesare date despre lăţimea şesului aluvial (inclusiv terasa inundabilă de 1-2 m), gradul de constrângere şi indicele de constrângere. Metodele utilizate pentru a face această evaluare sunt teledetecţia, GIS, hărţi geomorfologice şi geologice. Rezultatele obţinute sunt întocmai segmentele rezultate în urma împărţirii. Pentru stabilirea constrângerii sunt calculaţi, evaluaţi şi analizaţi gradul şi indicele de constrângere.

Fig. 4.9 Gradul de constrângere şi dimensiunea cursului de apă în diferite zone ale bazinului hidrografic (prelucrare după Brierley şi Fryirs, 2005, Church, 1992, Rinaldi et al., 2011)

Gradul de constrângere (confinement) Acest aspect se referă la gradul de constrângere laterală, considerată în sens longitudinal, la scară de sector. Este reprezentat de raportul dintre lungimea malurilor (suma lm) care intră în contact direct cu versanţii şi lungimea totala a malurilor din sectorul respectiv (l tm). Gc = suma lm/lt m*100 După cum se observă în formula de mai sus, gradul de confinement se măsoară în procente. Astfel, sectoarele cu gradul de constrângere (Gc) >90% sunt considerate, sectoare cu albii constrânse (confined), Gc >10%-<90% sunt semi-constrânse (semiconfined), iar cele cu Gc <10% sunt sectoare cu albii libere (non-confined).

67

Fig. 4.10 Ilustarea modului de măsurare a gradului de constrângere (confinement)

Indicele de constrângere (confinement) Este definit ca raportul dintre lăţimea şesului aluvial (aici înţelegându-se albia majoră+terasa inundabilă, floodplain+inondable terrace) şi lăţimea albiei minore (channel width) (fig. 4.11).

Fig. 4.11 Ilustarea modului de măsurare a indicelui de constrângere (confinement)

În baza indicelui de confinement (de constrângere) s-au stabilit următoarele clase:  constrângere mare (high confinement), indice cuprins între 1 şi 1.5  constrângere medie (medio confinement), cuprins între 1.5 şi n  constrângere mică (low confinement), indice > n Valoarea lui n, care este menită să facă diferenţa între constrângerea medie şi mică, este definită după morfologia albiei după cum urmează:  n = 5 pentru albii cu un singur braţ şi pentru albii tranziţionale sinuoase cu bare alternante  n = 2 pentru albii împletite şi albii tranziţionale de tip wandering. 4.6.5. Definirea şi stabilirea morfologiei albiei În cadrul etapei se stabileşte morfologia prezentă a albiei. Informaţiile şi datele necesare întocmirii acestei etape sunt constituite din: ambientul fizico-geografic,

68 confinement, indice de sinuozitate, indice de împletire, indice de anastomozare, configuraţia fundului de albie etc. Metodele utilizate sunt teledetecţia, analiza GIS, observaţii în teren, etc. Clasificarea morfologică a albiilor de râu se bazează pe factori precum: grad de confinement, număr de braţe, forma albiei în plan, configuraţia fundului de albie (în cazul albiilor care prezintă grad de constrângere. Albii rectilinii. Este vorba despre albii cu un singur braţ, cu un indice de împletire apropiat de valoarea 1 şi un indice de sinuozitate inferior de 1.05 (Brice, 1975, Malavoi şi Bravard, 2010, Rinaldi et al., 2011). Această tipologie este foarte rar întâlnită în natură. Nu se aplică în cazul râului studiat de noi. Albii sinuoase. Spre deosebire de albiile rectilinii, cele sinuoase au indicele de sinuozitate superior de 1.05. Brice, 1984, indică albii cu sinuozitate mică cele până la 1.25 şi cele cu valori superioare foarte sinuoase spre meandrate. Dar această părere nu este unamin acceptată. Spre exemplu, Leopold şi Wolman, 1957, consideră că trecerea de la sinuos la meandrat se face la valoarea indicelui de sinuozitate de 1.5.

a

b Fig. 4. 12 a. Râul Moldova în zonă confined şi semi-confined, b. Râul Moldova în zona non-confined (sursa imaginilor: Google Earth)

69

Albii meandrate. Un râu este considerat meandrat dacă indicele de sinuozitate este mai mare de 1.5 (Leopold şi Wolman, 1957) sau 1.3 (Chang, 1979, citat de Rădoane et al., 2001) Albiile tranziţionale. În această categorie intră tipurile de albie care prezintă caracteristici intermediare faţă de principalele tipuri de albii (sinuoase, meandrate, împletite, anastomozate). În această categorie includem: albiile de tip wandering şi sinuos cu bare alternante. Albii de tranziţie de tip wandering. Prezintă un indice de împletire difuz, cu valori mai mari de 1, dar inferiore de 1.5. Termenul wandering nu are un corespondent în limba română, iar filiera franceză utilizează „vagabond” sau „divagant” (unii cercetători în discuţii libere cu rezultate nepublicate încă au propus termenul de meandrare instabilă; discuţia rămâne deschisă).

Fig. 4.13 Râul Moldova (sector sinuos)

Albii de tranziţie de tip sinuoasă cu bare alternante. Prezintă o lăţime nu prea mare, cu situaţii locale de împletite, cu valori ale indicelui de împletire aproape de 1, cu un singur canal, puternic sinuos situat în interiorul albiei. Sinuozitatea medie a acestui tip de albie este, 1.05-1.45 (cf. Rinaldi, 2003). O caracteristică specifică a acestui tip de albie este prezenţa continuă şi alternantă a ostroavelor laterale. Luându-se în condideraţie penultima carateristică, unii autori numesc acest tip „pseudomeandriform”. Albii împletite. Este vorba despre albiile care au mai multe braţe, separate între ele de ostroave. Parametrul care descrie intensitatea împletirii, în acest caz este indicele de împletire (de braiding). Cursurile de apă care prezintă valori ale indicelui de împletire mai mari de 1.5 sunt considerate împletite. Albii anastomozate. Sunt caracteristice albiile cu mai multe canale separate între ele prin insule acoperite cu vegetaţie. Parametrul caracterizant acestei tipologii este indicele de anastomozare.

70

Fig. 4.14 Râul Moldova (sector wandering, cu un indice de împletire difuz)

Fig. 4.15 Râul Moldova (sector împletit) în zona Praxia- Vadu Moldovei (foto Efros, 2009)

71

1 ≤ Is <1.05 e Ia <1.5

Rectilinie 1.05 ≤ Is <1.5 e Ia <1.5

Sinuoasă Is ≥ 1.5 e Ia < 1.5

Tranziţională wandering

Meandriforme Ia ≥ 1.5

Împletită Tranziţională sinuoasă cu bare alternante

Anastomozate 1 ≤ Iî <1.5

1 ≤ Iî <1.5

Iî ≥ 1.5

Fig. 4.16 Schema morfologiei fluviale şi a câmpilor relativi de variabilitate a indicilor planimetrici morfologici (Is, Iî, Ia: Indicele de sinuozitate, Indicele de împletire, Îndicele de anastomozare, prelucrare după Rinaldi et al., 2011)

4.6.7. Subdivizarea finală în secțiuni transversale egal distanțate Scopul acestei etape este ca, indiferent de lungimea subsectoarelor, toate să fie supuse măsurătorilor morfometrice pe profile transversale perpendiculare pe albia la maluri pline a râului (în cazul Moldovei, cf. Fig. 4.7). Astfel, au rezultat 1100 de secțiuni transversale pentru coridorul de vale studiat, distanțate la 100 m. Reprezentarea grafică sugerează această etapă de lucru (fig. 4.17).

72

Fig. 4.17 Exemplu de împărţire a albiei râului Moldova în sectoare mici şi omogene (zona Gura Humorului-Slatina)

4.6.8. Extragerea bazei de date privind indicii de împletire şi micromorfologia albiei minore Ostroave (definire, clasificare, orientare) Din punct de vedere geomorfologic albiile împletite sunt dominate de formaţiunile cunoscute după denumirea de ostroave. Acestea sunt forme de pat de albie ce au lungime de acelaşi ordin de mărime cu lăţimea albiei şi grosimi de acelaşi ordin cu adâncimea medie a scurgerii ce le generează. Pentru identificarea tipurilor de ostroave vom utiliza schema propusă de Kellerhals et al., 1976, Church şi Jones, 1982 (fig. 4.18, 4.19). I. Ostroave produse de deformarea albiei râului 1.Ostroave simetrice Ostroave longitudinale Ostroave lingoide sau mediale 2.Ostroave asimetrice Ostroave diagonale (spre stânga sau spre dreapta) II. Ostroave produse de schimbarea albiei 1.Renii 2.Ostroave laterale sau de mal 3.Ostroave triunghiulare la confluenţa albiilor III. Ostroave produse de elemente nefluviale

Fig. 4.18 Tipuri de ostroave (Church şi Jones, 1982)

73

1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

ostroave laterale ostroave de meandru ostroave de confluenţă ostroave longitudinale ostroave transversale ostroave diagonale ostroave linguoide

Fig. 4.19 Tipuri (Kellerhals et al., 1976)

de

ostroave

4.6.9. Îndicele de împletire în sens Brice (1964), Ashmore (1991) S-au propus diferite metode de măsurare a indicelui de împletire. Thorne (1997), face o sinteză a acestora. Cele mai utilizate şi consolidate sunt cele propuse de Brice (1964), Ashmore (1991), Surian et al (2009). Pentru calculul indicelui de împletire al albiei, Brice (1964), propune următoarea relaţie: Ii = 2(suma lungimii braţelor şi/sau ostroavelor)/ lungimea sectorului măsurat pe mijlocul albiei Ashmore (1991), propune o altă formulă de calcul a indicelui de împletire, şi anume: Ii = numărul de braţe intersectate (valori medii obţinute)/numărul de secţiuni luate în calcul (fig. 4.20)

Fig. 4.20 Metoda de măsurare a indicelui de împletire în sens Ashmore (1991)

74

Fig. 4.21 Metoda de măsurare a parametrilor ce privesc ostroavele.

În urma unui proces îndelung de studiere a fezabilităţii utilizării uneia sau alteia dintre metodele de calcul a indicelui de braiding, am ajuns la conluzia că este mai indicat să utilizăm în cadrul studiului nostru metoda propusă de Ashmore, 1991. Indicele de sinuozitate. Sinuozitatea unei albii într-un anumit sector este definită de raportul dintre 2 lungimi: distanţa dintre extremele sectorului măsurată în lungul albiei şi lungimea măsurată în lungul axei văii. (fig. 4.22)

Fig. 4.22 Modalitatea de măsurare a indicelui de sinuozitate (Surian et al., 2009)

75 Sinuozitatea poate fi măsurată pe sectoare având lungimea de câţiva kilometri sau pe sectoare mai mici dar cu o lungime semnificativă. Ca distanţă minimă, se poate considera ca lungime, spre exemplu, în general de 10-14 ori lăţimea albiei minore (Thorne, 1997). 4.6.10. Extragerea datelor cu privire la dinamica covorului de vegetaţie în zona ripariană Analiza istorică a vegetaţiei se face utilizând documentele cartografice de care dispunem (tabel 4.1). Legenda a fost stabilită în funcţie de gradul de detaliere pe care îl prezintă materialele. Astfel, dispunem de 3 seturi de hărţi topografice şi un set de ortofotoplanuri. Ţinând cont că deţinem un singur set de ortofotoplanuri (cu un grad mare de detaliere), am decis simplificarea claselor de vegetaţie în cadrul legendei (din cauza materialelor topografice care prezintă grad de detaliere mai redus); aceasta va fi utilizată în descrierea gradului de acoperire cu vegetaţie a „coridorului fluvial” şi implicaţiile dinamicii în timp în configuraţia (orizontală şi verticală) a albiei. Astfel, s-au separat următoarele clase:

Fig. 4.23 Exemplu de analiză a dinamicii covorului de vegetaţie pe baza documentelor istorice (sector Păltinoasa-Berchişeşti)

 

În interiorul albiei minore (albie minoră activă fără vegetaţie (unvegetated active channel), insule acoperite cu iarbă (island with herbaceous vegetation), insule cu tufişuri şi arbori (island with arboreal and shurbby vagetation) În exteriorul albiei minore (inclusiv terasa inundabilă de 1-2 m), (vegetaţie marginală ierboasa (herbaceous marginal vegetation), vegetaţie cu arbori si

76 tufişuri (arboreal and shrubby marginal vegetation), terenuri cultivate (cultivated areas)). Analiza hărţilor istorice, la o primă vedere, relevă faptul că în ultimii ani vegetaţia marginală s-a dezvoltat intens, iar albia râului s-a îngustat şi s-a adâncit. Metoda de lucru utilizată este asemănătoare ca punct de plecare, metodei de măsurare a lăţimii albiei minore (care s-a măsurat pe un criteriu morfologic). Se utilizează cele 4 seturi de documente cartografice de care dispunem. Se măsoară fiecare parametru prestabilit. Într-o primă fază, se extrag vectorii caracteristici (utilizând softul ArcGIS, WebGIS) tipurilor de vegetaţie stabilite la început în cadrul legendei (fig.3.23). Analiza istorică, se face pe sectoare de râu prestabilite (cu trăsături omogene: morfologie, constrângeret, ambient fizico-geografic etc.) După vectorizare se trece la măsurarea suprafeţelor fiecărui tip de vegetaţie stabilit în cadrul legendei; datele morfometrice obţinute se sistematizează într-un tabel, urmând a fi prelucrate, ulterior. Tabel 4.9 Exemplu de extragere a unor date morfometrice de nanaliză istorică a vegetaţiei unui sector de râu (extras) Anul 1910 1960 1980 2006

Aria lăţimii albiei minore, w 1,38 1,75 2,22 1,13

Aria insulelor 1,04 0,37 0,73 1,43

Anul 1910 1960 1980 2006

Evoluţia nr. de insule 6 9 13 19

4.6.11. Extragerea bazei de date privind dinamica orizontală a albiei minore În tabelul 4.7 sunt redate măsurătorile privind migrarea albiei (pe mal stâng şi pe mal drept) a râului Moldova în 1960 faţă de 1910, în 1985 faţă de 1910, în 2006 faţă de 1910. Modul de măsurare a migrării stânga - dreapta a albiei este redat în fig. 4.24.

Fig. 4.24 Modul de măsurare a migrării stânga - dreapta a albiei râului. Moldova.

77

4.7. Analiza datelor instrumentale de la posturile hidrometrice Datele hidrometrice se referă la debite lichide, debite solide şi morfologia secţiunii transversale. Pe lângă prelucrările datelor în vederea caracterizării hidrologice a râului, acestea au fost utilizate şi pentru evaluarea cantitativă a modificării în plan vertical a albiei de râu. 4.7.1. Modul de determinare a înălţimii patului albiei Metoda utilizată a fost promovată în numeroase lucrări (Rădoane et al., 2008, 2009, 2010, 2012) şi îşi are originea într-un model simplu de calcul al înălţimii talvegului albiei faţă de nivelul de referinţă fix, reprezentat de "0" grafic al mirei hidrometrice. Expresia grafică din fig. 4.25 clarifică maniera în care adâncimea maximă a albiei poate fi utilizată în obţinerea poziţiei înălţimii patului albiei la un anumit moment de timp. Aceste date se găsesc în tabele standardizate, denumite centralizatoare de debite, din care redăm un extras (tabel 4.10). În extrasul exemplificat sunt cuprinse o parte a măsurătorilor complete în secţiunile staţiilor hidrometrice într-o anumită zi din lună pentru calculul debitelor lichide, dar mai ales pentru controlul şi ajustarea cheii limnimetrice. Ultima coloană din tabel este cea care poate fi utilizată pentru obţinerea unei serii de timp cu pas uniform de o lună calendaristică. Valoarea medie lunară se obţine prin medierea măsurătorilor de 3-12, câte se realizează într-o lună calendaristică, dacă măsurătoarea se face pe acelaşi profil transversal şi dacă râul este liber de pod de gheaţă.

1 2

Data 9-I. 1982 14-I

3 4 5 6 7 8 9 10

21-I 11-II 17-II 2-III 11-III 27-III 31-III 2-IV

Nr. profil măsurăt oare

Nr. crt.

Tabel 4.10. Un extras din Centralizatorul de debite la o staţie hidrometrică. Ultima coloană este adăugată de noi şi exemplifică maniera de calcul a înălţimii patului albiei (Rădoane et al., 2010)

1 1 2 1 1 1 1 1 1 1

Starea râului liberă " gheaţă la maluri " liberă " " " " "

H cota la miră cm 132 131

Q debitul lichid m³/s 0.410 0.510

HH m, cm Hmax, cm 20 112 20 111

168

0.480

56

149 133 138 147 136 148 150

0.601 0.513 1.240 1.830 0.695 1.560 2.390

33 21 28 31 21 34 38

112 116 112 110 116 115 114 112

În această manieră s-au obţinut valori ale altitudinii talvegului faţă de planul „0” al mirei, cu lungimi de 50 de ani şi care a permis prelucrarea lor în contextul analizei seriilor de timp. În literatura de specialitate sunt prezentate metode similare de obţinere a informaţiei privind dinamica verticală a patului albiilor. Rădoane et al (2010) realizează o trecere în revistă a acestora, din care prezentăm şi noi. De exemplu, râul Skokomish, Washington (un bazin hidrografic de 622 km 2, Q = 3 200 m /s) a fost investigat în exact aceeaşi manieră ca şi noi pentru o perioadă cuprinsă

78 între 1932 - 2000 (Stover şi Montgomery, 2001). Pentru râul Tully, nordul Australiei (Sb = 1475 km2, Q = 900 m3/s), autorii (Neil şi Yu, 1999) au propus o altă formulă de calcul a înălţimii medii a patului albiei şi anume: BE = H - (A/B) unde BE este înălţimea patului albiei, H este nivelul măsurat pe mira hidrometrică, A este suprafaţa secţiunii transversale, iar B este lăţimea albiei minore. Compararea acestei metode de calcul cu cea folosită de noi a arătat că seria de timp obţinută de autorii australieni conţine numeroase oscilaţii date de influenţa debitului lichid, mult mai mult decât acest factor are efect în realitate asupra patului albiei. O altă problemă pe care trebuie prezentată încă de la început este în legătură cu terminologia proceselor fluviale folosită în lucrare. Ajustarea hidraulică a secţiunilor de albii la acţiunea factorilor de control este una complexă, dar noi ne-am concentrat pe două tipuri de procese fluviale de la nivelul patului de albie a căror terminologie este legată de perioada de timp în care se produc. Modelul de cuantificare a acestor procese a fost discutat de Rădoane et al (2010) din care am preluat principalele idei.

Fig. 4.25 Ilustrarea modului de determinare a înălţimii patului albiei, folosind poziţia talvegului faţă de "0" grafic al mirei hidrometrice (Rădoane et al., 2010). 4.7.2. Model de obţinere a bazei de date privind dinamica patului albiei râului

Procesele geomorfologice de tipul adâncirii bruşte sau colmatării bruşte a patului albiei (pe durata orelor, zilelor, lunilor, uneori chiar 1 an) poartă denumirea în hidraulică de curăţire, săpare, excavare (scour), urmată de regulă de reumplerea, colmatarea albiei (fill). Cele două procese se succed în timp, creând imaginea unor oscilaţii cu amplitudine redusă şi frecvenţă mare (fig. 4.26). Aşa cum se va vedea, oscilaţiile excavare-reumplere au răspuns direct în trecerea unei viituri (de regulă, excavarea la începutul viiturii şi reumplerea excavaţiei spre sfârşitul viiturii). Modificările patului albiei pe timp lung (de ordinul anilor sau zecilor de ani) poartă denumirea de agradare (înălţarea patului albiei) şi degradare (coborârea patului albiei) (fig. 4.26). Ambele procese au loc în ritmuri mult mai lente decât cele anterioare, dar şi faze de amplitudini mult mai mari. Modul cum toate aceste variabile au fost determinate este exemplificat în fig. 4.27. Baza de date astfel constituită a fost prelucrată cu ajutorul metodelor statistice şi s-au obţinut o serie de indici sintetici privind starea albiei râurilor.

79

200

aggradation

degradation

aggradation

150 Fill

Bed elevation, BE, cm

100 50 0 -50 -100 -150

Scour

-200

19 82 19 83 19 84 19 85 19 86 19 87 19 88 19 89 19 90 19 91 19 92 19 93 19 94 19 95 19 96 19 97 19 98 19 99 20 00 20 01 20 02 20 03

-250

Fig. 4.26 Explicarea grafică a terminologiei proceselor fluviale abordate în lucrare (cf. Rădoane et al., 2010) 200

Bed elevation, BE, cm

Aggradation 150 Aggradation 100

50 Degradation

Degradation

19 56 19 58 19 60 19 62 19 64 19 66 19 68 19 70 19 72 19 74 19 76 19 78 19 80 19 82 19 84 19 86 19 88 19 90 19 92 19 94 19 96 19 98 20 00 20 02 20 04 20 06

0

Total thickness of the channel mobile bed, cm

Aggradation

Fig. 4. Model de obţinere bazeiofde date privind dinamica patului albiilor de râu Allaperiod analysing of bed elevation changes Fig. 4.27 Model de obţinere a bazei de date privind dinamica patului albiilor de râu (cf. Rădoane et al., 2010).

4.8. Prelucrări statistice ale datelor utilizând Excel, ExcelSTAT, STATA Reprezentări grafice ca serii de timp sau de distanţă - presupun vizualizări ale datelor brute (ordonată) în funcţie de distribuţia lor în spaţiu sau timp (abscisă). Scările de reprezentare pot fi aritmetrice sau semilogaritmice (o singură axă în scară logaritmică). Prelucrări primare ale datelor – sub forma valorilor medii totale sau intermediare, frecvenţelor de distribuţie a claselor de valori (histograme), a mediilor aritmetrice sau a tendinţelor generale.

80 Relaţii bivariate de tip cauză – efect - metoda constă în exprimarea într-o funcţie matematică a relaţiei între două variabile, reprezentând instrumentul cel mai valoros de descriere a sistemelor morfologice (Rădoane et al., 1995). Gradul de legătură dintre cei doi parametrii consideraţi, intensitatea acestei legături şi sensul ei sunt exprimate cu ajutorul regresiei şi a coeficientului de corelaţie r. Unul dintre parametrii joacă rolul de variabilă dependentă (Y), în timp ce al doilea parametru devine variabilă independentă (X). Valoarea negativă a coeficientului r indică faptul că raportul dintre cele două variabile este invers. Măsura gradului de corelaţie dintre diverse variabile este dată de frecveţa claselor coeficienţilor de corelaţie r, pornind de la standardul american, care indică următoarea clasificare: - r cu valori mai mari de 0,900 – semnificaţie foarte înaltă - r cu valori între 0,700 – 0,900 - semnificaţie înaltă - r cu valori între 0,500 - 0,700 – semnificaţie moderată - r cu valori între 0,300 – 0,500 – semnificaţie slabă r cu valori mai mici de 0,300 – valori nesemnificative Funcţia de regresie utilizată poate fi liniară, sau logaritmică, exponenţială, polinomială, caz în care relaţia este neliniară. Serii de timp. Seria de timp se defineşte ca un şir de valori pe care le ia o variabilă aleatoare şi care se succed la intervale de timp constante (Rădoane et al., 1996). În teorie, seriile de timp pot fi continue sau discrete. O serie de timp continuă se obţine dacă are loc o înregistrare fără întrerupere a unui proces de timp. Dacă o serie continuă este observată la anumite intervale (oră minut, lună, an etc.), rezultatul va fi o serie discretă (ex. variaţia nivelului râurilor, variaţia precipitaţiilor, etc.). în cadrul analizei seriilor de timp se pot observa următoarele tipuri de schimbări: regulate, cu prag, cu rampă, tranziente. Corelaţia multiplă. Modelul statistic care pune în corelaţie mai mult decât două variabile se numeşte regresie multiplă sau model de analiză multivariată. În numeroase sisteme ale mediului natural există posibilitatea identificării unor variabile care ocupă un loc nodal în ceea ce priveşte cauzalitatea. Astfel, orice schimbare în variabila dependentă este condiţionată de interacţiunile variabilelor independente. Ca măsură a asocierii dintre y şi ansamblul variabilelor x se introduce coeficientul de corelaţie multiplă, notat cu R. Poate fi definit drept coeficientul maxim de corelaţie simplă (Pearson) dintre y şi o combinaţie liniară de variabile x. Astfel se explică faptul că valoarea calculată a lui R este întotdeauna pozitivă şi tinde să crească o dată cu mărirea numărului de variabile independente. Matricea de corelaţie – este o metodă derivată din metoda prezentată anterior, care presupune corelarea fiecărei variabile morfometrice cu restul de n variabile considerate. Condiţia esenţială este ca baza de date să fie uniformă, parametrii luaţi în considerare fiind determinaţi în aceleaşi secţiuni pe luncă sau râu. În cadrul matricei, valoarea 1 a corelaţiei se înregistrează pentru poziţia unde parametrul se corelează cu sine însuşi, aceasta nefiind luată în considerare. Interpretarea coeficientului r se face în mod similar cu interpretarea relaţiilor bivariate.

81

CAPITOLUL V DINAMICA ISTORICĂ A ALBIEI MINORE 5.1. Morfologia secţiunii transversale a albiei (studiu de caz: secţiunea Tupilaţi) 5.1.1. Forma secţiunii transversale Secţiunea transversală a unei albii de râu reprezintă unitatea geomorfologică de bază a structurii unui sistem geomorfologic fluvial pentru că la acest nivel au loc aproape toate procesele ce definesc mecanica râurilor. Albiile, în ansamblul lor, nu sunt decât multiplicarea la nesfârşit a acestor procese şi implicarea unor caracteristici determinate de scara dimensiunilor şi cascada sistemului (Rădoane et al., 2002). Deşi albiile de râu şi, în special, albiile aluvionare au o mare mobilitate, au fost stabilite criterii de a defini aşanumita stabilitatea dinamicã a formei în contextul binecunoscutei teorii a geometriei hidraulice (Leopold și Maddock, 1953). Conceptul de abordare şi etapele de lucru au fost aplicate şi pentru o secţiune transversală standard a albiei râului Moldova şi anume, secţiunea Tupilaţi la postul hidrometric cu acelaşi nume. Pentru a defini forma de cea mai mare probabilitate de stabilitate dinamică a secţiunii amintite au fost utilizaţi următorii descriptori ai secţiunii transversale: lăţimea albiei (B, m), adâncimea medie a albiei (H, m), viteza medie de curgere (V, m/s), perimetrul udat (P), suprafaţa secţiunii transversale (A), adâncimea albiei (H) şi panta (S) sau diferenţa de altitudine între două puncte situate în lungul albiei (e1 şi e2) (fig. 5.1).

Fig. 5.1. Elemente dimensionale ale unei albii de râu (stânga); Secţiuna transversală a albiei râului Moldova (Tupilaţi) (foto N.Rădoane)

Tipul de secţiune transversală poate fi apreciată pe baza coeficientului de formă Lane (1935), calculat ca raport între suprafaţa reală a secţiunii albiei şi suprafaţa unei parabole în care se înscrie forma secţiunii (în cazul albiilor cu maluri necoezive); în fig. 5.2 este reprezentată forma secţiunii transversale tipice pentru râul Moldova, o albie cu maluri alcătuite din materiale friabile, uşor erodabile (pietrişuri şi nisipuri). Astfel de albie are tendinţa de a-şi lărgi considerabil lăţimea pentru a putea prelua volumul de apă şi de sediment din amonte. Imaginea din fig. 5.1 luată de pe podul de la Tupilaţi este

82 sugestivă în acest sens. Pentru albia râului Moldova, secţiunea Tupilaţi, în data de 08.02.1983, am calculat un coeficient de formă de 0.98, iar în data de 9.06.1983, unul de 1.03.

Adancimea albiei, H, m

2,5

Nivelul de albie plină

2 08.02.1983

1,5

09.06.1983 1 0,5 0 -0,5 0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210 220 230 240 250 260 270 280 290

Latimea albiei, B, m

Fig. 5.2. Forma secţiunii transversale a albiei râului Moldova, la postul hidrometric Tupilaţi (sursa datelor: S.M. Piatra Neamț).

Fig. 5.3. Schiţa geomorfologică a albiei râului Moldova în secţiunea Tupilaţi

Schiţa geomorfologică a secţiunii Tupilaţi (fig. 5.3) realizată pe baza unui plan topografic la scara 1: 1000 în februarie 1983, arată detaliile spaţiale în zona postului hidrometric Tupilaţi și poziţia secţiunilor transversale pe care se monitorizează albia râului Moldova din 1959 până în prezent.

83

Profil 2 240

237

Adâncimea albiei, H (m)

Adâncimea albiei, H (m)

Profil 1 240 Coeficient de forma Lane = 1,02

234 231 228

238

Coeficient de forma Lane = 0,98

236 234 232 230

0

50

100

150

200

250

300

0

50

100

150

Lățimea albiei, B (m)

Adâncimea albiei, H (m)

Adâncimea albiei, H (m)

Coeficient de forma Lane = 0,97

234 232 230 0

50

100

150

200

250

250

300

350

400

Profil 4

Profil 3 238 236

200 Lățimea albiei, B (m)

300

350

400

450

500

234,5

Coeficient de forma Lane = 0,99 232,5

230,5 0

Lățimea albiei, B (m)

50

100

150

200

250

300

Lățimea albiei, B (m)

Fig. 5.4. Coeficientul de formă Lane a secţiunii transversale a albiei râului Moldova la Tupilaţi (profilele 1, 2, 3, 4 de pe schiţa geomorfologică de la fig. 5.3)

Sunt conturate pe hartă: digurile, malurile abrupte, cursul de apă, soseaua şi terasele râului (T1-2 m, T3-5 m, T15-20 m). Reprezentarea hipsometrică a microreliefului pune în evidenţă poziţia ostroavelor și a canalelor de scurgere a apei la momentul ridicării topografice. Atrage atenţia înălţimea ostroavelor faţă de cea mai mică cotă de pe plan de 229 m, ostroavele ridicându-se până la 4-5 m, de unde concluzia privind grosimea stratului aluvial mobil pe acest sector. Coeficientul de formă pentru toate secţiunile transversale variază foarte strâns în jurul valorii 1.00, de unde observaţia apropierii aproape perfect de forma parabolei (fig. 5.4). In concluzie, rezultatele formei secţiunii transversale confirmă pe deplin categoria de albie în care se încadrează râul Moldova - o albie cu mare potenţial de modificare în plan orizontal. De asemenea, măsurătorile vor arăta şi care sunt tendinţele în timp şi în ce priveşte rata proceselor fluviale (problematică de care ne vom ocupa în capitolele următoare).

5.1.2. Geometria hidraulică a secţiunii transversale Râul, respectiv albia acestuia, prezintă caracteristici de autoorganizare şi identitate ca sistem proces-răspuns al secţiunii transversale. Aceste trăsături se concretizează prin ajustarea propriilor variabile, în funcţie de debit (lichid și solid), care indeplineşte cel mai important rol în dimensiunea albiilor. Interacţiunile care asigură coeziunea dintre sistemul morfologic şi cascada apă-sediment constituie ceea ce Leopold și Maddock (1953) au numit geometrie hidraulică. Cunoaşterea geometriei hidraulice este importantă, deoarece conduce la identificarea secţiunilor transversale relativ stabile, atât de necesare pentru realizarea programelor de amenajări în domeniul râurilor. Numărul de grade de libertate a unui sistem este reprezentat de numărul de variabile

dintr-un sistem care prezintă disponibilitatea de a se ajusta în permanenţă, deci să ia alte şi alte valori în funcţie de celelalte variabile. Astfel, se consideră că sistemul unei albii are cel puţin nouă grade de libertate; fiecare dintre acestea este descrisă de o altă ecuaţie.

350

400

84

10

10

V(1970) = 0,2089Q0,3302 R2 = 0,2743

0,5118

V, m/s

V, m/s

V(1959) = 0,119Q R2 = 0,8125 1

1

0,1

0,1

1

10 Q, mc/s

100

1

100

1000

Q, mc/s

1000

100 B(1959) = 33,056Q0,0807 R2 = 0,2139

B, m

B, m

B(1970) = 11,114Q0,468 R2 = 0,8242 100

10

10

1

10 Q, mc/s

100

1

10

100

1000

Q, m c/s

10

10

H(1970) = 0,3845Q0,1987 R2 = 0,6366

H, m

H(1959) = 0,449Q0,2599 R2 = 0,5314

H, m

10

1

1

0,1 1

10

0,1

100

1

Q, mc/s

10

Q, mc/s

100

1000

10

10

V(2003) = 0,2959Q0,317 R2 = 0,6016

V, m/c

V, m/s

V(1991) = 0,5265Q0,1447 R2 = 0,38 1

1

0,1 1

10

100

1000

10000

0,1

Q, mc/s

Q, cm/s

1000

1000 B(1991) = 8,1601Q0,5106 R2 = 0,9012

B(2003)= 12,623Q0,4108 R2 = 0,8209 B, m

B, m

100 100

10

1 1

10

100 Q, mc/s

1000

10

10000

1

100

1000

Q, cm/s

10

10

H(2003) = 0,2702Q0,2724 R2 = 0,4956 H, m

H(1991) = 0,2877Q0,3018 R2 = 0,6995 H, m

10

1 1

10

100

0,1

1000

1

10000

0,1 Q, mc/s

1

10

100

1000

Q, cm/s

Fig. 5.5. Geometria hidraulică a râului Moldova (postul hidromteric Tupilaţi: 1959, 1970, 1991 şi 2003).

85

Cei care au pus bazele geometriei hidraulice (Leopold şi Maddock, 1953), au considerat că în descrierea acesteia, în funcţie de debit sunt fundamentale următoarele trei relaţii: - pentru lăţimea albiei (B); B=ABQb - pentru adâncimea medie a albiei (H); H=AHQf - pentru viteza medie (V); V=AVQm. Astfel, din relaţiile prezentate anterior, rezultă faptul că, produsul variabilelor dependente dau expresia de măsură a debitului: B*H*V=Q (m3/s). Această relaţie este dovada certă a existenţei unei ajustări între aceste variabile. Plecând de la acest adevăr elementar ce descrie continuitatea mişcării, coeficienţii de multiplicare (AB, AH şi AV) şi exponenţii trebuie să satisfacă următoarele relaţii: AB*AH*AV=1 şi b+m+f=1. Pentru secţiunile stabile de tip parabolic, cum este cazul râului Moldova, cei trei exponenţi au valori aproximativ egale b = m = f = 0.33. Aceasta prin comparaţie cu secţiunile rectangulare cu stabilitate dinamică mult mai mare decât a celor parabolice, unde exponentul lăţimii albiei, respectiv b = 0,05. Pentru calcularea parametrilor geometriei hidraulice a râului Moldova la postul hidrometric Tupilaţi, au fost luați în considerare, atât anii secetoşi (când s-au realizat debite de curgere relativ mici), cât şi anii ploioşi (când debitele mari au determinat şi modificări importante în cadrul celor trei variabile considerate). Rezultatele sunt prezentate sub formă grafică (fig. 5.5) şi tabelară (Tabel 5.1) pentru a compara exponenţii. O primă observaţie este în legătură cu suma exponenţilor a căror valoare ajunge la 1,00 abia în 2003, comparativ cu perioada anterioară când această suma a coborât sub 1,00 (cel mai mult în 1959). Lăsând la o parte calitatea măsurătorilor (probabil la nivelul lui 1959 nu aveau o precizie foarte mare), totuşi putem reţine observaţia că secţiunea transversală, în 2003 avea o formă mult mai bine adaptată unei curgeri cvasi-uniforme decât în urmă cu decenii. De altfel, cum vom constata şi din alte măsurători, lăţimea albiei minore a suferit o îngustare accelerată în timp, ceea ce a condus, în consecinţă, şi la o ajustare a geometriei hidraulice. Dacă în 1910 lăţimea albiei la maluri pline era de 1220 m, în 1960 s-a redus la 933 m, în 1980 la 752 m iar în 2005 la 299 m. Per ansamblu, îngustarea albiei în această secţiune a fost de 86% Parametrul cu cele mai mari modificări a fost lăţimea albiei minore, de unde şi variaţia cea mai mare a exponentului b. Exponenţii obţinuţi pentru diferite perioade de timp de evoluţie a secţiunii transversale Tupilaţi se înscriu în marja de variaţie stabilită pentru diferite medii fizico-geografice ale Globului (de exemplu, măsurătorile efectuate pe 139 râuri de Park (1977) şi 587 râuri efectuate de Rhodes (1977) au evidenţiat următoarele diapazoane de variaţie pentru cei trei exponenţi : b ≈ 0.00 ... 0.84; f ≈ 0.01 ... 0.84; m ≈ 0.03 = 0.99). Deosebirea este că acest mare diapazon s-a înregistrat pentru un singur râu, dar la interval de 45 ani.

86

Tabel 5.1. Lista exponenţilor ecuaţiilor de geometrie hidraulică în diferite perioade de timp pentru secţiunea Tupilaţi. Anul masurătorii

Coeficientul b

2003 1991 1970 1959

0,4108 0,5106 0,4680 0,0807

Coeficientul 0,3170 0,1447 0,3302 0,5118

m

Coeficientul 0,2724 0,3018 0,1987 0,2999

f

b+m+f 1,0002 0,9571 0,9969 0,8924

5.2. Morfologia sectorului de albie În definiţia geomorfologiei fluviale, sectorul de albie reprezintã o unitate de albie naturalã a cãrei lungime este datã de lungimea de undã a unui meandru (în cazul albiilor sinuoase, meandrate şi wandering), de distanţa dintre douã vaduri sau douã adâncuri succesive (în cazul albiilor rectilinii) sau de distanţa dintre douã noduri succesive de împletire a albiilor (în cazul albiilor împletite). Aceste lungimi pot fi deduse în funcţie de lãrgimea albiei; de exemplu, pentru o albie cu lăţime de sub 1 m, lumgimea sectorului reprezentativ poate de 5-7 m ; în cazul unei albii de 200 m lăţime, lungimea sectorului poate fi de aproximativ 1.5 km. În contextul cercetărilor privind dinamica istorică a albiei râului Moldova, definirea lungimii sectorului de albie trebuie să fie mult mai cuprinzătoare. Un sector de râu de 5 7 x lăţimea albiei la maluri pline poate fi reprezentativ pentru înţelegerea schimbărilor micromorfologiei şi proceselor fluviale aferente într-un timp relativ scurt (la nivelul unei viituri, a unui sezon sau schimbări de ordinul a câtorva ani). În schimb, pentru observarea modificărilor la scară istorică a albiei râului Moldova a fost considerat întreg sectorul extracaptaic al văii între Gura Humorului şi Roman. De altfel, la capitolul de metode (cap.4) am motivat procesul de sectorizare a râului care se bazează pe mai multe etape (calcularea gradului şi indicelui de constrângere, stabilirea tipologiei albiei, luarea în calcul a posibilelor discontinuităţi în lungul văii). Lungimea segmentelor de râu au variat în funcţie de tipul de albie, de poziţia nodurilor şi a zonelor de sedimentare, de constrângerile suferite la un moment anume de referinţă. Odată cu trecerea timpului, dar în mod deosebit după anul 1960, gradul intervenţiilor antropice la scară bazinală, dar şi în lungul albiei majore, a crescut în intensitate. Observaţiile făcute în teren, susţinute de ortofotoplanuri realizate în anul perioada 2004-2006 şi hărţi topografice (din 1910, 1960 și 1980) devin sursa majoră pentru observaţii sistematice asupra caracteristicilor specifice: aspectul general al albiei, raportul cu lunca, maluri, patul albiei. După ce râul iese din sectorul montan, îşi măreşte lăţimea, îşi schimbă tipologia în cadrul unor sectoare; de la un râu cu un singur canal şi grad mare de constrângere, trece la unul cu multiple braţe de scurgere şi este lipsit de orice constrângere considerată, atât în sens longitudinal, cât şi în sens transversal. În cadrul sectorului extracarpatic al râului creşte şi numărul amplasamentelor de exploatare a agregatelor minerale. Astfel, evoluţia normală (în condiţii naturale) este perturbată din loc în loc pe anumite areale de zone de excavaţie. Dispunerea cu frecvenţă mare a punctelor de exploatare a balastului din patul albiei devine o notă specifică pentru râul Moldova. Acestea sunt distribuite pe toată lungimea sectorului nostru de studiu şi se asociază cu modificări importante în morfologia de detaliu a albiei, rezultând un relief haotic, în permanentă dinamică (fig.5.2).

87

Fig. 5.2. Secţiune a albiei minore a râului Moldova ”deranjată” de exploatarea de agregate minerale (zona Valea Moldovei-Mironu)

5.2.1. Raportul albie minoră-albie majoră Albia majoră este rezultatul evoluţiei istorice a râului, însumarea poziţiilor succesive ale cursului de apă şi a proceselor de acumulare-eroziune, acreţie laterală şi verticală, implicate în intervalul de timp pentru care râul a menţinut traseul de scurgere. Albia minoră, canalul propriu-zis de scurgere, reprezintă forma morfologică activă, supusă direct schimbării, a cărui comportament (spaţial şi temporal) se diversifică în funcţie de tipul de albie (cel mai frecvent dinspre împletit spre wandering, cu o dominare a îngustării, respectiv acumulării). Se constată o delimitare foarte clară a celor două unităţi morfologice de bază: albia majoră (lunca joasă, de 0.5-1.5 m, terasa de 1-2 m, frecvent inundată) şi albia minoră. Analizând cu atenţie delimitarea terasei de 1-2 m faţă de treapta imediat următoare, trecerea se face printr-un mal abrupt aproape continuu (Amăriucăi, 2000). Cartografierile efectuate în teren, susţinute de ortofotoplanurile realizate în 2004-2006, atestă prezenţa fâşiei active, aferentă cursului de apă, însă se poate uşor constata faptul că dezvoltarea sa nu este uniformă, nici în plan orizontal şi nici în lungul râului. 5.2.2. Maluri Malurile unei albii de râu reprezintă expresia schimbãrii permanente, stângadreapta, a ponderii proceselor de eroziune sau acumulare care au loc simultan, dar ponderea dominantã a fiecăruia, se schimbă, alternativ de la un mal la celălalt. Când un mal se eroade, cel opus, situat mai în aval se construieşte, se înalţă prin sedimentare. Primul este mal concav sau de eroziune, al doilea, mal convex sau de acumulare. Acestea sunt cele două tipuri principale de mal, pe care le întâlnim la albiile aluviale şi împreunã dau imaginea unitară faptului cã râul este un agent care distruge şi construieşte în acelaşi

88 timp (Ichim et al., 1989). La formarea şi evoluţia malurilor concave stau la bază două procese: prin eroziune laterală sau prin cedarea acestora. Eroziunea particulă cu particulă este caracteristică malurilor cu roci coezive. Cazul al doilea, acela de formare a malurilor prin meteorizare şi cedare, implică desprinderea unor importante mase de depozite sub forma unor alunecări de teren sau prăbuşiri. Diferenţierile morfodinamice sunt raportate în principal la trei tipuri de maluri: necoezive, coezive şi mixte. Râul Moldova se înscrie în rândul malurilor necoezive; acestea sunt cele mai comune şi sunt alcătuite din bolovănişuri, pietrişuri şi nisipuri. În fig. 5.3. se observă faptul că malul râului a fost erodat cu aproximativ 3-4 m în urma viiturilor înregistrate în primăvara şi vara anului 2011. Dacă în 2010, zidul care apare în imagine era situat în cadrul luncii, la câţiva metri depărtare de albia minoră, în prezent acesta este susceptibil prăbuşirii dacă procesul de eroziune va continua în următorii ani. În fig. 5.4 se poate constata faptul că albia minoră a râului Moldova s-a extins adânc în domeniul terenurilor agricole din zona Praxia-Fântâna Mare. Malurile convexe (de acumulare sau de acreţie laterală) sunt formaţiuni morfologice elementare de acumulare a depozitelor şi reprezintă principalele elemente de construcţie şi dezvoltare a şesurilor de acumulare, a câmpiilor de inundare din care apoi se detaşează terasele.

Fig. 5.3. Mal concav necoeziv (râul Moldova, zona Timişeşti) august 2011 (săgeata de culoare albă indică retragerea malului drept în urma viiturilor prin primăvara anului 2011)

În secţiunea Molid (zona montană), albia minoră a râului intră în contact direct cu versantul (pe malul drept) şi cu terasa de 2 m, care a fost puternic erodată după viiturile din 2008. Prin urmare, malurile prezintă o înălţime de 1-2 m. Din compararea poziţiilor succesive ale albiei pe hărţile topografice ediţia 1980 şi ortofotoplanurile realizate în anul 2006, reiese că în secţiunea Molid eroziunea laterală este cuprinsă între 2.8 m şi 45 m. Aproximativ în acelaşi interval de timp, albia minoră propriu zisă (poziţia talvegului) a migrat spre malul drept, cu o adâncire medie de 1.1 m (cifra a fost apreciată pe baza măsurătorilor la postul hidrometric Prisaca Dornei situat la 15 km amonte de secţiunea

89 Molid). În plus, apele mari din 2006, 2008 au determinat intense procese de modificare a secţiunii transversale a albiei de râu, atât prin adâncire, cât şi prin puternice eroziuni laterale. Malul prezintă în bază pietrişuri fluviale grosiere (depozite de fund de albie), de acelaşi calibru ca cele prezente în albia minoră (D50: 69 mm), peste care se suprapune un strat de 25-30 cm de material fin, nisipos, cu resturi organice (depozite de viitură).

Fig. 5.4. Albia râului Moldova în contact direct cu un teren agricol, zona Fântâna Mare

În secţiunea Gura Humorului situată imediat după ieşirea râului din zona montană, malurile care despart albia minoră de primul complex de terase, este unul abrupt care prezintă înălţimi de 1.5-2 m. În ultimile trei decenii albia minoră a râului Moldova la Gura Humorului a înregistrat o adâncire continuă ajungând la 1.4 m, concomitent cu o îngustare cu 41 m a albiei. Malul prezintă, în bază, pietrişuri cu diametre medii între 3264 mm, peste care se suprapune un strat de material nisipos cu filamente de silt de 110 cm grosime în facies de inundaţie. În secţiunile Slatina şi Vadu Moldovei malurile au o înălţime de la 2 m, până la 4 m. În această zonă, aluvionarul Moldovei creşte considerabil în grosime (peste 15 m), dar şi desfăşurarea areală atinge aproape 2 km şi chiar 4 km la Vadu Moldovei. Dacă ne referim doar la terasa de 1-2 m, aceasta are o extindere areală de 600-1000 m şi o grosime maximă de 2-2.5 m. Tendinţa de îngustare a albiei minore între 1980 şi 2006 s-a manifestat şi în aceste secţiuni asociate cu adânciri de -1.5 m. Profilul malului este alcătuit dintr-o masă de pietrişuri groasă ce circa 2 m în dreptul localităţii Slatina şi chiar 3 m la Praxia-Vadu Moldovei. Depozitele de inundaţie cu resturi vegetale sunt slab reprezentate în această zonă. În zona Timişeşti, malurile prezintă în general o înălţime de 2.5-3 m. Similar situaţiilor din amonte, pe parcursul ultimilor 30 de ani, albia Moldovei s-a îngustat (cu 119 m) şi s-a adâncit (cu peste 1 m). Eroziunea laterală din malul drept al râului Moldova

90 a adus la zi aluviuni din componenţa terasei de luncă de 1-3 m, cu D50 cuprins între 20 şi 36 mm, asemănătoare cu cele prezente în patul albiei. În concluzie, tipul de maluri descrise pentru albia râului Moldova se înscrie în categoria necoezive, friabile, cu mare potenţial pentru procesele de migrare laterală ale albiei. De asemenea, cum am dedus şi din ecuaţiile de geometrie hidraulică, lăţimea albiei este parametrul morfometric cu cea mai mare predispunere la schimbare, tocmai pe seama acestor maluri cu mică rezistenţă la procesele fluviale. 5.2.3. Patul albiei Albia râului Moldova în sectorul extracarpatic este o albie aluvială, predominant cu pat de pietriş. În cazul râului Moldova semnalăm o scurgere specifică unui râu împletit cu o succedare a zonelor de sedimentare cu aşa-numitele noduri, unde albia de îngustează, iar scurgerea devine mai concentrată. Variaţii locale de la aceste modele de scurgere apar în condiţii în care în patul albiei sunt prezente alte obstacole, ceea ce se repercutează asupra scurgerii. Apariţia ostroavelor (fig. 5.6.) şi reniilor se supune regulilor specifice albiilor aluviale, fiind predominante acumularile nefixate, mobile (în analiza şi cuantificarea acestora se utilizează schemele propuse de Church şi Jones, 1982 şi Kellerhals et al., 1976).

Fig.5.6. Morfologie de ostroave mediane şi laterale în sectorul Praxia al albiei râului Moldova (foto N. Rădoane).

Natura materialului sedimentar din patul albiei este reprezentată prin pietriş în amestesc cu bolovănişuri şi nisipuri. Numărul ridicat de exploatări de balast din albie (fig. 5.7.) se impune în acest tablou general, efectele acetui tip de activitate antropică asupra morfologiei albiei minore, şi implicit a patului său, fiind foarte evidente. În ceea ce priveşte acumulările de pietriş, în asociere cu un aspect general haotic, apar promontorii artificiale, amplasate în lungime, care se menţin şi după încetarea exploatării, când încep să funcţioneze ca ostroave longitudinale (Perşoiu, 2010).

91

Fig. 5.7. Exploatare de balast din patul albiei minore la Miroslavesti (foto N. Radoane).

5.3. Tipologia albiei râului Moldova în sectorul de studiu Observaţiile geomorfologice efectuate în lungul albiei râului Moldova au evidenţiat sectoare cu configuraţie şi comportament diferite în plan orizontal şi vertical. După analizarea paşilor necesari subdivizării în subsectoare de albie în conformitate cu metodologia prezentată la cap. 4 (încadrarea şi definirea unităţii fizico-geografice, definirea şi stabilirea gradului de constrângere, definirea şi stabilirea morfologiei albiei, luarea în calcul a altor discontinuităţi posibile în lungul albiei, subdivizarea finală în sectoare), am identificat în lungul râului Moldova 9 categorii majore de albie împletită, wandering, sinuoasă (fig. 5.8). Subsectorizarea s-a făcut pe baza ortofotoplanurilor 2005 pentru a avea în vedere toate detaliile configuraţiei albiei. În cele ce urmează oferim o descriere a subsectoarelor şi vom reveni mereu cu analizele de detalii privind variaţia tuturor indicilor şi parametrilor măsuraţi. Subsector 1 (Păltinoasa-Berchişeşti). Are o lungime de 11 km, este semiconstrâns (cu un grad de constrângere de 62% şi un indice de constrângere de 1.2); reprezintă zona de ieşire a râului din aria montană, cu un trend care se încadrează în schema generală de evoluţie (îngustarea continuă din ultimele decenii); lăţimea albiei minore scade de la 938.5 m în 1910, la 234.2 în 2005 (cu o îngustare de 75.2%) şi un indice de împletire care a scăzut de la 3.4 în 1960 la 1.66, în anul 2005. Per ansamblu, apreciem că, în următorul interval de timp, dacă trendul de evoluţie se păstrează, morfologia acestui de sector se va schimba din tipul împletit, în tip wandering. De altfel, dacă am recurge la o subdivizare a acestui sector, am identifica, cu siguranţă segmente exclusiv wandering. Subsector 2 (Berchişeşti-Cornu-Luncii) are 10.2 km lungime, nu prezintă grad şi indice de constrângere; lăţimea albiei minore a scăzut cu 50% în 1960, faţă de 1910 (de la 1053.3 m la 573 m; iar în 2005 a ajuns la 363 m (o îngustare totală de 65.33%). Indicele de împletire, de la 3.3, a scăzut la 2.3; acest sector este, în continuare unul împletit.

92

Fig. 5.8. Schiţa subsectoarelor de albie în lungul râului Moldova (între Gura Humorului şi Roman).

Subsector 3 (Cornu-Luncii-Bogata (Baia)). Un sector liber (nu prezintă grad sau indice de constrângere), de 5.6 km lungime, împletit (cu un indice de împletire ce a scăzut de la 2.71 la 2.19 şi o lăţime a albiei minore ce a scăzut cu aproape 1000 m, în anul 2005, faţă de 1910. Subsector 4 (Bogata-Fântâna Mare) este un sector împletit (un indice de împletire de 2.37, 2005) cu o lungime de 9.7 km; lăţimea albiei minore a scăzut cu aproximativ 75.11% (în 2005, faţă de 1910). Sectorul se înscrie în evoluţia generală a parametrului morfometric analizat. Subsector 5 (Fântâna Mare-Roşiori) cu o lungime de 8.4 km, prezintă o alură diferită în comparaţie cu tendinţa generală de îngustare a albiei (sectoarele 1, 2, 6 etc). Din anul 1910 până în 1960, acesta prezintă reducere a lăţimii albiei minore (de la 1380. 4 m la 731.3 m), cu circa 47.03%, după care începe să se lărgească progresiv cu aproximativ 30 m, până în anul 2005. Inclusiv indicele de împletire prezintă caracteristici distincte, în comparaţie cu celelalte sectoare; în 1960 înregistra o valoare de 5.64, coborând, mai apoi la 2.9 (1980) şi 2.72, în 2005. Prin urmare, acest sector este în preznet unul împletit. O explicaţie a lăţirii albiei minore în acest sector ar putea fi contribuţia (apă şi sediment) adusă de tributarul de dreapta, pârâul Râşca, dar şi erodabilitatea mare a malurilor în arealul Fântâna Mare-Roşiori, care determină aport de sediment în aval şi automat un factor prielnic lărgirii albiei. (vom trata pe larg acest aspect la secţiunea “Migrarea orizontală a râului”).

93 Subsector 6 (Roşiori-Cristeşti), împletit, cu o lungime de 13.3 km, prezintă o îngustare de 68.61% pentru perioadă luată în studiu. Este un sector liber, care nu prezintă nici un fel de constrângere laterală şi un indice de împletire aflat în continuă diminuare, de la 3.71 (1960), la 2.79 (2005). Subsector 7 (Cristeşti-Tupilaţi). Albia minoră în acest sector (25.1 km) s-a îngustat semnificativ, de aproape 5 ori (79.66%), în 2005 faţă de 1910; de la peste 1573 m, până la aproximativ 390 m, în anul 2005. O explicaţie ar putea fi faptul că în anul 1960 aportul de sedimente era mult mai bogat, după care s-a redus progresiv. Reducerea acestuia poate fi o consecinţă a exploatării de agregate minerale, aspect care s-a intensificat după anul 1960 şi care se manifestă şi în prezent. Înainte de 1989, pe o distanță de 75 km între Timișești și confluența cu Siret existau 18 balastiere. În prezent pe aceeași distanță numărul de balastiere aproape s-a dublat. De unde și concluzia că volumul de agregate minerale s-a dublat sau poate chiar mai mult (Rădoane, Rădoane, 2009). Acest sector este caracterizat de o evoluţie liberă, cu un indice de împletire ce variază între 3.12 (1960) şi 1.94 (2005). Subliniem evoluţia probabilă de la o tipologie împletită spre una de tranziţie de tip wandering; pe unele porţiuni din acest sector se semnalează segmente cu un indice de împletire difuz (coboară sub pragul de 1.5); acesta este un indiciu clar de îngustare şi evoluţie a albiei minore spre o altă tipologie. Subsector 8 (Tupilaţi-Cordun) reprezintă un sector semi-constrâns, cu un grad de contrângere de 38%. Lăţimea albiei minore s-a diminuat cu circa 834 m, ceea ce înseamnă 79.59% (în 2005, faţă de 1910). Indicele de împletire a înregistrat valori din ce în ce mai scăzute: 2.22 (1960), 1.93 (1980) şi 1.61 (2005); în consecinţă, valoarea acestuia se află în apropierea pragului de 1.5, care impune schimbarea încadrării tipologiei albiei (de tip wandering). Subsector 9 (Cordun-Confluenţa cu Siret-Cotu Vameş) este unul sinuos cu un indice de sinuozitate de 1.18 şi o lungime de 6.6 km. De subliniat este faptul că valoarea lăţimii albiei minore a coborât de la 687 m în anul 1910, la 630 m (1960), 235 m (1980) şi 99 m (2005), în total rezultând o îngustare de 85.59%. Acest sector a prezentat o albie împletită în anul 1960 (cu o valoare de 1.96), după care s-a transformat în sector wandering, în prezent, albia râului din acest sector este sinuoasă. 5.4. Dinamica orizontală a albiei 5.4.1. Variaţia lăţimii albiei minore (La, m) Lăţimea albiei minore este cea mai importantă trăsătură (alături de indicele de împletire) care descrie morfologia albiei râurilor împletite; aceasta se poate ajusta la schimbările regimului de scurgere, relativ repede, în special, în cadrul râurilor cu pat de pietriş, care prezintă maluri uşor erodabile (Surian, 1999). Prin lăţimea albiei minore se înţelege lăţimea albiei la „maluri pline” (bankfull); mai este denumită „bandă (fâşie) activă” (Bravard, 1986) şi este constituită din structuri aluvionare, mai mult sau mai puţin acoperite cu vegetaţie (Surian et al., 2010), remaniate şi prelucrate de evenimente hidrologice de frecvenţă medie spre mare (Malavoi şi Bravard, 2010). Această zonă este adesea considerată locul de depozitare temporară a încărcăturii aluviale de fund de albie care se află în tranzit la scară decadală. Utilizarea

94 hărţilor istorice şi a aerofotogramelor a permis o analiză detaliată a lăţimii albiei minore la maluri pline pentru ultimul secol.

Fig. 5.9. Râul Moldova la maluri pline, secțiunea Gura Humorului, iunie 2010.

5.4.1.1. La nivelul întregului sector de râu Măsurătorile realizate la nivelul anilor 1910, 1960, 1980 şi 2005 (1100 secțiuni pe albie și 4 seturi de hărți și aerofotograme) descriu o tendinţă generală de îngustare a albiei minore In fig. 5.10. este reprezentată valoarea medie a lăţimii albiei minore la maluri pline (lâţimea fâşiei active) pentru întreg sectorul de 110 km în cele 4 momente de timp. Construirea acestui grafic s-a bazat câteva zeci de mii de măsurători care aproape fiecare, susţin această tendinţă generală de îngustare a albiei pentru perioada luată în calcul. Evoluţia lăţimii albiei minore în intervalul 1910-2005

lăţimea albiei minore, m

1400

1219,41

1200 1000 690,95

800

487,62

600

293,56

400 200 0 1900

1920

1940

1960

1980

2000

Ani

Fig. 5.10. Evoluţia generală a lăţimii albiei minore în perioada 1910-2005, valori medii pentru întreg sectorul de studiu (Gura Humorului – Roman).

95 Se remarcă faptul că albia minoră a râului Moldova s-a îngustat continuu pe un trend descendent liniar, de la 1219 m (în 1910), până la 691 m în 1960, 487,6 m în 1980 şi 293,6 în 2005. Dacă se consideră lăţimea albiei minore din 1910 ca fiind 100%, atunci îngustarea în 1960 a fost 43%, în 1980 de 59% şi în 2005 de 76%. Se remarcă două faze de îngustare; o primă fază-mai accentuată, până în 1960 (o reducere a albiei de circa 10.5 m/an) şi o a doua fază, după 1960, cu o îngustare de aproximativ 8.8 m/an. În prezent, procesul de îngustare continuă, în cadrul albiei râului Moldova; deşi, unele râuri din Europa, după o îngustare continuă (accelerată chiar, după 1950), care a durat aproape două secole (ex: Tagliamento, Brenta, Piave, din Italia), în ultimii ani, se înregistrează un proces de recuperare a albiei minore (de revenire la situaţia mai veche, cu albii mai largi): cu 70 m (1993-2009), pentru râul Tagliamento, cu 50 m (1991-1997), pentru râul Piave şi cu 20 m (1999-2002), pentru râul Brenta (Surian, 2009). 5.4.1.2. La nivelul subsectoarelor.

Lăţimea albiei minore, (m)

În general, în cadrul celor 9 subsectoare analizate, tendinţa descendentă este asemănătoare, de scădere a lăţimii albiei minore, excepţie făcând sectoarele 3 şi 5, unde după o îngustare continuă care a durat până în anii 1970, s-a înregistrat un proces de lărgire a albiei minore (fig. 5.11.) 1800

Sector 1

Sector 2

1600

Sector 3

Sector 4

1400

Sector 5

Sector 6

1200

Sector 7

Sector 8

1000

Sector 9

800 600 400 200 0 1900

1920

1940

1960

1980

2000

2020

An

Fig. 5.11. Evoluţia lăţimii albiei minore la nivelul celor 9 subsectoare ale râului Moldova (19102005) Tabel 5.2. Media valorilor lăţimii albiei minore (in metri) pentru cele 9 sectoare. Anul

Sector 1

Sector 2

Sector 3

Sector 4

Sector 5

Sector 6

Sector 7

Sector 8

Sector 9

1910

938,46

1053,32

1290,78

1201,47

1380,36

1239,89

1573,13

1048,74

687,55

1960

493,46

573,01

699,89

582,02

731,33

758,72

757,32

768,47

630,69

1980

416,64

479,94

519,47

469,05

756,77

644,46

535,76

409,59

235,75

2005

234,16

363,36

657,04

293,59

754,7

389,15

320,43

214,58

99,57

În fig. 5.12. sunt reprezentate mărimea îngustării albiei minore la maluri pline (în procente) care au avut loc în cadrul fiecărui sector de albie analizat. Cu excepţia a două

96

%

sectoare (3 şi 5), în toate celelalte sectoare schimbările înregistrate au depăşit cu mult 50%, ajungâng chiar până la 86% (sectorul 9). 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0

75,2

75,11

1

2

3

79,59

7

8

85,59

68,61

65,33 49,07

79,66

47,03

4

5

6

9

Subsector

Fig. 5.12. Sinteza magnitudinii îngustării albiei (în %) apărute în cadrul fiecărui subsector de râu analizat.

De altfel, sectorul 9 a suferit cele mai mari modificări în perioada 1960-2005, acesta a suferit modificări ale tipologiei de la sector împletit (1960), la wandering (1980), în prezent fiind un sector sinuos. Sectoarele 1, 4, 7 şi 8 prezintă modificări ale lăţimii albiei minore de peste 70%, iar sectoarele 2 şi 6 au suferit modificări de peste 65%. Sectoarele 3 şi 5 prezintă o tendinţă diferită faţă de trendul general; acest fapt este determinat de impunerea unor condiţii locale (în mod deosebit primirea afluenţilor de pe partea dreaptă Râşca şi Ozana). 5.4.1.3. La nivelul secţiunilor transversale uniform distanțate O altă dimensiune în care urmărim variabilitatea în timp a lăţimii albiei este la nivelul celor 1100 secţiuni transversale uniform distribuite în lungul râului Moldova. Rezultatul este reprezentat de o serie spaţială pentru fiecare moment de timp şi care poate oferi informaţii de mai mare detaliu asupra procesului de metamorfoză a albiei râului Moldova. Variaţia lăţimii albiei minore la maluri pline este reprezentată în fig. 5.13., pentru întreg sectorul de studiu de 110 km, pentru fiecare din anii consideraţi: 1910, 1960, 1980 şi 2005. Cele mai semnificative schimbări la nivelul albiei (lăţimea albiei minore, creşterea indicelui de împletire, sporirea numărului de ostroave sau insule), au loc în dreptul principalelor confluenţe din lungul râului Moldova (Suha Mică, Suha Mare, Râşca, Ozana, Topoliţa). Explicaţia este în legătură cu aportul lateral de material aluvionar pe care râul Moldova nu reușește a-l transporta. De observat că la nivelul anului 1910, oscilaţia albiei minore a atins cele mai mari valori, dar poziţia vârfurilor nu mai coincide cu poziţia confluenţelor actuale. Această defazare a oscilaţiilor se poate explica prin migrarea spre avale a zonelor de sedimentare, proces firesc de evoluţie a albiilor minore împletite (Church şi Jones, 1982). De altfel, succesiunile în timp reprezentate în fig. 5.14 a (dispariția ostrovului și dezvoltarea insulei de vegetație) și 5.14.b. surprind migrarea ostroavelor dinpre amonte spre aval, dar și o reducere semnificativă a suprafeței acestora.

97

3500

Cf. Topolita

lăţimea albiei minore, m

3000

1910, m

1960, m

1980, m

2005, m

Cf. Ozana

2500

Cf. Râşca

Cf. Suha Mică 2000

1500

1000

500

0

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

550

600

650

700

750

800

850

900

950 1000 1050

Distanţe în lungul râului Moldova, intre Gura Humorului si Roman, m x 100

Fig. 5.13. Variaţia spaţio-temporală a lăţimii albiei minore a râului Moldova.

Fig. 5.14. Evoluția unui ostrov prin alipirea la o insulă (zona Păltinoasa)

Fig. 5.14. b. Migrarea şi modificarea dimensiunilor ostroavelor în perioadele de observatie.

98

Fig. 5.15. Tip de sedimentare in ostroave, exemplu din zona sectorului Lunca Moldovei (2011) (imaginea a fost realizată după o viitură; se văd terasetele realizate prin scăderea debitului râului)

5.5. Variaţia indicelui de împletire (Im). Este vorba despre un indice care exprimă gradul de împletire în cadrul unei albii constituite din mai multe canale de scurgere; valoarea acestuia este direct influențată de nivelul oglinzii apei, în momentul măsurătorii. Pentru a efectua măsurătorile ce se impun în acest caz, trebuie utilizate documente cartografice care prezintă nivele hidrometrice similare; de asemenea, se recomandă evitarea realizării măsurătorilor în timpul debitelor prea mici, dar şi a celor mari, aproape de maluri pline (bankfull). Estimarea acestei variaţii este supusă unui oarecare grad de aproximare, fie din cauza nivelului hidrometric diferit, fie din cauza unei reprezentări cartografice nepotrivite (Surian, 2006, Egozi şi Ashmore, 2008). Valoarea indicelui de împletire constituie carateristica fundamentală a râurilor împletite şi este simplu, descrisă de numărul de braţe intersectate într-o sectiune transversală (Thorne, 1997, Ashmore, 1991, 2001, Egozi and Ashmore, 2008, Surian, 2009). Albia împletită reprezintă o tipologie fluvială, caracterizată de o dinamică complexă în care scurgerea de apă şi sedimente sunt divizate în braţe multiple, care se unesc şi se despart în zonele denumite noduri şi se deplasează continuu în cadrul albiei majore a râului (Bertoldi et al., 2008). Dinamismul ridicat şi instabilitatea albiilor împletite, evoluţia lor în plan şi vertical, mobilitatea malurilor, fac să fie foarte greu de explicat şi prevăzut modul lor de evoluţie (Murray, 2007). Acest aspect de a anticipa morfologia unei albii de râu împletite este, la scară largă, unul nerezolvat; încă nu există o părere unanimă în cadrul comunităţii ştiinţifice, în ceea ce priveşte parametrii cheie care controlează acest tip de evoluţie (Surian, 1999, Egozi şi Ashmore, 2008) Dezvoltarea împletirii albiilor are la bază anumite condiţii locale printre care enumerăm: maluri uşor erodabile, slab coezive, debit solid abundent, variaţie rapidă a debitului lichid, pantă mare, dar şi o „incompetenţă” locală a scurgerii (Fahnestack, 1963,

99 Brice, 1975, Rădoane et al., 2002). Împărţirea albiei în mai multe braţe de scurgere este o urmare a formării unui imens ostrov emers, în timpul apelor mari; apariţia acestui banc submers, determină apariţia fenomenului de sortare locală; astfel, particulele mai grosiere sunt depuse în centrul albiei, în locul unde competenţa locală este insuficientă pentru a le putea transporta (Rădoane, 2002). În cadrul formării acestui tip de albie au loc şi modificări ale morfologiei secţiunii transversale a albiei; dintr-o albie îngustă şi adâncă aceasta se transformă în una largă şi mai puţin adâncă. Dacă condiţiile de scurgere şi debit nu se schimbă, ostrovul central format, are toate şansele să sa transforme într-o insulă. Ostroavele sunt forme de pat de albie ce au lungime de acelaşi ordin de mărime cu lăţimea albiei şi înălţimi de acelaşi ordin cu adâncimea medie a scurgerii ce le generează S-au dezvoltat mai multe tehnici de măsurare a indicelui de împletire, printre autorii au avut astfel de preocupări numărându-se: Brice, 1964; Howard et al., 1970; Williams,1978; Hong şi Davies, 1979, Ashmore,1991 şi Xu Jiongxin, 1997 (după cum am arătat şi la capitolul metode din cadrul referatului 1). Metoda de analiză a indicelui de împletire adoptată în cadrul studiului nostru este cea propusă de Ashmore, 1991. Am decis să utilizăm această metodă deoarece ea măsoară intensitatea împărţirii scurgerii debitului râului, ceea ce reprezintă esenţa împletirii albiilor (Thorne, 1997) şi este cea mai concretă şi mai rapidă cale de a măsura acest indice în cele 1100 secţiuni transversale stabilite. Warburton (1996) în urma unor experimente de laborator, a încercat să sublinieze corelaţii semnificative între lăţimea albiei, indicele de împletire şi transportul de sedimente; Mosley (1981, 1983), în urma unor investigaţii şi măsurători detaliate, în teren, a punctat de asemenea relaţii strânse între parametrii de împletire. Trendul istoric al indicelui de împletire în cazul râului Moldova arată o scădere în ultimii 50-60 ani (fig. 5.16), de la 3.2 în 1960, la 2.6 (1980) şi 2.0, în anul 2005. Nu am luat în considerare anul 1910 din cauza impreciziei cartografierii braţelor de râu.

Indicele de împletire, Im

3,5 3,196

3,1

2,62

2,7 2,3

2,06

1,9 1,5 1950

1960

1970

1980

1990

2000

2010

Ani

Fig. 5.16. Evoluţia indicelui de împletire a râului Moldova în perioada 1960-2005

Este evident faptul că scurgerea lichidă s-a concentrat, prin urmare, numărul de canale s-a redus (de la maximum 10 în anul 1960, până la maximum 8 în 1980 şi aproximativ 5, în 2005). În această perioadă, unele sectoare de râu şi-au schimbat şi tipologia; transformându-se din împletite, în sectoare wandering. Astfel, chiar dacă

100 morfologia sectorului pare a fi împletită şi prezintă lăţime considerabilă, indicele de împletire este difuz (nu depăşeşte valoarea de 1.5), neîntrunind condiţiile unui sector împletit. În fig. 5.17 este reprezentată variaţia spaţio-temporală a indicelui de împletire a râului Moldova în sectorul extracarpatic pentru perioada 1960-2005. după ieşirea din sectorul montan, valorile indicelui de împletire încep să crească progresiv spre aval. Creşterile cele mai semnificative au loc în zonele în care râul îşi primeşte principalii afluenţi (fig. 5.17). Bertoldi et al. (2008) afirma că albia împletită reprezintă ”o tipologie fascinantă” în care braţele ce o formează, se unesc şi se despart în zonele numite ”noduri”. Aceste zone de concentrare a scurgerii lichide şi de îngustare considerabilă a lăţimii albiei minore constituie segmente de râu în care acesta îşi sporeşte energia, îşi canalizează forţa de eroziune şi transport de apă şi sediment; astfel, acestea sunt urmate de zone în care albia râului se lărgeşte, indicele de împletire capătă valori din ce în ce mai mari, iar braţele de scurgere se multiplică; zonele respective poartă denumirea de ”zone de sedimentare” (fig. 5.17). Este vorba despre mecanismul de transport pulsatoriu al râului; acesta se materializează prin alternanţa zonelor de transport (unde albia este ”aproape unitară”, şi joacă rolul de noduri, ca elemente de legătură în zonele de sedimentare) cu zonele de sediment (unde are loc acumularea de ostroave şi în acelaşi timp este favorizată şi eroziunea laterală). 10 Zona de sedimentare 2

9 Zona de sedimentare 1

8

Indice de împletire

Zona de sedimentare 3

7 6

Nod 1

Zona de sedimentare 4

Nod 2

5 Nod 3

4 3 2 1 0 0

50 Im1960

100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600 650 700 750 800 850 900 950 1000 1050 Im 1980

Im 2005

Distanțe în lungul râului, m x 100

Fig. 5.17. Variaţia spaţio-temporală a indicelui de împletire, râul Moldova-sectorul extracarpatic, în perioada 1960-2005. Este evidenţiată migrarea zonelor de sedimentare

În zona de confluenţă cu principalii afluenţi, care contribuie cu aport masiv de sedimente se constată, pe lângă creşterea semnificativă a lăţimii albiei şi o sporire a indicelui de împletire, dar şi o înregistrare a creşterii grosimii sedimentelor. Cu siguranţă, mecanismul de formare şi evoluţie a albiilor împletite este mult mai complex, decât o explicaţie simplistă pe baza influenţei aportului lateral. Ilustraţia din fig. 5.17 o considerăm edificatoare privind comportarea unui asemenea tip de albie şi modul cum râul îşi gestionează volumul de sedimente.

101

6

Indicele de împletire

5

Sector 1

Sector 2

Sector 3

Sector 4

Sector 5

Sector 6

Sector 7

Sector 8

Sector 9

4 3 2 1 0 1950

1960

1970

1980

1990

2000

2010

An

Fig. 5.18. Evoluţia indicelui de împletire pe subsectoare ale râului Moldova (1910-2005)

Se observă cum acest surplus de aluviuni grosiere sunt stocate în aşa-numitele "zone de sedimentare", separate de noduri. În timp, dimensiunea zonelor de sedimentare nu variază ca lungime prea mult, doar lăţimea lor a suferit reduceri substanţiale. În schimb, pe fondul acestei reduceri de volum de sedimente, între 1960 şi 2005, zonele de sedimentare au migrat spre avale pe distanţe de 105-110 m (primele zone de sedimentare din amonte) şi 40-45 m (zonele de sedimentare din avale). În fig. 5.18 este prezentată evoluţia indicelui de împletire pentru fiecare dintre cele 9 sectoare analizate. Este utilizată o simbologie similară reprezentării grafice a evoluţiei lăţimii albiei minore pentru cele 9 sectoare de râu; fiecare sector prezintă o evoluţie care se înscrie în trendul general, excepţie făcând sectorul 5 (Fântâna Mare-Roşiori). Acesta prezintă un indice de împletire cu o valoare foarte mare în anul 1960, fapt ce denotă o multiplicare a braţelor de scurgere, o lăţime semnificativă a albiei minore şi o grosime mare a stivei de sedimente. După acest an, în sectorul 5 se remarcă o concentrare a scurgerii, prin urmare o reducere a numărului de braţe, o scădere a lăţimii albiei minore şi o dezvoltare accentuată a vegetaţiei marginale, fapt ce a contribuit la procesul de îngustare a albiei râului. Luând în considerare analiza indicelui de împletire la nivel de sector, efectuată la subcapitolul anterior, ne vom rezuma la a prezenta un tabel sintetic, cu valorile indicelui de împletire pentru fiecare sector în parte (tabel 5.3). Tabel 5.3. Sinteza valorilor indicelui de împletire pentru cele 9 sectoare An

Sector 1

Sector 2

Sector 3

Sector 4

Sector 5

Sector 6

Sector 7

Sector 8

Sector 9

1960

3,4

3,33

2,71

3,02

5,64

3,71

3,12

2,22

1,96

1980

2,57

3,37

2,67

2,82

2,9

3,36

2,56

1,93

1,22

2005

1,66

2,29

2,19

2,37

2,72

2,79

1,94

1,61

1,09

102 Este important de subliniat faptul că măsurarea indicelui de împletire este mai susceptibilă la înregistrarea unor eventuale erori, în comparaţie cu măsurarea lăţimii albiei minore; în primul rând, pentru că indicele de împletire este dependent de nivelul apei şi în al doilea rând, pentru că hărţile istorice pot fi mai puţin detaliate decât aerofotogramele, pentru determinarea indicelui de împletire. Valorile indicelui de împletire calculate de noi, pot fi uşor diferite faţă de „adevărul absolut”, dar acest aspect nu implică faptul că tendinţa istorică înregistrată ar putea suferi modificări substanţiale faţă de cele arătate în reprezentările grafice. 5.6. Indicele de sinuozitate (Is) şi comentarii despre lungimea râului

Indice de sinuozitate (Is)

Sinuozitatea unei albii într-un anumit sector este definită de raportul dintre 2 lungimi: distanţa dintre extremele sectorului măsurată în lungul albiei şi lungimea măsurată în lungul axului central al albiei. (fig. 4.22.). Dacă albiile rectilinii au în mod firesc indicele de sinuozitate 1.0, cele sinuoase au indicele de sinuozitate superior de 1.05. Brice (1984), indică albii cu sinuozitate mică cele până la 1.25 şi cele cu valori superioare foarte sinuoase spre meandrate. Dar această părere nu este unamin acceptată. Spre exemplu, Leopold şi Wolman (1957), consideră că trecerea de la sinuos la meandrat se face la valoarea de 1.5. 1,2 1,18 1,16 1,14 1,12 1,1 1,08 1,06 1,04 1,02 1 0,98 1955

Sector 1 Sector 3 Sector 5 Sector 7 Sector 9

1960

1965

Sector 2 Sector 4 Sector 6 Sector 8

1970

1975

1980

1985

1990

1995

2000

2005

2010

An

Fig. 5.19. Evoluţia indicelui de sinuozitate in lungul subsectoarelor (râul Moldova, 19602005)

În lungul râului Moldova s-a identificat un singur subsector exclusiv sinuos (corespunde subsectorului 9). Acesta are o lungime de 6.6 km şi este situat în partea inferioară a sectorului de studiu; prezintă un grad de constrângere de 19.71% (subsector semin-constrâns) şi un indice de sinuozitate de 1.18. Istoricul acestui subsector este deosebit de interesant, acesta schimbându-şi tipologia din împletit (anul 1960), în wandering (1980), în prezent fiind unul sinuos. De aici putem trage o concluzie generală care susţine ideea că râul Moldova se îndreaptă cu paşi repezi spre o evoluţie de tip wandering; dacă se va păstra tendința de îngustare și după instalarea tipologiei wandering, albia râului va înclina spre o tipologie de meandrare. Propagarea acestui nou stil de albie se face din avale spre amonte, după subsectorul 9 (ultimul de la confluenta cu Siretul), subsectoarele 8 si 7 manifestă tendințe clare de creștere a sinuozității (fig. 5.19.).

103 După confluența cu Topolița, chiar dacă râul mai primește câteva pâraie ca afluenți, nici unul nu îi mai furnizează cantități mari de aluviuni, astfel diminuându-se fenomenul de împletire. În ceea ce priveşte lungimea râului (măsurată în lungul axului braţului considerat principal), în diferite perioade de timp s-au înregistrat următoarele valori: 136,9 km (1960), 129,3 km (1980), 130,6 km (2005). În anul 1960 se înregistrează lungimea cea mai însemnată (dintre cele 3 momente de referinţă), după care urmează ă scădere a acesteia, probabil determinată de o îndreptare a albiei (artificială sau naturală) sau de exploatarea dezorganizată şi necontrolată a agregatelor minerale în lungul albiei. În anul 2005, lungimea râului în sectorul de studiu, a început să crească, importanţă prezentând aici şi creşterea semnificativă a indicelui de sinuozitate în ultimii ani. Acest aspect se datorează evoluţiei generale a albiei dinspre o tipologie spre alta.

Fig. 5.20. Evoluția în plan orizontal a albiei râului Moldova în perioada 1960-2005 (subsectorul 9)

5.7. Variaţia lăţimii albiei majore (Lsa). Albia majoră, lunca sau şesul aluvial (definite și la cap. 4) au aceeaşi semnificaţie genetică în studiul de faţă şi reprezintă suprafaţa relativ netedă, adiacentă albiei minore, frecvent inundată, delimitatã de abrupturi marginale (uneori chiar direct de versanţi de regulã frunţi de terasã), ce se dezvoltã de o parte şi de alta a vãii şi care reprezintã "obstacole" în calea migrãrii laterale a râului. Pe această suprafaţă relativ netedă pot exista şi trepte 1-2 m, care să nu pună nici o problemă migrării laterale a râului, motiv pentru care le-am inclus în suprafaţa şesului aluvial. Nu sunt incluse trepte aluviale cu altitudini relative mai mari de 3-4 m (acestea pot constitui "obstacole" în calea migrării orizontale libere a râului). Rezultatele măsurătorilor sunt date în fig. 5.21 şi se observă că nu există o creştere ordonată, firească a lăţimii şesului aluvial odată cu creşterea mărimii debitului râului.

104

Lăţimea albiei majore, m

6000 5000 confl. Ozana

4000 confl. Suha Mică

3000

confl. Topolița

confl. Râșca

2000 1000 0 0

200

400

600

800

1000

Distante in lungul raului, m x 100

Fig. 5.21. Lăţimea albiei majore a râului Moldova în sectorul extracarpatic

Dimpotrivă, cele mai mari lăţimi se găsesc în partea mijlocie a sectorului de studiu, de aproximativ 5-6 km, imediat după confluenţa cu râul Ozana (fig. 5.21). Şesul aluvial al râului Moldova creşte în lăţime la ieşirea din zona montană până la aproape 6 km, pe seama aportului propriu, dar mai ales a numeroşilor tributari de pe partea dreaptă. Aceştia parazitează lunca cu mari conuri aluviale între care se distinge cel al Ozanei şi Topoliţei (fig. 5.21). În morfologia şesului au fost cartografiate trei terase, şi anume: o terasa situată, de regulă, sub 1 m altitudine faţă de nivelul mediu al apelor râului şi care reprezintă, de fapt relieful dominant al fâşiei active; terasa de 1-2 m şi terasa de 3-5 m. În acest sector este bine dezvoltată treapta de 5-7 m, datorită extinderii conurilor aluviale ale Ozanei şi Topoliţei. Terasa fluvială de 1-2 m conturează aproape în mod general fâşia activă si putem spune că se formează aproape sub ochii nostri prin rata actuală a inciziei râului. 5.8. Migrarea laterală a albiei Analiza variabilităţii acestui parametru morfometric are relevanţă în determinarea dinamicii istorice a râului Moldova. Similar unor situaţii prezentate anterior am avut de ales dintre mai multe metode de analiză şi cuantificare a acestui parametru planimetric. După cum am arătat în cadrul capitolului care prezintă medodele de lucru, am considerat potrivită pentru studiul nostru, măsurarea migrării laterale a râului, respectiv, poziţia albiei minore a raului la un moment de referinţă, folosind drept reper marginea (abruptul), limita albiei majore a râului. Pentru cunoaşterea ratei proceselor (de acumulare şi eroziune) se face apel la suprapunerea de documente cartografice sau aerofotograme, realizate în perioade diferite din care putem deduce ratele deplasărilor laterale ale albiilor. Asemenea metode de lucru au cunoscut un mare succes în diferite regiuni ale Globului unde astfel de documente au fost disponibile. În România s-au aplicat la Dunăre (Panin, 1976), la Siret (PopaBurdulea, 2007), la Olteţ (Rădoane, Rădoane, 2003), la Someşu Mic (Perşoiu, 2010), la Trotuş (Dumitriu, 2007), la Prut (Rădoane et al., 2009), la Someșul Mic (Perșoiu, 2010). Primele rezultate pe care le prezentăm se referă la potenţialul de migrare a albiei

105 râului Moldova în cadrul şesului aluvial, pe malul stâng, respectiv, pe malul drept la un moment de referinţă (1960, 1980, 2005). Acest potenţial l-am cuantificat prin distanţa de la marginea luncii/şesului aluvial până la malul stâng/drept la un moment de referinţă (fig. 5.22.). Cea mai importantă observaţie pe care o reţinem este în legătură cu potenţialul mai mare de migrare a albiei pe malul stâng, decât pe cel drept. Probabil, cauza principală este în legătură cu gradul de constrângere a văii mai mare pe malul drept (fie că este versantul sau fruntea teraselor mai înalte) pe când spre malul stâng obstrucţionarea de deplasare a albiei este foarte redusă.

Distante de la marginea luncii la malul albiei minore, m

4000 mal stang (s) 3000

2000

1000

0

-1000

-2000

mal drept (d) 1960s

1960d

1980s

1980d

2005s

2005d

-3000 1

51

101 151 201 251 301 351 401 451 501 551 601 651 701 751 801 851 901 951 1001 1051 Distante in lungul raului, m x 100

Fig. 5.22. Potenţialul de migrare orizontală a albiei râului Moldova în sectorul extracarpatic în perioada 1960-2005

O altă observaţie pe care o reţinem este legătura între potenţialul de migrare a albiilor mai mare în zonele de sedimentare şi mai reduse în punctele nodale. Şi, fără îndoială, presiunea exercitată de tributarii montani asupra deplasării albiei spre partea stângă este un factor decizional, comentat şi la alte văi de la marginea Carpaţilor Orientali (de notorietate fiind valea Siretului, Popa-Burdulea, 2007). In ce privește distanta de migrare a albiei minore în cele două perioade de timp (1960-1980 şi 1980-2005), dar și pentru toată perioada monitorizată, de 45 ani, rezultatele sunt prezentate sintetic ca medii pentru cele 9 subsectoare, dar şi ca medii pentru întreg sectorul studiat de 110 km (fig. 5.23, fig. 5.24). De reţinut e faptul că: - migrarea albiei s-a produs în limitele fâşiei active în cea mai mare parte. Pe distanţe scurte în lungul râului Moldova malurile albiei s-au retras dincolo de fâşia activă şi aproape nesemnificativ; - cea mai accentuată deplasare a malurilor s-a remarcat pe partea stângă a râului, astfel: în 1960, distanţa de la marginea luncii până la malul stâng era de 685 m, valoare medie pe tot sectorul studiat, în 1980, distanţa aceasta creşte la 887,7 m, iar în 2005 creşte la 992,6 m;

106 - distanţa de deplasare a malului drept este mult mai redusă, valorile medii pe întreg sectorul sunt de 237,9 m (în 1960), de 451,7 m (în 1980) şi de 540,3 m (în 2005); - în perioada 1960-1980 distanţa de migrare a albiei a fost aproape dublă faţă de cea din perioada 1980-2005, de la 208-215 m migrare medie pe toată zona de studiu, la 80100 m migrare medie în partea a doua a intervalului (fig. 5.24). De aici putem deduce că şi pentru râurile din spatiul geografic al României se manifestă aceeaşi tendinţă ca şi pentru râurile din alte zone europene, respectiv, o încetinire a ritmului de migrare laterală şi o recuperare a caracteristicilor iniţiale (Surian et al., 2009).

Fig. 5.23. Distantele de deplasare ale malurilor raului Moldova de-a lungul celor 9 subsectoare.

- rezultatul acestei tendinţe este îngustarea din ce în ce mai mult a albiei, un fenomen pe care îl demonstrăm cu date absolute. Au mai fost semnalate astfel de date și pentru râul Someșul Mic (Perșoiu, 2010, Perșoiu și Rădoane, 2011), însă la râul Moldova vorbim despre un fenomen cu o amploare mare (o îngistare de aproximativ 85% pentru ultimul secol). Imaginea din fig. 5.17 exprimă sugestiv procesul de diminuare a parametrilor dimensionali ai albiei minore (respectiv, fâşia activă) în ultimii 45 de ani. În această reprezentare grafică am preferat să arătăm toate cele 1100 de secţiuni transversale pe care am realizat măsurătorile asupra lăţimii fâşiei active în trei perioade de referinţe, iar rezultatul nu lasă deloc dubii: îngustarea albiei este un fenomen dominant în lungul râului, cu o sensibilă tendinţă de creştere în profil longitudinal; - reprezentarea grafică detaliată a măsuratorilor privind deplasarea laterala a malurilor albiei minore (respectiv, la distante de 100 m în lungul râului) a scos in evidenţă caracterul oscilatoriu al comportării longitudinale a proceselor fluviale. Fenomenul este bine documentat in literatura de specialitate, atât pe modele fizice de laborator, cât şi pentru numeroase cazuri din natura (Knighton, 1982; Richards, 1976; Rădoane şi Rădoane, 2007).

107

Dezvoltarea asimetriei secţiunilor transversale de albie şi a raspunsului în migrarea laterală este în legătură cu circulaţia secundară a curgerii, a cărei accelerare şi decelerare locală poate produce astfel de schimbări în forma albiei (Yalin, 1971). Mecanismul circulaţiei secundare a apei în perimetrul albiei minore determină caracterul alternativ al proceselor de mal, fapt evident şi în fig. 5.24. O aplicare a analizei spectrale la aceste serii spaţiale a migrării malurilor ar produce informaţii precise privind lungimea de undă a oscilaţiilor. Dar acest aspect nu l-am avut în vedere în această etapă de cercetare

Fig. 5.24. Tendința oscilatorie în migrarea malurilor râului Moldova în perioada 1960-2005

108

Referitor la rata procesele fluviale dominante în diferite perioade de timp în lungul râului Moldova, evaluarea a fost făcută pe baza unei algebre relativ simple: cunoscând care este distanţa de deplasare a malului albiei de râu (mal stâng/mal drept), D, în metri şi perioada de timp în care această distanţă a fost ”măturată” de către râu prin acumulare sau eroziune (T1960-1980 = 20 ani ; T1980-2005 = 25 ani ; T1960-2005 = 45 ani) s-a obţinut rata proceselor fluviale prin D/T, în m/an pentru fiecare perioada de timp. Rezultatele sunt prezentate în cadrulunei diagrame sintetizatoare (pe cele 9 subsectoare, dar şi ca medie pentru tot sectorul studiat al raului Moldova) (fig. 5.25).

Rata migrarii laterale a malurilor, Rm, m/an

15 1960-2005

mal stang

1960-2005

10 5 0 -5 -10 mal drept

-15 1

2

3

4

5

6

7

8

9

Subsectoare in lungul r. Moldova

Fig. 5.25. Rata de migrare laterală a râului Moldova (valori medii pentru cele 9 subsectoare).

Observatiile pe care le retinem din analiza diagramelor sintetice arată următoarele: - malul stâng, cu cea mai mică constrângere în ce priveşte limitarea prin versanţii văii, dar şi lipsa de tributari energici, înregistrează cea mai mare rată de retragere "spre interiorul" fâşiei active (am putea spune că este o rată de acumulare, impropiu aici pentru că, albia pierde material aluvionar în timp). Rata de retragere a fost în medie de 10,12 m/an între 1960-1980 şi de 6, 83 m/an între 1980-2005. - malul drept, cu cea mai mare constrângere şi afectat şi de aportul cu energie a tributarilor laterali, a avut rate de retragere spre interiorul fâşiei active de 4, 43 m /an între 1960-1980 şi de 3,55 m/an între 1980-2005. - se observă clar şi la acest parametru o tendinţă de reducere a ritmului de îngustare a albiei, deci o încercare de autorecuperare dimensională a fâşiei active, aspect asupra căruia vom insista la concluziile lucrării. In concluzie, analiza istorică pe bază cantitativă a modificărilor albiei râului Moldova în ultimii 100 de ani a scos în evidemță faptul că râul Moldova se află într-un proces de schimbare de mare amploare, cel puţin pentru ultimul secol.

109

5.9. Discuții și concluzii În sinteză, modificarile albiei raului Moldova pentru ultimii 100 ani se refera la elementele dimensionale ale albiei minore, tipologia albiei şi rata proceselor fluviale. În ce privesc elementele dimensionale, se remarcă faptul că: - albia minoră a râului Moldova s-a îngustat continuu pe un trend descendent liniar, de la 1219 m (în 1910), până la 691 m în 1960, 487,6 m în 1980 şi 293,6 în 2005. Dacă se consideră lăţimea albiei minore din 1910 ca fiind 100%, atunci îngustarea în 1960 a fost 43%, în 1980 de 59% şi în 2005 de 76%. -două faze de îngustare se manifestă în timp; o primă fază-mai accentuată, până în 1960 (o reducere a albiei de circa 10.5 m/an) şi o a doua fază, după 1960, cu o îngustare de aproximativ 8.8 m/an.

Fig. 5.26 Exemplificare asupra îngustării albiei minore (subsectorul 7, zona Timișești)

- în lungul râului îngustarea albiei este din ce în ce mai accentuată pe ultimii 6 km spre confluenţa cu Siretul, de la maximum 1000 m (1910) la sub 130 m (2005). In ce privesc schimbările la nivelul tipologiei albiei, măsurate prin indicii de împletire şi sinuozitate, se remarcă faptul că: -trendul istoric al indicelui de împletire în cazul râului Moldova arată o remarcabilă scădere în ultimii 50-60 ani, de la 3.2 în 1960, la 2.6 (1980) şi 2.0, în anul 2005. Este evident faptul că scurgerea lichidă s-a concentrat, prin urmare, numărul de

110 canale s-a redus (de la maximum 10 în anul 1960, până la maximum 8 în 1980 şi aproximativ 5, în 2005). -trendul istoric al indicelui de sinuozitate arată o modificare clară pe ultimile 3 subsectoare din partea de avale a râului Moldova unde indicele de sinuozitate a crescut de la 1.02 la 1.18 şi are tendinţa de a se propaga spre amonte.

Fig. 5.27. Metamorfoza albiei raului Moldova intre 1960 si 2005.

-în această perioadă, unele sectoare de râu şi-au schimbat şi tipologia, transformându-se din wandering-împletite, în sectoare wandering-sinuoase. Relatia între panta albiei şi indicele de sinuozitate (fig. 5.27) arata un prag evident între cele două tipuri de albie, care tinde să migreze spre reducerea pantei şi creşterea sinuozităţii. Dacă ritmul de transfer de sedimente grosiere din aria bazinului hidrografic se diminuează şi mai mult (prin creşterea gradului de împădurire, prin reţinerea aluviunilor în lucrări transversale s.a.), atunci şi ritmul de metamorfoză a albiei se va accentua. Propagarea acestui tip nou de albie are loc din avale spre amonte. -în lungul râului se detaşează clar patru zone de sedimentare delimitate de tot atâtea noduri a căror poziţie ne-ar determina să credem că sunt opera aportului afluenţilor energici de pe partea dreaptă. Urmărind poziţia acestora în timp, se constată o migrare spre avale, pe distanţe de 105-110 m (primele zone de sedimentare din amonte) şi 40-45 m (zonele de sedimentare din avale). Procesul a fost concomitent cu reducerea amplitudinii lor de dezvoltare (fig. 5.17). - în lungul râului Moldova a fost identificată o singură porţiune de 6.6 km în partea inferioară a sectorului de studiu cu un indice de sinuozitate de 1.18, dar numai la nivelului anului de referinţă 2005. În momentele de referinţă anterioare, râul pe acest subsector era împletit (1960), wandering (1980) şi sinuos (2005). De unde concluzia că acest trend se va manifesta şi pe alte subsectoare din amonte ale râului Moldova, în special, între principalele confluenţe.

111 În ce priveşte rata proceselor fluviale se reţin următoarele tendinţe: - malul stâng, cu cea mai mică constrângere în ce priveşte limitarea prin versanţii văii, dar şi lipsa de tributari energici, înregistrează cea mai mare rată de retragere "spre interiorul" fâşiei active. Rata de retragere a fost în medie de 10,12 m/an între 1960-1980 şi de 6, 83 m/an între 1980-2005. - malul drept, cu cea mai mare constrângere şi afectat şi de aportul cu sedimente a tributarilor laterali, a avut rate de retragere spre interiorul fâşiei active de 4, 43 m /an între 1960-1980 şi de 3,55 m/an între 1980-2005.

Fig. 5.28. Sinteză privind trendul în evoluţia în plan orizontal a albiei râului Moldova pe sectorul extracarpatic (Gura Humorului - Roman).

Toate aceste concluzii privind comportarea pe nivel orizontal a albiei se pot sintetiza în schema grafică din fig. 5.28 unde, pe săgeata timpului, este reprezentată cea mai evidentă modificare a albiei, îngustarea de la o medie de 1220 m în 1910 la o medie de 294 m în 2005. Modificarea priveşte un sector de albie de 110 km între Gura Humorului şi Roman. Această comportare a albiei în plan orizontal este comună şi altor râuri de pe continentul european (din Polonia, Italia, Franţa), rata îngustării fiind uneori mai mare decât cea înregistrată de Moldova. Consecinţele acestei comportări ale albiei asupra utilizării durabile a acestei componente ale mediului sunt importante, mai ales din punct de vedere hidraulic, ecologic, al inducerii de riscuri de diverse tipuri. Printr-o astfel de investigaţie noi atragem atenţia asupra importanţei cunoaşterii trendului de evoluţie ale râurilor pe un timp suficient de lung pentru a contribui la imbunătăţirea strategiilor de utilizare durabilă a acestor componente naturale. 5.10. Dinamica covorului de vegetaţie Diferitele grade de intervenţie umană, asupra albiilor de râu, reprezentate prin: exploatarea agregatelor minerale, canalizare, baraje, împăduriri şi lucrări de control în lungul albiilor, au fost identificate ca fiind cauze principale de ajustare a albiei în cazul râurilor din Italia (Surian şi Rinaldi, 2003, Surian et al., 2009a, 2009b, Comiti et al.,

112 2011). Asemenea intervenţii au creat o gravă alterare a regimului sedimentelor, iar acest fapt a condus şi la schimbarea unor tipologii. Surian et al. (2009a) consideră că exploatarea agregatelor minerale din cadrul albiei au fost factorul determinant al ajustărilor din ultimul secol, în cazul râurilor din Italia. Nu acelaşi lucru se întâmplă şi în cazul râurilor din Franţa, unde reîmpăduririle versanţilor şi coridorului fluvial (Liebault şi Piegay, 2001, 2002, Kondolf et al., 2007) şi canalizările (Piegay et al., 2009) sunt considerate principalele cauze care s-au impus în evoluţia albiilor de râu. Prezenţa vegetației ripariene în cadrul coridorului fluvial al râului poate contribui la păstrarea biodiversităţii în cadrul şesului aluvial, dar în acelaşi timp prezintă unele dezavantaje de ordin hidraulic (determină inundarea zonelor adiacente, dacă este bine dezvoltată în interiorul albiei minore, determină îngustarea şi adâncirea albiei minore și alimentarea cu resturi lemnoase care pot provoca daune în aval la poduri sau alte amenajări hidrotehnice (Comiti et al., 2011). Pe de altă parte o prezență semnificativă a resturilor lemnoase în interiorul albiei minore produce efecte pozitive în ecosistemul acvatic (Gregory et al., 2003) Noutatea acestui studiu este în primul rând faptul că prezintă o analiză combinată a ajustării în plan orizontal și vertical a albiei cu dinamica covorului de vegetație ripariană și dinamicii insulelor în ultimul secol și în al doilea rând se evaluează cantitativ rolul vegetației în schimbările albiei de râu. Obiectivele acestui capitol sunt: cuantificarea schimbărilor morfologice ale subsectoarelor de râu (în plan orizontal și vertical), cuantificarea dinamicii covorului de vegetație, identificarea factorilor care conduc la schimbări în cadrul albiei și a covorului de vegetație, Evaluarea modificărilor în plan ale vegetaţiei a fost efectuată pe baza a 3 seturi de hărți istorice (1:25000) și a unui set de aerofotograme (1:5000). Ele au fost scanate și georeferențiate, apoi aduse în aceeași proiecție. Analiza şi cuantificarea schimbărilor covorului de vegetaţie s-a făcut cu ajutorul platformei ArcGis 9.3. Hărțile istorice ne-au permis să distingem conturul (graniţele) vegetaţiei din interiorul albiei minore şi din exteriorul albiei minore (vegetaţia marginală, Comiti et al., 2011). Totodată, cu ajutorul lor am putut face distincţia între vegetaţia erbacee, cu tufărişuri sau cea arborescentă. În schimb, aerofotogramele s-au demonstrat a fi mult mai ofertante, permiţând o vizualizare amănunţită a vegetaţiei din cadrul coridorului fluvial (astfel se pot adăuga şi alte clase vegetaţie în cadrul analizei propuse). Având în vedere faptul că dispunem de un singur set de aerofotograme, am decis simplificarea claselor utilizate în cadrul analizei propuse. Astfel, vom aborda vegetaţia din două perspective: cea din interiorul albiei minore şi cea din exteriorul albiei minore sau vegetaţia marginală. Vegetaţia din interiorul albiei minore (within channel vegetation) prezintă următoarele subclase: - fâşia activă lipsită de vegetaţie (unvegetated active channel) - insule (insule cu vegetaţie ierboasă şi tufişuri, insule cu vegetaţie arborescentă) Vegetaţia din exteriorul albiei minore (marginal vegetation): - vegetaţie marginală ierboasă cu tufişuri - vegetaţie marginală arborescentă - culturi agricole (alte utilizări)

113 Vegetaţia de luncă se dezvoltă în condiţii de umiditate ridicată, iar natura aluviunilor şi topoclimatul specific de vale îşi pun amprenta asupra dezvoltării acesteia. Vegetaţia care se dezvoltă în cadrul luncilor este un tip de vegetaţie independentă, intrazonală care nu are legătură cu răspândirea zonelor şi etajelor vegetale. Şesul aluvial al râului Moldova este acoperit cu o vegetaţie reprezentată în principal prin pajişti mezofite şi mezoxerofite. La aceastea se adaugă pâlcuri de vegetaţie higrofilă în zonele cu exces de umezeală şi arborete de luncă, în lungul cursului principal, al braţelor secundare şi chiar a afluenţilor. În zona Baia-Bogata, Bogdăneşti şi Râşca se găsesc suprafeţe intinse ocupate cu vegetaţie higrofilă. Specifice luncii Moldovei sunt plantele din genurile: Phragmites, Potamogetus, Ranunculus, Polygonum, Mentha etc. În trecut, în cadrul şesului aluvial al râului Moldova zăvoaiele şi pâlcurile de pădure au fost mult mai extinse. În timp s-au efectuat defrişări care continuă şi în prezent. Pădurile care se mai pot vedea astazi în lungul râului Moldova sunt cele din zona BaiaCornu Luncii. Odată cu defrişările efectuate, s-au mărit suprafeţele terenurilor pentru agricultură, iar prin lucrări de hidroameliorare alte suprafeţe din cadrul şesului aluvial al Moldovei au fost acoperite cu culturi cerealiere şi plante tehnice (zona Râşca-Baia) (Amăriucăi, 2000). Aspectul luncii Moldovei a fost modificat o dată cu intervenţia brutală a omului cu scopul de a realiza alimentări cu apă sau pentru exploatarea agregatelor minerale. Aceste acţiuni au condus la decopertarea solului, la distrugerea vegetaţiei (în zonele Berchişeşti, Praxia, Timişeşti, Tupilaţi şi Roman).

Fig. 5.29. Intervenţia omului asupra şesului aluvial al râului Moldova: depozitarea agregatelor minerale şi distrugerea vegetaţiei de luncă (mal drept, zona Tupilaţi, mai 2012).

114 Pajiştile care ocupă lunca au suprafeţe însemnate şi sunt predominant alcătuite din iarba câmpului (Agrostis alba), coada vulpii (Alopecurus pratensis), firuţa (Poa pratensis), pirul (Agropyron repens). Vegetaţia arborescentă este compusă din specii de esenţe albe între care: sălcii, răchite (Salix alba, S. Fragilis, S. cinerea), plopi (Populus alba, P. nigra), cătini (Hippophae rhamnoides, Hyricaria germanica, Tamarix pallasi), arini (Alnus incana, A. glutinosa). Mai rar se întâlnesc şi specii cu esenţe tari: stejar (Quercus robur), ulm, frasin, carpen etc Sub coronamentul plopişurilor şi a sălcetelor se dezvoltă numeroşi arbuşti (măcieş, vonicer, sânger, soc, călin, corn, lemnul câinelui, porumbar, tufe de mur (Rubus hirtus)). În cele ce urmează vom prezenta o analiză detaliată a primelor patru sectoare de studiu din lungul râului Moldova (un sector cu o lungime de aproximativ 36.5 km), sectoare ce corespund cu cele studiate în cadrul capitolului de dinamică istorică a albiei. În afară de îngustarea şi incizia albiei, dezvoltarea vegetaţiei pe locul fostelor braţe a avut un rol semnificativ în evoluţia ei. În prezent, în cazul râului Moldova, vegetaţia marginală s-a dezvoltat continuu în ultimele decenii în detrimentul fâşiei active şi a vegetaţiei din interiorul albiei minore.

Fig. 5.30. Braţ părăsit al râului Moldova pe care a început să colonizeze vegetaţia şi care a făcut ca insula din interiorul albiei minore să se transfere la vegetaţia marginală (zona Tupilaţi).

Ponderi ocupate în cadrul șesului aluvial, %

115

100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0

Fășia activă

1960

Insule

Vegetatie marginală

1980

2005

Ani

Fig. 5.31. Ponderile ocupate în cadrul şesului aluvial de către (fâşia activă lipsită de vegetaţie, insule şi vegetaţie marginală).

În fig. 5.30 se observă mecanismul dezvoltării vegetaţiei marginale în detrimentul celei din interiorul albiei minore. Pe locul unui fost braţ părăsit se instalează progresiv vegetaţia care uneşte insula din interiorul albiei cu vegetaţia din exteriorul albiei minore (astfel insula de vegetaţie din interiorul albiei minore se transferă la vegetaţia marginală). Albia minoră a râului Moldova, în sectorul extracarpatic a prezentat îngustări ale albiei minore în medie pentru ultimul secol, de circa 76% (pentru întreg sectorul extracarpatic). În consecinţă, suprafeţele aferente fâşiei active au înregistrat valori din ce în ce mai mici în perioada de timp analizată. Dacă în anul 1960, fâşia activă, suprafaţa insulelor şi suprafaţa vegetaţiei marginale ocupau ponderi relativ apropiate în cadrul şesului aluvial (32%, 30%, respectiv 38%), în perioada următoare situaţia a evoluat diferit pentru fiecare dintre aceşti parametri. În timp ce vegetaţia marginală îşi extinde continuu suprafeţele ocupate, de la 38%, în anul 1960, până la 71% din cadrul şesului aluvial, în anul 2005, suprafaţa insulelor şi a fâşiei active scade progresiv, concomitent cu fenomenul de îngustare şi incizie a albiei. În cazul insulelor, aria acestora descreşte de la aproximativ 30%, până la 8%, iar fâşia activă de la 32%, la 20% (de la 400 ha, la aproximativ 200 ha). Aceste valori sunt valabile doar pentru primii 36.5 km ai sectorului extracarpatic al Moldovei unde râul, abia ieşit din zona montană prezintă un şes aluvial cu lăţimi considerabile (5-7 km). Valorile obţinute se înscriu în tendinţa de îngustare a albiei minore raportată la capitolul de dinamică istorică pentru aceste sectoare. Rezultale privitoare la fâşia activă lipsită de vegetaţie (albia minoră) obţinute în urma analizei dinamicii covorului de vegetaţie corespund cu rezultatele obţinute la analiza lăţimii albiei minore de la capitolul de dinamică istorică, doar că aici discutăm despre suprafeţe şi ponderi în cadrul în cadrul şesului aluvial al râului. Spre exemplu, în cazul râului Piave din Italia, fâşia activă lipsită de vegetaţie a scăzut în suprafaţă continuu în ultimul secol. Dacă în 1890, înregistra aproximativ 80% din totalul coridorului fluvial, în 1991 a ajuns la aproximativ o treime din suprafaţa acestuia (Comiti et al., 2011). Fenomenele excepţionale ce se desfăşoară în perimetrul coridorului fluvial şi care au capacitatea de a produce modificări substanţiale în cadrul covorului de vegetaţie la nivelul albiilor sunt viiturile.

116 În cazul râului Piave tendinţa de evoluţie normală a covorului de vegetaţie şi albiei minore a fost întreruptă de marile viituri (1882, 1966, 1993, 2002) (Comiti et al., 2011). În ceea ce priveşte râul Moldova, viiturile care au influenţat în mod semnificativ configuraţia covorului de vegetaţie au fost cele din: 1955, 1970-1975, 1991, 2008, 2010). Din păcate nu dispunem de seturi de materiale cartografice mai dese (care să corespundă momentului de dinaintea viiturii şi imediat după acesta), pentru a surprinde cu exactitate schimbările produse în cadrul covorului de vegetaţie riverană. Viiturile au contribuit la erodarea insulelor mici, înjumătăţind suprafaţa lor, cele cu suprafaţă mare nesuferind modificări substanţiale (aspect observat şi în cazul altor râuri din Europa, cum ar fi Piave, Tagliamento etc). Tabel 5.4 Ponderi ocupate în cadrul şesului aluvial de către (fâşia activă lipsită de vegetaţie, insule şi vegetaţie marginală) An/% 1960 1980 2005

Suprafaţa fâşiei active 32,0325 31,1975 20,805

Suprafaţa insulelor 29,9775 10,07 8,3525

Suprafaţa vegetaţiei marginale 38,01 58,73 70,8375

35

90

30

80 70

25

60 50

20

40 30

15 10 5

Numărul de insule

Media suprafeței insulelor

0

20 10

Numărul de insule

Media suprafeței insulelor, ha

Informaţii complementare cu privire la dinamica evoluţiei pot fi obţinute investigându-se analiza variaţiei numărului de insule şi suprafeţei acestora în timp (fig. 5.32).

0 1960

1980

2005

Ani

Fig. 5.32 Variaţia numărului şi a mediei suprafeţei insulelor în lungul sectorului de studiu

În anul 1960, indicele de împletire şi lăţimea albiei minore prezentau valori mari, faţă de 2005. În timp, pe fondul îngustării progresive a albiei minore a râului, multe dintre braţele secundare ale râului au fost abandonate, iar o parte dintre insule s-au transferat în cadrul vegetaţiei marginale. Astfel, unele sectoare de râu şi-au schimbat aspectul albiei dinspre o tipologie preponderent împletită spre una de tip wandering (sectoare care prezintă un tip de meandrare instabilă). În ultimele decenii, suprafaţa insulelor s-a diminuat continuu, tendinţă care a continuat să se manifeste şi după anul 2005. În schimb, numărul acestora a înregistrat o reducere până în 1980, după care a urmat o uşoară creştere. Această creştere poate fi pusă

117

Extinderea relativă a suprafeței insulelor

pe seama începerii unei recuperări a albiei minore. Acest aspect va fi elucidat complet în momentul în care vom adăuga analizei noastre încă un set de hărţi (sau aerofotograme) care succed anul anul 2005. Creşterea numărului de insule în 2005 faţă de 1980, poate fi explicată prin acelaşi mecanism de recuperare. 35 Subsector 1 Subsector 3

30

Subsector 2 Subsector 4

25 20 15 10 5 0 1960

1980

2005

Ani

Fig. 5.33. Variaţia suprafeţei insulelor în timp la nivel de subsector

La nivel de subsector se înregistrează situaţii uşor diferite. În cadrul sectorului 1, suprafaţa medie a insulelor a scăzut progresiv din 1960 până în 2005. Atât numărul de insule cât şi suprafaţa acestora s-a diminuat. Suprafaţa insulelor a scăzut semnificativ în cadrul sectorului 1. În cadrul acestui sector s-a înregistat şi o schimbare a tipologiei albiei în perioada 1960-2005 (indicele de împletire s-a diminuat de la 3.4 (1960) la 1.66, în 2005, aflându-se în pragul valorii de 1.5 când se impune schimbarea tipologiei). .

Fig. 5.34 Dinamica covorului de vegetaţie în plan orizontal (subsectorul 3)

În cadrul subsectorului 2, cu o îngustare totală de 65.33%, extinderea relativă a insulelor a suferit o reducere progresivă de-a lungul perioadei analizate. Aceleaşi caracteristici le prezintă şi subsectorul 3 (fig. 5.34). Singurul care face notă discordantă din punct de vedere al suprafeţei insulelor este sectorul 4 (fig. 5.35) care din 1960, până în 1980 înregistrează o scădere continuă, după care insulele încep din nou să recapete

118 suprafeţe din ce în ce mai mari (fig. 5.33.). Punem acest aspect pe seama aportului lateral care devine din tot mai însemnat începând cu zona Baia-Fântâna Mare

Fig. 5.35 Dinamica covorului de vegetaţie în plan orizontal (subsectorul 4)

În cazul râului Piave, din Italia, Comiti et al. (2011) a remarcat faptul că, începând din 2009, s-a început o recuperare a albiei minore (9 m/an), înregistrându-se unele lărgiri ale albiei minore. Putem explica această tendinţă de recuperare luând în calcul şi faptul că în Italia, exploatarea de agregate minerale a încetat cu ceva timp. În schimb, în România, şi cu pecădere în lungul râului Moldova, acest fenomen a luat amploare în ultimele decenii şi mai persistă. Contrar tendinţei de scădere a suprafeţei ocupate de albia minoră, vegetaţia marginală a înregistrat schimbări semnificative în timp la fel ca şi în cazul altor râuri din Europa. Recurgem din nou la exemplul Piave, Italia: dacă în 1900, vegetaţia marginală reprezenta aproximativ 20% din coridorul fluvial, în prezent aceasta s-a extins mult (peste 80%). Vechile canale de curgere au fost colonizate de vegetaţie, iar multe insule şi ostroave s-au afiliat vegetaţiei marginale. Din păcate, în analiza efectuată, nu putem intra în detalii privind specia sau înăltimea vegetaţiei, cunoaştem doar faptul că vegetaţia este erbacee, erbacce în amestec cu tufişuri sau arborescentă. Dacă am fi dispus de mai multe seturi de aerofotograme am fi putut intra în astfel de detalii care ne-ar fi ajutat să înţelegem mai bine evoluţia albiei. Mai mult de 80% din vegetaţia din lunca Moldovei este reprezentată de ierburi şi tufişuri. În timp, aceasta a crescut progresiv în suprafaţă. Se observă totodată o creştere în suprafaţă a vegetaţiei arborescente (atât în cadrul vegetaţiei din interiorul albiei minore cât şi celei din exteriorul ei). În cazul râului Piave, în timp ce vegetaţia ierboasă şi tufişurile nu prezintă schimbări deosebite, vegetaţia arborescentă prezintă un trend pozitiv (chiar de două ori mai multă, faţă de 1960). Vegetația de pe insulele prezintă o variaţie temporală mai puţin pronuntaţă decât vegetaţia marginală şi fâşia activă lipsită de vegetaţie care a prezentat reduceri drastice. După cum era de aşteptat, în anul 1960, în toate sectoarele studiate predomină numărul de insule și ostroave şi scad treptat până în 2005. În cadrul unor sectoare (sectorul 2) se observă o creştere a numărului acestora.

119 Tabel 5.5 Sinteză a elementelor de schimbare ale vegetaţiei în sectoarele 1, 2, 3 şi 4 (ha) Sector

1

2

3

4

An

1960 1980 2005 1960 1980 2005 1960 1980 2005 1960 1980 2005

Suprafaţă totală 1112,64 1112,64 1112,64 1500,71 1500,71 1500,71 765,49 765,49 765,49 1450,13 1450,13 1450,13

Suprafaţa fâşiei active 404,33 411,46 251,87 454,79 426,7 340,5 277,05 220,29 144,76 366,94 443,83 275,43

Suprafaţa insulelor/ostroavelor

Numărul insulelor/ostroavelor

284,88 90,16 23,05 497,65 244,78 188,66 240,02 65,5 50,5 430,59 106 176,5

17 13 13 24 19 27 13 8 9 28 14 10

Suprafaţa vegetaţiei marginale 423,43 611,02 837,71 548,27 829,22 971,55 248,42 479,7 570,23 652,6 900,3 998,2

Albia râului Moldova se îngustează constant în ultimul secol, timp în care insulele se comportă în mod diferit; în anumite perioade scad în număr şi suprafaţă, în altele cresc în suprafaţă, dar și în număr. În cazul râului Piave, din Italia, în timpul fazei de îngustare: 1970-1991, suprafaţa insulelor a crescut foarte puţin, iar când albia minoră a acestuia s-a lărgit (după 1991) suprafaţa relativă a insulelor s-a redus (Comiti et al., 2011). În timpul fazelor de îngustare a albiei, prin creşterea uşoară a suprafeţei insulelor se conturează ideea dezvoltării mai accentuate a vegetaţiei în interiorul albiei minore. În general în lungul celor 9 subsectoare de studiu se pot observa evoluţii asemănătoare primelor 4 sectoare analizate mai sus. Sectorul 9 a suferit modificări mult mai variate şi mai complexe faţă de celelalte subsectoare, aici factorul antropic prezintă ponderi semnificative. Acest subsector a înregistrat o îngustare de 86%; dacă în 1960 suprafaţa fâşiei active ocupa 403.58 ha, în 1980 era de 177.04 ha, iar la nivelul anului 2005 era sub 90 ha. Un alt element care atestă fenomenul de îngustare a albiei, dar şi factorul de intervenţie umană, îl descoperim analizând dinamica numărului şi a suprafeţei insulelor din acest subsector. Astfel, dacă în 1960 suprafaţa ocupată de insule era undeva în jurul valorii de 135.21 ha (subsectorul era unul împletit), în anul 1980 această suprafaţă s-a redus la 0 ha. În ceea ce priveşte numărul de insule, acesta a scăzut de la 4 (1960), la 0 în 1980. În schimb, arealele ocupate de vegetaţia marginală au crescut semnificativ (de la 279.68 ha, în 1960, la 631.43 ha în 1980). Fenomenul de lărgire a albiei minore înregistrat în ultimii ani, în Italia şi Franţa este mai degrabă o fluctuație pe termen scurt și nu neapărat un nou trend de evoluție care să se impună în tabloul actual al tendinţei albiilor de râu (acest aspect are loc datorită fluctuațiilor de moment, viituri etc.). În cazul râului Moldova încă nu am detectat în mod clar această tendinţă de recuperare întâlnită la râurile vest-europene. În general, fazele de îngustare ale albiei se suprapun celor de incizie, iar cele de lărgire coincid cu cele de agradare. În cazul râurilor din Franţa şi Italia, perioada de îngustare cu cele mai mari rate a fost 1971-1979; râul Moldova a înregsitrat cele mai mari rate ale îngustării în perioada 1980-1989, îngustare ce se suprapune cu ratele cele mai mari ale inciziei.

120 Dinamica vegetaţiei riverane joacă un rol aparte în schimbările din cadrul albiei, prin extinderea laterală a acesteia, dar şi prin dezvoltarea ei în interiorul albiei minore sub formă de insule acoperite cu plante erbacee sau tufărişuri. Interferenţa dintre scurgerea lichidă, transportul de sedimente şi vegetaţia naturală în lungul râurilor împletite cu pat de pietriş este complexă. Atunci când intervine şi factorul uman (în lungul râului Moldova, în mod deosebit prin extragerea de agregate minerale), condiţiile de evoluţie a albiei se diversifică şi se complică în timp. În acest capitol este analizată situaţia evoluţiei vegetaţiei pe termen mediu a unui râu tipic estcarpatic. Principalele concluzii la care am ajuns în urma acestui studiu sunt: rate mari ale îngustării albiei, o dezvoltare extraordinară a vegetaţiei marginale care poate fi un efect al îngustării continue şi al extragerii de agregate minerale care determină şi accelerează incizia albiei. 5.11. Dinamica albiei de râu în plan vertical Cunoaşterea comportării râului Moldova în plan vertical pentru o perioada de 50 de ani ne ajută să înţelegem relaţiile între factorii de control cvasi-naturali ( în special cei de natură climatică care se transmit prin magnitudinea şi regimul debitului lichid şi solid), dar şi efectul intervenţiilor antropice de-a lungul timpului (care au avut loc atât în aria bazinului hidrografic, dar mai ales în domeniul albiei propriu-zise). De asemenea, modificările albiilor de râu datorită instabilităţii verticale în lungul profilului longitudinal au numeroase efecte negative, cum ar fi: punerea în pericol a podurilor, a digurilor şi alte construcţii hidrotehnice, evacuări de mari volume de aluviuni; pagube produse ecosistemelor acvatice şi riverane, pierderi ale diversităţii habitatului, efecte asupra relaţiei între râu şi apele freatice, pagube aduse vegetaţiei riverane, mărirea riscului la inundaţii. Preocupări legate de identificarea şi descrierea acestor procese fluviale nu sunt foarte numeroase în literatura de specialitate, cel puţin comparativ cu cea de a doua categorie de procese fluviale, migrarea în plan orizontal a albiilor. Rezultatele obtinute pana acum in Romania (Diaconu et al. 1962; Bondar et al. 1980 ; Armencea et al. 1980; Rădoane et al. 1991, 2010; Amăriucăi 2000; Dumitriu 2007; Canciu 2008) sunt punctuale pentru anumite sectoare de râu şi fiecare atrage atenţia asupra unei dimensiuni în răspunsul albiilor de râu (răspunsul albiilor avale de baraje, efectul tăierilor de meandre şi rectificărilor de cursuri de albii pe trasee lungi, efectul reducerii transportului de aluviuni). În schimb, literatura din străinătate se caracterizează prin rezultate numeroase sub acest aspect, domeniul modificărilor recente ale albiilor de râu este o preocupare centrală a specialiştilor în ţările cu climat oceanic şi temperat oceanic (Richards, 1982; Castaldini, Piacente, 1995; Paige, Hickin, 2000; Winterbottom, 2000; Stover, Montgomery, 2001;Rinaldi, 2003; Amsler et al., 2005) sau chiar mediteraneean (Liebault, Piegay, 2002; Uribelarrea et al., 2003). Obiectivele pe care le avem în atenţie în acest capitol sunt rezumate astfel: (1) reconstituirea schimbărilor fluviale la nivelul patului albiei râului Moldova; (2) evidenţierea relaţiilor între dinamica în plan vertical şi dinamica în plan orizontal a albiei Moldova.

121

5.11.1. Analiza metodelor de obţinere şi prelucrare a datelor Deşi la metodele de lucru am prezentat succint şi maniera de abordare a datelor privind obţinerea informaţiilor asupra patului albiilor în timp, ne-am propus să insistăm şi la acest capitol cu o abordare comparativă a metodelor de lucru. De-a lungul râului Moldova am dispus de 6 secţiuni transversale, din care doar 3 se află situate în sectorul nostru de studiu (tabel 5.6). Avand în vedere rezultatele obţinute de Rădoane et al. (2010, 2012), am extins observaţiile şi asupra albiei din amonte pentru a înţelege mai bine transmiterea influenţelor de la nivelul bazinului hidrografic. Table 5.6. Date despre secţiunile transversale monitorizate pentru dinamica verticală a patului albiei Gauging station Fundu Moldovei C-lung Moldovenesc Prisaca Dornei Gura Humor Tupilati Roman

A (km2 )

H (m)

Q (m3/s)

294 548 666 1887 4016 4299

739 1061 1027 480 234 180

3.57 7.30 17.04 32.84 35.27

Qs (kg/s)

2.42 35.30 16.10

D50 (mm) 66.0 80.0 69.0 36.0 17.0 16.0

Metoda utilizată şi promovată de Rădoane şi colaboratorii în numeroase lucrări (Radoane et al, 1991, 2010, 2012) îşi are originea într-un model simplu de calcul al înălţimii talvegului albiei faţă de nivelul de referinţă fix, reprezentat de "0" grafic al mirei hidrometrice. Expresia grafică din fig. 4.25 clarifică maniera în care adâncimea maximă a albiei poate fi utilizată în obţinerea poziţiei înălţimii patului albiei la un anumit moment de timp. Aceste date se găsesc în tabele standardizate, denumite centralizatoare de debite, din care redăm un extras (4.10). În extrasul exemplificat sunt cuprinse o parte a măsurătorilor complete în secţiunile staţiilor hidrometrice într-o anumită zi din lună pentru calculul debitelor lichide, dar mai ales pentru controlul şi ajustarea cheii limnimetrice. Ultima coloană din tabel este cea care poate fi utilizată pentru obţinerea unei serii de timp cu pas uniform de o lună calendaristică. Valoarea medie lunară se obţine prin medierea măsurătorilor de 3-12, câte se realizează într-o lună calendaristică, dacă măsurătoarea se face pe acelaşi profil transversal şi dacă râul este liber de pod de gheaţă. În această manieră s-au obţinut valori ale altitudinii talvegului faţă de planul „0” al mirei, cu lungimi de 40 - 60 de ani şi care a permis prelucrarea lor în contextul analizei seriilor de timp. O alta metodă pe care am folosit-o a fost promovată în Romania de Diaconu et al (1962) şi constă din măsuratori asupra nivelelor minime ale râului Moldova în perioada de vară (IV - XI) sau de iarnă (XII - III). Din aceste două perioade, cele mai multe nivele minime s-au înregistrat în sezonul rece. Nivelele minime anuale au fost aduse la acelaşi plan de comparaţie (în ipoteza schimbării punctului "0" al mirelor în decursul timpului). Coborarea sau creşterea nivelului minim al apei râurilor poate fi interpretată ca un efect al inciziei sau acumulării în patul albiei din cauza că debitele râurilor au ramas aproape neschimbate în aceste perioade ale anului (Diaconu et al., 1962; Klimek, 1983).

122

400

Nivelul minim anual al raului, Hmin, cm

380

R. Moldova, Prisaca Dornei, Hmin

360 340 320 300 280 260 240 220

19 60 19 62 19 64 19 66 19 68 19 70 19 72 19 74 19 76 19 78 19 80 19 82 19 84 19 86 19 88 19 90 19 92 19 94 19 96 19 98 20 00 20 02 20 04 20 06

200

Inaltimea patului albiei, Hp, cm

290

R. Moldova, Prisaca Dornei, Hp

270

250

230

210

190

170

19 59 19 61 19 63 19 65 19 67 19 69 19 71 19 73 19 75 19 77 19 79 19 81 19 83 19 85 19 87 19 89 19 91 19 93 19 95 19 97 19 99 20 01 20 03 20 05 20 07 20 09

150

Fig. 5.36. Grafice comparative privind modificarea patului albiei râului Moldova la postul hidrometric Prisaca Dornei prin cele doua metode de prelucrare a datelor.

Această metodă a fost folosită cu succes pe multe râuri din Europa (Wyżga, 1993; Korpak, 2007) pentru că permite o colectare relativ rapidă de baze de date pentru areale geografice mari şi perioade de timp lungi. Seriile de date utilizate în cadrul acestui studiu provin de la Institutul Naţional de Hidrologie şi Gospodărirea Apelor. Seria de timp pentru nivelele minime a fost diponibilă pentru perioada 1960-2010 pentru secţiunile Câmpulung Moldovenesc, Prisaca Dornei şi Tupilati, celelalte secţiuni având serii din 1975 sau 1978 până în 2010. Datele de nivele minime au fost corelate cu valorile medii anuale ale debitelor lichide şi solide în suspensie. Seriile de date folosite în

123 această lucrare au fost furnizate prin amabilitate de INHGA Bucuresti, Directia Bacău a Apelor Române şi le exprimăm recunoştinţa noastră. In fig. 5.36 am reprezentat comparativ datele privind poziţia patului albiei prin cele două metode şi din analiza lor reţinem următoarele observaţii: - cea mai importantă observaţie este că între cele două metode există compatibilitate, aceeaşi secţiune de râu, Prisaca Dornei, prezintă o tendinţă de agradare. Coeficienţii tendinţelor liniare au senzitivitate mai mare pentru metoda nivelului minim (Hmin), decât pentru metoda adâncimii maxime (HP). Acest fapt se datorează capacităţii de filtrare mai mare e variaţiilor minore în cazul primei metode, decât în cea de a doua; - magnitudinea agradării este in medie de 25-30 cm prin ambele metode, astfel încât avem certitudinea cî nu sunt alterate informaţiile de bază; - datele din prima metodă sunt mult mai uşor de generat şi pot fi folosite cu succes în studierea modificării albiilor de râu la scări temporale şi spatiale de am plaore mai mare; - datele din a doua metodă sunt mai dificil de generat (presupune acces la masurătorile primare de la posturile hidrometrice, atentă filtrare a masurătorilor să existe profil unic la miră, să fie eliminate măsurătorile când există pod de gheaţă sau chiar şi gheaţă la mal, o observare atentă şi a estimărilor observatorului în timpul viiturilor ş.a.). Cu toate aceste dificultăţi, datele obţinute reflectă mult mai fidel transformările patului albiei în timp, mai ales la nivelul alternanţei excavare-colmatare, ceea ce în cazul primei metode nu se poate obţine. În concluzie, ambele metode au fiabilitate în aprecierea dinamicii verticale a patului albiei, prima fiind mult mai accesibilă şi mai rapidă, drept pentru care am folosit-o şi noi în cercetările noastre. 5.11.2. Analiza modificării patului albiei minore în ultimile decenii Dinamica verticală a patului albiei râului Moldova în cele 6 sectiuni transversale (tabel 4.1) va fi analizată în relaţie cu seriile datelor privind debitele de apă şi de sediment măsurate în lungul râului Moldova în aceeaşi perioadă de timp. Motivaţia, documentată pe larg în Rădoane et al. (2012), constă în identificarea rolului factorilor de control (climatici dar şi de intervenţie antropică) asupra schimbărilor la nivelul patului de râu. În cele ce urmează aducem în discuţie următoarele rezultate obţinute în subiectul de mai sus: a) variaţia în lungul râului a tendinţelor în dinamica patului albiilor; b)mărimea schimbărilor; c)discuţii privind corelaţia cu variabilitatea debitelor de apă şi sediment şi cu alte rezultate privind dinamica în plan orizontal. Reprezentarea grafică a seriilor de timp privind nivelul minim anual al râului Moldova în cele 6 secţiuni enunţate este redată în fig. 5.37. Am ales această suprapunere a seriilor de timp, secţiunea cea mai din amonte fiind prima pe grafic tocmai pentru a avea o imagine globală a stării patului albiei în perioada considerată. Sectiunile Fundu Moldovei, Câmpulung Moldovenesc şi Prisaca Dornei sunt situate în zona montană a văii râului unde valea este îngustă, versanţii abrupţi deseori vin în contact cu albia de râu. De asemenea, numeroase bazine mici debuşează direct în albie. Chiar dacă materialul din patul albiei este alcătuit din materiale grosiere (D50 fiind cuprins între 70-80 mm, cf. Rădoane et al., 2008), există o rată permanentă de alimentare a cursului principal al Moldovei cu materiale descărcate din aria surselor de aluviuni.

124 Apropierea surselor de aluviuni care furnizează materiale grosiere menţine această stare de uşoară agradare a albiei, deşi nesemnificativă ca magnitudine (sub 30 cm). La Fundu Moldovei şi Câmpulung se manifestă o slabă incizie (sub 50 cm). Pe ansamblu, putem considera albia râului Moldovei în sectorul montan ca având o rată mare de stabilitate verticală. Secţiunile de albii din sectorul extracarpatic (Gura Humorului, Tupilaţi şi Roman) au o comportare mult mai dinamică în timp în sensul unei incizii din ce mai mai mari în lungul râului. La Gura Humorului, perioada de observaţie a fost doar între 1977-2010, astfel ca magnitudinea inciziei constatate poate să fie alterată din acest punct de vedere. Totuşi, imaginea generală de incizie a patului albiei nu poate fi contestată. Magnitudinea inciziei creşte de la -78 cm la Gura Humorului, la -90 cm la Tupilaţi şi la -270 cm la Roman (fig. 5.38).

Nivelul minim anual al raului, Hmin, cm

450

350

Fundu Moldovei (1)

250

Prisaca Dornei (2) C-lung Md (3) Gura Humorului (4)

150

Tupilati (5) Roman (6)

50

-50

-150 1959 1963 1967 1971 1975 1979 1983 1987 1991 1995 1999 2003 2007

Fig. 5.37. Dinamica verticala a patului albiei raului Moldova estimata pe baza nivelului minim anual al raului in 6 sectiuni transversale in lungul raului.

Degradare - Agradare, cm

100 Prisaca Dornei

0 Fundu Moldovei C. Moldovenesc

-100

Gura Humorului

Tupilati

-200

Roman

-300 29

42

54

76

166

200

Distante in lungul raului Moldova, L, km

Fig. 5.38. Magnitudinea proceselor fluviale în 6 sectiuni transversale in lungul raului.

125

În explicarea cauzelor dinamicii verticale a albiei râului Moldova invocăm cele două categorii de cauze analizate în literatura de specialitate: climatice şi antropice (Wyżga, 2008; Surian et al., 2009; Perşoiu, Rădoane, 2010; Rădoane et al., 2012). Variabilitatea climatică este cel mai bine evidenţiată la nivelul debitelor lichide şi solide în suspensie. In fig. 3.12 (cap. Factori de control) sunt reprezentate grafice cu valorile anuale ale celor doi parametri şi tendintele multianuale exprimate prin dreapta de regresie şi medii mobile. Din punct de vedere al variaţiei debitelor lichide se remarcă o alternanţă de faze de ape mari (1955, 1970, 1991, 2008) şi ape mici (1965, 1985, 1994). Aceste faze sunt comune în lungul râului Moldova (fig. 3.12). Iar ca tendinţă liniară pentru întreaga perioadă de timp considerată este vizibilă tendinţa liniară, de creştere în timp a volumului de apă scurs pe râul Moldova . Situaţie contradictorie este în legătură cu variabilitatea scurgerii de sedimente în suspensie in aceeaşi perioadă de timp. În mod obişnuit relaţia între debitele lichide şi cele solide în suspensie este una directă, o creştere a debitului lichid înseamnă şi o creştere a celui solid în suspensie. În cazul râului Moldova, pentru secţiunile Tupilați și Roman, relaţia Qs = f(Q) se confirmă pentru termen scurt, maximele şi minimele sunt sincrone pentru ambele posturi hidrometrice. Problema diferită este la tendinţa pe timp lung: în secţiunea Tupilaţi, după 1993 există o reducere drastică a transportului de sedimente în suspensie, chiar dacă la nivelul celui de apă valorile sunt mari; în schimb, mai în avale cu 29 km, la Roman, după 1990 s-au înregistrat valori mult mai mari de sedimente în suspensie decât în deceniile anterioare. Rezultatul sunt tendinţele liniare cu sensuri opuse, negativă la Tupilaţi şi pozitivă la Roman. Explicaţia acestui fenomen îl punem pe seama atât a intensificării exploatării de balast după 1990 care mobilizează multe materiale fine chiar şi la debite fine, cât şi creşterii ariei surse cu materiale friabile în bazinul versant.

126

CAPITOLUL VI DINAMICA MILENARĂ A ALBIEI

6.1. Introducere Istoria holocenă a văii Moldova, mai ales în sectorul extracarpatic, a suscitat numeroase comentarii în literatura de specialitate (Rădoane, Rădoane, 1976; Ichim, 1979; Donisă, Martiniuc, 1980; Ichim et al., 1995; Amăriucăi, 2000) datorită, în principal, extinderii areale, dar şi în profunzime, a aluvionarului între Gura Humorului şi GherăeştiRoman. Numeroasele investigaţii hidrogeologice prin cele aproape 200 de foraje realizate în această zonă (Cădere et al, 1967) au identificat grosimi de peste 18 m de pietrişuri distribuite sub forma unor "pânze aluviale" asemănătoare unor mari conuri de dejecţie. Amăriucăi (2000) distinge trei asemenea mari conuri aluviale, primul cu apexul la Gura Humorului - Păltinoasa şi zona distală după confluenţa cu pârâul Râşca, al doilea con cu apexul în zona Drăgăneşti cu deschiderea maximă în zona Timişeşti şi prelungirea până la Tupilaţi. Al treilea con are apexul în zona Tupilaţi şi capătă extindere până în dreptul oraşului Roman (fig. 6.1).

Fig.6.1. Desfășurarea ”pânzelor aluviale” în lungul văii Moldova (Chiriloaei et al., 2012).

127 Regimul piemontan de aluviere a văilor extracarpatice (adevărate câmpii piemontane în sens Martiniuc (1954) a avut un rol decisiv asupra morfologiei de suprafaţă, respectiv, detaşarea teraselor, morfologia albiei minore, formarea ostroavelor şi braţelor secundare, rata de migrare laterală etc. Dacă pentru multe dintre aceste forme şi procese fluviale de suprafaţă le putem identifica şi stabili cu destulă precizie rata de evoluţie (prin înregistrări directe, documente cartografice şi altele documentate de Heimsath & Ehlers, 2005), este mult mai dificil în ce priveşte datarea sedimentelor fluviale din albiile majore şi ritmul lor de regenerare. Practic, nu există o metodă capabilă să ofere datări precise pentru aluvionarul fundurilor de vale, dar se utilizează câteva cu mari şanse de succes. De exemplu, datarea cu 14C s-a utilizat pe baza resturilor vegetale sau artefactelor prinse în structurile sedimentare (problemele cu acest tip de metodă au fost dezbătute de Trumbore, 2000); luminiscenţa stimulată optic (amplu descrisă şi aplicată de Preoteasa, 2008; Perşoiu, 2010); utilizarea artefactelor istorice care oferă informaţii generale, dar valoroase dacă se corelează cu alte tipuri de datări (Perşoiu, 2010); analiza 210Pb care este capabilă să realizeze datări stratigrafice detaliate privind sedimentele recente (Noller, 2000); informaţia dendrocronologică oferită atât de arborii fosili prinşi în structuri sedimentare, dar şi a arborilor vii a căror tulpini sunt îngropate în aluviuni (Nanson şi Beach, 1977; Friedman et al., 2005). Investigaţiile geomorfologice în teren asupra râului Moldova ne-au atras atenţia asupra numeroaselor trunchiuri de arbori prinse în structurile sedimentare şi vizibile în malurile de eroziune ale albiei minore. Intrucât acest fenomen este abordat în literatura de specialitate şi utilizat în ecologia râurilor, în cuantificarea modificării spaţiale ale albiilor de râu (Lewin şi Macklin, 2003; Starkel et al. 2006, MacVicar et al., 2009; Perşoiu, 2010), ne-am propus să analizăm în ce măsură vârsta trunchiurilor fosile ar contribui la înţelegerea istoriei geomorfologice recente a fundului văii Moldovei. În acest context, structura abordării noastre are în vedere o prezentare a zonei de studiu, o descriere detaliată a metodei de lucru, o evaluare a paleomediului în Holocenul târziu pentru zona de studiu şi o interpretare a rezultatelor în corelaţie cu altele similare obţinute în condiţii fizico-geografice ale râurilor din România sau din Europa. Cercetări de acest tip în România sunt foarte puţine până în prezent. Un studiu a fost realizat în partea de sud a României, valea Teleorman, pe un sector de vale de aproximativ 5 km lungime în care s-au realizat 19 foraje de până la 3 m adâncime în şesul aluvial, terase fluviale şi conuri de dejecţie (Howard et al., 2004). Într-un foraj au fost identificate resturi de trunchiuri fosile la adâncimea de 2 m a căror datare cu radiocarbon a condus la vârsta de 12.880 ani BP, sugerând că albiile cu pat de pietriş au fost active în Tardiglaciar. Cel de-al doilea studiu a fost realizat în cadrul unei teze de doctorat asupra evoluţiei holocene a Râului Someşului Mic (Perşoiu, 2010). Materialele organice care au facut obiectul datării cu radiocarbon au fost fragmente lemnoase, trunchiuri fosile de stejar şi turbă, prelevate, fie din malurile râului, fie din deschideri artificiale din perimetrul luncii, cu vârste cuprinse între 10.680 – 10.220 cal BP şi 460 – 345 cal BP. De altfel, în lucrarea de faţă vom face dese raportări la aceste cercetări pentru a privi comparativ propriile noastre rezultate.

128

Fig. 6.2. Localizarea punctelor de recoltare a probelor pentru datări absolute și structura sedimentară a malurilor fosilifere.

Fig. 6.3. Carota de Quercus robur obţinută prin secţionare directă cu motofierăstrăul după ce a fost dezgropată din aluvionarul râului Moldovei, aval de podul Timişeşti. Trunchiul cu diametrul de 1 m s-a conservat foarte bine, motiv pentru care şi inele de creştere prezintă o bună vizualizare.

În capitolul 4 am prezentat pe larg metoda de recoltare și prelucrare a probelor de lemn fosil și prelucrarea lor pentru datări absolute și analize dendrocronologice. În această secțiune ne vom concentra asupra rezultatelor. Localizarea probelor în lungul

129 râului și structura aluviunilor deasupra trunchiurilor fosile este prezentată în fig. 6.2. Punctul fosilifer de la Timișești (fig. 6.3) a reprezentat cea mai bogată ”captură” de material lemnos fosil pentru datarea absolută. 6.3. Unele consideraţii privind evoluţia condiţiilor de paleomediu în Holocen cu privire specială asupra zonei de studiu În tabelul 6.1 au fost colectate siturile cu datările pe baza cărora s-au făcut estimări de paleomediu holocen în aria geografică cea mai apropiată de bazinul hidrografic al Moldovei. Cercetările din zona noastră de studiu au fost corelate şi cu cele din partea NVşi SV a României, dar şi cele mai recente concluzii obţinute pentru variabilitatea paleoclimatului din Holocen pentru Europa. Tabel 6.1. Datări absolute şi dendrocronologice în diverse sit-uri din Carpaţii şi Subcarpaţii Orientali şi zona extracarpatică (Chiriloaei et al., 2012) Sit Poiana Ştiol Putredu Tomnatec Bila Iezerul Călimani Parcul Naţional Călimani Crater Mohoş 1 Mohoş 2 Luci Bisoca Intorsura Buzăului Valea Moldovei între Molid şi Timişeşti Timişeşti

Altitudinea (m)

Tip material

Munţii Rodnei

1540

Turbărie

9220 - 2170

Tanţău, 2006

Munţii Rodnei

1550 1650 1500

Dendrocronologie pe molid

1793-2000 1822-2000 1769-2000

Popa , 2005

Munţii Călimani

1650

Turbărie

14800 - 1710

Farcaş et al., 1999

Munţii Călimani

1780-1860

Dendrocronologie pe Pinus cembra L

1163-2005

Popa & Kern, 2009

1050

Turbărie

9750 - 120

Tanţău et al., 2003

1050

Turbărie

8740 - 1090

Tanţău, 2006

1079

Turbărie

11850 - 2460

Tanţău, 2006

890

Turbărie

9680 - 300

Tanţău et al., 2009

1150

Dendrocronologie pe molid

1721 şi 2006

Sidor, 2009

Albia majoră a r. Moldova

527 - 261

Lemn în depozite aluviale

2060-1872

Acest studiu

Albia majoră a r. Moldova

261

Dendrocronologie pe Quercus robur

3340-3061

Acest studiu

Localizare

Munţii Harghita Munţii Harghita Munţii Harghita Subcarpaţii Buzăului Carpaţii de Curbură

Intervalul ani BP

Autor

După Younger Dryas (Tămaş et al., 2005, Feurdean et al., 2008), climatul din NV României a cunoscut o rapidă, dar şi fluctuantă încălzire. Pe baza analizelor de polen Feurdean et al. (2008) a calculat o creştere de ~7C în temperatura medie anuală, mai ales datorită unei puternice creşteri a MAC (15C) şi mai puţin datorită unei creşteri a and to MTW (2C). Pentru aceeaşi perioadă de tranziţie, Tămaş et al. (2005) a documentat o

130 creştere a umidităţii solului. Creşterea umidităţii solului ar putea fi legată de o creştere a cantităţilor de precipitaţii, care oricum era relativ mică (~700 mm/yr), probabil datorită condiţiilor date de specificul climatului continental (Feurdean et al., 2008).

Fig. 6.4. Caracteristicile generale ale climatului din Holocenul mediu şi târziu, deduse pentru Carpaţii Orientali şi NV României (Chiriloaei et al., 2012): 1, Popa & Kern (2009); 2, Lamb (1995); 3, Feurdean et al.(2009); 4, Bodnariuc et al. (2002); 5, Feurdean et al. (2007); 6, Feurdean (2005); 7, Bjorkmn et al. (2002); Feurdean et al (2007).

După această creştere rapidă, temperaturile medii anuale de vară au crescut gradual până în mid-Holocene, atingând un maximum în 6-5.5 ka BP în NV României (Tămaş et al., 2005, Perşoiu et al., in prep.) şi 3-5 ka BP în SV României (Constantin et al., 2007). Dimpotrivă, Feurdean et al. (2008), bazat pe analizele de polen, a găsit un maximum maximum Holocene MAT şi MTC în Holocenul Timpuriu (8.3-10 ka BP) şi un maximum MTW în jurul anilor 5.5 ka BP, în concordanţă cu datele din Europa Centrală (Davis et al., 2003) şi de Nord (Seppä şi Poska, 2004). Noi considerăm că temperatura aerului, vara a atins maximul în jurul anilor 6.5-5 ka BP (mid-Holocene Climatic Optimum. După acest maximum, MAT şi MTW au scăzut, cel mai pregnant după 3 ka BP (Constantin et al., 2007, Perşoiu et al., in prep.), atingând un minim după circa 0.5 ka BP, în timpul mici ere glaciare (LIA). Oricum, Feurdean et al. (2008) au demonstrat că

131 doar MTW a scăzut în timpul acestei perioade. Este posibil ca aceste descoperiri divergente să fie datorate unei reconstituiri mai puţin robuste a temperaturilor de iarnă bazate pe analizele de polen. În timpul ultimilor 2000 ani, au fost înregistrate o serie de variaţii multi-seculare ale temperaturii de vară, pe baza izotopilor stabili (Perşoiu et al., in prep.), inele de creştere ale arborilor (Popa şi Kern, 2009), şi date de polen (Perşoiu and Pazdur, 2011, Feurdean et al., in press). Astfel, Perioada Romană Caldă (mai caldă şi mai stabilă) (2-1.6 ka BP) a fost urmată de Dark Ages Cold Period (1.6-1.1 ka BP) şi de Perioada Medievală Caldă (1.1-0.7 ka BP), amândouă relativ stabile; şi o Mică Epocă Glaciară mai rece şi mai instabilă(0.7-0.1 ka BP). Suprapuse peste acest trend climatic general, o s-a înregistrat o serie rapidă de evenimente de răcire (Tămaş et al., 2005, Constantin et al., 2007, Perşoiu et al., in prep.), cele mai notabile în jurul nailor: 9.5 ka, 8.2 ka, 7.9 ka, 6 ka, 4.2 ka, 3.2 ka and 0.9 ka. În fig. 6.4 au fost alese pentru detaliere perioadele reci şi umede de cele calde şi uscate (aşa cum au fost deduse, în special, din analizele privind istoria vegetaţiei) ce caracterizează perioada Subatlantic şi o mică parte din Subboreal şi care acoperă un interval de peste 3000 ani BP. Observaţia care iese în evidenţă din primul moment se află în legătură cu alternanţa fazelor de deteriorare climatică cu cele de îmbunătăţire termică, cu menţiunea că primele au fost dominante în Subatlantic. Astfel, expansiunea stejarului la altitudini medii acum 3000 - 3200 ani BP este un indicator al ameliorării termice, concomitent şi cu o reducere a cantităţii de precipitaţii. De regulă, asemenea faze mai uscate şi calde sunt propice unei activităţi fluviale pe adâncime, albiile se îngustează, devin unitare şi se pot detaşa frunţi de terasă (Donisă, 1968; Daniels & Knox, 2005). O perioadă umedă şi rece este atribuită Epocii timpurii a fierului când pădurea de fag se impune la altitudini medii în dauna stejarului, activitatea râurilor fiind una de aluviere (Starkel et al., 2006). În perioada romană caldă (aproximativ intervalul 150 - 350 AD) s-a observat un declin al bradului în sectorul montan (Feurdean et al., 2009), după care a avut loc una dintre cele mai puternice activităţi erozionale în perioada migraţiilor (Perşoiu, 2010; Notebaert & Verstraeten, 2010) pe fondul unui climat mai rece şi umed. Perioada medievală caldă este una destul de lungă (intervalul 700 - 1100 AD) şi s-a caracterizat prin temperaturii medii anuale mai ridicate cu cca 1-2°C, precipitaţii reduse, ierni blânde şi ploioase, veri secetoase (Lamb, 1995). După acest interval se instalează un climat rece în jurul anului 1300 AD care declanşează aşa numita perioadă a Micii Glaciaţii şi ţine până în jur de 1880. Pe fondul acesta de răcire, în Călimani, Popa şi Kern (2009) fac dovada unor faze scurte de creştere a temperaturilor de vară. Pe de altă parte, în mod cu totul deosebit au identificat anii 1818 - 1820 ca fiind cu -2,390C mai reci în lunile de vară decât media de referinţă (1961-1990). Odată cu sfârşitul Micii Ere Glaciare, clima a intrat într-un proces rapid de încălzire, accelerată după 1900 (şi în special după 1975), care se continuă şi în prezent. 6.4. Rezultate Vârstele absolute ale celor 6 trunchiuri fosile, la care se adaugă localizarea (Fig. 6.2), esenţa lemnului fosil, natura materialelor sedimentare şi adâncimea de la care au fost recoltate, sunt redate în Tabelul 6.2.

132 Tabel 6.2. Vârstele absolute ale trunchiurilor fosile recoltate în lungul râului Moldova (Chiriloaei et al., 2012) Nr. Esenţa Localizare No. Lab. lemnului fosil

Tip de Adâncimea sediment (m)

Vârsta (BP)

Vârsta calibrată 14C în ecartul 68. %

Vârsta calibrată 14C în ecartul 94.5%

1

Mold Fag 953

Molid

Pietrişuri

2

875 ± 35

1050 - 1080 cal. AD (13.2%) 1150 - 1220 cal. AD (55.0%)

910 - 840 cal. BP (26.0%) 835 – 725 cal BP (68.2%)

2

Mold Fag 915

pod aval Gura Humorului

Pietrişuri

3

1150 ± 45

780 - 790 cal. AD (2.0%) 815 - 845 cal. AD (12.3%) 855 - 905 cal. AD (23.8%) 910 - 970 cal. AD (30.1%)

1178 – 960 cal. BP (95.4 %)

3

Mold Plop 933

Pod Slatina

Pietrişuri

3,5

650 ± 45

1285 - 1320 cal. AD (31.7%) 1350 - 1390 cal. AD (36.5%)

674 – 550 cal. BP (95.4%)

4

Mold Plop 922

Vadu Moldovei

Pietrişuri

2

380 ± 45

1445 - 1525 cal. AD (48.4%) 1575 - 1585 cal. AD (2.1%) 1590 - 1620 cal. AD (17.8%)

510 – 315 cal BP (95.4%)

5

Mold Stejar 943

Pietrişuri

3

2995 ± 45

6

Mold Stejar 912

Pietrişuri

3

2005 ± 40

Timişeşti aval pod şosea Timişeşti, aval pod şosea

1315 - 1190 cal. BC (56.4%) 1180 - 1155 cal. BC (6.6%) 3340 – 3061 cal. BP (93.8% 1145 - 1130 cal. BC (5.2%) 50 call. BC - 30 cal. AD (59.2%) 2060 – 1872 cal. BP (94.4%) 35 - 55 cal. AD (9.0%)

Prezentarea rezultatelor implică o descriere detaliată a fiecărei secţiuni transversale de albie majoră. În construirea profilelor geomorfologice s-au folosit ortofotoplanuri, scara 1:5000, ediţia 2006. Tipul şi grosimea depozitelor sunt reprezentate pe baza forajelor hidrogeologice realizate în perioada 1960-1970 (Cădere et al., 1967; Amăriucări, 2000). 6.4.1.Secţiunea Molid (fig. 6.5). Descriere Valea râului Moldova în această secţiune este asimetrică, versantul stâng fiind cel care prezintă o succesiune de mai multe terase. În această secţiune nu există foraje cu date publicate privind grosimea aluvionarului, de aceea pe diagramă a fost ilustrată o grosime ipotetică. De altfel, albia râului Moldova în zona montană (unde se află şi secţiunea Molid) prezintă deseori roca la zi, de unde concluzia ca materialul aluvionar este relativ subţire. Din compararea poziţiilor succesive ale albiei pe hărţile topografice ediţia 1980 şi ortofotoplanurile realizate în anul 2006, reiese că în secţiunea Molid eroziunea laterală este cuprinsă între 2,8 m şi 45 m. Aproximativ în acelaşi interval de timp, albia minoră propriu zisă (poziţia talvegului) a migrat spre malul drept, cu o adâncire medie de 1,1 m (cifra a fost apreciată pe baza măsurătorilor la postul hidrometric Prisaca Dornei situat la 15 km amonte de secţiunea Molid). În plus, apele mari din 2006, 2008 au determinat intense procese de modificare a secţiunii transversale a albiei de râu, atât prin adâncire, cât şi prin puternice eroziuni laterale. Erodarea după 2008 a terasei de lunca de 2 m a dus la dezvelirea, în baza sa, a unui trunchi fosil de Fagus silvatic, cu diametrul de 40 cm,

133 datat la 835 - 725 ani BP (aproximativ 1100-1200 AD) (Mold 953, Tabel 6.2). Terasa de luncă este alcătuită în bază din pietrişuri fluviale grosiere (depozite de fund de albie), de acelaşi calibru ca cele prezente în albia minoră (D50: 69 mm), peste care se suprapune un strat de 25 – 30 cm de material fin, nisipos, cu resturi organice (depozite de viitură).

Fig. 6.5. Profil geomorfologic al văii râului Moldova în zona Molid (Mold 953) (Chiriloaei et al., 2012)

Interpretare Vârsta trunchiului fosil plasează durata de viaţă a arborelui în Perioada Medievală Caldă (Fig. 6.4). În ceea ce priveşte momentul doborârii sale, nu este exclus să se plaseze în partea de debut a Micii Ere Glaciare, caracterizată prin accentuarea activităţii fluviale, comparativ cu perioada anterioară (van der Leeuw et al., 2005; Kalicki et al., 2008). Nu putem să apreciem dacă trunchiul respectiv a ajuns în poziţia actuală datorită unei eventuale remanieri.Valea îngustă în acest sector montan nu a permis formarea de complexe sedimentare evoluate; în fruntea terasei recent erodate sunt distincte două corpuri sedimentare, pietrişuri de acelaşi calibru ca în patul actual de albie (de acreţie laterală) şi o pânză de aproximativ 50 cm de nisipuri cu materiale biogene de viitură (de acreţie verticală) (fig. 6.3). Dispunerea trunchiului fosil în baza terasei de 1- 2 m sugerează că această unitate de relief are o vârstă de peste 700 de ani. În prezent, terasa se dezvoltă pe o lăţime de 64 m pe malul stâng, la care se adaugă 24 m erodaţi în perioada 1980-2006. Din aceste valori se poate deduce că lăţimea iniţială a podului ei putea să fi depăşit 100 m.

134 6.4.2. Secţiunea aval Gura Humorului (fig. 6.6). Descriere Această secţiune este situată la ieşirea râului Moldova din zona montană, drept pentru care şesul aluvial are o lăţime de peste 1,5 km. Pe suprafaţa lui au fost cartografiate o succesiune de terase de luncă de 1 - 2 m şi 2 - 5 m altitudine relativă, cât şi urmele clare ale unei paleoalbii. Începând din această zonă dispunem de mai multe foraje hidrogeologice, astfel că putem avea informaţii şi asupra grosimii aluvionarului, nu numai asupra desfăşurării sale orizontale. Astfel, pânza de pietrişuri se desfăşoară pe o lăţime de 1200 m şi o adâncime de aproape 5 m. Structura aluvionarului indică faze de acumulare şi de sculptare a teraselor de luncă şi paleoalbiilor, de unde concluzia unui activ fenomen de avulsie specifice depunerilor piemontane. În ultimile trei decenii albia minoră a râului Moldova la Gura Humorului a înregistrat o adâncire continuă de 1,4 m, concomitent cu o îngustare cu 41 m a albiei. Acest proces fluvial a făcut posibilă decopertarea mai multor trunchiuri de arbori în aluvionarul recent de sub terasa de 2 - 5 m. Terasa de 1-2 m (care este detaşată din cea de 2 - 5 m) este alcătuită în bază din pietrişuri cu diametre medii între 32 – 64 mm, peste care se suprapune un strat de material nisipos cu filamente de silt de 110 cm grosime în facies de inundaţie (fig. 6.4). Unul dintre trunchiurile fosile de Fagus silvatica, cu diametrul de 30 cm, recoltat din baza masei de pietrişuri, are vârsta de 1178-960 BP (cca. 950 AD) (Mold 915, Tabel 6.2).

Fig. 6.6. Profil geomorfologic al văii r. Moldova în zona aval Gura Humorului (Mold 915) (Chiriloaei et al., 2012)

135 Interpretare Apartenenţa trunchiului fosil la masa sedimentară grosieră de fund de albie din componenţa terasei de 2 m şi vârsta sa absolută sugerează că funcţionarea paleoalbiei respective a avut loc aproximativ în aceeaşi perioadă cu cea intersectată în secţiunea Molid, mai exact în Perioada Medievală Caldă. Spre deosebire de situaţia din amonte, în această secţiune, la ieşirea din aria montană, valea se lărgeştese şi materialul aluvionar a avut posibilitatea să se disipeze prin intermediul procesului de avulzie. Prin acest ultim proces s-a format o albie secundară care a fost activă la un moment dat (fig. 6.6). De altfel, şi forajele indică o morfologie de fund de vale aproximativ asemănătoare cu cea de suprafaţă. De aici putem deduce observaţia că râul Moldova şi-a păstrat maniera de a-şi schimba deseori cursul în acest sector încă din faza de incizie a văii. Structura sedimentară a deschiderii în T 1 - 2 m arată şi în acest caz acţiunea celor două tipuri de procese (acreţia laterală în cazul pietrişurilor) şi cea verticală (în cazul materialelor nisipoase cu filamente de silt sau nisip fin). Aceste din urmă depozite fac corp comun cu cele de pe terasa de 5 m, dar nu a fost posibilă identificarea unei diferenţieri de sedimentare distinctă. În concluzie, putem avansa ideea ca materialul aluvionar situat deasupra trunchiului fosil (fig. 6.4) a fost acumulat prin procese fluviale specifice într-o perioadă de circa 1000 de ani. 6.4.3.Secţiunile Slatina şi Vadu Moldovei (fig. 6.7 şi 6.88). Descriere În dreptul localităţii Slatina, aluvionarul Moldovei creşte considerabil în grosime (peste 15 m), dar şi desfăşurarea areală atinge aproape 2 km şi chiar 4 km la Vadu Moldovei. Dacă ne referim doar la terasa de 1 - 2 m, aceasta are o extindere areală de 600 - 1000 m şi o grosime maximă de 2 - 2,5 m. Tendinţa de îngustare a albiei minore între 1980 şi 2006 s-a manifestat şi în aceste secţiuni asociată cu o adâncire estimată la -1,5 m (în apropierea imediată a acestor secţiuni nu există post hidrometric, dar putem presupune care este tendinţa pe baza măsurătorilor din amonte şi aval). Astfel, a fost posibilă dezvelirea, în baza terasei de 1 - 2 m, a mai multor trunchiuri de arbori (fig. 6.4). Fragmente de Populus au fost datate 14C la 1275-1400 AD (Mold 933, Tabel 6.2) şi 1440 - 1635 AD ( Mold 922, Tabel 6.2). Materialul de albie în aceste secţiuni este grosier (D50 = 32 - 75 mm), atât în albia actuală, cât şi în deschiderea din fruntea terasei. Masa de pietrişuri ce compune corpul terasei de 1 - 2 m (ce se continuă cu T 3 - 5 m) şi în care se adânceşte în prezent albia minoră a Moldovei are o extindere areală de 600 - 1000 m şi o grosime maximă de 2 - 2,5 m. Structura sedimentară nu indică depozite de inundaţie foarte distincte, decât două orizonturi centimetrice de nisipuri, de unde observaţia că acreţia laterală a fost procesul de albie dominant în construcţia acestui depozit. Cei 3,5 m de pietrişuri (fig. 6.2) situaţi deasupra trunchiurilor de plop fosil s-au depus în jurul anului 1350 (sau 670 BP). La Vadu Moldovei, Mold 922 (fig. 6.8), structura sedimentară (fig. 6.2) arată un stoc de pietrişuri de 2 m grosime desupra trunghiului fosil. Şi în acest caz sunt puţin evidenţiate depozitele de inundaţie (overbank). Vârsta acestui depozit este de 470 ani BP.

136

Fig. 6.7. Profil geomorfologic al văii r. Moldova în zona pod Slatina (Mold 933) (Chiriloaei et al., 2012)

Interpretare Vârsta trunchiurilor fosile din cele două puncte surprind funcţionarea unor albii în poziţiile respective, în plină epocă a Micii Ere Glaciare. Răcirea climei şi creşterea cantităţilor de precipitaţii peste tot în zona Europei (Macklin et al., 2006) au favorizat instituirea unei perioade de creştere a depunerii aluviunilor pe văile râurilor, însoţite de numeroase trunchiuri de arbori. Cel puţin pentru râurile din Polonia, Starkel et al (2007) au raportat frecvente incidenţe de acest tip. Astfel, odată cu buștenii s-au depus peste 5000 m3/m de sedimente formate din pietrișuri și bolovănișuri în secțiunile Slatina – Vadu Moldovei. Anterior acestei faze, respectiv, anului 1350AD, climatul a fost mai cald şi cu mai puţine precipitaţii (numită şi Perioadă Medievală Caldă) favorabilă sculptării patului paleoalbiei şi care coincide în cazul secțiunilor studiate (fig. 6.7, 6.8) cu demarcaţia dată de poziţia trunchiurilor fosile. În prezent, albia Moldovei se află în plin proces de adâncire şi îngustare, datele pentru cele două secţiuni în discuție arată cele mai mari îngustări (de 179 m în ultimii 26 de ani) din tot lungul râului (tabel 6.3).

137

Fig. 6.8. Profil geomorfologic al văii r. Moldova în zona Vadu Moldovei (Mold 922). (Chiriloaei et al., 2012)

6.4.4.Secţiunea Timişeşti (fig. 6.9) Descriere La Timișești, similar situaţiilor din amonte, pe parcursul ultimilor 30 de ani, albia Moldovei s-a îngustata (cu 119 m) şi s-a adâncit (cu peste 1 m). Eroziunea laterală din malul drept al râului Moldova a adus la zi aluviuni din componenţa terasei de luncă de 13 m, cu D50 cuprins între 20 şi 36 mm, asemănătoare cu cele prezente în patul albiei. În aceste materiale fluviale grosiere (depozite de fund de albie) sunt cantonate numeroase trunchiuri de stejar de mari dimensiuni (cca 1 m în diametru, fig. 6.2), bine conservate. Vârsta celui mai vechi exemplar de stejar (Mold 943, Tabel 6.2) din specia Quercus robur a fost stabilită la 3200 ani BP. Cel de-al doilea exemplar de stejar a fost probat dintr-un sit situat avale 200 m de primul, iar vârsta acestuia a fost stabilită la 2000 ani BP. Interpretare Vârsta absolută a trunchiurilor de stejar plasează arborii îngropaţi în plin optim climatic (cf. diagramei Stuiver şi Braziunas, 1993), caracterizat însă şi prin faze reci şi umede, ale Epocii Fierului sau anterior Perioadei Romane Calde. Observaţiile dendrocronologice confirmă aceste condiţii climatice generale: arborele studiat s-a dezvoltat în condiţii favorabile, cu temperaturi ridicate şi precipitatii reduse in jurul perioadei 1100 BC (3100

138 BP) (indicate astfel şi pe diagramele variabilităţii climatice Stuiver, Braziunas, 1993 sau Perşoiu, 2011).

Fig. 6.9. Profil geomorfologic al văii r. Moldova în zona Timişeşti (Mold 943, 912) (Chiriloaei et al., 2012)

Ulterior, acești arbori au ajuns să pardosească baza aluvionarului de 1 – 3 m, probabil în urma unor activități fluviale excepționale după 850 BC (2850 BP), de altfel, bine marcate pe diagramele variabilității climatice mai sus citate. Structura sedimentară a terasei de 1 – 3 m are o lățime de aproape 800 m și o grosime maximă de 5 m în care au fost sculptate fruntea terasei și toată morfologia actuală a albiei minore cu trei braţe principale, cu ostroave mediane şi laterale. Recoltarea în bune condiţiuni a carotei de stejar (fig. 6.3) a permis o abordare şi din perspectiva dendrocronologiei. Proba de lemn fosil provine din partea inferioară a trunchiului (fig. 6.10). Prelucrarea şi măsurarea lăţimii inelelor anuale s-a realizat urmând procedurile dendrocronologice clasice (Popa, 2004; Speer, 2010). Lungimea seriei de creştere este de 195 de ani având o lăţime medie a inelelor anuale de 2,27±1,14 mm. Sensibilitatea medie a seriei este de 0,28 cu o autocorelaţie de ordinul I semnificativă statistic de 0,76. Dinamica lăţimii inelului anual relevă o perioadă cu creştere activă în primele două decenii de viaţă, urmată de o descreştere semnificativă între 1170 şi 1115 BC. Seria de indici de creştere reziduali, obţinută după eliminare semnalului indus de vârstă şi factori de competiţiei specifici ecosistemelor forestiere, relevă următorii ani eveniment negativi: 1172, 1096, 1212, 1083, 1124.

139

Fig. 6.10. Seria inelelor de creştere ale arborelui de Querqus robur, Timişeşti, baza terasei 1- 3, lunca Moldovei. (Chiriloaei et al., 2012)

Ritmul de creştere s-a schimbat brusc în perioada 1174 BC (3,1 mm) şi 1172 BC (0,96 mm). Scăderea lăţimii inelului anual de circa 3 ori este determinată, cel mai probabil, de o modificare radicală a mediului de viaţă. Această schimbare a condiţiilor de mediu se menţine pe parcursul a două decenii (1130 BC) fiind urmată de o ameliorare a acestora, reflectată de creşterea progresivă a lăţimii inelului anual. Pentru confirmarea acestei ipoteze este necesară creşterea numărului de probe din zona şi perioada respectivă, pentru a stabili dacă factorul perturbator limitativ este cu acţiune individuală (ex. rupere de coronament) sau colectivă. Dar nu putem să nu marcăm faptul că cei 195 de ani de viață ai stejarului de la Timișești a surprins exact schimbarea climatică din jurul anului 1100 BC (3100 BP) care face trecerea de la optimul climatic anterior la perioada umedă și rece a Epocii fierului (indicată de astfel şi pe diagramele variabilităţii climatice Stuiver, Braziunas, 1993 sau Perşoiu, 2011). 6.5. Discuţii Pentru discutarea rezultatelor acestor analize avem în atenție două aspecte: (a) corelația activităților fluviale din valea Moldovei cu cele descrise în alte situații privind văile din România și, (b) evaluarea ratelor proceselor fluviale în diferite momente ale evoluției istorice a văii râului Moldova. Figura 6.11 ilustrează perioadele de sincronizare ale activității fluviale din valea râului Moldova cu alte sisteme fluviale din România, studiate pe bază de înregistrări absolute (Howard et al., 2004; Perşoiu, 2010). Perioada asupra căreia ne-am concentrat este cea de 3000 – 3200 ani, legată de cea mai veche datare absolută pentru activitatea fluvială din valea Moldovei. În aceeași perioadă, la Someșu Mic, au fost demonstrate

140 câteva momente cheie în activitatea fluvială și anume: 2500 ani BP, secolele VVIII(perioada migrațiilor), IX-XV (perioada medievală caldă), XVI – XIX (Mica Eră Glaciară) (Perşoiu, 2010). Ele coincid cu evenimente hidrologice majore, capabile de sedimentări masive de materiale aluviale grosiere și de overbank, modificări de albii, avulzii ș.a.

Fig.6.11. Corelaţia activităţii fluviale în valea râului Moldova cu alte înregistrări fluviale din România(Chiriloaei et al., 2012). Sursele acestor informaţii sunt Feier (2010), Howard et al. (2004). Variaţia 14C atmosferic este preluată din Stuiver şi Braziunas, 1993, cit. van der Leeuw et al., 2005.

În partea de sud a României, în valea Teleormanului, în perioada care ne interesează pe noi au fost documentate prin dovezi sedimentologice și de 14C (Howard et al., 2004) următoarele momente de activitate fluvială (frecvența viiturilor corelată cu rate mari de sedimentare aluvială): 3300 – 2800 BP, 1000 BP (cand valea Teleormanului a fost supusă procesului de agradare), separate de faze de incizie. Autorii nu au pus accent foarte mare pe schimbările din perioada Micii Glaciațiuni, doar au semnalat ușoare aluvieri nisipoase și meandrare liberă (fig. 6.11).

141 În acest context al comportării râurilor de pe teritoriul României (cele care dispun de studii pe bază de datări absolute), ne-am preocupat să identificăm pe scara timpului și situațiile deduse din studiul de față pentru valea râului Moldova. Astfel, putem separa următoarele faze de activitate fluvială crescută, materializată prin agradarea fundului de vale, și anume: 3100 ani BP, 2000 ani BP, 800-1000 ani BP, 500 – 700 ani BP. Corelat cu variabilitatea climatică reprezentată prin curba 14C atmosferic (Stuiver şi Braziunas, 1993, cit. van der Leeuw et al., 2005), observăm că fazele de agradare identificate pentru albia râului Moldova coincind cu perioadele mai umede și reci, cele care au fost favorabile unor viituri excepționale în lungul râului. Perioada Micii Ere Glaciare (cca. 1300-1850 A.D.) iese în evidență în mod deosebit și pentru activitatea fluvială a râului Moldova. Această epocă este caracterizată în Europa (Macklin şi Lewin, 1997) ca având cele mai clare manifestări ale climatului de pe tot parcursul Holocenului, în controlul sistemelor fluviale prin frecvenţa de apariţie a inundaţiilor în alternanţă cu perioade secetoase. Se acceptă pe scară largă ideea că în acest interval râurile s-au ajustat prin îndreptare şi lărgire a albiei, la care se adaugă o susceptibilitate mai mare la avulsii şi o tendinţă de agradare verticală a fundului văii (favorizată şi de practicile agricole, sursă importantă de material solid, Lamb, 1995). Table 6.3. Procesele fluviale şi volumele de materiale aluviale erodate, la scară istorică (între 1980 – 2006), în comparaţie cu volumele de materiale acumulate şi ratele de sedimentare ale luncii , în cele 6 secţiuni studiate (Holocenul Târziu) (Chiriloaei et al., 2012).

Secțiunea

0 Molid (83 km) Gura Humor (110 km Slatina (118 km) Praxia (146 km) Timişeşti 163 km) Timișești

Eroziunea laterală, Ce, m 1980 2006 1 2,8 45

Incizia albiei (Ci, m) 2 -1.1 (1975 2003) -1.4 (19802006)

-1.5 (19802003)

Ingustarea albiei (Cn, m) 1980 2006 3

Volumul total de sedimente erodate (Ve, m3/m) 4

Rata de îngustare a albiei (Ri, m3/m/an) 5

Volumul total de sedimente acumulate (Va, m3/m) 6

Rata de sedimentare a luncii (Sr, m3/m/an)

Rata de sedimentare a luncii (Sr, mm/an)

7

8

83

3.19

300

0.38

1.28

41

57

2.21

2400

2.25

1.87

179

197

7.57

2400

3.92

4.08

180

269

10.35

5500

13.35

6.07

116

174

6.69

4800

1.50

0.94

116

174

6.69

1600

0.81

1.53

Dacă ne însușim această logică, ar trebui să presupunem că fazele de climat mai cald și uscat au fost favorabile inciziei și sculptării de albii minore, respectiv, detașării de frunți de terase. Fazele de incizie sunt greu de identificat și de datat în cadrul istoriei holocene a albiilor de râu. În schimb, măsurătorile directe realizate pe numeroase râuri în Europa (pentru ultimii 200 ani, Liebault & Piegay, 2002; Rinaldi, 2003; Surian et al.,

142 2009), inclusiv România (Rădoane et al., 2010, Perșoiu & Rădoane, 2011) au indicat în mod foarte clar tendința globală de incizie și îngustare a albiilor minore, mai ales după 1945. Factorii ce contribuie la acest fenomen sunt dați de fenomenul de încălzire globală (creșterea temperaturii aerului și reducerea scurgerii) și de intervențiile antropice directe. Volumele de sedimente dispuse peste trunchiurile de arbori datați cu radiocarbon au fost cubate și folosite apoi pentru a calcula rata de sedimentare a fundului văii Moldova. Valorile obținute (tabel 6.3) sunt comparabile cu cele înregistrate în cazul diferitelor râuri și văi din Europa pentru perioada Holocenului (de exemplu, pentru ultimii 3000 ani în cazul văii Rinului și afluenții săi au fost determinate rate de sedimentare cuprinse între 1 mm/an și 8 mm/an, cf Hoffman et al., 2009). În cazul văii Moldovei s-a atins valoarea de 6 mm/an la 120 - 130 km de la obârșia râului, sectorul care coincide cu acumularea celui mai mare con aluvial extracarpatic. Acesta este gazda uneia din cele mai importante resurse de ape subterane, dar și sursa unora dintre cele mai intense zone de exploatare a balastului. În secțiunile de datare absolută ne-a preocupat să identificăm care este și rata proceselor actuale. Pentru aceasta am folosit harți și aerofotograme succesive (1980 și 2006) pe baza cărora am constatat o îngustare importantă a albiei minore la albii pline (tabel 6.3). Surprinzător, valorile obținute au aproximativ același calibru cu cele privind rata de sedimentare, dar timpul de raportare diferă enorm. Nu dorim să facem prea multe speculații, este nevoie de o bază de date mult mai voluminoasă pentru a extrage o concluzie în acest sens. Dar rămâne suprinderea faptului că viteza cu care se produce în prezent îndepărtarea materialului aluvionar al Moldovei este aproape la fel de mare cu rata multimilenară de acumulare a acestui depozit atât de util economiei. Sectorul de vale de la km 120-130 față de obârșie care a avut cea mai mare rată de sedimentare în ultimii 3000 ani, înregistrează în prezent cea mai dinamică îngustare și adâncire a albiei de râu. Probabil factorul uman are un rol important în această accelerare a proceselor actuale. Dar comportarea actuală a albiei râului Moldova face obiectul unui alt studiu care va oferi răspunsuri la numeroase întrebări. 6.6.Concluzii Extinderea areală și mai ales în pronfunzime a depozitelor aluviale ale râului Moldova în sectorul extracarpatic a suscitat un viu interes sub aspectul timpului și ratelor de sedimentare, a succesiunii mecanismelor fluviale de-a lungul perioadei holocene. Datarea cu 14C a probelor din trunchiuri de bușteni fosili în baza celor mai recente de terase de luncă (de 1-2 m și 2-3 m) a permis ca în șase secțiuni transversale ale văii Moldovei (pentru care am dispus și de foraje hidrogeologice) să putem evalua istoria activităților fluviale pentru ultimii 3000 de ani. Au fost separate următoarele faze de activitate fluvială crescută, materializată prin agradarea fundului de vale, și anume: 3100 ani BP, 2000 ani BP, 800-1000 ani BP, 500 – 700 ani BP. Corelat cu variabilitatea climatică, fazele de agradare identificate pentru albia râului Moldova coincind cu perioadele mai umede și reci, cele care au fost favorabile unor viituri excepționale în lungul râului. Perioada Micii Ere Glaciare (cca. 1300-1850 A.D.) iese în evidență în mod deosebit și pentru activitatea fluvială a râului Moldova în ultima parte a Holocenului. Climatul mai cald, cu precipitații mai reduse și, in consecință, și scurgerea diminuată în albiile de râu, instituit începând cu secolul al XIX-lea, a determinat o

143 activitate fluvială dominată de incizie și îngustare, mai ales după 1945 (pe lângă climat, intervențiile umane au aproape aceeași pondere). Astfel, ratele de sedimentare ale fundului văii Moldova pentru ultimii 3000 ani au variat între 1 și 6 mm/an. Comparativ, ratele de incizie pentru ultimii 30 de ani ale râului Moldova în propriile aluviuni au variat între 0,3 mm/an și 4 mm/an, o activitate extrem de accelerată a proceselor actuale care reprezintă o alertă pentru resursa de agregate minerale ale văii și gazdă pentru una dintre cele mai bogate resurse de ape subterane din România.

144

CAPITOLUL VII MODEL DE EVOLUŢIE A ALBIEI În condiţii naturale, comportamentul unui râu este influenţat de numeroși factori de control între care: scurgere lichidă şi solidă, condiţii geologice, aportul afluenţilor, morfologia văii, vegetaţia riverană etc. o astfel de evoluţie normală poate fi perturbată de evenimente cu caracter disturbator, cum ar fi inundaţiile atunci când sunt depăşite anumite praguri care determină schimbări (spre exemplu inundarea albiei majore şi reactivarea unor vechi braţe, autocaptări, procese de avulzie etc). Modificările albiilor de râu la nivelul timpului istoric sunt determinate, în opinia mai multor autori, de cauze climatice și cauze antropice. Unii autori consideră că intervenţiile umane ar fi cauza principală (Castaglioni şi Pellegrini, 1981, Petts et al., 1989, Lajczak, 1995, Castaldini şi Piacente, 1995, Bravard et al., 1997, Winterbottom, 2000). Alți autori (Macklin şi Lewin, 1989, Rumsby şi Macklin, 1994) au demonstrat că variaţia schimbărilor climatice a controlat ajustările verticale şi orizontale ale albiilor de râu. Rinaldi (2003) consideră că este foarte greu să distingem între controlul antropic şi cel natural în cadrul unui sistem fluvial. Unele faze de incizie coincid cu faze efervescente de exploatare a agregatelor minerale, dar altele nu; indiferent dacă se extrage sau nu material din albia râului, aceasta continuă să se adâncească alteori nu: de ce? Rămâne o întrebare deschisă. În general, îngustarea este considerată o consecinţă directă a inciziei, dar şi a dezvoltării vegetaţiei ripariene (Bravard et al., 1999, Comiti et al., 2011). Vegetaţia are un rol important în îngustarea albiei, determinând reducerea bugetului de sedimente şi un grad mai mare de stabilitate a malurilor (Schumm şi Lichty, 1963, Friedman et al., 1996, Rinaldi, 2003, Comiti et al., 2011). Acest tip de evoluţie ar putea duce, într-un final, la o autorecuperare a albiei, ţinând cont de modul în care se manifestă energia mare a râului (fiind o albie îngustă şi adâncită, râul posedă o energie mare); dar aceasta este doar o speculaţie (Bravard et al., 1999. Rinaldi, 2003). În urma aplicării setului de analize de care dispunem, pe parcursul capitolelor anterioare, un lucru este cert: în ultimul secol, râul Moldova a suferit un proces continuu de incizie şi îngustare a albiei. Restrângerea albiei a înregistrat o medie de 76% pentru ultimii 100 ani (pentru cei 110 km de râu consideraţi în acest studiu), iar adâncirea a prezentat valori cuprinse între 1,5 m (la ieşirea râului din aria montană) şi 3 m (în apropierea confluenţei cu râul Siret). Modelele de evoluţie propuse de Rinaldi (2003), Surian şi Rinaldi (2003, 2004), Comiti et al. (2011) pentru râurile din Italia şi analiza detaliată efectuată ne-au permis şi inspirat în conturarea unuia asemănător pentru râul Moldova (fig. 7.1 ). În consecinţă, a fost elaborată o schemă de evoluţie bazată pe morfologia iniţială a albiei şi modificările ulterioare. Sunt descrise diferite stiluri de ajustare: de la împletire au evoluat spre wandering sau stilul sinuos cu bare alternante, sau de la wandering au evoluat spre meandrare sau chiar sinuos.

Fig. 7.1. Schemă de evoluţie a principalelor modificări ale albiei râului Moldova, în plan orizontal, ca rezultat al inciziei şi evoluţiei morfologiei iniţiale

146

Pentru albia râului Moldova sunt identificate două tipuri majore de ajustare: un prim stil de ajustare legat de incizia pe verticală a albiei şi un al doilea tip legat de îngustarea în plan orizontal a albiei, într-o restrângere a albiei. Rezultatele evoluţiei (în plan vertical şi orizontal) sunt sumarizate în figura 7.1, dar ea se focusează pe schimbările planimetrice ale albiei. Pentru a putea surprinde şi mai bine schimbările verticale ar trebui să întocmim o schemă diferită de evoluţie care să surprindă acest aspect. În zona Prisaca Dornei (partea montană a râului) albia este în general, unitară, cu grad şi indice mari de constrângere, prezentând uşoare accente de agradare (practic este singura secţiune din lungul râului unde se înregistrează agradare). Datorită gradului şi indicelui mare de constrângere mobilitatea laterală este restricţionată semnificativ (fig.7.1). Credem că acesta este și motivul pentru albia înregistrează tendință de agradare datorită aportului direct al afluenților; materialul este descărcat direct în albie și râul nu are prea multă suprafață de distribuire laterală a debitului solid. Secţiunea Gura Humorului reprezintă punctul în care râul părăseşte aria montană şi se extinde mult în lateral, determinând apariţia de ostroave, renii, dar şi primele insule acoperite cu vegetaţie. În ultimii 100 ani, în acest sector albia râului s-a îngustat cu aproximativ 200 m, ceea ce reprezintă un procent de îngustare de 68% (în condiţiile în care considerăm 100% valoarea atribuită anului de referinţă, 1910). În prezent, pe acest segment de râu, s-a instituit un tip de albie wandering care evoluează spre o tipologie de tip sinuos cu bare alternante. Se observă o diminuare continuă a numărului de braţe, respectiv, a numărului de ostroave mediane si laterale. Albia a început să devină puternic sinuoasă şi să se deplaseze lateral. Totodată, se înregistrează o restrângere continuă a fâşiei active odată cu trecerea timpului cu valori între 98 m și 299 m (fig.7.1). În aval, în secţiunea Tupilaţi, într-o sută de ani albia s-a îngustat de la 1896 m la 320 m, timp în care și tipologia s-a modificat de la împletire la wandering (un fel de meandrare instabilă, indecisă, divagantă). La Roman, în ultimul secol, dintr-o albie cu un caracter împletit, mai degrabă wandering, aceasta a „migrat” spre o tipologie wandering tipică, iar în partea extrem inferioară a cursului Moldovei, pe ultimii 6.6 km, chiar spre sinuoasă. Valorile extreme de îngustare pentru această secțiune au fost cuprinse intre 78 m și 633 m. Procentele de îngustare au suferit diminuări semnificative în aceste puncte de analiză (68% la Gura Humorului, 84% la Tupilaţi şi 87% la Roman, în 2005 faţă de 1910). La Tupilaţi, lăţimea albiei minore s-a restrâns cu circa 1575 m, iar la Roman cu 550 m. Zona Roman corespunde sectorului 9 de analiză a dinamicii istorice a albiei; este aria cu intervenţii antropice de amploare, în care râul este controlat şi amenajat pentru a fi protejat oraşul Roman de inundaţii. În zona Tupilaţi-Roman, indicele de împletire a înregistrat scăderi drastice, numărul de ostroave s-a redus şi el, iar albia s-a deplasat lateral și s-a îngustat continuu. În campania de teren din luna august 2012, la Tupilaţi am inventariat 8 balastiere (situate amonte şi aval de podul care trece peste râul Moldova) pe un interval de câţiva kilometri. Toate aceste balastiere sunt în funcţiune în prezent şi extrag cantităţi impresionante din albia minoră şi lunca râului. Aceste cantităţi sunt greu de estimat din cauza lipsei unui control riguros asupra celor care exploatează şi, personal, am constatat un refuz categoric de a primi orice fel de informaţie. Acelaşi tip de comportament l-am identificat şi la reprezentaţii Apelor Române care se ocupă cu gestionarea agregatelor minerale din lungul albiilor de râu.

147 Efectul fenomenului de incizie a râului l-am constatat în tot lungul râului la pilele de poduri. De exemplu, la podul de cale ferată de la Gura Humorului au început lucrări de reabilitare, precedate de foraje în profil transversal pentru a identifica roca de bază. Incizia râului de 1 – 1, 5 m a afectat foarte grav în special, una dintre pile (fig. 7.2), astfel încât proiectanții au fost nevoiți să reproiecteze dimensiunea și adâncimea de încastrare. Prin urmare, dacă acest fenomen se va manifesta în continuare cu aceeaşi intensitate, apreciem că albia râului va continua să se îngusteze şi să se adâncească continuu, râul depunând eforturi majore să se reajusteze şi să îşi refacă stocul de sedimente „pierdut” (fig. 7.3, 7.4).

Fig. 7.2. Destabilizarea pilelor podului de cale ferată, amonte de Gura Humorului ca efect al inciziei râului (iulie, 2012).

Fig. 7.3. Activitate de exploatare a agregatelor minerale (zona Tupilaţi, august 2012)

148

Fig. 7.4 Albia minoră „deranjată” şi decalibrată de exploatările de balast (zona Tupilaţi, august 2012)

Albia râului Moldova, în zona Tupilaţi-Roman, în prezent, din cauza exploatărilor excesive, prezintă adesea un tip de albie unitară, iar cursul acesteia este controlat pentru a se putea exploata material din anumite ostroave sau renii. Dar subliniem faptul că aceste observaţii s-au efectuat în lunile iulie-august a acestui an când debitele Moldovei erau la cote minime. Lunca râului, pe toată lungimea segmentului extracarpatic este împânzită de excavaţii (fig.7.5). De precizat este faptul că în lungul râului Moldova, balastierele sunt în plină desfăşurare, iar persoanele care se ocupă de acest aspect nu ţin cont întotdeauna de perimetrele care le-au fost impuse de către reprezentanţii Apelor Române.

Fig. 7.5. Excavaţii de exploatare a balastului din albia majoră a râului (zona Capu Codrului, foto N. Rădoane)

149

Fenomenul înregistrat de noi la albia râului Moldova este comun şi altor râuri de pe continentul european (din Polonia, Italia, Franţa, Spania, Scoţia etc), rata îngustării şi adâncirii fiind uneori mai mare decât cea înregistrată de râul Moldova. Spre exemplu, râul Vara din Italia s-a îngustat cu peste 85%, iar râul Brenta, s-a adâncit în ultimele decenii, cu peste 9 m (fig. 7.6a, fig. 7.6b, tabelul 7.1). O sinteză a modificărilor recente ale râurilor din Europa prezentată în tabelul 7.1 indică foarte clar această tendință, în valorile absolute. Pentru România, dispunem de date complete, doar pentru râurile Moldova şi Someşul Mic, urmând ca această bază de date să fie extinsă pe viitor. Tabel. 7.1 Date privind dinamica recentă a albiei pe câteva râuri din Europa în ultimii 100 ani (Rădoane et al., 2012, in press, cu adăugiri) River

Ţara

A (km2)

Q (cm/s)

Mszanka 175 Porębianka Raba

52

Lungimea sectorului de studiu (km)

Altitudi nea (m)

19.5

Sec. XX

1311373

Polonia

1310180

12.1 6804

85.5

250

13462655

Polonia

15.9

7.1

1835600

75

102

Roubion Franţa

2655171

600

1.8

-3.0 m

-1.3…-2.8 m

Râurile din sud-estul Franţei Arno

63…17 600

45

67

1757-60

-1.51…3.04 m

54-77

3100 450

-1.31 ±0.6 m

55

1650

2580

109.0

178

2696

3899

132.0

222

3162

Brenta

1567

71.0

174

3079

Trebia Vara

1070 572

24.0 23.0

116 62

1753 1603

Nordul şi Centrul Italiei

5723899

8-132

53-222

10183427

Spania

24788 11597

64.0 38.0

1181

Italia

Până la - 9 m

38-50 -1.5…3.0 m -1.0….2.0 m -2.5….5.0 m

Wyzga (1993) Zawiejska ,Wyżga (2010) Wyzga (2008)

> -3 m

-1.06 m

198

Tagus Jarama

-0.7 m

1606350

97.4

12 rivers

40

-2.4 m

8830

Tagliament o Piave

-1.5 m

îngustar e

-1.5…-7 m

Sursa

Korpak(2 007)

-3.1 m

Eygues 1150

Ultimii 30-40 ani

Îngustar ea albiei %

-1.2….2.0 m

15.4

Dunajec

Râurile din Carpaţii Polonezi Malnant

Incizia

Marston, Bravard, Green (2003) Liebault & Piegay (2001) Liebault et al (2002) Liebault & Piegay (2002) Rinaldi & Simon (1998)

58 69 58

Surian &Rinaldi (2004)

62 85 -8...-10 m

80

Surian et al. (2009)

37 32

Uribelarre a et al

150

Tay Tummel

160.0

34

28463

85.3

631

7 - 2061

-1.13 m ...+0.86 m

3733

22.6

169

6041116

-1...-3 m

36123

211.0

657

2330

17.1

156

Scoţia

Prut

Somesu Mic Siret Suceava

4690

România

Moldova 4299 Bistrita Trotus Putna

35.3

-0.44.... 1.77 m +0.15.... -0.70 m -0.25 .... -2.70 m

205

6388

62.7

292

4077

34.6

161

2518

16.1

146

20-30

(2003) Winterbot tom (1999) Radoane et al. (2008) Persoiu & Radoane (2011)

76

Acest studiu

-0.50.... +1.00 m +0.60 .... -1.03 m +1.25.... -1.00 m

Fig. 7.6 a. Incizie râul Moldova (Capu Codrului) b. Incizie râul Brenta (Fontaniva)

În ultimii 10 ani, în Europa de Vest (Italia, Franţa etc) se înregistrează un fenomen de autorecuperare a albiilor (albiile minore se lărgesc, se înregistrează procese de agradare etc). Modificările albiilor în direcţia inciziei şi îngustării au început odată cu secolul al XX-lea, iar ultimii 30-40 ani, raportările au fost mai numeroase pentru diferite regiuni ale Europei. Tot pentru regiunea Italiei avem şi cea mai detaliată analiză a modificărilor temporale ale râurilor pentru ultima sută de ani (Surian et al., 2009a). Autorii separă patru faze: faza I până în 1950, faza a II-a între 1980-1990 şi faza a III-a după 1990. Înainte de 1900, albiile de râu au suferit schimbări mici în termenii magnitudinii parametrilor morfologici (lăţimea şi adâncimea albiei) şi prin absenţa unui proces dominant. Începând cu prima fază separată de autori, îngustarea albiilor a devenit procesul dominant (şi probabil în acelaşi timp şi incizia patului albiilor). În faza a doua (aproximativ 1980-1990) ritmul de îngustare şi adâncire devine şi mai accentuat. Cea de a treia fază (ultimii 15-20 ani) este caracterizată de o încetinire a ritmului ajustării albiilor prin incizie şi

151 îngustare şi începutul unei tendinţe de revenire la forma anterioară, de recuperare a albiilor, în concepţia Surian et al. (2009a). Observaţiile noastre se sincronizează cu cele descrise de Surian et al. (2009a), deceniul 1980-1989 fiind marcat cu cele mai mari schimbări la nivelul albiilor, atât in Italia, Franţa, Polonia, cât şi în România (Rădoane et al, 2012, in press). În ultimul timp, în cadrul comunităţii ştiinţifice, a apărut din ce în ce mai des pe masa de discuţii, dualismul factor climatic-factor antropic. Dacă vest-europenii pledează pentru o influenţă antropică dominantă, ultimele studii au demonstrat că impactul schimbărilor climatice, per ansamblu, ar fi predominante. Referitor la stabilitatea albiei raportată la condiţiile climatice, diferenţele regionale de climă pot avea o influenţă puternică asupra hirologiei bazinului, impunând o anumită formă hidrografului şi o serie de factori de control care primează în modelarea albiilor şi variabilitatea temporală a condiţiilor locale de evoluţie (Pickup and Warner, 1976, Poff et al., 2006, Buffington, 2012). Teoria unanim acceptată este că ajustările majore ale râurilor se întâmplă atunci când apar perioadele de tranziţie, spre exemplu după inundaţii, atunci când se manifestă aşa-numitul debit dominant (debit la maluri pline); sau dacă raportăm la dinamica milenară, ajustările majore apar la schimbările de climat dinspre rece spre cald sau invers. Macklin şi Lewin (1997) şi Perşoiu (2010) susţin ideea că cele mai clare manifestări ale climatului ca factor de control dominant în comportamentul sistemelor fluviale sunt modificările în distribuţia de frecvenţă a viiturilor şi a secetelor prelungite. Numeroşi autori (Rumsby, 1996, Uribelarrea, 2003, Pisut, 2002, Perşoiu, 2010, Perşoiu şi Rădoane, 2011, Rădoane et al., 2012, in press), prin efectuarea unor studii geomorfologice în diverse zone ale continentului european, consideră că factorul climatic a predominat în influenţa exercitată, iar începând cu secolul XIX şi mai cu seamă în ultimele decenii ale secolului XX, factorul antropic s-ar fi intensificat odată cu intervenţia directă a omului asupra râurilor. Surian (2002) consideră că aceste cauze sunt diverse de la caz la caz, iar tipurile de ajustare şi timpul de reacţie al albiei reprezintă o problematică foarte distinctă de la râu la râu. Buffington (2012) sugerează că schimbările climatice conduc la variabilităţi ale frecvenţei viiturilor şi inundaţiilor, care la rândul lor pot cauza modificări corespondente în variaţia morfologiei albiei. Schimbările potenţiale ale albiei variază în spaţiu şi timp ca urmare a impunerii condiţiilor de mediu, a gradelor de libertate disponibile în răspunsurile şi reacţiile albiei şi ecartul de timp necesar pentru ca un anumit tip de răspuns al albiei să aibă loc. În consecinţă, răspunsul albiei depinde de anumite scări de probabilitate, iar albiile aluviale libere, lipsite de grad de constrângere (cum este şi cazul râului Moldova în sectorul extracarpatic) manifestă cel mai mare potenţial de răspuns. În cazul râului Moldova, cauzele sunt coroborate, iar ponderea importanţei lor rămâne o problematică deschisă. Subliniem impactul antropic deosebit de violent, reprezentat de exploatările de balast din lungul albiei (observat şi cartat în timpul ultimei campanii de teren, efectuate de noi în perioada 1-15 august 2012). În sectorul extracarpatic am inventariat peste 40 balastiere funcţionale, în prezent. Plasăm comportamentul albiei râului Moldova pentru ultimii 100 ani în cadrul modelului de evoluţie caracterizat de o o tendinţă generală şi continuă de îngustare (restrângere) şi încizie (adâncire) a albiei cu mențiunea că pentru pași de timp în viitor, să se manifeste și pentru mediul nostru geografic tendința de recuperare a albiilor, de revenire la o stare anterioare a formei acestora.

152 Consecinţele modificărilor recente ale albiei asupra utilizării durabile a acestei componente ale mediului sunt importante, mai ales din punct de vedere hidraulic, ecologic, al inducerii de riscuri de diverse tipuri. Managementul şi stabilizarea albiilor de râu pun diferite probleme inginerilor hidraulicieni, iar importanţa abordării geomorfologice (care dă informaţii despre ritmul şi evoluţia albiei pe diferite intervale de timp) ajută la întocmirea schemelor de stabilizare albiei.

153

CAPITOLUL VIII CONCLUZII GENERALE Studiul de faţă folosește spaţiul extracarpatic al şesului aluvial al râului Moldova pentru a răspunde la câteva probleme insufiecient abordate în literatura de specialitate din țara noastră: definirea și metodele de măsurare ale albiilor împletite, dinamica istorică a albiei minore și modificările covorului de vegetație, evoluția milenară a activității fluviale a râului pe baza datărilor absolute. Râul Moldova face parte din categoria râurilor est-carpatice din România şi aparţine în totalitate sistemului hidrografic al Siretului (bazinul hidrografic al râului Moldova, cu o suprafață de de 4299 km2, reprezintă 10% din suprafaţa celui al Siretului). Din punct de vedere geologic bazinul hidrografic al râului Moldova se suprapune peste două unităţi distincte: una montană, de orogen, cu structură cutată şi faliată de roci dure (roci metamorfice, aproximativ 5% din suprafața bazinului) şi roci de fliş (80% din suprafața bazinului) şi una subcarpatică (de molasă) și de podiş (de platformă), cu structură de monoclin şi cu roci mai moi, friabile (aproximativ 15 % din suprafața bazinului). În formarea văii Moldovei și conturarea situației actuale a șesului aluvial au fost identificate patru importante faze de evoluție (precuaternare și Cuaternar – Holocen), din care ultimile două faze (de formare a morfologiei subaluviale și de acumulare a complexului aluvionar) au fost în atenție specială, fiind locul și roca în care evoluează albia actuală. Din punct de vedere climatic, bazinul hidrografic al râului Moldova se încadrează în ţinutul climatic est-european. Acesta prezintă unele nuanţe oceanice, baltice la partea superioară a bazinului şi nuanţe continentale mai excesive în cadrul cursului inferior. Din punct de vedere hidrologic scurgerea lichidă şi solidă sunt factorii care influenţează pregnant dinamica în timp şi spaţiu a albiei râului Moldova. Debitul lichid mediu mualtianul al râului este de 7,30 m3/s la Gura Humorului și ajunge la 35,27 m3/s la Roman. Debitul solid mediu multianual variază între 2,44 kg/s la Prisaca Dornei și 16,10 kg/s la Roman. Dinamica utilizării terenurilor reprezintă o cauză majoră a ratei de eroziune şi, implicit, a ratei de transport a materialului solid din aria bazinului. O dată cu creşterea numerică a populaţiei s-au extins şi suprafeţele defrişate, fapt concretizat azi prin prezenţa masivă a solurilor de pădure şi prin numeroasele toponime care sesizează şi consemnează prezenţa locurilor despădurite (arşiţa, poiana). Locul pădurilor defrişate a fost luat de păşuni şi fâneţe, mult mai extinse în comparaţie cu pădurea, care sunt răspândite peste tot, fiind bogate în graminee (păiuşul roşu, ţepoşica), rogozuri, trifoi etc., formând asociaţii folosite de localnici la păşunatul animalelor (creşterea animalelor, de altfel fiind ocupaţia de bază a locuitorilor din sectorul superior al râului). In prezent, suprafața împădurită a bazinului (în care se includ și pajiștile monane) este de 50%, iar cea arabilă de 27%. Impactul antropic s-a manifestat direct asupra albiei râului Moldova prin exploatarea de agregate minerale, lucrări de indigurire și apărare a malurilor, dar și indirecte prin schimbarea utilizării terenurilor în zona ripariană (depozitarea haldelor de agregate minerale, dar şi a haldelor de deşeuri menajere). Înainte de 1989 existau circa 47 balastiere cu un volum exploatat

154 de peste 1576.000 m3 materiale de construcţii, dupa care exploatările s-au dimunuat și au reînceput masiv după anul 2000. Protocolul de studiu privind dinamica istorică și milenară a unei albii împletite urmărește următoarele nivele de analiză: în profil longitudinal, pe sector și subsectoare de studiu, pe secțiuni transversale egal distanțate. La această compartimentare spaţială a investigaţiilor adăugăm şi o analiză care vizează natura proceselor şi mecanismelor implicate din perspectivă temporală: a)comportamentul râului la scară istorică – presupune analiza dinamicii râului pentru intervalul de timp pentru care există evidenţe documentare, cartografice şi instrumentale; b)comportamentul râului la scară milenară – vizează întregul interval de timp necesar construirii luncii, cu accent pe ultimii 3000 de ani, pentru care se are în vedere morfologia şi structura sedimentară a luncii. Fondul de date a fost reprezentat de materiale și documente cartografice 1910, 1960, 1980, 2005, datele din foraje hidrogeologice, date din măsurători dendrocronologice, vârste absolute prin folosirea tehnologiei C14, înregistrări instrumentale la posturile hidrometrice, informații obținute prin cartografierea geomorfologică. Forma secţiunii transversale încadrează râul Moldova la categoria albie cu mare potenţial de modificare în plan orizontal. Coeficientul de formă Lane (1935) pentru toate secţiunile transversale variază foarte strâns în jurul valorii 1.00, de unde observaţia apropierii aproape perfect de forma parabolei, specifice albiilor împletite. Principalele rezultate privind dinamica istorică a albiei râului Moldova sunt sintetizate cu privire la elementele dimensionale ale albiei minore, tipologia albiei şi rata proceselor fluviale. În ce privesc elementele dimensionale, se remarcă faptul că: - albia minoră a râului Moldova s-a îngustat continuu pe un trend descendent liniar, de la 1219 m (în 1910), până la 691 m în 1960, 487,6 m în 1980 şi 293,6 în 2005. Dacă se consideră lăţimea albiei minore din 1910 ca fiind 100%, atunci îngustarea în 1960 a fost 43%, în 1980 de 59% şi în 2005 de 76%. -două faze de îngustare se manifestă în timp; o primă fază-mai accentuată, până în 1960 (o reducere a albiei de circa 10.5 m/an) şi o a doua fază, după 1960, cu o îngustare de aproximativ 8.8 m/an. - în lungul râului îngustarea albiei este din ce în ce mai accentuată pe ultimii 6 km spre confluenţa cu Siretul, de la maximum 1000 m (1910) la sub 130 m (2005). In ce privesc schimbările la nivelul tipologiei albiei, măsurate prin indicii de împletire şi sinuozitate, se remarcă faptul că: -trendul istoric al indicelui de împletire în cazul râului Moldova arată o remarcabilă scădere în ultimii 50-60 ani, de la 3.2 în 1960, la 2.6 (1980) şi 2.0, în anul 2005. Este evident faptul că scurgerea lichidă s-a concentrat, prin urmare, numărul de canale s-a redus (de la maximum 10 în anul 1960, până la maximum 8 în 1980 şi aproximativ 5, în 2005). -trendul istoric al indicelui de sinuozitate arată o modificare clară pe ultimile 3 subsectoare din partea de avale a râului Moldova unde indicele de sinuozitate a crescut de la 1.02 la 1.18 şi are tendinţa de a se propaga spre amonte. -în această perioadă, unele sectoare de râu şi-au schimbat şi tipologia, transformându-se din wandering-împletite, în sectoare wandering-sinuoase. Relatia între panta albiei şi indicele de sinuozitate arată un prag evident între cele două tipuri de albie, care tinde să migreze spre reducerea pantei şi creşterea sinuozităţii. Dacă ritmul

155 de transfer de sedimente grosiere din aria bazinului hidrografic se diminuează şi mai mult (prin creşterea gradului de împădurire, prin reţinerea aluviunilor în lucrări transversale s.a.), atunci şi ritmul de metamorfoză a albiei se va accentua. Propagarea acestui tip nou de albie are loc din avale spre amonte. -în lungul râului se detaşează clar patru zone de sedimentare delimitate de tot atâtea noduri a căror poziţie ne-ar determina să credem că sunt opera aportului afluenţilor energici de pe partea dreaptă. Urmărind poziţia acestora în timp, se constată o migrare spre avale, pe distanţe de 105110 m (primele zone de sedimentare din amonte) şi 40-45 m (zonele de sedimentare din avale). Procesul a fost concomitent cu reducerea amplitudinii lor de dezvoltare. - în lungul râului Moldova a fost identificată o singură porţiune de 6.6 km în partea inferioară a sectorului de studiu cu un indice de sinuozitate de 1.18, dar numai la nivelului anului de referinţă 2005. În momentele de referinţă anterioare, râul pe acest subsector era împletit (1960), wandering (1980) şi sinuos (2005). De unde concluzia că acest trend se va manifesta şi pe alte subsectoare din amonte ale râului Moldova, în special, între principalele confluenţe. În ce priveşte rata proceselor fluviale se reţin următoarele tendinţe: - malul stâng, cu cea mai mică constrângere în ce priveşte limitarea prin versanţii văii, dar şi lipsa de tributari energici, înregistrează cea mai mare rată de retragere "spre interiorul" fâşiei active. Rata de retragere a fost în medie de 10,12 m/an între 1960-1980 şi de 6, 83 m/an între 1980-2005. - malul drept, cu cea mai mare constrângere şi afectat şi de aportul cu sedimente a tributarilor laterali, a avut rate de retragere spre interiorul fâşiei active de 4, 43 m /an între 19601980 şi de 3,55 m/an între 1980-2005. Odată cu îngustarea albiei, vegetația ripariană (vegetație ierboasă, tufișuri și arbuști, arbori) ocupă suprafețele neinundate și neprelucrate de procesele fluviale. Astfel, suprafața ocupată de vegetația ripariană a crescut de la 38% în 1960 la 71% în 2005. In plan vertical, măsurătorile la posturile hidrometrice în sectorul de studiu pentru perioada 1960-2010 arată o incizie continuă de la aproape 1 m la Gura Humorului, la aproape 3 m la Roman. Principalele rezultate privind dinamica milenară a proceselor fluviale în lungul râului Moldova privesc următoarele aspecte: - evoluţia condiţiilor de paleomediu în Holocen cu privire specială asupra zonei de studiu au fost în relație strânsă cu extinderea areală și de profunzime a depozitelor aluviale ale râului Moldova în sectorul extracarpatic; - au fost separate următoarele faze de activitate fluvială crescută, materializată prin agradarea fundului de vale, și anume: 3100 ani BP, 2000 ani BP, 800-1000 ani BP, 500 – 700 ani BP. - corelat cu variabilitatea climatică, fazele de agradare identificate pentru albia râului Moldova coincind cu perioadele mai umede și reci, cele care au fost favorabile unor viituri excepționale în lungul râului. Perioada Micii Ere Glaciare (cca. 1300-1850 A.D.) iese în evidență în mod deosebit și pentru activitatea fluvială a râului Moldova în ultima parte a Holocenului. - Climatul mai cald, cu precipitații mai reduse și, in consecință, și scurgerea diminuată în albiile de râu, instituit începând cu secolul al XIX-lea, a determinat o activitate fluvială dominată de incizie și îngustare, mai ales după 1945 (pe lângă climat, intervențiile umane au aproape aceeași pondere). Astfel, ratele de sedimentare ale fundului văii Moldova pentru ultimii 3000 ani au variat între 1 și 6 mm/an. Comparativ, ratele de incizie pentru ultimii 30 de ani ale râului Moldova în propriile aluviuni au variat între 0,3 mm/an și 4 mm/an, o activitate extrem de

156 accelerată a proceselor actuale care reprezintă o alertă pentru resursa de agregate minerale ale văii și gazdă pentru una dintre cele mai bogate resurse de ape subterane din România. Modelul de evoluție a albiei râului Moldova care se prefigurează pe baza informațiilor culese se referă la următoarele stiluri de ajustare ale albiei: un prim stil de ajustare legat de incizia pe verticală a albiei; un al doilea tip legat de îngustarea în plan orizontal a albiei, într-o restrângere a albiei; și un al treileastil legat de schimbarea morfologică a albiei, de la împletire spre wandering sau stilul sinuos cu bare alternante, sau de la wandering spre meandrare sau chiar sinuos. Fiecare din acest stil s-a impus diferențiat în lungul sectorului de studiu, schema din fig. 7.1 fiind sugestivă. Observaţiile noastre se sincronizează cu cele descrise de Surian et al. (2009a), deceniul 1980-1989 fiind marcat cu cele mai mari schimbări la nivelul albiilor, atât in Italia, Franţa, Polonia, cât şi în România. Se pare că pentru România există o întârziere a răspunsului albiilor, comparativ cu cele din vestul Europei, acest fenomen fiind în relație cu impactul antropic de amploare mult mai tarziu în estul Europei decât în vest (Rădoane et al, 2012, in press).

BIBLIOGRAFIE Amăriucăi M. (2000), Şesul Moldovei extracarpatice dintre Păltinoasa şi Roman. Studiu geomorfologic şi hidrologic, Edit. Carson, Iaşi. Ambăruş D. (2007), Cercetări privind evoluţia proceselor erozionale şi amenajărilor pentru atenuarea lor, funcţie de dinamica categoriilor de folosinţă de pe terenurile în pantă, Rezumatul tezei de doctorat, Facultatea de Hidrotehnică, Universitatea Tehnică „GH.Asachi” Iaşi. Amsler M.L., Ramonell C.G., Toniolo H.A. (2005), Morphologic changes in the Parana River channel (Argentina) in the light of the climate variability during the 20th century. Geomorphology, vol. 70, nr. 3-4, 257-278. Armaş I., Damian R. (2001), Cartarea şi cartografierea elementelor de mediu, Edit. Enciclopedică, Bucureşti. Armencea Gh., Marinescu Gh., Stoicescu Heda, Lup I. (1980), Aspecte ale prognozei procesului de coborâre al albiei râurilor aval de baraje, Hidrotehnica, 25, 2, Bucureşti. Ashmore P.E. (1987), Bed load transfer and channel morphology in braided streams, Erosion and sedimentation in the Pacific Rim (Proceedings of the Corvallis Symposium, august, 1987). Ashmore P. E. (1991), How do gravel-bed rivers braid?, Canadian Journal of Earth Sciences 28: 326-341. Ashmore P.E. (2001), Braiding phenomena: statics and kinetics, In Gravel Bed Rivers V. Edited by M.P. Mosley. New Zealand Hydrological Society, Christchurch, New Zealand. pp. 95120. Ashmore P.E. (2009), The intensity and characteristic length of braided channel patterns' Canadian Journal of Civil Engineering 36(10): 1656-1666.

157 Barbu N., Ionesi L., Ionesi B. (1964), Masivul Ciungilor – caracterizare geologico – morfologică. An. şt. Univ. „Al.I.Cuza” t.X SIIb (105-114) Iaşi. Barbu N., Ionesi L. (1988), Principalele etape de evoluţie paleogeografică a Podişului Moldova. Lucr. Seminar „D. Cantemir” Univ. „Al.I.Cuza”, Iaşi. Barbu N. (1976), Obcinele Bucovinei, Editura Ştiinţifică şi Pedagogică, Bucureşti. Barbu N., Lupaşcu Gh., Rusu C. (1975), Studiul pedologic şi pedogeografic al luncii Moldovei extracarpatice. Lucr. St. „Stejarul” geologie-geografie Pângăraţi, P. Neamţ. Băcăuanu V. et al. (1980), „Podişul Moldovei-natură, om economie”, Edituta Ştiinţifică şi Encicopedică. Bucureşti. Băcăuanu V., Martiniuc C. (1970), Cercetări geomorfologice asupra părţii de sud a interfluviilor Moldova. – Siret, An. şt. Univ. „Al.I.Cuza” Sect. II, t. XVI Iaşi. Băloiu V. (1980), Amenajarea bazinelor hidrografice şi a cursurilor de apă, Edit. Ceres, Bucureşti. Băluică D. (1980), Efectul lucrărilor de amenajare a unor bazine hidrografice torenţiale mici, ICAS, s.II, Bucureşti. Băncilă I. (1958), „Geologia Carpaţilor Orientali”, Editura Ştiinţifică, Bucureşti. Bătucă D., Mocanu P. (1992), Efectele balastierelor asupra albiilor râurilor, Lucrările celui deal IV-lea Simpozion „Provenienţa şi efluenţa aluviunilor”, Piatra Neamţ. Bertoldi W., Ashmore P., Tubino M. (2008), A method for estimating the mean bed load flux in braided rivers, Geomorphology, 103: 330-340. Bertoldi W., Tubino M. (2005), Bed and bank evolution of bifurcating channels. Water Resources Research 41: W07001. DOI: 10.1029/2004WR003333. Bertoldi W., Zanoni L., Tubino M. (2009), Planform dynamics of braided streams, Earth Surface Processes and Landforms, 34 (4), 547-557, doi: 10.1002/esp.1755. Bjorkman, L., Feurdean, A. et al. (2002), Lateglacial and early Holocene vegetation development in the Gutaiului Mountains, northwestern Romania, Quaternary Science Reviews 21(8-9), p:1039-1059. Bandrabur T., Giurgea P. (1965), Contribuţiuni la cunoaşterea cuaternarului văii Siretului din regiunea Bacău-Roman, D.S. ale şed. Com.geol., vol. LI/2 (1963-1964) Bravard J.P. (1986), Le Rhone, du Leman a Lyon. La Manufacture, Lyon, 451 p. Bravard J.P., Amoros C., Pautou G., Bornette G., Bournaud M., Creuzé des Châtelliers M., Gibert J., Peiry J.L., Perrin J.F., Tachet H. (1997) River incision in South-east France: morphological phenomena and ecological effects. Regulated Rivers: Research and Management 13, 1–16. Bravard J.P., Landon N., Peiry J.L., Piegay H. (1999), Principles of engineering geomorphology for managing channel erosion and bedload transport, examples from French rivers, Geomorphology, Vol. 31, Issues 1–4, pp. 291-311. Brânduş C. (1984), Dinamica talvegului râului Moldova în avale de Timişeşti, Bul.şt., secţ. Geogr., Institutul de Învăţământ Superior Suceava.

158 Brânduş C., Grasu C. (1991), Valea Moldovei, Editura pentru Turism, Bucureşti Brice J.C. (1960), Index for description of channel braiding. Geological Society of America Bulletin 71: 833. Brice J.C. (1964), Channel patterns and terraces of the Loup Rivers in Nebraska. Geological Survey Professional Paper 422-D. Brice J.C. (1975), Airphoto interpretation of the form and behaviour of alluvial rivers. Report to the U.S. Army Research Office. Brice J.C. (1984), Planform properties of meandering rivers. In River Meandering, Proceedings Conference on Rivers ’83, Elliott CM (ed.). ASCE: New York; 1 – 15. Bridge S.J. (2003), Rivers and Floodplains, Forms, Processes, and Sedimentary Record, Blackwell Publishing. Brierley G.J. & Fryirs K.A. (2005), Geomorphology and River Management. Applications of the River Styles Framework. Blackwell Publishing, 398 pp. Briffa K. (2000), Annual climate in the Holocene: interpreting message of ancient trees, Climatic Research Unit. University of East Anglia, Norwich NR4 7TJ, UK. Bond G., Kromer B., Beer J., Muscheler R., Evans M.N., Showers W., Hoffmann S., Lotti-bond R., Hajdas I., Bonani G. (2001), Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene. Science 294, 2130 – 2136. Bondar C., State I., Dediu R., Supuran I., Vaşlaban G.,. Nicolau G. (1980), Date asupra patului albiei Dunării în regim amenajat pe sectorul cuprins între Baziaş şi Ceatal Izmail, Studii şi cercetări de hidrologie, XLVIII. Bodnariuc A., Bouchette A., Dedoubat J., Otto T., Fontugne M., Jalut G., (2002), Holocene vegetational history of the Apuseni mountains, central Romania. Quaternary Science Reviews 21: 1465 – 1488. Bronk R., C., Higham T., Whittle A., Bartosiewicz L. (2007), Radiocarbon chronology: in “The Early Neolithic on the Great Hungatian Plain: Investigations of the Körös culture site of Ecsegfalva 23, County Békés - Vol.1 (ed. Whittle,A.)”, pp 173-188, Varia Archaeologica Hungarica. Buffington J.M. (2012), Changes in channel morphology over human time scales (chapter 32), In: Church, Michael; Biron, Pascale M.; Roy, Andre G., eds. Gravel-Bed Rivers: Processes, Tools, Environments. Chichester, UK: Wiley. p. 435-463. Bulzan M. (1975), Consideraţii asupra adâncimii şi oscilaţiilor nivelului hidrostatic din lunca Moldovei între Gura Humorului şi Timişeşti, Lucr. Staţ. „Stejarul”, Pângăraţi. Bulzan M. (1980), Contribuţii la studiul freaticului din conul de dejecţie al Ozanei în zona captărilor de apă potabilă de la Timişeşti, Lucr. Staţ. „Stejarul”, Pângăraţi. Burdulea A. (2007), Geomorfologia albiei râului Siret, Teză de doctorat, Universitatea „Al.I.Cuza” Iaşi. Canciu C. (2008), Valea Dunării între Brăila şi Pătlăgeanca – studiu geomorfologc, Teza de doctorat, Universitatea Bucuresti.

159 Castiglioni G. B. & Pellegrini G. B. (1981), Two maps on the dynamics of a river bed. In: Erosion and Sediment Transport Measurement (Proc. Symposium, Florence, 22-26 June 1981), 223-228. IAHS Publ. 133. IAHS Press, Wallingford, UK. Castaldini D., Materazzi M., Pambianchi G. (editori) (2003), Proceedings VIII Italian-Romanian Workshop on Geomorphology „Geomorphological sensitivity and system response”, Camerino, Modena, Italia. Castaldini D., Piacente S. (1995), Channel changes on the Po River, Mantova Province, Northern Italy. In: Hickin, E.J. (Ed.), River Geomorphology. Wiley, Chichester, pp. 193– 207. Catani F., Fanti R., Moretti S. (2002), Geomorphologic Risk Assessment for Cultural Heritage Conservation, Applied Geomorphology: Theory and Practice, Edited by R.J. Allison, John Wiley & Sons, Ltd. Cădere R., Țenu S., Țenu A. (1967), Consideraţii hidrogeologice privind valea Moldovei dintre Gura Humorului şi Baia, Hidrotehnica-Gospodărirea Apelor-Meteorologia, 12/9, Bucureşti. Călinoiu M., Paraschivescu G., Ungureanu C. (1988). Influenţa factorilor antropici asupra formării şi valorificării acumulărilor de nisipuri şi pietrişuri în R.S. România. Lucr. Celui de al II-lea Simpozion “Provenienţa şi Efluenţa Aluviunilor”, Piatra Neamţ. Chang H. (1988), Fluvial Processes in River Engineering, Editura John Wiley and Sons, SUA. Chiriac V., Filotti A., Manoliu I. (1980), Prevenirea şi combaterea inundaţiilor, Editura Ceres, Bucureşti. Chiriloaei F., Rădoane M., Perşoiu I., Popa I. (2012), Late Holocene History of the Moldova River valley, Romania, Catena, Elsevier, vol. 93, pp. 64-77. Chorley R.J. (1962), Geomorphology and general systems theory, U.S. Geol. Survey Prof. Paper, 500/B. Church M., (1992) Channel morphology and typology. In The Rivers Handbook, Calow P., Petts GE (eds). Blackwell Scientific, London 126-143. Church M., Jones D. (1982), Channel bars in gravel-bed rivers. In: Hey, R. D., Bathurst, J. C. & Thorne, C. R. (eds) Gravel-bed rivers, Wiley, 291–324. Church M.A., MC Lean D.G., Wolcott J.E. (1987), River bed gravels: smpling and analysis in sediment transport in gravel Bed Rivers, in CR Thorne, J.C. Bathurst şi R.D. Hey editori, Sediment Transport in Gravel Bed Rivers, JohnWiley & Sons, London. Ciurea V. (1933), Preistoria. Viaţa omului primitiv în vechiul ţinut al Sucevei (Baia de azi). Natura, Revistă pentru răspândirea ştiinţei, Coord.: Ţiţeica G., Longinescu G.G., Onicescu O., Anul XX, nr.5 (I, II, III, IV, V, VI). Comiti F., Da Canal M., Surian N., Mao L., Picco L., Lenzi M.A. (2011), Channel adjustements and vegetation cover dynamics in a large gravel bed river over the last 200 years, Geomorphology,125, 147-159. Constantin S., Bojar A.V., Lauritzen S. E., Lundberg J. (2007), Holocene and Late Pleistocene climate in the sub-Mediterranean continental environment: A speleothem record from

160 Poleva Cave (Southern Carpathians, Romania). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 243: 322 – 338. Cook R., Reeves R. (1976), Arroyos and environmental change: Oxford, Oxford University Press, 213 p. Cucoş, Ş. (1992), Contribuţii la repertoriul arheologic al judeţului Neamţ, MemAntiq, Acta Musei Petrodavensis, XVIII. Cristea I. (2011), Valea Putnei-Vrâncene-Studiu geomorfologic, Teză de doctorat, Universitatea Ștefan cel Mare, Suceava. Daniels J.M., Knox J.C. (2005), Alluvial stratigraphic evidence for channel incision during the Mediaeval Warm Period on the central Great Plains, USA. The Holocene 15: 736 – 747. David M. (1932), Relieful regiunii subcarpatice din regiunea Neamt-Bacau, (Evolutia geomorfologica), Bul.Soc.rom. geogr.t.,L. Davis W.M. (1899), The geographical cycle, Geographical Journal 14. Davis B., Brewer S., Stevenson A. et al. (2003), The temperature of Europe during the Holocene reconstructed from pollen data. Quaternary Science Reviews 22: 1701 – 1716. Diaconu C., Balas D., Burciu O., Stroia E. (1962), Despre stabilitatea albiilor râurilor României, Studii de hidrologie, III, Bucuresti. Diaconu C., Lăzărescu D., Mociorniţa C. (1970), Aspecte hidrologice ale viiturilor pe unele râuri interioare din primăvara anului 1970, Hidrotehnica, nr. 12, Bucureşti. Diaconu C. (1971), Probleme ale scurgerii aluviunilor pe râurile din România, St. de Hidrologie, XXX, IMH Bucureşti. Diaconu C. (1988), Râurile de la inundaţii la secetă, Edit. Tehnică, Bucureşti. Donisă I.. (1968), Geomorfologia Văii Bistriţei, Editura Academiei, Bucureşti. Donisă I. (1980), Câteva particularităţi ale teraselor din bazinul Siretului. Lucr. Seminar „D. Cantemir” – Rev. geologie-geografie XXV Bucureşti. Donisă I., Barbu N., Ionesi L. (1973), Etapele evoluţiei reţelei hidrografice din Carpaţii Orientali. Realizări în Geografia României, Ed. Şt. Bucureşti. Donisă I., Martiniuc C. (1980), Unele particularități ale teraselor fluviale de pe marginea estică a Carpaților Orientali, Lucr. Staț. ”Stejarul”, Geologie-Geografie. Dumitriu D. (2007), Sistemul aluviunilor din bazinul râului Trotuș, Editura Universităţii din Suceava, 259 p. Dumitroaia G. (1992), Materiale şi cercetări arheologice din nord-estul judeţului Neamţ, MemAntiq, Acta Musei Petrodavensis, XVIII, Piatra Neamţ. Dury G.H. (1976), Discharge Prediction, Present And Former, From Channel Dimensions, Journal Of Hydrology, 30: 219-245. Egozi R., Ashmore P. (2008), Defining and measuring braiding intensity, ESPL, 33(14): 21212138. Egozi R., Ashmore P. (2009), Experimental analzsis of braided channel pattern response to increased discharge, Journal of geophzsical research, vol. 114.

161 Embleton C., Thornes J. (1979), Process in Geomorphology, Editura Edward Arnold, Londra. Enea I., Necula G. (1970), Zona de confleunţă a râurilor Moldova cu Ozana şi rolul ei în alimentările cu apă, Rev. Hidrotehnică, nr. 1, Bucureşti Fahnestock R.K. (1963), Morphology and hydrology of a glacial stream. US Geol. Sum. Prof. Pap. 422 A. Feier I. (2007), Evoluţia istorică a migrării albiei râului Someşu Cald, Referat doctorat, Universitatea „Al.I.Cuza” Iaşi. Perşoiu I. (2010), Recostruction of Holocene geomorphological evolution of Someşu Mic Valley, Unpublished PhD thesis “A. I. Cuza” University, Iaşi, Romania. Feier I., Rădoane M. (2007), Dinamica in plan orizontal a albiei minore a raului Somesu Mic inainte de lucrarile hidrotehnice majore (1870-1968), Analele Universităţii Suceava, XVI, 13 – 26. Feurdean, A. (2005), Holocene forest dynamics in northwestern Romania. Holocene 15(3): 435 – 446. Feurdean A., Mosbrugger M. et al. (2007), Younger Dryas to mid-Holocene environmental history of the lowlands of NW Transylvania, Romania. Quaternary Research 68(3): 364 – 378. Feurdean A., Wohlfarth B., et al. (2007), The influence of refugial population on Lateglacial and early Holocene vegetational changes in Romania. Review of Palaeobotany and Palynology 145: 305 – 320. Feurdean A., Klotz, S., Mosbrugger V., Wohlfarth B. (2008), Pollen-based quantitative reconstructions of Holocene climate variability in NW Romania. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 260 (3-4): 494 – 504. Feurdean A., Willis K.J. (2009), Long-term variability of Abies alba in NW Romania: implications for its conservation management. Diversity and Distributions, (Diversity Distrib.), 14, p: 1004 – 1017. Friedman J.M., Kirk R.V., Shafroth P.B. (2005), Dating floodplain sediments using tree-ring response to burial. Earth Surface Processes and Landforms 30: 1077 – 1091. Friedman J.M., Osterkamp W.R., Lewis W.M. Jr. (1996), The role of vegetation and bed-level fluctuations in the process of channel narrowing. Geomorphology 14: 341–351. Gêbica P., Superson J. (2003), Vistulian and Holocene evolution of the Wislok river in the Northern margin of the Sub-Carpathian trough, Holocene and Paleogeography, Prace Geograficzne, nr.189. Gêbica P. (2004), The course of fluvial accumulation during the Upper Vistulian in Sandomierz Basin. (In Polish, English summary). Gegraphical Studies, 193: 5–229. Gêbica P., Krapiec M. (2009), Young Holocene alluvia and dendrochronology of subfossil trunks in the san river valley, Studia Georphologica Carpatho-Balcanica, vol: XLIII: 63-75. Giurma I. (2003), Viituri şi măsuri de apărare, Editura Gh. Asachi, Iaşi. Grasu C., Catana C., Miclăuş C., Boboş I. (1999), Molasa Carpaţilor Orientali. Petrografie şi sedimentogeneză, Editura Tehnică, Bucureşti. Grasu C., Miclăuş Crina, Brânzilă M., Bobos I. (2002), Sarmaţianul din sistemul bazinelor de foreland ale Carpaţilor Orientali, Editura Tehnică, Bucuresti, 407 pp.

162 Grumăzescu C. (1975), Depresiunea Haţegului. Studiu geomorfologic, Ed. Academiei Române, Bucureşti, 148 p. Goudie A.S. (1990, editor), Geomorphological techniques, Allen and Unwin, London. Goudie A.S. (1993), Human influence in geomorphology, Geomorphology, 37-59, Amsterdam. Goudie A.S. (2004), Encyclopedia of Geomorphology, Routledge Ltd. Gregory K.J. ed. (1977), River Channel Changes, John Wiley & Sons, Chichester, New York, Brisbane, Toronto. Gurnell A.M. (1997), Adjustments in river channel geometry associated with hydraulic discontinuities across the fluvial-tidal transition of a regulated river. ESPL, vol.22, (10) 967-985. Gurnell A., Peiry J.L., Petts G.E. (2003), Using historical data in fluvial geomorphology, Tools in fluvial Geomorphology, Wiley and Sons, Chichester, UK. Gustavsson M. (2005), Development of a Detailed Geomorphological Mapping System and GIS Geodatabase in Sweden, Teza de doctorat, Universitatea Uppsala, Suedia. Gustavsson M., Kolstrup E., Seijmonsbergen A.C. (2006), A new symbol-and – GIS based detailed geomorphological mapping system: Renewal of a scientic discipline for understanding landscape development, Geomorphology, 77, 1-2, 90-111. Harmar O.P. (2004), Morphological and Process Dynamics of the Lower Mississippi, PhD thesis, University of Nottingham, Marea Britanie. Hâncu S. (1976), Regularizarea albiilor râurilor, Editura Ceres, Bucureşti. Heimsath A., Ehlers T. (2005), Quantifying rates and timescales of geomorphic processes. Earth Surface Processes and Landforms, 30 (8): 917 – 921. Hoffman T., Erkens G., Gerlach R., Klostermann J., Lang A. (2009), Trends and controls of Holocene floodplain sedimentation in the Rhine catchment. Catena 77: 96 – 106. Hong L., Davies T. (1979), A sudz of stream braiding. Bulletin of Geological Society of America 90, Part II, 1839-1859. Hooke J.M. (1977), The distribution and nature of changes in river channel pattern. In River Channel Changes, Gregory KJ (eds.).Wiley: Chichester; p: 265 – 280. Hooke J.M. (1995), River channel adjustment to meander cutoffs on the River Bollin and River Dane, northwest England, Geomorphology 14, p: 235-253. Hooke J.M. (2007), Spatial variability, mechanisms and propagation of change in an active meandering river. Geomorphology 84, p: 277 – 296. Howard A., Keetch M., Vincent L. (1970), Topological and geometrical properties of braided streams. Water Resources Research, 6, 1674-1688. Howard A. J., Macklin M.G., Bailey D.W., Mills S., Andreescu R. (2004), Late-glacial and Holocene river development in the Teleorman Valley on the southern Romanian Plain, Journal of Quaternary Science 19 (3), p: 271–280.

163 Hundey E.J., Ashmore P. (2009), Length scale of braided river geomorphology, Water Resources Research, vol. 45. Ichim I. (1979), Munţii Stânişoara, Editura Academiei, Bucuresti. 123 pp. Ichim I., Bătucă D., Rădoane M., Duma D. (1989). Morfologia şi dinamica albiilor de râu, Editura tehnică, Bucureşti, 408 p. Ichim I., Rădoane M. (1986), Efectele barajelor în dinamica reliefului. Abordare geomorfologică, Edit. Academiei, Bucureşti. Ichim I., Rădoane M. (1990), Channel sediment variability along a river: a case study of the Siret River (Romania), Earth Surface Processes and Landforms, 15. Ichim I., Rădoane M., Rădoane N. (1995), Carpathian gravel bed rivers in recent time. A regional approach, transactions. Japanese Geomorphological Union 17–3, 135–137. Ichim I., Rădoane M., Rădoane N., Grasu C., Miclăuş C. (1998), Dinamica sedimentelor. Aplicaţie la râul Putna-Vrancea, Editura tehnică, Bucureşti, 200 p. Ionesi L. (1970), „Geologia unităţilor de platformă şi a Orogenului Nord-Dobrogean”, Editura Tehnică, Bucureşti. Ionesi L. (1971), Flișul paleogen în bazinul Văii Moldovei, Editura Academiei Române, București. Ionesi L. (1974), „Geologia României”, Editura Tehnică, Bucureşti. Joja T., Alexandrescu Gr., Bercia I., Mutihac V., Dimian M. (1968) „Harta Geologică, foaia Rădăuţi, scara 1:200000”, Inst. Geol.. Kalicki T., Sauchyk S., Calderoni G., Simakova G. (2008), Climatic versus human impact on the Holocene sedimentation in river valleys of different order: Examples from the upper Dnieper basin, Belarus. Quaternary International 189: 91 – 105. Kellerhals R., Church M., Bray D.I. (1976), Classification and analysis of river processes. J. Hydraul. Div., ASCE, 102, No.HY7. Klimaszewski M., 1963, Landform list and signs used in the detailed geomorphological map, Problems of Geomorphological Mapping. Geographical Studies, 46, Warszawa. Klimaszewski M. (1982), Detalied geomorphological maps, ITC Journal 1982-3, 265 – 271. Klimaszewski M. (1990), Thirty years of geomorphological mapping, Geographia Polonica, 58, 11-18. Knighton A.D. (1989), River adjustment to changes in sediment load: the effects of thin mining on the Ringrooma River, Tasmania, 1875-1984, ESPL, 14: 333-359. Knighton A.D (1982), Asymmetry of River Channel cross sections: Post II. Mode of development and local variation, Earth Surface Processes and Landforms, vol. 7, John Wiley & Sons, Ltd. Knighton A.D. (1998), Fluvial Forms & Processes – a new perpective, Oxford University Press Inc. Knox J.C. (1983), Responses of river system, in H. E. Wright, Jr., ed., Late Quaternary Environments of United States, The Holocene, Minneapolis, University of Minnesota Press:26-41.

164 Kondolf G.M., Piegay H., Landon N. (2002), Channel response to increased and decreased bedload supply from land use change: contrasts between two catchments, Geomorphology, 45: 35-51. Kondolf G., Anderson S., Lave R., Pagano L., Merenlender A., Bernhardt E. (2007), Two decades of river restoration in California: What can we learn?, Restoration Ecology, vol, 15, nr. 3, 516-523 Kondolf, G.M., and H. Piégay, eds. 2003. Tools in fluvial geomorphology. John Wiley & Sons, Chichester., Korpak J. (2007), The influence of river training on mountain channel changes (Polish Carpathian Mountains), Geomorphology, 92, 166-181. Lajczak A. (1995), The impact of river regulation, 1850-1990, on the channel and floodplain of the upper Vistula River, southern Poland. In: River Geomorphology (ed. by E. J. Hickin), 209-233. Wiley, Chichester, UK. Lamb H.H. (1995), Climate, History and the Modern World (Second edition). Routledge, London. Leopold L.B., Maddock T. (1953), The Hydraulic Geometry of Stream Channels and Some Physiographic Implications. U.S. Geological Survey Professional Paper 252, 56 p. Leopold L.B., Wolman M.G. (1957), River channel patterns: braided, meandering and straight. Geological Survey Professional Paper 282-B: 85 pp. Leopold L.B., Wolman M.G., Miller J.P. (1964), Fluvial Processes in geomorphology, San Francisco, W.H. Freeman. Lewin J., Macklin M.G. (2003), Preservation potential for Late Quaternary river alluvium, Journal of Quaternary Science 18 (2), p: 107–120. Lewin J., Macklin M.G., JOHNSTONE E. (2005), Interpreting alluvial archives: sedimentological factors in the British Holocene fluvial record, Quaternary Science Reviews 24, p: 1873–1889. Lindley W.H. (1899), Studiu hidrologic al regiunii Timişeşti-Istoricul alimentării oraşului Iaşi cu apă de băut. (Arhivele Statului, Iaşi). Liebault F., Piegay H., (2001), Assessment of channel changes due to long-term bedload supply decrease, Roubion River, France – Geomorphology, 36, pp. 167-186. Liebault F., Piegay H. (2002), Causes of 20th century channel narrowing in mountain and piedmont rivers of Southeastern France, Geomorphology, 27. Liébault F., Clément P., Piégay H., Rogers C.F., Kondolf G.M., Landon N. (2002), Contemporary channel changes in the Eygues basin, southern French Prealps: the relationship of subbasin variability to watershed characteristics, Geomorphology, Volume 45, issue 1-2, p. 53-66. Macarovici N. (1953), Limita estică a Mediteranianului dintre râurile Suceava şi Bistriţa, D.S. Com. Geol., XXXVII Macarovici N. (1968), Geologia cuaternarului, Ed. Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.

165 Macklin M.G., Benito G., Gregory K.J., Johnstone E., Lewin J., Michczynska D.J., Soja R., Starkel L., Thorndycraft V.R. (2006), Past hydrological events reflected in the Holocene fluvial record of Europe, Catena 66: 145 – 154. Macklin M.G., Lewin J. (1989), Sediment transfer and transformation of an alluvial valley floor: the River South Tyne, Northumbria, U.K. Earth Surface Processes and Landforms 14: 233–246. Macklin M.G., Lewin J. (1997), Channel, floodplain and drainage basin response to environmental changes. In: Thorne, C.R., Hey, R.D., Newson, M.D. (Eds.), Applied Fluvial Geomorphology for River Engineering and Management. Wiley, Chichester, pp. 15–45. MacVicar, B.J., Piegay H., Henderson A., Comiti F., Oberlin C., Pecorari E. (2009), Quantifying the temporal dynamics of wood in large rivers: new techniques for wood tracking, monitoring, surveying, and dating. Earth Surface Processes and Landforms, 34, 2031-2046, DOI: 10.1002/esp.1888. Malavoi J.R., Bravard J.P. (2010), Elements d’hydromorphologie fluviale. ONEMA, BaumeLes-Dames, France, 224 pp. Mann M., Bradley R., Hughes M. (1999), Northern Hemisphere temperatures during the past millenium: inferences, uncertaintes, and limitations, American Geophysical Union Marston, R.A., Bravard, J-P., Green, T. (2003), Impacts of reforestation and gravel mining on the Malnant River, Haute-Savoie, French Alps. Geomorphology 55(1-4), 65-74. Martiniuc C. (1948), Date noi asupra evoluţiei paleogeografice a Sarmaţianului din partea de vest a Podişului Moldovenesc, Rev. Fond. Şt., Iaşi, XXXIV Martiniuc C. (1956), „Cercetări geomorfologice în Regiunea Baia-Suceava”, Analele Ştiinţifice ale Universităţii „Al.I.Cuza”, Iaşi, Secţ. II., f.2. Martiniuc C., Donisă I., Hârjoabă I. (1962), Geomorfologia teritoriului oraşului Vatra Dornei, An. Şt. Ale Univ. Al.I. Cuza, Iaşi, secţ, II, t VIII, Iaşi Mayewski P.A., Rohling E.E., Stager J.C., Karlen W., Maasch K.A., Meeker L.D., Meyerson E.A., Gasse F., van Kreveld S., Holmgren K., Lee-Thorp J., Rosqvist G., Racki F., Staubwasser M., Schneider R.R., Steig E.J. (2004), Holocene climate variability, Quaternary Research 62, 243– 255. Miall A.D. (1977), A review of the braided river depositional environment. Earth-Science Reviews, 13, p: 1-62. Miall A. (1985), Architectural-Element Analysis: A New Method of Facies Analysis Applied to Fluvial Deposits, Earth-Science Reviews, 22, p: 261-308. Miall A.D. (1996, 2006), The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis, and Petroleum Geology. Springer, Berlin. Miall A.D. (1999), Principles of sedimentary basin analysis, third edition: Springer-Verlag Inc., New York.

166 Miclăuş C., Rădoane M., Ichim I., Rădoane N., Grasu C. (1996-1997), Analiza geostatistică a faciesului actual al albiei râului Moldova, Analele Şt. ale Univ. Al.I. Cuza, Iaşi, Geologie, XLII-XLIII, Iaşi. Miclăuş Crina (2001), Geology of the Sarmatian pericarpathian deltas between Suceava and Bistriţa Rivers, Unpublished PhD Thesis, 250 p. Mihai B., Şandric I., Chiţu Z. (2008), Some contributions to the drawing of the general geomorphic map using GIS tools. An application to Timis Mountains (Curvature Carpathians). Revista de Geomorfologie, 8, 39-50. Mihăilescu V. (1966), „Dealurile şi câmpiile României”, Editura Ştiinţifică, Bucureşti. Murray (2007), Reducing model complexity for explanation and prediction, Geomorphology 90, 178–91. Stover S.C., Montgomery D.R. (2001), Channel change and flooding Skokomish River, Washington, Journal of Hydrology 243 (2001) 272±286 Mosley P. (1983), Variability of water temperatures in the braided Ashley and Rakaia rivers, New Zealand Journal of Marine and Freshwater Research Volume 17, Issue 3 Mosley P.M. (1982), Analysis of the effect of changing discharge on channel morphology in stream uses in a braided River, Ohau River, New-Zealand. Water Resources Research 18: 800–812. Mosley M.D., Tindale D.S. (1985), Sediment variability and bed material sampling in gravel bed rivers, Earth Surface Process. and Landf., 10. Moţoc M. (1984), Participarea proceselor de eroziune şi a folosinţelor terenului la diferenţierea transportului de aluviuni în suspensie pe râurile din România, Bul. inf., al A.S.A.S., nr.13, Bucureşti Nanson G.C., Beach H.F. (1977), Forest succession and sedimentation on a meandering river floodplain, northeast British Columbia, Canada. Journal of Biogeography 4: 229 – 251. Nanson G.C., Croke J.C. (1992), A genetic classification of floodplains, Geomorphology, 4, p. 459-486. Nanson G.C, Knighton A.D. (1996), Anabranching rivers: their cause, character and classification, Earth Surface Processes and Landforms 21, p: 217 – 239. Neamţu E., Neamţu V., Cheptea S. (1980), Oraşul medieval Baia în sec. XIV-XVIII, Ed. Junimea, Iaşi. Neil D., YU B. (1999), A method of analysing stream channel response to environmental change: gauge data fot the Tully River, Australian Geographer, 30, 2, 239 - 252. Noller J.S. (2008), Lead-210 geochronology. In Quaternary Geochronology: Methods and Applications, Noller JS, Sowers JM, Lettis WR (eds). American Geophysical Union: 115 – 120. Notebaert B., Verstraeten G. (2010), Sensitivity of West and Central European river systems to environmental changes during the Holocene A review. Earth-Science Reviews, 103 (3-4): 163 – 182

167 O’Connor J.E., Jones M.A., Haluska T.L., (2003), Flood plain and channel dynamics of the Quinault and Queets Rivers, Washington, USA, Geomorphology 51: 31–59. Olariu P. (2004), Şesul Sucevei extracarpatice. Studiu de geomorfologie aplicată, Edit. Alma Mater, Bacău. Paige A.D., Hickin E.J. (2000), Annual bed-elevation regime in the alluvial channel of Squamish River, Southwestern British Columbia, Canada, Earth Surface Processes and Landforms, 25, 991-1009. Paola C. (2001), Modelling stream braiding over a range of scales. In Gravel Bed Rivers V. Edited by M.P. Mosley. New Zealand Hydrological Society, Christchurch, New Zealand. pp. 11–46. Panin N. (1976), Some aspects of fluvial and marin processes in Danube Delta, An. Inst. De Geologie, L, Bucureşti. Park C.C. (1977), World-wide variations in hidraulic geometry exponents of stream channels: An analysis and some observations, Journal of Hydrology, 33: 1-2, pp. 133-146. Pascu M. (1999), Cercetări privind influenţa regularizării radicale a albiilor de râuri asupra stabilităţii unor construcţii aferente şi a mediului înconjurător – cu referire la bazinul hidrografic al râului Prahova, Rez. Tezei de doctorat, Universitatea Tehnică „Gh. Asachi”, Iaşi. Păunescu A. (1933), Paleoliticul şi epipaleoliticul de pe teritoriul Moldovei cu prins între Carpaţi şi Siret. Studiu monografic, Editura Satya, vol I/1. Perşoiu A. (2011), Palaeoclimatic Significance of Perennial Ice Accumulations in Caves: an Example from Scarisoara Ice Cave, România, Unpublished PhD, University of South Florida, USA. Perşoiu A., Pazdur A. (2011), Ice genesis and its long-term mass balance and dynamics in Scărişoara Ice Cave, Romania, The Cryosphere, 5: 45-53, doi: 10.5194/tcd-4-1909-2010 Perşoiu I. (2008), Time and space adjustments of Somesu Mic River. Causes and effects, Geophysical Research Abstract, vol. 10, EGU General Assembly, Viena. Perşoiu I. (2010), Reconstituirea evoluției geomorfologice a văii Someşului Mic în Holocen. Teză de doctorat, Universitatea „Alexandru Ioan Cuza”, Iaşi. Perşoiu I., Rădoane M. (2011), Spatial and temporal controls on historical channel responses study of an atypical case: Someşu Mic River, Romania, Earth Surface Landforms and Processes. Perşoiu A., Onac B.P., Blaauw M. et al. (in preparation), A 10,500 year record of summer temperatures in Central Europe from cave glaciers. Petts G.E., Möller H., Roux A.L. (eds.) (1989), Historical Changes of Large Alluvial Rivers in Western Europe, Wiley, Chichester, London. Pickup, G. and Warner, R. F. (1976), Effects of hydrologic regime on magnitude and frequency of dominant discharge, Journal of Hydrology, 29, 51-75., Piégay H., Dupont P., Faby J.A. (2002), Questions of water resources management : feedback of the French implemented plans SAGE and SDAGE (1992-1999) », Water Policy 4 (3),

168 p.239-262. Piégay H, Darby SE, Mosselman E, Surian N. (2005), A review of technique available for delimiting the erodible river corridor: a sustainable approach for managing bank erosion. River Research and Applications 21: 773-789. Piégay H., Grant G., Nakamura F., Trustrum N., 2006, « Braided river management : from assessment of river behaviour to improved sustainable development», in G.H. SambrookSmith, J.L. Best, C.S. Bristow and G.E. Petts (eds), Braided Rivers : Process, Deposits, Ecology and Management, Special publication 36 of the International Association of Sedimentologists, p. 257-275. Piégay H., Alber A., Slater L., Bourdin L. (2009), Census and typology of the braided rivers in the French Alps , Aquatic Sciences 71(3) : 371-388 Pisŭt P. (2002), Channel evolution of the Pre-channelised Danube River in Bratislava, Slovakia (1712 -1886). Earth Surface Processes and Landforms 27, p: 369 – 390. Poff N., Bledsoe B., Cuhaciyan C. (2006), Hydrologic variation with land use across the contiguous United States: Geomorphic and ecological consequences for stream ecosystems, Geomorphology 79 (2006) 264–285 Polonic, G. (1986), On the seismotectonic relations in the Moldavian Platform and adjacent units.Rev. roum. géol., géophys., géogr. (Géophysique), 30, 11–17. Polonic, G. (1988), Neotectonic and seismogenic peculiarities of the East-European Platform and adjacent units borders in Romania. Rec. Seism. Investig. in Europe, 86–95. Polonic, G. (1998), The structure and morphology of the crystalline basement in Romania. CERGOP ―South Carpathians‖ monograph, vol. 7 (37), pp. 127–131. Warszawa. Polonic G. Zugrăvescu D., Toma I. (2005), Dinamica recentă a blocurilor tectonice în zonele de amplasament a construcţiilor hidroenergetice din România, Institutul de Geodinamică „Sabba S. Ştefănescu" al Academiei Române Str. Jean-Louis Calderon 19–21, 020032, Bucureşti 37, România Popp N., Martiniuc C. (1971), Zona de contact intre carpatii Orientali si Podisul Sucevei, Muzeul Judetean Suceava, St. Naturii, nr.2, Suceava. Popa I. (2004), Fundamente metodologice şi applicaţii de dendrochronologie, Editura Tehnică Silvică, p 200. Popa I., Kern Z. (2009), Long-term summer temperature reconstruction inferred from tree-ring records from the Eastern Carpathians, Clim Dyn, 32: 1107 – 1117. Popa I., Kern Z. (2009), Millennial summer temperature reconstruction inferred from tree ring records for Calimani Mts. (Eastern Carpathians, Romania), Climate dynamics 32: 11071117. Popescu N., Ielenicz M. (2000), La carte geomorphologique generale, Acte de la premiere rencontre geographique franco-roumaine, 13 – 20 mai 1999, Ed. Universitatii Bucuresti, 19-20. Posea G. (2005), Geomorfologia României: Tipuri, Geneză, Evoluţie, Regionare, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti

169 Posea Gr. (1964), Harta geomorfologică generală, Analele Universităţii Bucureşti, nr.1. Posea Gr., Cioacă A. (2003), Cartografierea geomorfologică, Edit. Fundaţiei „România de Mâine”, Bucureşti. Preoteasa L. (2008), Relieful eolian din Delta Dunării, Editura Universitară, Bucuresti. Rapp, C.F., Abbe, T.B. (2003), A framework for Delineating Channel Migration Zones, http://www.ecy.wa.gov/biblio/0306027.htm Rădoane N., Rădoane M. (1976), Observații geomorfologice în lunca Moldovei între Gura Humorului și Drăgănești-Oniceni, An. Muz. Șt. Nat. și geologie-geografie, Piatra Neamț. Rădoane M., Ichim I., Pandi G. (1991), Tendinţe actuale în dinamica patului albiilor de râu din Carpaţii Orientali. St. cerc. geol., geofiz., geogr., ser. geogr., t. 38, 21 – 31. Rădoane M., Ichim I., Rădoane N., Surdeanu V., Grasu C. (1991), Relaţii între forma profilului longitudinal şi parametrii depozitelor de albie ale râului Buzău, Studia Universitatis Babeş-Bolyai, Geographia, Anul XXXVI, Cluj-Napoca. Rădoane M., Ichim I., Rădoane N., Dumitrescu G., Ursu C. (1996), Analiza cantitativă în geografia fizică, Ed. Univ. Al. I. Cuza, Iaşi. Rădoane Maria, Ichim I., Dumitriu D. (2002), Geomorfologie, vol.I şi II, Editura Universităţii Ştefan cel Mare, Suceava. Rădoane N. (2002), Geomorfologia bazinelor hidrografice mici, Editura Universităţii Suceava. Rădoane M., Rădoane N., Dumitriu D. (2003), Geomorphological evolution of river longitudinal profiles, Geomorphology, 50, Elsevier, Olanda, 293-306. Rădoane M., Rădoane N. (2003), Morfologia albiei râului Bârlad şi variabilitatea depozitelor actuale, Revista de Geomorfologie, 4-5, 85-97. Rădoane N., Rădoane M. (2003), Cercetări geomorfologice pentru evaluarea albiei Olteţ ca sursă de aluviuni, Analele Universităţii Ștefan cel Mare, Suceava, X, 27-35. Rădoane M., Rădoane N. (2005b), Dams, sediment sources and reservoir silting in Romania, Geomorphology, vol. 71, Elsevier, Olanda, vol. 217-226. Rădoane M., Rădoane N., (2007), Geomorfologia aplicată, Editura Universităţii Ştefan cel Mare, Suceava. Rădoane M., Rădoane N., Dumitriu D., Cristea I. (2007), Granulometria depozitelor de albie ale râului Prut între Orofteana şi Galati, Revista de Geomorfologie, 7, Bucuresti. Rădoane M., Rădoane N. (2008), Rolul intervenţiilor antropice şi al schimbărilor climatice în evoluţia recentă a albiei râului Bârlad. Studii şi cercetări de Geografie, T.LIII-LIV, Bucureşti. Rădoane M., Rădoane N., Cristea I., Persoiu I., Burdulea A. (2008b) Quantitative analysis in the fluvial geomorphology, Geographia tehnica, Cluj Napoca, 1, 100-111. Rădoane M., Feier I., Rădoane N., Cristea I., Burdulea A. (2008a), Fluvial deposits and environmental history of some large Romanian rivers, Geophysical Research Abstract, vol. 10, EGU General Assembly, Viena. Rădoane M., Rădoane N., Dumitriu D., Miclăuş C. (2008), Downstream variation in bed sediment size along the East Carpathians Rivers: evidence of the role of sediment sources, Earth Surface Landforms and Processes, 32, Marea Britanie.

170 Rădoane M., Rădoane N., Cristea I., Oprea-Gancevici D. (2008c), Evaluarea modificărilor contemporane ale albiei râului Prut pe graniţa românească, Revista de Geomorfologie, 10, 57 - 71. Rădoane M., Rădoane N. (2009), „Morfologia şi dinamica râului Moldova în sectorul balastierelor Preuteşti-Mirosloveşti”, Congresul de geomorfologie, Zalău. Rădoane M., Pandi G., Rădoane N. (2010), Contemporary bed elevation changes from the Eastern Carpathians. Carpathian Journal of Earth and Environmental Sciences, Vol. 5, No. 2: 49 – 60. Rădoane M., Cristea I., Rădoane N. (2011), Cartografierea geomorfologică. Evoluţie şi tendinţe. Revista de Geomorfologie, Bucureşti Rădoane M. Obreja F., Cristea I. (2012), Channel-bed level changes for the Eastern Carpathian Rivers: climatical control vs human control over the last 50 years, in press Rhodes D.D. (1977), The b–f–m diagram: graphical representation and interpretation of at-astation hydraulic geometry. American Journal of Science 277, 73–96. Reimer, PJ, Baillie, MGL, Bard, E, Bayliss, A, Beck, JW, Blackwell, PG, Buck, CE, Burr, GS, Cutler, KB, Damon, PE, Edwards, RL, Fairbanks, RG, Friedrich, M, Guilderson, TP, Herring, C, Hughen, KA, Kromer, B, McCormac, FG, Manning, SW, Ramsey, CB, Reimer, PJ, Reimer, RW, Remmele, S, Southon, JR, Stuiver, M, Talamo, S, Taylor, FW, van der Plicht, J, and Weyhenmeyer, CE. (2004), IntCal04 Terrestrial radiocarbon age calibration, 0-26 cal kyr BP. Radiocarbon 46, 3, 1029-1058. Reimer P.J. et. al. (2009), “IntCal09 and Marine09 Radiocarbon Age Calibration Curves, 0– 50,000 Years cal BP”, Radiocarbon 51 (4): 1111–1150. Richards K.S. (1976), Channel and flow geometry: a geomorphological perspective, Progress in Physical Geography, March 1977, v. 1, p. 65-102. Richards K.S. (1982), Rivers: Form and process in alluvial channels, Methuen, New York. Rinaldi M. (2003), Recent channel adjustments in alluvial rivers of Tuscany, Central Italy, Earth Surface Proc. Landforms, 28. Rinaldi M., Comiti F., Surian N., Bussettini M. (2011), IDRAIM – Sistema di valutazione IDRomorfologica, AnalisI e Monitoraggio dei corsi d’aqua, in press. Rinaldi M., Simon A. (1998), Bed-level adjustments in the Arno River, central Italy. Geomorphology 22(1): 57–71. Rinaldi M., Surian N., Comiti F., Bussettini M. (2011), Guidebook for the evaluation of stream morphological conditions by the morphological quality index, Istituto Superiore per la Protezione e la Ricerca Ambientale, Rome, 84 pp. Rosgen D.L. (1994), A classification of natural rivers. Catena 22: 169–199. Rumsby B.T., Macklin M.G. (1996), River response to the last neoglacial (the Little Ice age) in northern, Western, and central Europe. In Branson J., Brown A.G. and Gregory K.J. (eds.), Global Continental Changes: the context of Palaeohydrology. London, Geological Society Special Publication, No. 115, 217-233.

171 Rumsby B.T., Macklin M.G. (1994), Channel and floodplain response to recent abrupt climate change; the Tyne basin, northern England. Earth Surface Processes and Landforms 19: 499–515. Rusu C. (2002), Masivul Rarău. Studiu de geografie fizică, Editura Academiei Române, Bucureşti. Schumm S.A. (1968), River adjustment to altered hydraulic regimen – Murrumbidgee River and paleochannels, Australia. U.S. Geological Survey Professional Paper 598, 1–65. Schumm S.A. (1977), The Fluvial System, John Willey & Sons, 338 p., London. Schumm S.A. (1981), Evolution and response of the fluvial system, sedimentologic implications. The Society of Economic Palaeontologists and Mineralogists, Special Publ. n° 31, 19–29. Schumm S.A. (1985), Patterns of alluvial rivers. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 13:5–27. Schumm S.A. (2005), River variability and complexity. Cambridge University Press. Schumm S.A., Khan H.R. (1971), Experimental study of channel patterns, Nature 233(5319):407-9. Schumm S.A., Lichty R.W. (1963), Channel widening and floodplain construction along Cimarron River in southwestern Kansas.US Geological Survey Professional Paper, 352-D. Snow R.S., Slingerland R.L. (1987), Mathematical modeling of grande driver profiles, Journal of Geology, 95. Sokolowski T., Stachowicz-Rybka R. (2009), Chronostratigraphy and changes of environment of Late Pleistocene and Holocene at Starunia Palaeontological site and vicinity (Carpahian region, Ukraine), Annales Societatis Geologorum Poloniae, vol. 79: 315–331. Speer J.H. (2010), Fundamentals of Tree-Ring Research. 333p. The University of Arizona Press. Tucson. Starkel L. (2002), Change in the frequency of extreme events as the indicator of climatic change in the Holocene (in fluvial systems). Quaternary International 91: 52 – 32. Starkel L., Gebica P., Budek A., Krapiec M., Jacysyn A., Kalinovyc N. (2009), Evolution of the lower section of the Strvyaz river valley during the Holocene (Foreland of the Eastern Carpathians), Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica,vol: XLIII: 5-37. Starkel L., Gebica P., Superson J. (2007), Last Glacial–Interglacial cycle in the evolution of river valleys in southern and central Poland, Quaternary Science Reviews 26, 2924–2936. Starkel L., Thorndycraft V.R. (2006), Past hydrological events reflected in the Holocene fluvial record of Europe, Catena 66: 145 – 154. Stih S.M., Komar P.D. (1990), Differential bedload transport rates in a gravel bed Stream. A grain size distribution approach, Earth Surface Process. and Landfs., 15. Stover S.C., Montgomery D.R. (2001), Channel change and flooding, Skokomish River, Washington, Journal of Hydrology 243, 272 - 286. Strahler A. (1952), Dynamic basis of geomorphology, Geol. Soc. America, Bull. 63

172 Strahler A. (1980), Systems theory in physical geography, Phys. Geogr., 1 Stuiver M., Braziunas F. (1993), Sun, ocean, climate and atmospheric causal and spectral relationships. Holocene, 3 (4): 289 – 305.

14

CO2: an evaluation of

Summerfield, M.A. (1997), Supercontinent break-up and landscape development, Geography Review (10) p.36-40 Surian N. (1999), Channel changes due to river regulation: the case of the Piave river, Italy, Earth Surface Processes and Landforms 24: 1135–1151. Surian N. (2002), Downstream variation in grain size along an Alpine river: analysis of controls and processes, Geomorphology, 43, Elsevier. Surian N., Rinaldi M. (2003), Morphological response to river engineering and management in alluvial channels in Italy. Geomorphology, 50 (4), 307-326. Surian N. & Rinaldi M. (2004), Channel adjustments in response to human alteration of sediment fluxes: examples from Italian rivers - In: Golosov V., Belyaev V. & Walling D.E. (Eds.), Sediment transfer through the fluvial system, IAHS Publ. 288, pp. 276-282. Surian N. (2006), Effects of human impact on braided river morphology: examples from Northern Italy - In: SAMBROOK SMITH G.H., BEST J.L., BRISTOW C. & PETTS G.E. (Eds.), Braided Rivers, IAS Special Publication 36, Blackwell Science, pp. 327-338. Surian N., Cisotto A. (2007), Channel adjustments, bedload transport and sediment sources in a gravel-bed river, Brenta River, Italy - Earth Surf. Process. and Landforms, 32, pp. 16411656. Surian N. (2009), Linee guida per l’analisi geomorfologica degli alvei fluviali e delle loro tendenze evolutive, Cleup, Italia. Surian N., Rinaldi M., Pellegrini L. (2009d), Linee guida per l’analisi geomorfologica degli alvei fluviali e delle loro tendenye evolutive, Cleup, Italia, Padova, 78 pp. Surian N., Rinaldi M., Pellegrini L., Audisio C., Maraga F., Teruggi L., Turitto O., Ziliani L. (2009a), Channel adjustments in northern and central Italy over the last 200 years. In: James L.A., Rathburn S.L., Whittecar G.R. (Eds.), Management and Restoration of Fluvial Systems with Broad Historical Changes and Human Impacts: Geological Society of America Special Paper, 451, 83-95. Surian N., Mao L., Giacomin M. & Ziliani L. (2009b). Morphological effects of different channel-forming discharges in a gravel-bed river. Earth Surface Processes and Landforms, DOI:10.1002/esp.1798. Surian N., Ziliani L., Comiti F., Lenzi M.A., Mao L., 2009c. Channel adjustments and alteration of sediment fluxes in gravel-bed rivers of northeastern Italy: potentials and limitations for channel recovery. River Research and Applications 25, 551-567, DOI: 10.1002/rra.1231. Şerban G., Bătinaş R. (2005), Noţiuni practice de hidrologie generală. Partea I Hidrogeologie, Potamologie, Casa Cărţii de Ştiinţă, Cluj-Napoca. Tămaş T., Onac B.P., Bojar A.V. (2005), Lateglacial – Middle Holocene stable isotope records in two coeval stalagmites from the Bihor Mountains, NW Romania. Geological Quarterly 49: 154 – 194.

173 Thorne C.R. (1997), Channel types and morphological classification, in C. R. Thorne, R. D. Hey and M.D. Newson, eds., Applied Fluvial Geomorphology for River Engineering and Management, Chichester, Wiley, p: 175-222. Trumbore S.E. (2000), Constraints on below-ground carbon cycling from radiocarbon: the age of soil organic matter and respired CO2, Ecological Applications, 10(2): 399 – 411. Toroimac G. (2009), Dinamica hidrogeomorfologică a râului Prohova (România), funcţionarea actuală, evoluţia recentă şi consecinţe geografice, Teză de doctorat, Universitatea din Bucureşti. Tufescu V. (1966), Sucarpaţii, Editura Ştiinţifică, Bucureşti Tufescu V. (1966), Modelarea naturală a reliefului şi eroziunea accelerată, Edit. Acad. R.S.R., Bucureşti Tufescu V. (1970), Pe Valea Moldovei. Privelişti şi evocări., Editura ştiinţifică, Bucureşti Ujvári I. (1972), Geografia apelor României, Editura ştiinţifică şi enciclopedică, 590 p, Bucureşti. Ujvári I., Pârvulescu D., Pándi G. (1986), Viiturile şi scurgerea maximă a râurilor din Câmpia Transilvaniei. Probleme de geografie aplicată, Cluj-Napoca. Ungureanu I. (1978), Hărţi geomorfologice, Editura Junimea, Iaşi.

Uribelarrea D., Perez-Gonzales A., Benito G. (2003), Channel changes in the Jarama and Tagus rivers (central Spain) over the past 500 years, Quaternary Science Reviews 22, 2209-2221. Van der Leeuw S., The ARCHAEOMEDES research team (2005), Climate, hydrology, land use, and environmental degradation in the lower Rhone Valley during the Roman period. C.R.Geoscience 337: 9 – 27. Warburton J. (1996), A brief review of hydraulic modelling of braided gravel-bed rivers in New Zealand, Journal of Hydrology, NZ, 35(2):157-172. Warburton J. (1996), Active braidplain width, bed load transport and channel morphology in a model braided river. Journal of Hydrology New Zealand 35(2): 259–285. Williams G.P. (1978), The case of the shrinking channels – the North Platte and Platte Rivers in Nebraska. U.S. Geological Survey Circular, 781, 48 pp. Winterbottom S.J. (2000), Medium and short-term channel planform changes on the Rivers Tay and Tummel, Scotland, Geomorphology, 34, pp. 195-208. Wolman M.G. (1954), A method of sampling coarse river-bed material. American Geophysical Union Transactions 35: 951–956. Wolman M.G., Miller W.P. (1960), Magnitude and frequency of forces in geomorphic processes, Journal of Geology, 68: 54-74. Wyżga B. (1993), River response to channel regulation: case study of the Raba River, Carpathians, Poland. Earth Surface Processes and Landforms 18, 541–556. Wyżga B. (2008), A review on channel incision in the Polish Carpathian rivers during the 20th century, Gravel-Bed Rivers VI: From Process Understanding to River Restoration H. Habersack, H. Piegay, M. Rinaldi, Editors.

174 Xu Jiongxin (1997), Evolution of mid-channel bars in a braided river and complex response to reservoir construction: an example from the middle Hanjiang River, China - Earth Surf. Process. and Landforms, 22, 953-965.

Yalin M.S. (1972), Mechanics of Sediment Transport. Pergamon, Oxford. Zawiejska J., Wyżga B. (2010), Twentieth century channel change on the Dunajec River, southern Poland: patterns, causes and controls. Geomorphology 117: 234–246. Ziliani L., Surian N. (2012), Evolutionary trajectory of channel morphology and controlling factors in a large gravel-bed river, Geomorphology, 166. Zugrăvescu, D., Polonic, G., Horomnea, M., Dragomir, V. (1998), Recent vertical crustal movements on the Romanian territory, major tectonic compartments and their relative dynamics. Rev. roum. de Géophysique, 42, 3–14. *** (1962), Clima R. P. România, Institutul de Meteorologie şi Hidrologie, vol.II, Bucureşti. *** (1966), Atlasul Climatologic al României, Institutul de Meteorologie şi Hidrologie, Bucureşti. *** (1971), Râurile României. Monografie hidrologică, I.M.H., Bucureşti *** (1972), Atlasul Cadastral al Apelor României, vol. III *** (2008) Volum omagial dedicat profesorului Grigore Posea, Analele Universităţii Spiru Haret, S. Geografie, nr.11 *** (2008), Clima României, Editura Academiei, Bucureşti *** Direcţia Apelor Bacău *** www.carbon 14.pl/lumdatlab/index.htm *** www.carbon 14.pl/c14lab/index.htm *** http://www.eea.europa.eu/data-and-maps/data