Rezumat Alina Gherghina

1/88 Bărăganul Central – Sinergism microrelief-depozite-sol

Carmen-Alina Gherghina UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI

UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI

FACULTATEA DE GEOGRAFIE

TEZĂ DE DOCTORAT

CONDUCĂTORI ŞTIINŢIFICI,

PROF. UNIV. DR. FLORINA GRECU

PROF. UNIV. DR. FRANCESCO DRAMIS

DOCTORAND,

CARMEN-ALINA GHERGHINA

Bucureşti

2011



UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI

FACULTATEA DE GEOGRAFIE

TEZĂ DE DOCTORAT

Rezumat

BĂRĂGANUL CENTRAL –

SINERGISM MICRORELIEF-DEPOZITE-SOL

CONDUCĂTORI ŞTIINŢIFICI,

PROF. UNIV. DR. FLORINA GRECU

PROF. UNIV. DR. FRANCESCO DRAMIS

DOCTORAND,

CARMEN-ALINA GHERGHINA

Bucureşti

2011



CUPRINS

1. INTRODUCERE / 5

2. OBIECTIVE / 7

3. LOCALIZAREA / 8

4. CARACTERISTIGI GENERALE ALE CÂMPIEI BĂRĂGANULUI CENTRAL / 13

4.1. Caracteristici geologice / 13

4.1.1. Evoluţia precuaternară a Câmpiei Bărăganului Central / 13

4.1.2. Evoluţia cuaternară a Câmpiei Bărăganului Central / 16

4.1.3. Condiţii paleoclimatice / 18

4.1.4. Depozitele cuaternare / 21

4.2. Caracteristici geomorfologice / 24

4.3. Caracteristici hidrografice / 30

5. STADIUL ACTUAL AL CUNOAŞTERII ÎN DOMENIUL RELAŢIILOR MICRORELIEF-DEPOZITE-

SOL / 33

5.1. Stadiul actual al cunoaşterii reliefului şi microreliefului / 34

5.2. Stadiul actual al cunoaşterii depozitelor / 37

5.3. Stadiul actual al cunoaşterii în domeniul pedologiei / 51

6. METODOLOGIA DE LUCRU / 67

6.1. Întocmirea bazei de date / 67

6.1.1. Colectarea datelor grafice / 67

6.1.2. Colectarea datelor atribut / 68

6.1.3. Realizarea aplicaţiilor / 68

6.1.4. Caracterizarea solurilor / 73

7. CONDIŢIILE DE MEDIU CARE INFLUENŢEAZĂ SINERGISMUL MICRORELIEF-DEPOZITE-SOL

ÎN CÂMPIA BĂRĂGANULUI CENTRAL / 78

7.1. Clima / 78

7.1.1. Caracteristicile principalilor parametri climatici / 78

7.1.2. Influenţa climei asupra sinergismului microrelief-depozite-sol / 92

7.2. Apa freatică / 95

7.2.1. Caracteristicile regimului apelor freatice / 95

7.2.2. Influenţa apei freatice asupra sinergismului microrelief-depozite-sol / 100

7.3. Vegetaţia şi microfauna / 104

7.3.1. Caracteristicile învelişului vegetal / 104

7.3.2. Influenţa vegetaţiei şi microfaunei asupra sinergismului microrelief-depozite-sol / 112

7.4. Activitatea antropică / 113



7.4.1. Etape ale populării Câmpiei Bărăganului Central / 113

7.4.2. Influenţa activităţii antropice asupra sinergismului materiale parentale-microrelief-sol / 114

8. INTERACŢIUNEA SINERGICĂ MICRORELIEF- DEPOZITE-SOL ŞI UNITĂŢILE SINERGICE

REZULTATE / 118

8.1. Mezo- şi microrelieful şi procesele de formare / 118

8.1.1. Caracteristici morfologice / 118

8.1.2. Caracteristici morfometrice / 122

8.1.3. Tipuri de relief / 131

8.1.3.1. Relieful de tasare / 131

8.1.3.2. Relieful eolian / 132

8.1.3.3. Relieful fluviatil / 141

8.1.3.4. Microrelieful antropic / 145

8.2. Materialele parentale şi procesele de formare / 148

8.3. Caracterizarea învelişului de sol / 163

8.3.1. Factorii care au contribuit la formarea solurilor (factorii pedogenetici) / 163

8.3.2. Procesele pedogenetice / 167

8.3.3. Evoluţia învelişului de sol din Câmpia Bărăganului Central / 173

8.3.4. Caracterizarea morfologică a solurilor / 174

8.3.5. Caracterizarea fizico-chimică / 193

8.3.6. Indicatori ai pedodiversităţii (caracterizare morfometrică a învelişului de soluri) / 207

8.3.7. Microzonarea pedogeoclimatică a învelişului de sol / 215

8.3.8. Corelarea sistemului român de taxonomie a solurilor (SRTS, 2003) cu fostele clasificări

naţionale şi cu sistemele taxonomice internaţionale / 221

8.3.9. Procesele de degradare a terenurilor şi măsuri de protecţie a mediului în diferite condiţii de

utilizare / 230

8.3.9.1. Procesele de degradare / 230

8.3.9.2. Măsuri de protecţie şi de prevenire a degradării terenurilor /235

9. Analiza spaţială a unităţilor sinergice din Câmpiei Bărăganului Central / 237

9.1. Identificarea unităţilor sinergice / 237

9.2. Pedopeisajul Câmpiei Bărăganului Central ca rezultat al sinergismului microrelief-depozite-sol /

249

9.3. Utilizarea raţională a unităţilor sinergice din Câmpia Bărăganului Central, în contextul dezvoltării

sustenabile a teritoriului / 250

9.3.1 Modul de utilizare a unităţilor sinergice / 250

9.3.2. Măsuri de protecţie şi de prevenire a degradării terenurilor şi recomandări de utilizare a

unităţilor sinergice / 253

10. Unităţi geografice în Câmpia Bărăganului Central / 255



INTRODUCERE

Sistemele teritoriale, indiferent de numele utilizat – înveliş geografic, complex teritorial, peisaj

geografic, unităţi de mediu ambiant, ecosistem, geosistem etc –au fost caracterizate la început prin

simple descrieri geografice ale componenţilor sistemului separat (geologie, climă, relief, vegetaţie, sol

etc), iar mai târziu ca întreg, fapt care a condus la o cunoaştere aprofundată şi integrată a diferitelor

unităţi de sisteme teritoriale geografice, contribuind, astfel, la o mai bună valorificare a lor (Mihăilescu,

1968, 1977, Donisă, 1977, Velcea şi colab., 1983, Florea, 2009) în perspectiva conceptului de dezvoltare

durabilă.

Studiile şi cercetările realizate pe plan naţional şi internaţional au arătat că există relaţii strânse

între condiţiile naturale ale terenurilor agricole (sol, relief, climă) şi calitatea acestora (exprimată prin note

sau clase de bonitare), pretabilitatea lor pentru diferite folosinţe şi culturi, natura, intensitatea, extinderea

şi prognoza proceselor de degradare a solului şi de deşertificare, factorii limitativi ai producţiei, necesarul

şi pretabilitatea pentru lucrări de îmbunătăţiri funciare şi pentru alte lucrări ameliorative, ca şi pentru

sistemele tehnologice agricole de cultivare a plantelor, utilizarea sistemelor suport de decizie etc. Dacă

aceste relaţii nu sunt luate în considerare, se poate ajunge la reducerea producţiilor şi eficienţei

economice, dar şi la procese de degradare a solului, la lipsa în acest fel a condiţiilor esenţiale ale unei

agriculturi durabile.

Solul constituie o resursă naturală extrem de importantă atât din punct de vedere economic, cât

şi social, iar starea sa este o problemă cheie pentru mediu. O utilizare a solului care nu ţine cont de

principiile durabilităţii, poate conduce la o creştere a riscurilor şi insecuritatăţii economice. Din acest punct

de vedere, documentul UE ‖Towards a Thematic Strategy for Soil Protection‖ (COM [2002] 179 final)

prezintă ameninţările la adresa acestei resurse naturale importante, care afectează anual întreaga

Europă, producând pagube sociale şi economice de bilioane de Euro.

În prezent tehnologia GIS a devenit un instrument esenţial în analiza teritoriului şi a consecinţelor

activităţii umane asupra mediului. Numeroase hărţi şi imagini satelitare pot fi combinate pentru simularea

interacţiunilor componentelor de mediu. Acest lucru permite o mai bună înţelegere a proceselor terestre şi

o mai bună administrare a activităţilor umane, pentru a păstra calitatea mediului.

Pentru o planificare raţională a utilizării terenurilor, este imperios necesară o bază de date,

accesibilă şi credibilă, a resurselor pedo-hidro-climatice, acoperire cu vegetaţie, etc. Lipsa acestor date

face ca procesul de management al terenurilor să fie lăsat la voia întâmplării, fără a se asigura o

dezvoltare durabilă.

Lucrarea ‖Bărăganul Central – sinergism microrelief-depozite-sol‖, realizată sub îndrumarea Prof.

dr. Florina Grecu, de la Universitatea din Bucureşti, Facultatea de Geografie şi Prof. dr. Francesco

Dramis, de la Facolta degli Studi Roma Tre, Dipartimento di Geologia, Roma, Italia, are ca obiectiv

principal analiza relaţiilor sinergice dintre factorii de mediu/ microrelieful, depozitele şi învelişul de sol din

Câmpia Bărăganului Central şi a influenţei acestora asupra activităţii umane.

Sinergismul reprezintă acţiunea simultană a doi sau mai mulţi factori care conduce la un efect

total mai mare decât suma corespunzătoare efectului fiecărui factor în parte (Canarache et al., 2008).

Termenul de sinergism ― care etimologic nu înseamnă altceva decât conlucrare ― are sensul

particular de activitate concertată interdisciplinară de-a lungul desfăşurării unui proces, implicând mai

mulţi agenţi (microrelieful, depozitele, învelişul de sol), cu acţiune nu numai asupra obiectivului avut în

vedere (pedopeisajul), ci şi asupra partenerului/partenerilor de colaborare.

Teza urmăreşte constituirea unui Sistem Informatic Geografic al Câmpiei Bărăganului Central

pentru monitorizarea factorilor de mediu ca mijloc eficient de prelucrare a informaţiilor, în scopul utilizării

raţionale a resurselor şi protecţiei mediului înconjurător.

Lucrarea este structurată în trei părţi: partea întâi, introductivă, cuprinde localizarea,

caracteristicile generale ale Câmpiei Bărăganului Central reflectate în literatura de specialitate şi stadiul



actual al cunoaşterii în domeniul relaţiilor microrelief-depozite-sol; partea a doua cuprinde materialele

utilizate şi metodologia de lucru, iar partea a III-a cuprinde analiza factorilor de mediu care condiţionează

sinergismul microrelief-depozite-sol, respectiv clima, apa freatică, vegetaţia şi microorganismele şi

activitatea antropică; caracterizarea factorilor direcţi care intervin în sinergism, respectiv mezo- şi

microrelieful şi condiţiile de formare, materialele parentale şi învelişul de soluri.

Lucrarea se încheie cu prezentarea proceselor de degradare a terenurilor şi recomandări de

utilizare raţională a resurselor de sol şi teren din Câmpia Bărăganului Central, în contextul dezvoltării

sustenabile a teritoriului.

Doresc să aduc calde mulţumiri D-nei Prof. dr. Florina Grecu şi Prof. dr. Francesco Dramis pentru

încrederea şi sprijinul acordate pe toată perioada finalizarea programului de doctorat şi, de asemenea,

tuturor cadrelor didactice din cadrul Facultăţii de Geografie care au contribuit la formarea mea

profesională, Dr. Paola Molin şi Dr. Giandomenico Fubelli, de la Universita degli Studi Roma Tre,

Dipartimento di Geologia, tuturor colegilor din cadrul ICPA Bucureşti şi prietenilor ale căror sugestii şi idei

m-au ajutat în finalizarea tezei de doctorat.

1. OBIECTIVE

Obiectivul principal:

- Analiza relaţiilor sinergice dintre factorii de mediu/ microrelieful, depozitele şi învelişul de sol din

Câmpia Bărăganului Central şi a influenţei acestora asupra activităţii umane.

Obiective specifice:

- Întocmirea unei baze de date, ca punct de plecare pentru realizarea aplicaţiilor şi a studiilor

deverse.

- Identificarea şi caracterizarea factorilor care influenţează desfăşurarea sinergismului microrelief-

depozite-sol.

- Interacţiunea sinergică microrelief-depozite-sol şi identificarea unităţilor sinergice.

- Caracterizarea pedopeisajului, ca rezultat al sinergismul microrelief-depozite-sol

- Prezentarea tipurilor de degradare a terenurilor şi recomandări de utilizare raţională în contextul

dezvoltării sustenabile a teritoriului.



PARTEA ÎNTÂI

Caractere generale şi stadiul cunoaşterii

2. LOCALIZAREA

Câmpia Bărăganului Central, denumită şi Câmpia Călmăţuiului sau Bărăganul Ialomiţei, este

parte integrantă a Câmpiei Bărăganului, considerată în literatura geografică cea mai tipică câmpie

tabulară, de origine lacustră sau lacustro-fluviatilă (Geografia României, vol. V, 2005).

Câmpia Bărăganului Central este situată în sud-estul ţării, în partea de est a Câmpiei Române de

Est şi se suprapune interfluviului Ialomiţa-Călmăţui. Luncile celor două râuri reprezintă limitele de sud şi,

respectiv nord, ale câmpiei, care o separă de Bărăganul Sudic, respectiv de Bărăganul Nordic (Câmpia

Brăilei). Celelalte două limite sunt Valea Săratei, în vest, care separă Bărăganul Central de Câmpia

Săratei, şi lunca Dunării, în est (fig. 1).

Are o suprafaţă de cca 3370 km² şi formă uşor dreptunghiulară, cu o lungime de cca 90 km şi o

lăţime medie de cca 40 km.

Fig.1 Localizarea Câmpiei Bărăganului Central în cadrul ţării

Câmpia Bărăganului Central face trecerea între Bărăganul Sudic, mai înalt, şi Bărăganul Nordic,

atât prin poziţia geografică cât şi litologic, prin grosimea mai redusă a loessului şi a substratului mai

argilos(fig. 2) . Aceste caracteristici sunt determinate de evoluţia paleogeografică diferită a celor trei

câmpii, în Bărăganul Central subsidenţa manifestându-se mai puternic decât în Bărăganul Sudic, conform

forajelor geologice (Pricăjan, 1961).

Morfologic, se caracterizează prin asimetria evidentă prin versantul nordic abrupt sau convex,

generat de acţiunea climato-eoliană, şi cel sudic, mai prelung şi mai coborât, cu aspect de trepte;

predominarea suprafeţelor plane, cu înclinare N-S şi E-V; fragmentare slabă, cu văi puţin adânci; drenaj

slab, cu numeroase depresiuni adânci fără scurgere, unele cu lacuri sărate, cu un pronunţat caracter

endoreic.



Fig. 2 Localizarea Câmpiei Bărăganului Central în cadrul Câmpiei Române



3. CARACTERISTICI GENERALE ALE CÂMPIEI BĂRĂGANULUI CENTRAL

3.1. Caracteristici geologice

4.1.1. Evoluţia precuaternară a Câmpiei Bărăganului Central

Ca parte a Câmpiei Române, Câmpia Bărăganului Central reprezintă, din punct de vedere

geologic, suprafaţă de craton alcătuită din fundament şi cuvertură sedimentară formată în mai multe

etape (cicluri de sedimentare).

În fundamentul Câmpiei Bărăganului Central intră părţi din platforma Sud-Dobrogeană, la care se

adaugă, în extremitatea estică, structuri cadomiene afundate (fig. 3).

Platforma Sud-Dobrogeană reprezintă compartimentul estic al Platformei Moesice, separat de

compartimentul vestic, respectiv Platforma Valahă, prin falia intramoesică. Are soclu eoproterozoic,

alcătuit din gnaise granitice şi şisturi cristaline mezometamorfice şi cuvertură realizată în mai multe cicluri

de sedimentare, din paleozoic şi până la sfârşitul pliocenului şi alcătuită dintr-o alternanţă de roci

sedimentare: conglomerate, gresii, argile, calcare. Ultimul ciclu de sedimentare (miocen-pliocen) se

încheie prin depozite arenito-pelitice care, ulterior, au fost acoperite de depozitele cuaternare.

Compartimentul corespunzător Bărăganului a coborât, la începutul Cuaternarului, cu 1000-1500 m, de-a

lungul unei falii care urmăreşte cursul Dunării, între Galaţi şi Ostrov (Mutihac et.al, 2004).

Fig.3 Harta tectonică a României (după Mutihac et al., 2004)

Structurile cadomiene afundate reprezintă continuarea, la vest de Dunăre, a Masivului Central

Dobrogean şi sunt separate de platforma Sud-Dobrogeană prin falia Capidava-Ovidiu. Soclul, alcătuit din

şisturi verzi, a fost întâlnit în foraje la sub 2000 m adâncime.

Cuvertura este alcătuită din succesiuni de depozite pelitice şi detritice, ultima fiind mio-pliocenă.

În Neogen a început subsidenţa Platformei Moessice, care a atins cele mai mari valori în bazinul

Focşani (zona Vrancea), iar suprafaţa Câmpiei Române a devenit un lac, care s-a retras treptat spre



partea de nord-est, întreaga suprafaţă a câmpiei exondându-se la sfârşitul Pleistocenului Superior (Coteţ,

1976).

Fig. 4 Harta geologică (după Harta geologică a României, scara 1:200.000, foile Bucureşti, Ploieşti, Brăila,

Călăraşi şi Harta structurală simplificată a unităţilor autohtone din exteriorul Carpaţilor şi conturul fundamentului pre-

miocen - Matenco et al., 2003)

Paraschiv (1975) a încadrat formaţiunile din intervalul badenian–pleistocen ca fiind rezultatul

ultimului ciclu de sedimentare, reprezentat prin depozite detritice de molasă.

În sectorul estic mişcarea de subsidenţă a continuat din Romanian în Pleistocen şi Holocen, dar

numai în axul sinclinalului, deplasându-se treptat dinspre sud spre nord, la contactul tectonic dintre

Câmpia Română şi Subcarpaţi, în lungul faliei subcarpatice. Pe latura de est a Bărăganului, falia

marginală a Dobrogei a creat o zonă de subsidenţă dunăreană şi a cauzat afundarea teraselor Dunării

sub aluviunile holocene (Marinescu, Papaianopol, 1994).

Forajele adânci executate în regiune, ca şi cercetările geofizice au scos în evidenţă existenţa mai

multor compartimente tectonice, separate prin falii mari, orientate în majoritate NW-SE, unele limitate la

cuvertura paleozoic-mezozoică, altele reflectându-se până în cuvertura neogenă (fig. 4).

4.1.2. Evoluţia cuaternară a Câmpiei Bărăganului Central

La începutul Cuaternarului, cea mai mare parte a Câmpiei Bărăganului Central se caracteriza

printr-un facies de mlaştini şi bălţi, în care s-au depus materiale fine. După Liteanu (1961), intervalul

holocen-neogen superior se caracterizează prin depozite fine, argile şi nisipuri aleuritice, depuse în

continuitate de sedimentare în pliocen şi pleistocen.



Pentru perioada Romanian-Cuatemar, Posea (1982) a identificat şapte faze de evoluţie a

câmpiei:

1. Romanian inferior şi mediu: teritoriul Câmpiei Bărăganului Central, ca şi estul Câmpiei Române,

era constituit dintr-o câmpie joasă în care alternau ambianţe fluviatile şi lacustre (pe alocuri, de

mlaştină).

2. Pleistocen inferior. Succesiunea depozitelor cuaternare începe cu un orizont de argile şi

nisipuri fine (Liteanu E., 1961) villafranchiene, corespunzătoare pietrişurilor de Cândeşti,

acoperit de stratele de Frăteşti, st. prestiene, în sudul şi estul câmpiei (arealul Nasul Mare-Nasul

Mic), care reprezintă, după Coteţ (1982), depozite fluvio-lacustre transportate şi depuse de

Dunăre prin erodarea defileului de la Porţile de Fier.

3. Pleistocen mediu. Pe fondul extinderii domeniului lacustru, a început depunerea complexului

,,argilo-marnos” (Liteanu, 1952). Acesta se afundă pe direcţie nord-sud şi est-vest, datorită

subsidenţei, atingând grosimi de până la 10-80 m. Arealul Hagieni-Nasu Mare (care avea

prelungiri, probabil şi către Burnas) era uscat, unde se depuneau loessuri şi formatiuni proluvio-

coluviale venite din sud şi sud-est;

Pleistocen superior.

4. Câmpia nisipurilor de Mostiştea (cu dispoziţie aproape orizontală, datorită reducerii

subsidenţei), urmează discordant peste complexul marnos. Aceste depozite, alcătuite din nisipuri

fine, care trec în nisipuri argiloase în est şi nord-est, au fost întâlnite în foraje în partea sudică a

interfluviului Ialomiţa-Călmăţui, grosimea lor fiind de 15-25 m.

5. în timpul teraselor 3 si 2, Dunărea a continuat sa formeze bălţi peste nivelul mijiociu, tabular al

Bărăganului (Câmpul Ciulnitei-Jegaliei, la circa 35-40 m altitudine), dar s-a deplasat mereu spre

dreapta, realizând si treceri de braţe pe la est de fâşia Nasu Mare (prin ,,poarta‖ Ţăndărei, fig. );

6. in timpul terasei 1, Dunărea s-a deplasat, prin eroziune laterală şi revărsare, pe la est de Borcea-

Feteşti, invadând un vechi tronson de vale locală şi a izolat definitiv Câmpul Hagieni de Dobrogea

de Sud, integrându-l Câmpiei Române;

7. in timpul regresiunii wiirmiene (mai ales in W II si W III), toate cursurile s-au adâncit puternic, mai

ales Dunărea, iar în timpul transgresiunii Neolitice, luncile din est şi cea a Dunării sunt colmatate

până la nivelul terasei 1. În Holocenul superior, albiile s-au înălţat prin aluvionare, formand lunci

largi, iar văile mici, cu puţine aluviuni, au fost barate si gurile lor transformate in limanuri (Banu,

1966).

La acestea se adaugă perioada holocenă:

Holocen inferior. În acest interval se depun aluviunile teraselor Dunării şi Ialomiţei, alcătuite din

nisipuri şi nisipuri slab argiloase, groase de 5-10 m.

Holocen superior. Acestui interval îi aparţin depozitele de loess de pe terase, aluviunile din lunci

şi nisipurile eoliene.

4.1.3. Condiţii paleoclimatice

Condiţiile paleoclimatice au influenţat ritmul depunerilor eoliene şi evoluţia Câmpiei

Bărăganului Central, condiţionând atât procesele eoliene şi pedologice cât şi procesele fluviatile

(eroziune, acumulări, adânciri, colmatări).

Schimbările climatice din emisfera nordică din timpul pleistocenului au controlat procesele ciclice

de sedimentare care au condus la formarea secvenţelor de loess-paleosol în Europa Centrală (Kukla,

1975; Fink and Kukla, 1977; Smalley and Leach, 1978; Frechen et al., 2003, citaţi de Pentea et.al., 2009).

În prezent se consideră că în perioadele glaciare s-au format depozitele de loess, iar în perioadele

interglaciare soluri fosile.



În cadrul subcapitolului este prezentată succesiunea de perioade calde şi reci care au

caracterizat Holocenul.

4.1.4. Depozitele cuaternare

Forajele geologice existente evidenţiază raporturile dintre cele trei complexe ale depozitelor

superficiale (loessic, nisipos şi argilos) (P. Coteţ, 1976). Din analiza lor reies următoarele elemente:

- complexul bazal, argilos prezintă ondulări largi, cu aspecte de relief negativ şi pozitiv; depunerea

acestor depozite se datorează, după Pricăjan (1961) proceselor de subsidenţă active în

Pleistocenul mediu;

- prezenţa cuverturii eoliene între localităţile Însurăţei-Lacu Rezii şi Spiru Haret în nord şi Cioara-

Doiceşti în sud, având aspectul unor „platouri eoliene de acumulare şi deflaţie‖, care spre valea

Călmăţuiului are forma unor trepte de deflaţie;

- pentru restul câmpiei se constată aceleaşi alternanţe de orizonturi prăfoase mai nisipoase sau

mai argiloase ale complexului loessic şi chiar nisipuri de dune fosile, cu apă, care explică

varietatea freaticului local (fig. 5).

Fig. 5 Litologia depozitelor de cuvertură din Câmpia Bărăganului Central (după Gâştescu et al., 1979): 1,

nisipuri de dune; 2, depozite loessoide; 3, nisipuri fine prăfoase, 4, nisipuri fine şi medii; 5, nisipuri medii şi grosiere;

6, argile; 7, argile prăfoase; 8, argile nisipoase; 9, marne

Depozitele de loess

Depozitele superficiale (0-2 m grosime), care constituie materialul parental al solurilor, au

alcătuire granulometrică relativ uniformă, diferenţele fiind date de procentul de nisip grosier şi de aportul

de nisip din partea de nord a câmpiei, care acoperă depozitele de loess (tabel 1). Aceste depozite se

succed de la nord la sud, după cum urmează (Conea et al., 1963):

- Nisipuri fixate şi mobile: formează dune active, la sud Ruşeţu, gara Căldărăşti, Pogoanele; sunt

necarbonatice (proporţie mică de materiale fine) şi se intercalează în fâşia nisipurilor lutoase;

- Nisipuri lutoase: fâşie în nordul interfluviului, alcătuită din depozite nisipoase cu 10-20%

material fin (praf şi argilă), necarbonatice;

- Depozite luto-nisipoase cu peste 5% nisip grosier: sunt depozite loessoide; ocupă areale la

exteriorul fâşiei de nisipuri şi pe terasa Dunării; au procent ridicat de nisip grosier (uneori până la

20%) şi trec repede în jos în nisipuri;



- Depozite luto-nisipoase cu 1-5% nisip grosier: sunt depozite loessoide; apar în partea central-

nordică a interfluviului, în exteriorul fâşiei cu nisipuri;

- Depozite luto-nisipoase cu 0,1-1% nisip grosier: loess (lut în A); ocupă extremitatea estică a

interfluviului, pe terasele Dunării şi Ialomiţei;

- Depozite lutoase cu 1-5% nisip grosier: sunt depozite loessoide; apar în jumătatea vestică a

interfluviului (mai extinse în extremitatea vestică) şi fac tranziţia între depozitele lutoase cu 0,1-1

% nisip grosier (loess) şi luturile nisipoase cu 1-5% nisip grosier;

- Depozite lutoase cu 0,1-1% nisip grosier: loess (lut în A); se întind în jumătatea sudică a

interfluviului, cu excepţia părţii estice; în jumătatea vestică sunt mai restrânse, ocupând o fâşie

de-a lungul Ialomiţei, care se lăţeşte spre est; au procent mai ridicat de nisip grosier, care creşte

spre baza profilului.

Fig. 6 Depozitele de suprafață din Câmpia Bărăganului Central (după Conea ș.a., 1963)

Tabelul 1. Alcătuirea granulometrică a solurilor din Câmpia Bărăganului Central (după Conea ş.a., 1963)

Fracţiuni Diametrul mm Valori limite

%

Valori medii %

În orizontul A al

solurilor

Nisip grosier 0,2-2 1-5 2,7

Nisip fin 0,02-0,2 36-49 42,0

Praf şi argilă < 0,02 47-59 55,3

Particule < 0,01 35-45 42,0

Particule < 0,002 28-32 29,0

La baza profilului de

sol (150-250 cm)

Nisip grosier 0,2-2 1-5 3,2

Nisip fin 0,02-0,2 48-58 45,0

Praf şi argilă < 0,02 38-59 52,8

Particule < 0,01 30-41 39,0

Particule < 0,002 22-29 26,0



3.2. Caracteristici geomorfologice

Contribuţii la cunoaşterea şi caracterizarea morfologică şi morfogenetică a Câmpiei Bărăganului

au adus Liteanu (1961), Posea (1989, 1990), Pricăjan, (1961). Aceşti autori au separat, din punct de

vedere genetic, o câmpie piemontan-terminală, în partea de vest a Bărăganului Central, şi o câmpie

tabulară (foste bălţi ale Dunării) în partea de est.

Câmpia Bărăganului Central face trecerea între Bărăganul Sudic, mai înalt, şi Bărăganul Nordic,

atât prin poziţia geografică cât şi litologic, prin grosimea mai redusă a loessului şi a substratului mai

argilos.

Morfologic, se caracterizează prin (Coteţ, 1976):

- asimetria evidentă prin versantul nordic abrupt sau convex, generat de acţiunea climato-eoliană,

şi cel sudic, mai prelung şi mai coborât, cu aspect de trepte;

- predominarea suprafeţelor plane, cu înclinare foarte slabă N-S şi E-V;

- fragmentare slabă, cu văi puţin adânci;

- drenaj slab, cu numeroase depresiuni adânci fără scurgere, unele cu lacuri sărate, cu un

pronunţat caracter endoreic.

Din punct de vedere altimetric, în Câmpia Bărăganului Central altitudinile scad uşor spre sud-

est, în evantai, sugerând, după Posea conuri fluviatile foarte aplatizate. Astfel, între Călmăţui şi Ialomiţa

curbele de nivel scad în arcuri, de la 100 m la Lipia la 40-50 m la est de Padina şi presupun un con mai

vechi al Buzăului, combinat cu un altul venit dinspre Cricovul Sarat (si chiar Teleajen). Altitudinile

absolute au o medie de 40-60 m.

Câmpurile au origine fluvio-lacustră şi de glacis coluvial şi sunt acoperite cu loess gros (8-40 m).

Se disting următoarele subunităţi: partea vestică are origine fluviatilă-fluviodeltaică (conurile aplatizate ale

Buzăului); fâşia tabulară fluvio-lacustră (bălţi ale Dunării la nivelul teraselor 4, 3 şi 2); câmpia piemontan-

loessoidă sau de glacis, rest din relieful paleodobrogean; câmpurile de terase (ale Dunării şi Ialomiţei), cu

origine fluviatilă (Posea, 1989).

Fig.8 Evoluţia paleohidrografică a Câmpiei Române (Coteţ, 1976)

1, suprafaţa relictă fluvio-lacustră villafranchian II; 2, idem, a lacului pleistocen mediu (M-R); 3, aportul râurilor

carpatice afluente Dunării; 4, aportul Dunării; 5, spaţiul de evoluţie al Dunării în cadrul văii actuale; 6, văi cu terase

continue; 7, sectoare cu cariere de pietriş; 8, zona de contact dintre cele două sectoare mari lacustre, acoperite cu



loess pe latura piemontană; 9, faleză pleistocenă pe malul dobrogean; 10, sectorul din care lacul pleistocen superior

s-a retras cel mai târziu

Evoluţia văilor

Văile principale sunt plasate lateral (văile Dunării, Ialomiţei şi Calmaţuiului). Ele au în general o

directie vest-est, influenţată atât de lasarea fundamentului catre nord, cu falieri est-vest, cât şi de

sedimentarea fluvio-lacustră efectuată dinspre nord-vest, dar cu modificari locale controlate de tectonică.

O parte din aceste cursuri vechi au fost colmatate, iar altele au fost preluate de colectori mici

locali; aceştia din urmă au fost transformaţi în văiugi, care în timpul transgresiunii din holocen inferior au

fost barate de aluviunile raurilor mari, iar gurile lor au fost transformate în limanuri.

3.3. Caracteristici hidrografice

În acest subcapitol sunt caracterizate pe scurt principalele artere hidrografice care drenează

câmpia.

Fig. 10 Reţeaua hidrografică a Câmpiei Bărăganului Central



4. STADIUL ACTUAL AL CUNOAŞTERII ÎN DOMENIUL RELAŢIILOR MICRORELIEF-

DEPOZITE-SOL

Informaţie bogată, pe plan internaţional şi naţional, asupra reliefului, depozitelor şi solului, precum

şi a relaţiilor dintre aceste trei componente de mediu. Ne vom referi, în continuare, asupra realizărilor

întreprinse în regiunile de câmpie. Capitolul prezintă contribuțiile asupra reliefului, depozitelor și solurilor

pe plan național și internațional și, în special, în Câmpia Bărăganului Central, în cadrul fiecărui subcapitol

subliniindu-se relaţile cu celelalte două elemente, iar ultimul subcapitol cuprinde o descriere sumară a

direcţiilor şi metodelor moderne de cercetare aplicate în lucrare.

Relatiile dintre microrelief-depozite-sol fac obiectul cercetarilor unei game largi de domenii:

geomorfologie, geologie, pedologie, hidrogeologie, atat pe plan naţional, cat si internaţional.

Una dintre cele mai importante lucrări în acest sens este Relieful şi solurile României (Raporturi

genetice si de productivitate), autor C-tin Chiţu (1975), care tratează foarte amanunţit relaţia relief-sol şi

evidentiază influenţa reliefului (ca factor pedogenetic) în formarea şi evoluţia solurilor.

Relaţia cu clima a fost studiată atât în lucrările mai vechi (Vâlsan ,1916, 1917, Murgoci, 1920,

Enculescu, 1929), cât şi în cele mai recente (Munteanu et al., 1997, Panaiotu et al., 2001; Tomescu,

2000), care arată că vârsta materialelor parentale ale solurilor din Bărăgan este Pleistocen superior, iar

solurile formate pe ele sunt holocene şi ca rata acreţiei eoliene este mai mare în prezent decât în

postglaciar.

Conceptul de zonalitate pedo-fito-climatică a fost evidenţiat pe teritoriul ţării noastre de numeroşi

cercetători începând cu Murgoci (1911), Enculescu (1924), Chiriţă (1961, 1974), Popovăţ (1962), Florea

(1968) etc.

Contribuţii la cunoaşterea şi caracterizarea morfologică şi morfogenetică a Câmpiei Bărăganului

au adus Liteanu (1961), Posea (1989, 1990) Pricăjan, (1961). Aceşti autori au separat, din punct de

vedere genetic, o câmpie piemontan-terminală, în partea de vest a Bărăganului Central, şi o câmpie

tabulară (foste bălţi ale Dunării) în partea de est.

Contribuţii la cunoaşterea genezei şi evoluţiei formelor de relief dezvoltate pe loess au adus:

Cotet P. (1964), Florea N. (1970), care prezintă un scenariu de evoluţie a câmpiilor loessice.

Procesele de modelare care afectează depozitele de loess, respectiv sufoziunea şi tasarea,

precum şi formele de relief rezultate, au fost studiate de Vâlsan (1915-1917), Morariu şi Tufescu (1964) în

Câmpia Română, Morariu (1945) în Câmpia Banatului, Tufescu (1958) în Câmpia Moldovei ş.a.

Microdepresiunile (crovurile) formate pe depozite de loess sunt denumite în literatura

internaţională „depresiuni închise‖ (closed depressions) şi au geneză variată (după Gillijns et al., 2004):

sufoziune (Bollinne et al., 1980, Bollinne, 1982); acţiune fluviatilă sau neuniformităţi în cuvertura de loess

(Meeuwis, 1948); foste pingo (De Gans, 1982, Guseva-Lozinski, 2000, pissart, 1956, 1958); depresiuni

morenaice (Frielinghaus şi Vahrson, 1998, Norton, 1986, Otto şi Hofle, 1994); doline (depresiuni carstice)

(Drew şi Jones, 2000, Dudal, 1955, Gullentops, 1952); depresiuni de deflaţie (Bollinne, 1982, French şi

Demitroff, 2001); rezultate ale activităţii antropice: excavări (Brumagne, 1989, Dudal, 1955, Meeuwis,

1948), prăbuşirea unor foste mine (Gullentops, 1952), cratere ale unor foste morminte (tumuli) (Dudal,

1955, Brulard, 1962). În Belgia (Gillijns et al., 2004), geneza lor este atribuită proceselor naturale

(dizolvare în orizontul de subsuprafaţă) sau intervenţiilor antropice (excavări).

Subcapitolul referitor la stadiul cunoașterii depozitelor sintetizează rezultatele cercetărilor

întreprinse pe plan naţional şi internaţional, care se referă la definiţia şi caracteristicile depozitelor de

loess şi loessoide, răspândirea şi geneza acestora.

Bibliografia referitoare la studiul solului este bogată şi axată pe domenii, precum: monitoringul

resurselor de sol, degradare-ameliorare-conservare, agrofizica, agrochimie, poluare etc.



Formarea solului este rezultatul proceselor sinergice de organizare a solului ca sistem, în timp şi

spaţiu.

Materialul parental, clima, relieful, factorul biotic şi timpul sunt principalii factorii care contribuie la

formarea solului (Jenny, 1941). La acestea se adaugă, în funcţie de condiţiile locale, apa freatică şi

activitatea antropică (Florea şi Buza, 2004).

Procesele pedogenetice sunt definite ca totalitatea proceselor care decurg sub acţiunea energiei

solare şi a gravitaţiei la suprafaţa scoarţei terestre şi duc la transformarea rocilor în sol prin interacţiunea

fenomenelor de sinteză şi descompunere de materie organică de către organismele vii, pe de o parte, şi

la dezvoltare fenomenelor de alterare şi sinteză de compuşi minerali (în materialul parental) şi, eventual,

mobilizarea acestora sub influenţa apei şi a aerului, pe de altă parte (Florea, 2009).

Unii autori americani (Simonsen, 1959, Buol, 1997, citaţi de Florea, 2009) grupează procesele

pedogenetice în următoarele categorii:

- adiţie (aport) de materiale minerale şi organice în sol ca solide, lichide sau gaze;

- pierderea de astfel de materiale din sol;

- translocarea de materiale dintr-un loc la altul în interiorul solului;

- transformarea de substanţe minerale şi organice în interiorul solului.

Dintre procesele care au contribuit la formarea solurilor din Câmpia Bărăganului Central

menţionăm: humificarea-mineralizarea, migrarea carbonaţilor, salinizarea, gleizarea, acreţia.

Sistemul Informatic Geografic al Solurilor României la scara 1:200.000 "SIGSTAR-200" (Vintilă şi

colab., 2004, 2009) a fost elaborat şi realizat la ICPA prin transpunerea în tehnologia sistemelor

informatice geografice (GIS) a Hărţii Solurilor României la scara 1:200.000 (Florea şi colab., 1994),

compusă din 50 de foi cartografice. Deşi aceasta hartă a fost elaborată într-o lungă perioadă de timp

(1963-1994), utilizându-se două legende de descriere a unităţilor de sol, cu ocazia realizării SIGSTAR-

200, în perioada 1995-2000, informaţiile au fost actualizate, iar unităţile de sol descrise prin legenda

veche au fost transpuse în a doua legendă (Florea şi colab., 1993), care corespunde aplicării complete a

Sistemului Român de Clasificare a Solurilor - SRCS (Conea şi colab., 1980), .

Funcţiile de pedotransfer reprezintă procedee de estimare indirectă a unor însuşiri ale solului

sunt cunoscute încă de la începuturile ştiinţei moderne a solului şi, prin aplicarea acestora se pot deduce

unele proprietăţi ale solului pe baza altor proprietăţi, mai accesibile, mai simplu de cules sau cu costuri

convenabile.

Funcţii de pedotransfer s-au elaborat, între altele, pentru însuşirile hidraulice ale solului în USA,

Marea Britanie şi Olanda şi pentru însuşirile mecanice în Germania, iar reguli de pedotransfer pentru alte

însuşiri în Franţa. In România s-au elaborat funcţii şi reguli de pedotransfer pentru însuşiri hidraulice şi

mecanice, pentru unele însuşiri chimice ale solului, precum şi pentru estimarea prezenţei şi intensităţii

proceselor de degradare a solului (Canarache, 1993, Dumitru şi al. 2009).

Corelarea cu sistemele internaţionale

Există o abordare acceptată la nivel mondial de a crea infrastructuri de date spaţiale pentru

monitorizarea stării mediului, astfel încât datele să poată fi folosite eficient atât la nivel naţional cât şi

internaţional.

Sistemul de clasificare a solurilor WRB (World Reference Base for Soil Resources, Baza

Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol) (IUSS Working Group WRB, 2007; Deckers şi colab,

2002; Munteanu, 1994; Munteanu, 2007) a avut o evoluţie istorică începând cu Harta Solurilor Lumii

(FAO/UNESCO, 1971-1981), ajungând în prezent la versiunea "World Reference Base for Soil

Resources 2006 – prima actualizare, 2007 (IUSS Working Group WRB, 2007).



Sistemul WRB a fost destinat iniţial folosirii pentru corelări cu caracter general ale descrierilor

solurilor în cadrul comunicării internaţionale. Cu toate acestea, în ultimul timp, este folosit tot mai mult ca

un sistem de clasificare.

USDA-ST reprezintă, după Florea şi Munteanu (2003), cel mai complex şi mai complet sistem

mondial de clasificare a solurilor, existent în prezent. Acest sistem a fost finalizat în 1975 (după o serie de

7 aproximaţii), iar în anul 1999 a fost publicat într-o nouă ediţie, actualizată.

Baza conceptuală a diferenţierii şi clasificării solurilor în sistemul USDA-ST o constituie

orizonturile şi proprietăţile diagnostice (concepte introduse pentru prima dată de acest sistem).

PARTEA A DOUA

Concepţie, metodologie

5. METODOLOGIA DE LUCRU

Existenţa bazelor de date, accesibile şi coerente, a resurselor pedo-hidro-climatice, a acoperirii

cu vegetaţie, a tipurilor tradiţionale de culturi, etc. joacă un rol esenţial în întocmirea studiilor şi în

derularea de numeroase aplicaţii.

Dezvoltarea tehnicii informatice a modificat radical în ultimii 20 de ani posibilităţile de pregătire,

actualizare, corelare şi completare a lucrărilor de cartografie în general, precum şi a întocmirii diferitelor

studii şi analize. Sunt accesibile în prezent tehnici software performante pentru realizarea de Sisteme

Informatice Geografice (SIG), precum şi a diferitelor baze de date.

5.1. Întocmirea bazei de date

6.1.1. Colectarea datelor grafice

Materialele utilizate ca surse de date, fie hărţile topografice sau tematice, fie ortofotoplanurile

existente în format analog, sau datele noi culese pe teren cu ajutorul unor dispozitive specifice, se

introduc în format digital atât ca datele grafice, cât şi ca date atribut (care sunt mai simplu de înregistrat în

format digital). Informaţiile culese prin oricare din procedee trebuie să fie georeferenţiate.

Utilizarea hărţilor topografice şi a celor tematice ca sursă de date

Introducerea datelor vectoriale de pe hărţi analogice s-a realizat prin scanare urmată de

digitizarea on-screen. Indiferent de metoda de colectare a datelor, este necesar ca materiale cartografice

analogice să fie georeferenţiate.

Georeferenţierea unei hărţi este procesul prin care hărţii scanate i se asociată coordonate

geografice sau plane reale.

Principalele seturi de hărţi utilizate sunt:

hărţi topografice scara 1:25 000, 1:50 000 şi 1:100 000, ediţie D.T.M.

hărţi geologice scara 1:200 000, realizate de Institutul Geologic în perioada 1968-1970.

hărţi ale solurilor la scara 1:200 000, 1:1 000 000 sau chiar mai mai mari, realizate de ICPA şi de

OSPA.

Harta hidrogeologică a României, scari 1:1.000.000, etc.

Utilizarea ortofotoplanurilor ca sursă de date

Ortofotoplanurile sunt extrem de utile pentru identificarea sectoarelor caracterizate de procese de

colmatare şi chiar cuantificarea acestui proces, a zonelor afectate de diferite procese de degradare a

terenurilor, acoperirea cu diferite tipuri de vegetatie, precum şi pentru evaluarea vulnerabilităţii terenului.



Agenţia Naţională de Cadastru şi Publicitate Imobiliară (ANCPI) a realizat un asemenea produs la

scara 1:5000 şi cu rezoluţia de 50 cm, pentru întreaga ţară. Zborurile au fost efectuate în perioada 2003-

2005 (Chendeş, 2006). În lucrare au fost utilizare ortofotoplanuri pentru cartarea suprafețelor din lunca

Ialomiței, din perimetrul Amara-Slobozia.

6.1.2. Colectarea datelor atribut

Însuşirile obiectelor geografice reale materializate prin atribute geografice sau valori ale unor

parametri (de exemplu, panta terenului) atașate bazei de date grafice au fost culese din următoarele

surse:

Date climatice pentru staţiile Slobozia, Urziceni, Pogoanele, Însurăţei, respectiv temperatura,

precipitaţii (sursa ANM).

Date (profile) hidrogeologice, (sursa: arhiva ICPA).

Materiale bibliografice (hărți).

Informaţiile culese din materialele bibliografice au fost corectate şi completate cu informaţii culese

în teren, în campanii desfăşurate în perioada 2004-2009.

5.2. Realizarea aplicaţiilor

Principalele straturi de informaţii geo-referenţiate utilizate în realizarea aplicaţiilor au fost

următoarele:

- Modelul digital de teren (grid cu pasul de 30 m pe baza corectării datelor GTOPO cu informaţii

privind curbele de nivel obţinute din hărţile la scara 1:10.000 ) furnizat de Institutul Naţional de

Hidrologie si Gospodărirea Apelor.

- Folosinţa terenurilor utilizând:

a. clasificarea FAO elaborată de Institutul de Geografie al Academiei Române in colaborare cu

CRUTA şi Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentru Pedologie, Agrochimie si Protecţia

Mediului (ICPA)

b. metodologia CORINE Landcover elaborată de INCDDD-Tulcea.

- Sol (informaţii georeferenţiate bazate pe hărţi de sol la scara 1:200.000). Informaţia este obţinută

şi gestionată de Institutul Naţional de Cercetare-Dezvoltare pentru Pedologie, Agrochimie si

Protecţia Mediului (ICPA). În plus, la acelaşi institut există datele de sol culese din reţeaua de

monitorizare pan-europeană în sistem de tip grilă cu pasul de 16 km.

- Clima. Serii de date de vreme pentru perioade mari de an sunt furnizate de Agenţia Naţională de

Meteorologie. Utilizând metodologia MARS s-au făcut interpolări pentru datele climatice într-o

reţea cu pasul 10 x 10’ longitudine x latitudine (date furnizate de proiectul european ATEAM cu

drept de utilizare în România de ICPA).

- Corpuri de apă subterană: caracteristicile acviferelor şi zonei nesaturate. Informaţii organizate în

SIG de Institutul Naţional de Hidrologie şi Gospodărirea Apelor

- Corpuri de apă de suprafaţă: reţeaua hidrografică, inclusiv bazinele aferente. Informaţia

organizată în SIG pe baza cadastrului apelor de către Administraţia Naţională ―Apele Române‖.

Programe utilizate:

Microsoft Excel şi Sigma Plot pentru întocmirea graficelor;

Arcview 3.2. pentru digitizarea hărţilor topografice şi realizarea hărţilor în format digital;

Global Maper 6; 9 pentru georeferenţierea (atribuirea coordonatelor cartografice imaginilor)

hărţilor topografice;

Corel Draw 12 pentru desenarea hărţilor.

Surfer 8



Au fost realizate următoarele hărţi: hărţi de relief (hipsometrică, harta geomorfologică generală);

harta depozitelor; harta solurilor; harta hidrogeologică; hărţi de sinteză (tipologia microdepresiunilor, harta

microzonări pedogeoclimatice, harta unităţilor sinergice, harta unităţilor geografice).

Harta de sol în format digital (SIGSTAR200) a fost corectată şi completată pe baza hărţilor

topografice, a hărţii de sol la scara 1:200 000 (format hârtie) şi a observaţilor în teren.

Au fost corectate limitele arealelor situate la contactul cu subunităţile vecine (luncile Dunării,

Călmăţuiului, Ialomiţei şi au fost adăugate unele areale noi.

Tabelul de atribute care însoţeşte harta solurilor cuprinde următoarele date:

denumirea solurilor la nivel de tip şi subtip, atât în sistemul SRCS, cât şi în SRTS;

textura în orizontul superior;

gradul de afectare prin procesul de salinizare;

gradul de afectare prin procesul de alcalizare;

gradul de afectare prin procesul de gleizare;

suprafaţa arealelor de sol.

Regulile de pedotransfer

Regulile de pedotransfer sunt procedee de estimare a unor însuşiri ale solului mai simple decât

funcţiile de pedotransfer continue, dar totodată mai puţin exacte. Ele nu necesită date de intrare exacte

(numerice), ci doar date generale, respectiv unităţi taxonomice de sol, clase texturale şi clase de valori

ale altor însuşiri, frecvent accesibile pentru toate unităţile de sol/teren din orice studiu sau hartă

pedologică cu caracter general.

Prin aplicarea regulilor de pedotransfer, harta solurilor a fost completată cu următoarele date:

adâncimea de levigare a carbonaţilor;

gradul de tasare;

permeabilitatea solurilor pentru apă;

conţinutul de materie organică;

reacţia solurilor;

riscul la eroziune eoliană.

5.3. Caracterizarea solurilor

Pentru caracterizarea solurilor au fost deschise şi caracterizate profile de sol (până la adâncimea

de 150 cm) şi au fost interpretate analize fizice şi chimice precum: alcătuirea granulometrică, densitatea

aparentă, conţinutul de carbonaţi, conţinutul de materie organică; reacţia solului.

Condiţii pedologice şi descrierea morfologică a profilelor de sol s-au realizat conform „Sistemului

Român de Taxonomie a Solurilor (SRTS)‖, ICPA, 2003.

Încadrarea solurilor la nivel de tip, subtip s-a făcut după Sistemul Român de Taxonomie a

Solurilor (SRTS, 2003) şi după Baza Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol (WRB-SR, 1998,

2006, 2007).

Interpretarea rezultatelor a fost realizată conform „Metodologiei Elaborării Solurilor Pedologice‖,

vol. I-III, ICPA, 1987.



PARTEA A TREIA

Analiza factorială şi sinergică

6. CONDIŢIILE DE MEDIU CARE INFLUENŢEAZĂ SINERGISMUL MICRORELIEF-

DEPOZITE-SOL ÎN CÂMPIA BĂRĂGANULUI CENTRAL

6.1. Clima

7.1.1. Caracteristicile principalilor parametri climatici

Din punct de vedere climatic, Câmpia Bărăganului Central se caracterizează printr-un climat

temperat continental cu influenţe de excesivitate, cu grad mare de continentalism, determinat de

interferenţa maselor de aer continental, artic şi polar, cu cel maritim de origine oceanică sau

mediteraneană (ciclonii mediteraneeni, anticiclonul est-european, anticiclonul azoric şi anticiclonul

scandinav), precum şi de caracteristicile relativ omogene ale structurii suprafeţei active (O. Bogdan,

1981)

Temperatura medie anuală are valori sub 10,50 C în jumătatea vestică (10,40 C la Armăşeşti) şi

peste această valoare în jumătatea estică (10,50 C la Griviţa, 10,60 C la Mărculeşti). Temperaturile medii

lunare înregistrează următoarea variaţie: temperatura lunii iulie este de 22,40 C la Armăşeşti şi 22,70 C la

Griviţa, iar temperatura lunii ianuarie este de -3,10 C la Armăşeşti şi de -3,20 C la Griviţa.

Precipitatiile atmosferice se caracterizeaza printr-o foarte mare variabilitate in timp si spaţiu.

Cantitatile medii anuale variaza între 450 mm si 550 mm, diminuandu-se dinspre vest spre est si nord-

est, concomitent cu cresterea gradului de continentalism. Local, apar insule de precipitatii ca efect al

continentalismului climei, sau ca efect al ,,norilor de unda‖ generati de foehnul din regiunea Curburii (N.

loan-Bordei, 1979). O astfel de insula este la lazu, unde precipitatiile totalizeaza în medie, anual peste

550 mm, cu circa 50 mm mai mult decat în regiunile limitrofe (Bogdan, 1980).

Conform criteriului Hellmann, în Bărăgan predomină lunile excesiv de secetoase (29-33%),

urmate apoi de cele excesiv de ploioase (20-24%). În condiţii specifice de timp sunt posibile 10-20 luni

consecutive deficitare pluviometric, ca si 10-15 luni consecutive excedentare pluviometric. În unele

cazuri, cantitatea anuală de precipitaţii poate fi realizată într-o singură lună.

Evapotranspiraţia potenţială este de 700 mm, înregistrându-se, începând cu luna martie, un

deficit de umiditate care devine maxim în iulie -145 mm şi august – 127 mm, astfel deficitul anual de

precipitaţii necompensat sau efectiv este de 220 mm. Deoarece deficitul de umiditate apare numai în

perioada de vegetaţie a plantelor de câmp, el ar trebui să fie compensat prin irigaţii. Astfel deficitul de

precipitaţii în perioada activă de vegetaţie a plantelor de cultură este principala limitare luată în

consideraţie în aprecierea favorabilităţii acestor terenuri pentru principalele culturi şi folosinţe cultivate.

Vântul constituie un element climatic cu o mare influenţă în condiţiile morfografice ale Câmpiei

Române orientale. Lipsa obstacolelor orografice şi forestiere face ca deplasarea maselor de aer să se

facă cu uşurinţă, iar influenţele asupra culturilor, căilor de comunicaţie şi localităţilor să fie mari. Din

analiza datelor se constată că vânturile de nord urmate de cele din nord-est şi vest au frecvenţa cea mai

mare. Astfel la Brăila, vântul de nord are o frecvenţă anuală de 21,3%, cel de nord-est de 18,0%, cel de

vest de 16,7% şi cel de sud-vest de 12,8%. Numărul mediu anual al zilelor cu vânt tare (peste 11 m/s)

este de circa 70. Vitezele maxime se înregistrează în timpul iernii, când acestea pot depăşi 100 km/oră.

Fenomene climatice extreme

Viscolul constituie un risc climatic de iarnă la producerea căruia concură două elemente mai

importante şi anume, viteza vântului şi cantitatea de zăpadă căzută. Pe o scară cu 4 trepte de



vulnerabilitate, Bărăganul Central se află în aria cu cea mai mare vulnerabilitate la viscol (Mediul şi

Reţeaua Electrică de Transport – Atlas geografic 2002).

Seceta este un fenomen de risc climatic de vară la producerea căreia concură ciclonii

mediteraneeni, aducători de aer cald tropical care determină fenomene de uscăciune.

Fenomenele de secetă şi tendinţa tot mai accentuată a aridizării teritoriului este pusă în evidenţă

de izolinia de 22 (indicele de ariditate Emmanuelle de Martonne), care în ultimele decenii a suferit mutaţii

de la est la vest.

Fenomene de aridizare

Câmpia Română şi implicit partea de est se înscrie în peisajul geografic al României prin

fenomene de uscăciune şi secetă, care sunt tipice pentru climatul temperat-continental.

Indicele de ariditate a fost calculat pentru valorile medii anuale pe o perioadă de 90 ani (1901-

1990) prin formula: Ia = P/T + 10 în care Ia = indicele de ariditate, P = cantitatea medie multianuală de

precipitaţii, T = temperatura medie multianuală şi 10 un coeficient utilizat pentru a nu obţine valori

negative.

Cele mai mici valori ale acestuia (< 22) sunt caracteristice zonei de maximă ariditate de la

periferia estică a Bărăganului, care corespunde celor mai mici cantităţi anuale de precipitaţii (< 450

mm/an). Urmează apoi, jumătatea vestică a câmpiei, cu valori ai indicelui de ariditate de 22-24.

7.1.2. Influenţa climei asupra sinergismului microrelief-depozite-sol

Clima acţionează, în principal, prin cantitatea precipitaţiilor şi distribuţia lor în timpul anului şi prin

evapotranspiraţie, dependentă de temperatură şi vânt. Aceşti patru parametri climatici condiţionează

distribuţia zonelor de vegetaţie, impunând un anumit mod de desfăşurare a proceselor reliefogenetice şi

pedogenetice şi de utilizare a terenurilor.

Vântul este principalul element care a determinat apariţie reliefului de dune-interdune din partea

de nord a câmpiei. Favorizată de textura grosieră a depozitelor şi de prezenţa mai multor areale cu

nisipuri mobile, deflaţia se produce cu intensitate în special în lunile de vară, când terenul este lipsit de

vegetaţie, iar solul este uscat la partea superioară.

Vâlsan (1915-1916) a arătat că orientarea şi forma crovurilor (microdepresiunilor) este modificată

de direcţia vântului dominant.

În anii succesivi ploioşi, excesul de apă determinat de ridicarea nivelului apelor freatice pune în

evidenţă suprafeţele slab depresionare existente pe suprafaţa câmpiei. Excesul de umiditate conduce la

reaşezarea particulelor şi la îndesirea materialului de sol, contribuind, în timp, la creşterea în suprafaţă şi

în adâncime a microdepresiunilor (fig. 38).

De asemenea, în partea sudică a câmpiei, cu depozite groase de loess şi apa freatică situată la

adâncime mare (peste 10 m), apa din precipitaţii se acumulează şi stagnează în porţiunile mai joase ale

reliefului, infiltrându-se în sol şi dizolvând sărurile din loess, care se deplasează în adâncime, în timp ce

particulele minerale din loess se reaşează (îndeasă), rezultând micşorarea volumului sedimentului şi

apariţia unei denivelări perceptibile a suprafeţei. Pe măsură ce denivelarea se accentuează, se infiltrează

tot mai multă apă, intensificându-se procesele de solubilizare şi îndepărtare a carbonaţilor şi de îndesare

a materialelor, iar crovul se dezvoltă în adâncime şi în suprafaţă.



Fig. 38 Suprafeţe cu exces de umiditate în perioada 1969-1973

(după Gâştescu et al., 1979)

Influenţa climei, ca factor pedogenetic se manifestă în gradul de dezvoltare al profilului de sol.

Astfel, în jumătatea estica a câmpiei, care primeşte cantităţi de precipitaţii uşor mai scăzute, s-au

dezvoltat cernoziomuri tipice şi calcarice, iar în jumătatea vestică, cu precipitaţii uşor mai ridicate, s-au

dezvoltat cernoziomuri cambice.

Temperatura influenţează intensitatea desfăşurării tuturor proceselor din sol: alterare,

mineralizare şi humificare, evapotranspiraţie etc.

Precipitaţiile influenţează diferit procesele de formare a solului, în funcţie de modul acţiune, astfel:

pe terenurile bine drenate (apa freatică la adâncime mare), apa din precipitaţii percolează întreg

profilul de sol, producând: eluvierea sărurilor solubile, îndepărtarea bazelor, translocarea sărurilor

solubile, a carbonaţilor, argilei, oxizilor şi substanţelor humice;

în arealele în care apa stagnează temporar, are loc acumulare de materie organică şi se

desfăşoară procede de oxidare-reducere, având ca efect segregarea oxizilor de Fe şi Mn sub

formă de pete sau concreţiuni.

6.2. Apa freatică

7.2.1. Caracteristicile regimului apelor freatice

În interfluviul Ialomiţa-Călmăţui, după Liteanu, stratul acvifer trece într-un complex alcătuit din

strate subţiri de nisipuri, în alternanţă cu lentile argiloase, mai puţin important.

Principalele elemente care definesc regimul apelor subterane sunt:

energie de relief foarte slabă, regim climatologic deficitar şi valori mici ale scurgerii specifice,

hidrostructurile de adâncime prezintă continuitate pe suprafeţe mari;

pietrişurile de Frăteşti au importanţa economică foarte mare, alimentarea în subteran se

realizează în principal prin infiltraţii din apele de suprafaţă,

faciesurile fluviatile prezintă interes hidrogeologic deosebit, asigurând debite foarte mari,



prin introducerea irigaţiilor, regimul hidrogeologic regional s-a modificat prin ridicarea nivelului

apelor subterane,

în perioadele cu precipitaţii abundente, zonele slab drenate sunt subinundate.

Acviferul freatic este constituit dintr-un complex de nisipuri şi nisipuri prăfoase din baza

formaţiunilor loessoide, granulaţia lor scăzând spre est şi sud. Condiţiile scurgerii subterane permit

separarea mai multor unităţi hidrogeologice:

câmpia tabulară-lacustră – regiunea loessoidă – cu suprafaţa aproape plană, cu dune şi zone

depresionare cu efect de drenaj local. Grosimea depozitelor loesoide este de 5 până la 30 m,

acviferul având grosimi de 2 – 10 m, cu drenajul principal spre Dunăre şi în secundar spre râurile

principale care străbat. Gradienţii sunt foarte mici, valoarea acestora crescând spre zonele de

drenaj natural;

şesurile aluvionare – câmpiile fluviatile şi de bază – reprezintă zonele de luncă ale Dunării

Ialomiţei şi Călmăţuiului. Acviferul este constituit din aluviuni grosiere, cu grosimi peste 30 m,

regimul apelor subterane fiind sub influenţa directă a regimului hidrologic al văilor de-a lungul

cărora se dezvoltă.

Apele freatice prezintă următoarele caracteristici generale:

sunt mai adânci în sectoarele din lungul râurilor principale (drenaj);

circulaţia orizontală a apei freatice este foarte lentă (chiar inexistentă), favorizând creşterea

conţinutului de săruri (şi mineralizării) şi ridicarea nivelului apei freatice;

predomină suprafeţele cu ape freatice la 2-5 m (1/2 din câmpie);

în sectoarele cu nisipuri din nordul interfluviilor, adâncimea apelor freatice creşte;

hidroizohipsele au direcţie generală V-E, cu o uşoară orientare spre SE ca urmare a acţiunii

puternice de drenare a Ialomiţei;

cuvetele şi limanurile lacustre funcţionează ca drenuri naturale, colectând apele freatice de pe o

suprafaţă redusă; apa se evaporă treptat, crescând concentraţia în săruri a lacurilor;

adâncimea apei freatice scade pe direcţie vest-est;

pe interfluvii, spre est, adâncimea apei freatice creşte uşor (Dunărea);

ape freatice mai adânci în sectoarele din lungul râurilor principale (drenaj);

partea axială a interfluviului prezintă ape freatice cu cele mai mici adâncimi;

circulaţia orizontală a apei freatice este foarte lentă (chiar inexistentă), favorizând creşterea

conţinutului de săruri (şi mineralizării) şi ridicarea nivelului freatic;

predomină suprafeţele cu apa freatică la 2-5 m (1/2 din câmpie);



Fig. 39 Adâncimea apei freatice (după Florea, 19 )

Analiza datelor indică o discrepanţă între producerea maximelor nivelurilor piezometrice şi

precipitaţii, deci oscilaţiile nivelul apelor subterane sunt influenţate de cumulul precipitaţii în anii anteriori

(Fig. 40). Variaţii mari şi bruşte nivelul râurilor şi ploile abundente pot determina variaţii mari de drenaj

subteran, care atrag tasarea depozitelor de la mai sus.

Fig. 40 Relații între variația nivelului piezometric în zona Grindu (dupa: Tenu S., Frugină E., 1989) și valorile

medii lunare ale precipitațiilor (statia Urziceni) (date: ANM)

7.2.2. Influenţa apei freatice asupra sinergismului microrelief-depozite-sol

Între adâncimea apei freatice, litologia şi morfologia terenului există o legătură strânsă, astfel

încât nivelul apei freatice este la 3-4 m în câmp, la 8-10 m pe terasă şi la 1,5-4 m în luncă.

Apa freatică acţionează ca factor pedogenetic în arealele în care se găseşte la adâncimi mai mici

de 5 metri (Florea, Buza, 2004).



În funcţie de adâncimea apei freatice, se deosebesc (fig. 41):

soluri neinfluenţate de apa freatică (soluri automorfe);

soluri slab-moderat influenţate de apa freatică, în care apa, aflată la adâncimi moderate, urcă prin

ascensiune capilară; aceste soluri sunt denumite „freatic-umede‖;

soluri puternic influenţate de apa freatică, în care apa urcă prin capilaritate până la parte

superioară a profilului; această situaţie se întâlneşte în partea centrală a Câmpiei Bărăganului

Central, în microdepresiuni, unde se formează soluri halomorfe.

Efectele influenţei apei freatice în sol sunt următoarele:

- acumulare de materie organică în cantităţi mai mari faţă de, datorită dezvoltării mai bogate a

vegetaţiei;

- orizont humifer mai profund;

- apariţia caracterelor de hidromorfie, datorate proceselor de gleizare.

In condiţii de drenaj deficitar şi climă cu perioadă de uscăciune, migrarea sărurilor solubile poate

lua caracter predominant ascendent dacă apa freatică se află la mică adâncime, în acest caz apa freatică

poate alimenta cu umiditate orizontul superior al solului prin ascensiune capilară, aducând cu ea şi săruri

dizolvate. Acest aport de apă freatică este consumat prin evapotranspiraţie, sărurile transportate

rămânând în orizontul superior, în anotimpul ploios, apa infiltrată în sol nu poate transporta în adâncime

toate sărurile aduse anterior. Prin repetarea acestui proces se poate ajunge, în condiţii favorabile, la

formarea unui orizont superior puternic îmbogăţit în săruri, orizontul salic, iar în cazuri extreme chiar la

formarea de crustă de sare la suprafaţă (orizonturi specifice solonceacului) (Florea, 2009).

#

#

#

##

Tãndãrei

Urziceni

Slobozia

Pogoanele Însurãtei

V. Lata-Sãrata Vale

a C

ior i

i

Sãra

ta

Ialomita

Cãlmãtui

3000000 0 3000000 Kilometers

N

Soluri neinfluentate (automorfe)

Soluri puternic influentate

# Localitati

Lacuri

Reteaua hidrograficã

Soluri moderat influentate (freatic-umede)

Legenda

Influenta apei freatice asupra solurilor

Fig. 41 Influenţa apei freatice asupra solurilor din Câmpia Bărăganului Central



6.3. Vegetaţia şi microfauna

7.3.1. Caracteristicile învelişului vegetal

Vegetaţia naturală spontană din Câmpia Bărăganului Central este specifică zonei de stepă, cu

subzona stepei danubiene în jumătatea estică, şi subzona antestepei în cea vestică; în prezent arealele

cu vegetaţie naturală au fost înlocuite cu terenuri agricole (fig. 43).

Vegetaţia de antestepă cuprinde partea de vest a Bărăganului Central. Extinderea culturilor

agricole a făcut ca pe mari portiuni vechile păduri să dispară cu totul sau să se mai păstreze doar ca mici

pâlcuri degradate şi adesea puternic poienite, astfel ca peisajul actual din acele arii nu se deosebeşte

vizibil de cel de stepă. Pajiştile tipice care se presupune, chiar in conditii naturale, că ocupau suprafeţe

destul de restrânse, au fost eliminate total, ca urmare a extinderii culturilor agricole.

Subzona stepei danubiene, deşi prezintă cele mai aspre condiţii climatice, sub aspectul

xerofitismului, poartă amprenta unui continentalism temperat de influenţa Dunării (vegetaţia lemnoasă

nefiind total exclusă).

Vegetaţia ierboasă este formată din asociaţii xerofile de Botriochloa ischaemum, Festuca

valesiaca, Poa bulbosa, etc. Pajiştile primare au fost însă în cea mai mare parte înlocuite de culturi

agricole sau de vegetaţie ierboasă secundară degradată şi ruderalizată prin păşunat. În microstaţiuni se

găsesc insule cu elemente lemnoase, mai răspândite fiind Rubus caesius şi Prunus spinosa.

Vegetaţia azonală şi intrazonală

Vegetaţia luncilor, deltei şi câmpiilor fluviatile poartă amprenta arealelor umede.

Pădurile sunt formate în general din Quercus robur alături de care mai apar Fraxinus sp., Ulmus

minor, Populus sp., Salix sp. (dominante în zăvoaie) etc.

Pajiştile sunt formate din asociaţii mezofile şi mezohigrofile în care se remarcă Poa pratensis,

Lolium perenne, Agrostis stolonifera, Festuca pratensis, Juncus sp., Carex sp., frecvent şi asociaţii de

Phragmites australis, Typha sp., Schoenoplectus lacustris, Glyceria maxima etc.

Vegetaţia de nisipuri (arenicolă) este formată din asociaţii de Kochia laniflora, Minuartia

viscosa, Carex stenophylla, Polygonum arenarium, Plantago indica.

Vegetaţia de sărături (halofilă) conţine asociaţii de Salicornia europaea, Suaeda maritima.,

Halimione sp., Puccinelia distans, Camphorosma annua, Artemisia maritima, Juncus gerardi etc. , sau

Festuca pseudovina pe arealele mai ridicate.

Vegetaţia de nisipuri (arenicolă) este formată din asociaţii de Kochia laniflora, Minuartia viscosa,

Carex stenophylla, Polygonum arenarium, Plantago indica.

Vegetaţia cu răspândire locală

Pe suprafeţe reduse, în partea de nord a câmpiei, plantaţiile de salcâm au luat locul vegetaţiei

forestiere iniţiale.

Au fost identificate prin semne (suprafeţele nefiind separabile la scara hărţii) arealele cu crovuri,

diferenţiate după regimul hidric în crovuri cu soluri moderat drenate, care de obicei se usucă în tipul verii (

Vegetaţia caracteristică este formată din asociaţii mezofile formate din speciile: Gypsophila

muralis, Gnaphalium uliginosum, respectiv Elatine alsinastrum, Gratiola officinalis, Isolepis setacea,

Juncus effusus, Alisma plantago-aquatica, etc.



Fig. 43 Harta geobotanică a Câmpiei Bărăganului Central (după Dragu et.al., 2009)

7.3.2. Influenţa vegetaţiei şi microfaunei asupra sinergismului microrelief-depozite-sol

Vegetaţia intervine în formarea solului prin faptul că asigură materia organică principală a solului,

contribuind la modul de acumulare a humusului în sol. De asemenea, determină adâncimi diferite de

circulaţie a apei în sol, mai mare sub pădure decât sub pajişti sau terenuri cultivate (în funcţie de

adâncimea de înrădăcinare), protejează solul împotriva eroziunii eoliene (plantaţiile de salcâm),

îmbogăţeşte solul în nutrienţi (prin bioacumulare), înfluenţează bilanţul apei în sol şi microclimatul solului.

Fauna solului joacă un rol foarte important în procesele de humificare şi de mineralizare a

materiei organice prin acţiunea de fragmentare a resturilor organice şi amestecul lor şi al dejecţiilor cu

solul mineral, în acest mod acestea fiind mai uşor transformate prin activitatea microbiană.

De asemenea, fauna ajută la formarea agregatelor structurale glomerulare şi grăunţoase şi a

porozităţii largi, contribuind la creşterea permeabilităţii pentru apă şi aer a solului.

Activitatea faunistică bogată, exprimată prin prezenţa în număr mare a crotovinelor, canalelor de

râme, galeriilor, amestecul de material pe profil, a fost denumită caracter vermic.

6.4. Activitatea antropică

7.4.1. Etape ale populării Câmpiei Bărăganului Central

Datorită condiţiilor favorabile oferite de cadrul natural, Câmpia Bărăganului Central a fost

populată din cele mai vechi timpuri. Râul Ialomiţa a reprezentat principala axă de penetraţie în interiorul

Bărăganului, de unde popularea s-a difuzat spre câmpuri. Astfel, câmpul interfluvial a fost populat încă

din perioada geto-dacă.

Activitatea antropică constă din:



- construcţii: aşezări, căi de comunicaţii, reţete electrice, conducte, antene emiţătoare.

- lucrări hidroameliorative: îndiguiri, consolidări de maluri, construirea de baraje, de iazuri,

regularizări de cursuri; amenajarea lacurilor naturale (a limanelor) pentru piscicultură şi irigaţii,

modificarea morfologiei văilor secundare prin regularizări de cursuri, construcţia de baraje,

îndiguiri.

- lucrări de îmbunătăţiri funciare: lucrări de irigaţii şi desecări, plantarea de perdele de protecţie,

lucrări de nivelare, combaterea salinizării şi alcalizării; asanarea bălţilor.

7.4.2. Influenţa activităţii antropice asupra sinergismului materiale parentale-

microrelief-sol

Influenţa asupra reliefului

- crearea reţelei de canale de irigaţie-drenaj;

- nivelarea dunelor şi acoperirea crovurilor mici prin lucrări agricole;

- asanarea bălţilor;

- modificarea morfologiei văilor secundare prin regularizări de cursuri, construcţia de baraje,

îndiguiri.

Influenţa asupra hidrografiei

Apelor curgătoare:

- modificarea regimului scurgerii prin: construcţia de iazuri pe văile secundare: Cotorca, Reviga,

Fundata, alimentarea sistemelor de irigaţii;

- canalizări;

- regularizări de cursuri.

Lacurilor:

- colmatarea unor lacuri din lunci;

- asanarea bălţilor din partea centrală a interfluviului;

- amenajarea pentru piscicultură şi agrement a limanelor fluviatile.

Apelor freatice

Acţiunea factorilor artificiali asupra apelor freatice din Câmpia Bărăganului Central, manifestată în

special prin creşteri suplimentare sistematice ale nivelurilor piezometrice, a început treptat, pe măsura

intrării în exploatare a unor lucrări hidrotehnice şi hidroameliorative.

Irigaţiile produc perturbări importante ale regimului apelor subterane, în special în zonele cu

condiţii grele de descărcare a stratelor acvifere. În condiţiile lipsei drenajului natural, influenţa irigaţiilor

asupra proceselor hidrogeologice se intensifică, determinate de micşorarea scurgerii subterane.

La acestea se adaugă aplicarea irigaţiilor în condiţii necorespunzătoare (aplicarea unor norme de

udare greşite, pierderi din reţeaua de aducţiune şi distribuţie, exploatare deficitară etc).

Influenţa asupra vegetaţiei

Condiţiile favorabile pentru practicarea agriculturii au condus, în timp la dispariţia vegetaţiei

naturale şi înlocuirea ei cu culturi arabile şi pajişti secundare. În prezent, terenurile agricole deţin cca.

88% (360 000 ha) din suprafaţa totală, dintre care cca 90% în constituie arabilul, în special cerealele.

Păşunile sunt localizate în special în luncile râurilor Ialomiţa şi Călmăţui şi în apropierea crovurilor.

Influenţa asupra învelişul de soluri

- influenţă indirectă, prin modificările produse celorlalte componente ale cadrului natural, şi directă,

prin aplicarea lucrărilor agricole, a celor de îmbunătăţiri funciare etc;



- modificarea regimului hidric cauzată de sistemele de irigaţii-desecări şi de cultivarea perdelelor

de protecţie;

- recarbonatarea, datorată creşterii evapotranspiraţiei şi urcării apei şi carbonaţilor pe profilul

solului;

- apariţia proceselor de gleizare, salinizare şi alcalizare secundare;

- distrugerea structurii, compactare, apariţia hardpanului, cauzate de lucrările mecanizate;

- distrugerea solului prin lucrări de scarificare;

- dispariţia unor suprafeţe de sol prin extinderea construcţiilor.

7. FACTORII DIRECŢI CARE INTERVIN ÎN SINERGISMUL MICRORELIEF- DEPOZITE-

SOL

7.1. Mezo- şi microrelieful şi procesele de formare

8.1.1. Caracteristici morfologice ale Câmpiei Bărăganului Central

Subunităţile Câmpiei Bărăganului Central

Câmpia Bărăganului Central se subîmparte, după Posea (1994), în Câmpia Padinei, situată în

jumătatea vestică, cu două subunităţi: Câmpul Pogoanele, în nord, şi Câmpul Urziceni în vest şi sud, şi

Câmpia Strachinei, în jumătatea estică, cu trei subunităţi dispuse de la nord la sud: Câmpul Mohreanu,

Câmpul Tătaru şi Câmpul Amara.

Suprafeţe morfogenetice

Suprafeţele de luncă sunt specifice numai pentru râurile de la exteriorul câmpiei, respectiv

pentru Ialomiţa si Călmăţui. Luncile acestor două râuri au forma unor culoare largi, care separă

Bărăganul Central de cel Sudic şi, respectiv, Nordic. Celelalte văi interioare au lunci mult mai mici, cu

formă de fund de copaie, fiind aproape în întregime ocupate de lacuri de baraj (iazuri).

Lunca Ialomiţei are o lăţime care variază între 4 şi 6 km şi altitudini care coboară de la 50 m la

Urziceni la 7,5 m la confluenţa cu Dunărea. A fost, în bună parte, îndiguită şi chiar drenată.

Ca microrelief, în lunca Ialomiţei apar grinduri, cursuri parasite, lacuri mici si zone

microdepresionare numeroase, ocupate de mlaştini şi terenuri sărăturate, maluri abrupte.

Râul Ialomiţa are un curs puternic meandrat şi adâncit cu până la 4-6 m. Formează meandre

compuse, a căror amplitudine este mai mare în amonte de Andrăşeşti.

Coeficientul de meandrare a râului, în aval de Urziceni, este de 2,03, această valoare arătând un

curs puternic meandrat.

Suprafeţele de terasă se întâlnesc în partea de sud a câmpiei, respectiv terasa stângă a

Ialomiţei, şi în partea de est, respectiv terasele întâia şi a doua a Dunării. Avand in vedere extensiunea

mare si altitudinea lor, terasele se ataşează morfografic câmpurilor şi mai putin văilor. După Coteţ (1976),

forajele nu confirmă prezenţa depozitelor de terase din lungul văilor Ialomiţei şi Dunării, ceea ce arată

caracterul de trepte morfologice false.

Terasele Dunării se dezvoltă în partea de est a câmpiei. Terasa a doua (t2 = 10-14 m), are

altitudini medii de 20-23 m, cu supraînălţări locale datorate nisipului şi depresiuni care alternează cu

suprafeţe relativ plane mai înalte. Arii slab depresionare cu extindere mare apar la contactul cu câmpul

(Fâşia Nasu Mare). În coţul sud-estic al câmpiei se delimitează o suprafaţă mai coborâtă, cu altitudine

relativă de 5-7 m (15 m alt. abs.), care se corelează (Vâlsan, 1915) cu terasa întâi a Dunării întâlnită la

sud de Ialomiţa. În favoarea considerării acestei suprafeţe ca terasa 1, pledează caracteristicile învelişului



de soluri: pe această treaptă s-au format kastanoziomuri, tip de sol mai puţin dezvoltat decât

cernoziomurile, care ocupă suprafaţa terasei a doua.

Terasele Dunării prezintă o serie de arii slab depresionare care alternează cu suprafeţe relativ

plane mai înalte.

Terasa Ialomiţei se dezvoltă pe partea stângă a râului, din aval de Urziceni, şi se racordează cu

terasa a doua a Dunării. Terasa are formă evazată, cu altitudine relativă de 5-7 m şi altitudini absolute

care scad de la 50 m, în partea de vest, la 20 m în est. (anexa 1). După urmele de copaci fosili gasite în

această terasă în Câmpia Vlăsiei (Posea, 1989), ea se echivalează, cu lunca înaltă a Argeşului.

Depozitele de suprafaţă ale acestei terase au o textură mai grosieră decît cea a loessului (nisip

lutos — lut uşor) cu frecvente cochilii de Succinea oblonga şi Tropodiscus sp.

Această terasă este fragmentată de văi, care se termină cu limane: Valea Rogozului, Sărăţuica,

Bent, Fundata, Perieţi, Amara, Iezeru, Strachina.

Pe suprafaţa terasei apar arii largi depresionare (cu adâncimi reduse, de ordinul zecilor de

centimetri), microdepresiuni la contactul cu câmpul, precum şi microforme antropice pozitive, care se

ridică cu 2-4 m deasupra nivelului câmpului, şi care poartă denumirea de movile.

Câmpul interfluvial are origine fluviatilă şi fluvio-lacustră şi este acoperit cu o cuvertură de

depozite de loess de grosimi diferite (Posea, 1982).

După origine, se disting următoarele suprafeţe: câmpia fluviatilă-fluviodeltaică în partea vestică

(conurile aplatizate ale Buzăului) şi câmpia tabulară fluvio-lacustră (bălţi ale Dunării la nivelul teraselor

4, 3 şi 2).

Câmpia fluviatilă-fluviodeltaică, situată în partea de nord-vest a câmpiei, se caracterizează

printr-o înclinare lină spre sud-est, dar cu dispunere în evantai, sugerând un fost con fluviatil. Altitudinile

coboară de la 86 m, în extremitatea nord-vestică, la 60 m, la contactul cu câmpia tabulară. Originea este

susţinută atât de forma bombată în profil, cât şi de forajele geologice care indică prezenţa alternanţelor

de nisipuri şi argile, cu intercalări de pietrişuri.

Câmpia tabulară fluvio-lacustră, rezultată din fostele bălţi ale Dunării, la nivelul teraselor 4, 3 si

2 acoperite apoi cu loess, este situată între câmpia fluviatilă din vest şi o linie care trece pe la vest de

Câmpul Nasul Mare, peste Slobozia şi Ţăndărei spre nord, peste partea inferioară a Văii Strachina.

Altitudinea câmpiei variază între 40-35 m.

În cadrul acestei câmpii se diferenţiază un sector mai lăsat, cu frecvente depresiuni largi -

sectorul cu arii depresionare Cioara - Doiceşti - cu o înclinare N-S (către Valea Lata-Sărata). Aspectul de

zonă coborâtă este accentuat de malul drept Văii Lata-Sărata, care se ridică brusc la peste 40 m alt. abs.

În acest sector apa freatică este situată la adâncimi mai mici (mai sus de 5 m) în depresiunile ce

ocupă suprafeţe întinse şi cu puţin sub 5 m în rest. Grosimea depozitelor de loess este în general de 2—

3 m; sub această adâncime apar nisipuri.

Ca martor din relieful paleodobrogean, în partea estică a câmpiei se ridică deasupra nivelului

general al câmpului (de 30 m) Culmea Nasul Mare (Muchia Ivănuş). Această suprafaţă are forma unei

măguri înguste, alungită pe direcţie N-S, cu 45-50 m altitudine (53 m la Movila Păduchiosul Mic) şi

denivelări de cca 20 m faţă de câmpia vecină. Partea nordică a acesteia este îngropată în relief eolian.

Împreună cu Câmpul Hagieni de la sud de Ialomiţa, reprezintă resturi dintr-o câmpie piemontan-

loessoidă, compusă din proluvii şi coluvii aduse dinspre Dobrogea Sudică şi Podisul Prebalcanic, când

Dunărea nu se insinuase încă pe lângă Dobrogea (Liteanu şi Pricăjan, Posea).



8.1.2. Caracteristici morfometrice ale Câmpiei Bărăganului Central

Altitudinile scad de la peste 90 m în partea nord-vestică, la sub 10 m în lunca Ialomiţei (partea

estică).

8.1.3. Tipuri de relief

8.1.3.1. Relieful de tasare

Procese de tasare sunt larg răspândite în Câmpia Bărăganului Central. Dintre factorii care

influenţează procesul de tasare, cei mai importanţi sunt caracteristicile rocilor, precipitaţiile şi adâncimea

apei freatice

Relieful de tasare se dezvoltă favorizat de caracteristicile depozitelor (porozitate, permeabilitate),

de adâncimea apei freatice şi de regimul precipitaţiilor.

8.1.3.2. Relieful eolian

În Câmpia Bărăganului Central, procesele eoliene se manifestă în special în fâşia de nisipuri de

pe malul drept al Călmăţuiului, care se întinde din dreptul localităţii Smeeni şi până pe terasa Dunării,

având lăţime medie de cca 20 km şi însumând o suprafaţă de 27.000 ha, dintre care 24.000 ha sunt

ocupate cu terenuri agricole şi 3.000 ha cu păduri.

Formele de relief rezultate în urma acumulării eoliene sunt dunele şi depresiunile interdunare.

Sectorul Însurăţei prezintă un relief caracteristic de dune nisipoase orientate NNE—SSW, pe

unele locuri cu văluriri mai accentuate, cu spulberări pe coame, iar pe alte locuri cu ondulări mai largi, în

care şi textura depozitului este ceva mai fină. Apar, de asemenea, suprafeţe cu nisipuri mobile.

Al doilea sector modelat eolian se întinde ca o fâşie de-a lungul marginii dinspre Dunăre a terasei

şi domină terasa cu 10—15 m (uneori chiar 18 m). Prezintă acelaşi relief ondulat, cu dune orientate pe



aceeaşi direcţie NNE—SSW; depozitele de suprafaţă au o textură grosieră de nisip lutos — lut uşor, iar

acţiunea vîntului în prezent se resimte mai slab.

Dunele sunt majoritatea fixate, direcţionate nord-sud sau nord-est – sud-vest şi formând

suprafeţe larg vălurite. Dunele mobile apar în sectoarele sud Ruşeţu, gara Căldărăşti, Pogoanele, unele

având flancul nordic fixat cu arbuşti. Dunele sunt mai înalte şi mai dese în apropierea sursei de nisip

(valea Călmăţuiului) şi mai joase şi mai rare spre centrul interfluviului, unde predomină interdunele.

Microrelieful de dune se asociază pe suprafeţe mari, formând câmpuri întinse, „platouri eoliene‖

cu trepte locale de coraziune şi acumulare, ca în sectorul Însurăţei-Cioara Doiceşti. Microrelieful dunar

vechi influenţează reţeaua hidrografică minoră prin paralelismul văilor, ca în sectorul Pogoanele-

Căldărăşti, iar la extremitatea zonelor de dune determină forma alungită a depresiunilor interdunare.

Depresiunile interdunare au forme alungite, cu lungimi de 1-2 km şi lăţimi de 200-600 m; prin

unirea a două sau mai multe depresiuni, rezultă forme complexe, de paletă sau grilaj; denivelarea dintre

creasta dunelor şi fundul depresiunilor este de 2-6 m; în perioadele cu exces de umiditate, pe fundul

depresiunilor apar lacuri. Textura materialelor este mai nisipoasă pe coama dunelor şi nisipo-lutoasă la

poala acestora, uneori chiar lutonisipoasă în depresiunile interdunare largi.

8.1.3.3. Relieful fluviatil

Formele eroziunii fluviatile care se manifestă în Câmpia Bărăganului Central sunt: liniară (se

produce în albia râurilor în lungul firului de apă) şi laterală (se manifestă în special la Ialomiţa, care

erodează malul drept, corespunzător Bărăganului Sudic).

Abraziunea lacustră este prezentă la toate lacurile, dar mai ales la cele interioare (Tătaru, Plaşcu,

Colţea, Unturos, Chioibăşeşti), pe malurile sudice şi sud-estice, unde se asociază cu eroziunea eoliană;

la limanele Strachina şi Fundata abraziunea este foarte activă pe partea opusă direcţiei dominante a

vântului, unde formeată faleze care pot depăşi 20 m înălţime.

Procesul de acumulare este mai puternic pe Ialomiţa, în albia căreia se dezvoltă renii, ostroave şi

acumulări submerse.

Meandrările sunt specifice râului Ialomiţa, care este intens meandrat (coeficientul de sinuozitate

este de 2,35), formând chiar meandre compuse în sectorul Ion Roată-Andrăşeşti. De asemenea, în lunca

Ialomiţei sunt numeroase braţe părăsite, ca în sectoarele: Andrăşeşti, Pribeagu, M. Kogălniceanu,

Fundata-Amara (lacul Amara este considerat un vechi braţ al Ialomiţei).

Colmatări se produc pe râurile interioare, afluente Ialomiţei. Majoritatea acestora sunt amenajate

(Cotorca, Strachina-Reviga), astfel încât procesele fluviatile au fost înlocuite cu cele lacustre (abraziunea,

acumularea).

Văile din Bărăgan sunt văi minore, reprezentând cea mai nouă generaţie de văi, tăiată în treptele

hipsometrice de sub 200 m, şi având geneză variată. Unele dintre ele sunt formate prin drenarea

exterioară a crovurilor şi apariţia văilor de tip furcitură; altele sunt instalate în lungul depresiunilor

interdunare, fiind rectilinii, paralele (Pogoanele).

Forme de eroziune: lunca, pod de terasă, frunte de terasă, popine, mal abrupt, văiugi, curs

meandrat, braţe părăsite, lacuri.

Forme de acumulare: ostroave, grinduri, renii, conuri aluviale

Formarea şi evoluţia reţelei hidrografice

În forajele de la Buzău, Jilavele, Urziceni, Gherăseni, Stâlpu, Pogoanele apar mai multe orizonturi

de pietrişuri şi chiar bolovănişuri, confirmând existenţa conului aluvionar al Buzăului pe direcţie sud şi

sud-vest. Acest con aluvionar policronologic, cu mai multe orizonturi de nisip, argile nisipoase şi apă,

ajunge până la Meteleu, Glodeanu-Siliştea, Padina, situate la periferia lui, unde are loc descărcarea apei

infiltrată în amonte.



Profilele geologice au relevat următoarele: corelarea nivelelor de pietrişuri şi nisipuri întâlnite în

forajul de la Buzău (la 11 şi 18 m adâncime) cu cele din forajele de la Malu Roşu (13, respectiv 19 m) şi

Urziceni (13, respectiv 18 m) demonstrează existenţa unui vechi curs al râului Buzău pe Valea Săratei;

nivelele de pietrişuri şi nisipuri întâlnite în forajele de la Scutelnici (la 20 m adâncime) şi Miloşeşti (la 13

m) arată, de asemenea, alte două posibile cursuri ale Buzăului în Bărăganul Central, pe Valea Reviga-

Fundata şi, respectiv, pe Valea Lata-Sărata. Forajele nu relevă un alt curs al Buzăului, mai la est, prin

Valea Ciorii, însă acesta poate explica forma şi dimensiunea cuvetei Lacului Tătaru (fig. 61).

Fig. 61 Evoluţia reţelei hidrografice

8.1.3.4. Microrelieful antropic

Microrelieful de movile sau gorgane relicle. Cu studiul acestuia s-au ocupat o scrie de geologi,

geografi, pedologi şi arheologi dintre care remarcăm, în primul rînd, interpretările foarte cuprinzătoare ale

lui G. Murgoci (1907).

Movilele sunt construite în general din terenul în care sunt ridicate prin săpături de mică

adâncime. O secţiune executată de autorul citat mai sus, în Movila Pantelimon, situată pe malul drept al

Călmăţuiului, a arătat că materialul acesteia este destul de mişcat şi frămîntat, de culori diferite în raport

cu orizonturile solului săpat, iar în interiorul movilei a găsit resturi ale unor schelete umane şi de cabaline

amestecate.

În lungul văii Călmăţuiului, movilele au fost remarcate de A, Pană (1911). Acesta arată numărul

mai mare al movilelor pe versantul drept al văii amintite, decît pe cel stîng, raportul fiind de 20/5, aceasta

ca urmare a altitudinii mai mari în partea de sud, de unde privirea este mai largă, spre nord. Acestea sunt

dispuse pe două aliniamente, cu direcţie est-vest.

Microrelieful actual: canale desecare-drenaj, cursuri de apă canalizate artificial, iazuri, exploatări-

sonde.



8.1.4. Analiza microdepresiunilor din Câmpia Bărăganului Central

8.1.4.1. Analiza morfologică

Microdepresiunile din Câmpia Bărăganului Central ocupă o suprafată de cca 170 kmp, respectiv

5% din suprafaţa câmpiei. Au fost cartate 387 microdepresiuni, cu o suprafată medie de 0, 34 kmp,

rezultând o densitate de 0,11 depr/kmp.

Microdepresiunile sunt distribuite marea majoritate în partea nordică şi centrală a câmpiei şi pe

terasa Dunării şi au frecvenţă mai redusă în extremităţile vestică şi sudică.

Densităţile cele mai mari se regăsesc în arealele Ulmu-Zăvoaia şi Pogoanele-Căldărăşti, legate

de depunerile de nisip holocene.

Orientarea predominantă a microdepresiunilor este NNE-SSV (57%), urmată de direcţiile NE-SV

(18%) şi N-S (10%). De altfel, aceste trei direcţii deţin împreună 85% din totalul microdepresiunilor.

Procentele cele mai mici le deţin orientările E-V (1%), NV-SE şi ENE-VSV, ambele cu 2% şi VNV-ESE,

cu 3%.

8.1.4.2. Analiza morfometrică

Pentru realizarea analizei s-au folosit ca baza grafică harţile topografice la scara 1:50.000 din

anul 1970. Hărţile au fost georeferenţiate şi digitizate cu ajutorul programelor Global Maper şi Arcview, iar

reprezentările grafice au fost realizate în programele Office Excel şi Sigma Plot.

Tabelul 15. Formulele coeficienţilor calculaţi

Coeficient Formula

raportul L/l R = L/l

raportul dintre lungimile axei majore şi axei minore ale depresiunii

Raportul de circularitate Rc = Sd/Sc,

raportul dintre suprafaţa depresiunii şi suprafaţa cercului cu diametrul egal cu

lungimea axei majore a depresiunii;

se raportează la valoarea 1, corespunzătoare cercului

Raportul de alungire Ra = Dc/Ld,

raportul dintre diametrul cercului de aceeaşi suprafaţă cu cea a bazinului şi

lungimea axei majore a depresiunii;

are valori cuprinse între 0,67 şi 1,27 pentru depresiunile alungite şi peste 1,27

pentru cele rotunde

Factorul de formă Rf = Sd/L²),

raportul dintre suprafaţa depresiunii şi pătratul lungimii axei majore, raportat la

forma pătratului;

raportaţ la forma pătratului, pentru care valoarea reper este 1

Coeficientul de sinuozitate Ks = Pc/Pd,

raportul dintre perimetrul cercului cu aceeaşi suprafaţă ca cea a depresiunii şi

perimetrul depresiunii;

raportaţ la forma cercului, cu valoare de referinţă 1.

Au fost masuraţi următorii parametri: suprafaţa, perimetrul, lungimea, lăţimea şi azimutul şi au

fost calculaţi mai mulţi coeficienţi, indicatori ai formei microdepresiunilor, ale căror formule sunt redate în

tabelul nr. 1. Formulele rapoartelor de circularitate şi de alungire, care fac referire la forma cercului,

precum şi cea a factorului de formă, raportat la forma pătratului, au fost preluate din analiza morfometrică

a bazinelor hidrografice, iar coeficientul de sinuozitate a fost gandit ca raportul dintre perimetrul cercului

de aceeaşi suprafaţă cu cea a depresiunii şi perimetrul depresiunii, având valoare de referinţă 1,

corespunzătoare formei cercului.



Suprafaţa medie a microdepresiunilor este de 0,34 km2 (tabel 3), cu o pondere de 77% sub

valoarea medie (microdepresiunile cu suprafaţa mai mică de 0,5 km2 deţin o pondere de 73% (fig. 4).

Microdepresiunile cu suprafeţele cele mai mari s-au dezvoltat în partea centrală a câmpiei unde

apa freatică se găseşte la adâncimi de 3-5 m sau chiar sub 3 m, astfel încât în multe dintre acestea în

perioadele ploioase apa stagnează sub formă de lacuri temporare sau bălţi. Cele mai cunoscute şi mai

extinse lacuri sunt Tătaru, Colţea, Plaşcu, Chioibăşeşti, dar şi acestea seacă în lunile de vară.

Valoarea medie a perimetrului (circumferinţei) microdepresiunilor este de 2,45 km, cea mai

mare pondere ocupând-o microdepresiunile din intervalul 1-5 km (65%), urmate de cele cu valoarea sub

1 km şi de cele cu perimetrul cuprins între 5 şi 10 km; microdepresiunile cu cele mai mari valori ale

circumferinţei, peste 10 km, deţin cea mai mică pondere, respectiv 3%. Perimetrul se corelează direct cu

suprafaţa microdepresiunilor, raportul de corelaţie având valoarea 0,86 (Fig. 16).

Lungimea medie a axei majore a microdepresiunilor este de 935,98 m. Valorile extreme, de

<500 m şi de >2000 m deţin o pondere de 30%, respectiv 10%, iar valorile intermediare, de 500-1000 m

şi 1000-2000 m însumează 60% din totalul microdepresiunilor (fig. 7). Valorile lungimii microdepresiunilor

se corelează direct atât cu suprafaţa (R = 0,86) cât şi cu lăţimea (R = 0,80) (Fig. 16).

Lăţimea medie a microdepresiunilor (lungimea axei minore) este de 384,32 m, intervalul 100-500

m ocupând cea mai mare pondere (70%); valorile extreme de sub 100 m şi de peste 1000 m deţin 6%,

respectiv 10% din totalul microdepresiunilor. Lăţimea variază direct şi foarte strâns cu suprafaţa, raportul

de corelaţie având valoarea 0,90.

Adâncimea variază între 0,30-0,60 cm, pentru microdepresiunile cu suprafeţe mici şi 4-7 m,

pentru microdepresiunile cele mai mari, în care sunt cantonate lacuri temporare.

Raportul de circularitate, care face referire la forma cercului, are valori cuprinse între 0,01 şi

0,96, 69% din microdepresiuni situându-se peste valoarea de 0,5. Valorile cele mai mari ale raportului de

circularitate, şi, deci, forme circulare, se înregistrează la microdepresiunile cu suprafeţe mici. De

asemenea, valori mici şi forme alungite au microdepresiunile situate în partea de nord a câmpiei,.

Raportul de alungire are valori cuprinse între 0,25 şi 0,95, ponderea microdepresiunilor din

intervalul 0,67-1, specific formelor alungite fiind de 55,4%, restul situându-se sub pragul de 0,67.

Factorul de formă, care se raportează la forma pătratului, are valori cuprinse între 0,05 şi 0,71,

cu 93,5% din microdepresiuni cu valori sub 0,5. În consecinţă, forma acestora este diferită de cea a

pătratului, deci este alungită.

Coeficientul de sinuozitate, care se raportează tot la forma cercului, este cuprins între 0,1 şi

0,98, cu un procent de 94% peste valoarea de 0,5, ceea ce arată că forma microdepresiunilor este puţin

sinuoasă.

Raportul lungime/laţime se înscrie în intervalul 0,96 şi 12,95, cu o valoare medie de 2,87. Un

procent de 65% din cazuri au peste valoarea medie (Fig. 7).

Cele mai mari valori corespund, în general, microdepresiunilor interdunare dezvoltate pe

nisipurile holocene din partea nordică a câmpiei, care sunt alungite extrem.

În general, microdepresiunile cu suprafeţe mici, sub 0,05 km² (27%) au forme aproape circulare şi

nu sunt sinuoase, iar cele cu suprafeţe mari, de peste 1 km² (16%) au forme complexe şi grad mare de

sinuozitate. Forme alungite, dar nesinuoase, au microdepresiunile interdunare dezvoltate în nordul

câmpiei, la care raportul lungime/lăţime are valori peste 2.

8.1.4.3. Tipologia microdepresiunilor

În delimitarea tipurilor de microdepresiuni din Câmpia Bărăganului Central au fost luate în calcul

următoarele criterii:

- genetic (procese eoliene, tasare, fluviatile sau combinate);

- tipul de depozit pe care sau format (nisip eolian, loess);



- adâncimea apei freatice şi gradul de mineralizare;

- învelişul de soluri;

- localizarea (pe câmp, pe terase sau la contactul dintre acestea).

a) Microdepresiuni cu circulaţie verticală a apei

(cu apa freatică la adâncime mare - 10-15 m - si grosime mare a loessului), circulare sau

alungite, apar în partea sudică a câmpiei, între văile Strachina şi Fundata. În aceste depresiuni circulaţia

apei in sol este predominant descendentă, carbonaţii şi sărurile solubile sunt spălate din sol, iar

principalele consecinţe sunt reducerea masei totale a materialului şi compactarea particulelor.

Geneza acestor depresiuni este încă discutată, majoritatea cercetătorilor fiind de acord asupra

efectelor chimice şi mecanice ale apelor de infiltraţie sau freatice, situată la mică adâncime, asupra

sărurilor solubile, care, îndepărtate în adâncime, contribuie la tasarea materialelor.

Un rol important în geneza crovurilor îl au procesele pedogenetice, respectiv spălarea sărurilor,

neoformarea argilei etc., care conduc la scăderea porozităţii, favorizând şi amplificând procesul de

tasare.

b) Microdepresiuni interdunare

cu exces de umiditate şi acumulări de săruri; apa freatica situată la mică adâncime intersectează

fundul depresiunilor, în care se pot instala chiar lacuri temporare, iar circulatia predominantă a apei este

ascendentă; în perioadele secetoase, apa freatică uşor mineralizată care urcă prin capilaritate până la

suprafaţa profilului se evapora, iar sărurile conţinute precipită, formând cruste de săruri. Aceste

depresiuni se formează în câmpia cu nisipuri situată în partea nordică a Câmpiei Bărăganului Central,

prin acţiunea de deflaţie a vântului.

c) Microdepresiuni la contactul dintre relieful de dune-interdune şi câmpia loessică

d) Microdepresiuni adânci, cu lacuri sau soluri sărăturate

Acestea au suprafeţe mari şi adâncimi de peste 5 m şi se situează în perimetrul Tătaru-Ciocile-

Traian. Datorită adâncimii mari, în perioadele ploioase nivelul apei freatice urcă deasupra fundului

depresiunilor, formându-se lacuri (Tătaru, Ciocile, Plascu, Chioibăşeşti). Murgoci (1907), Protopopescu-

Pache (1923), Morariu (1946) au susţinut că acestea ar fi ecoul morfologiei vechilor zone de dune şi

cursuri de apă, iar Vâlsan (1915-1916) a arătat că orientarea şi forma crovurilor este modificată de

direcţia vântului dominant. În prezent este acceptată ipoteza acţiunii combinate a tasării şi deflaţiei în

formarea acestor depresiuni (Gâştescu şi colab., 1979).

e) Arii slab depresionare, cu apa freatică la mică adâncime

care apar în partea de vest a câmpiei, în arealul Brădeanu-Glodeanu Sărat-Florica, şi în partea

centrală, în arealul Scutelnici-Cocora-Padina. Acestea au adâncimi de câteva zeci de cm, iar în

perioadele cu exces de umiditate de pot transforma în mlaştini.

f) Arii depresionare provenite din foste văi anastomizate

Aceste depresiuni s-au format prin bararea gurilor de vărsare cu materiale depuse de Ialomiţa, în

spatele cărora s-au format lacuri (limane). Pe aceste văi au fost construite şi baraje antropice, în vederea

utilizării în agricultură.

g) Văiugi

Situate la obârşia văilor, în prelungirea acestora; datorită pantelor foarte mici şi versanţilor foarte

slab înclinaţi, aceste văiugi funcţionează asemenea ariilor microdepresionare, iar pe fundul acestora se

acumulează material solificat spălat de pe versanţi.

h) microdepresiuni la contactul dintre terasă şi câmp, dezvoltate mai ales la contactul cu terasa

Dunării.



i) microdepresiuni la contactul dintre terasă si luncă, foarte numeroase, a căror dezvoltare a

fost influenţată şi de activitatea antropică (crearea de cavităţi pentru exploatarea nisipului şi

lutului).

7.2. Materialele parentale şi procesele de formare

Cuvertura sedimentară a Câmpiei Bărăganului Central este alcătuită, după cum a fost prezentat

în Cap. 2.1, dintr-o succesiune de trei formaţiuni sedimentare (argiloasă, nisipoasă şi lutoasă), care

prezintă mici variaţii în teritoriu datorate condiţiilor diferite de sedimentare.

Formaţiunea argiloasă, denumită de către Liteanu (1952) ―complexul argilo-marnos―, a fost

sedimentată în Pleistocenul mediu, în condiţiile retragerii lacului pleistocen; prezintă ondulări largi, cu

aspect de relief pozitiv şi negativ şi apare la adâncimi variate: 26 m la Costeşti, 27 m la Brăgăreasa, 42 m

la Brădeanu, 32 m la Padina (fig. ).

Fig. 64 Adâncimea la care apare formaţiunea argiloasă în Câmpia Bărăganului Central

Formaţiunea nisipoasă a fost sedimentată în Pleistocenul superior şi reprezintă prelungirea

formaţiunii nisipurilor de Mostiştea, aşa cum demonstrează elementele paleontologice pe care le conţin

(Pricăjan, 1961). Este alcătuită din nisipuri mărunte necoezive, galbene, ruginii, cenuşii spre suprafaţă, în

care predomină orizontul de nisipuri fine, prăfoase, cu grosimi de 15-35 m în părţile de nord şi de vest

ale câmpiei şi sub 5-10 m în rest.



Fig. 65 Profile litologice transversale în Câmpia Bărăganului Central



Fig. 66 Profil litologic longitudinal în Câmpia Bărăganului Central



Complexul loessic a fost sedimentat în intervalul Pleistocen superior (Pleistocen mediu pentru

arealul Nasu Mare) - Holocen şi are grosimi diferite, în funcţie de durata de depunere.

Aceste depozite sunt acoperite în partea de nord (între localităţile Însurăţei-Lacu Rezii şi Spiru

Haret în nord şi Cioara-Doiceşti în sud) de o cuvertură de nisipuri eoliene având aspectul unor „platouri

eoliene de acumulare şi deflaţie‖, care spre valea Călmăţuiului are forma unor trepte de deflaţie (Coteţ,

1976).

Fig. 67 Grosimea complexului loessic în Câmpia Bărăganului Central

Caracteristicile materialelor parentale

Depozitele complexului loessic au fost grupate în loess tipic (0,0063-0,063 µm) şi depozite

loessoide (derivate – loess like deposits sau loess derivates), în care se încadrează loessul nisipos, cu un

conţinut de nisip (0,2-0,02 mm) cuprins între 30 şi 70% şi nisipurile eoliene (0,6-2 mm).

Depozitele de loess

Depozitele de loess ocupă partea sudică şi centrală a câmpiei, însumând o suprafaţă de 2499,26

km2 (51,21%). Grosimea depozitelor este variată, depăşind 5 m în sudul şi sud-estul câmpiei. Cele mai

mari grosimi se întâlnesc în sud-estul câmpiei, în Câmpul Nasu Mare, unde depăşeşc 15 m grosime (18

m în forajul de la Mihail Kogălniceanu).

Loessul nisipos

Depozitele de loess nisipos fac tranziţia între nisipurile eoliene din partea nordică a câmpiei şi

depozitele de loess şi au extensiune mai mare în partea vestică (arealul Pogoanele, Scutelnici,

Glodeanu-Sărat). Au textură nisipo-lutoasă, cu un conţinut de 63-71% nisip fin (0,2-0,02 mm), 7,6-20,8%

nisip grosier (2-0,2 mm) şi 11,0-13,6% argilă (<0,002 mm). Asemenea loessului, sunt carbonatice, având

un conţinut de peste 12% CaCO3.

Nisipurile eoliene

Depozitele de nisip apar pe o fâşie cu lăţime de cca 20 km pe malul drept al Călmăţuiului,

începând de la Smeeni şi până la extremitatea estică a câmpiei. După Ana Conea, Nadia Ghiţulescu, P.

Vasilescu (1963) se deosebesc:

nisipuri lutoase: fâşie în nordul interfluviului, alcătuită din depozite nisipoase cu 10-20% material

fin (praf şi argilă), necarbonatice.



nisipuri fixate şi mobile: formează dune active, la sud Ruşeţu, gara Căldărăşti, Pogoanele; sunt

necarbonatice (proporţie mică de materiale fine) şi se intercalează în fâşia nisipurilor lutoase.

Tabelul 18. Caracteristici litologice şi pedologice ale loessului şi depozitelor loessoide din Câmpia

Bărăganului Central

Proprietăţi Loess Loess nisipos Nisip eolian

Nisip grosier (0,2-2 mm) (%)

0,1-0,8 7,6-20,8 89,7-90,8

Nisip fin (0,2-0,02 mm) (%) 40,1-46,5 63,0-71,0 9,2-10,3

Praf (0,02-0,002 mm)

(%)

28,0-33,1 4,6-7,8 -

Argilă (< 0,002 mm)

(%)

23,2-31,0 11,0-13,6 -

Textură LL NL N

CaCO3 (%) >12 >12 0

Humus (9%) 0,2-0,6 0,2-0,6 0,2-0,3

Densitatea aparentă (DA) 1,33-1,52 1,14-1,38

Illit (%) 47 59

Smectit (%) 44 35

Caolinit (%) 9 -

Interstratificaţii (%) 6

Minerale predominante Cuarţ, feldspaţi, mică

Cuarţ, feldspaţi, mică

Cuarţ, feldspaţi, mică

Sectoarele cu soluri nisipoase cel mai puternic expuse acţiunii eoliene: sud Lacu Rezii, vest

Însurăţei, sud Zăvoaia, sud Dudescu, la est de şoseaua Pribeagu-Mohreanu, sud Ulmu, sud-vest Ruşeţu,

sud-vest Largu, arealul Pogoanele-Brădeanu-Călţuna, sud-vest Satu Nou. Textura în orizontul superior al

solurilor, cel mai afectat de acţiunea vântului, aşa cum reiese din harta solurilor (scara 1:200.000), arată

că, în afară de arealele menţionate mai sus, cu textură nisipoasă, există areale cu textură nisipo-lutoasă

(predominante la est de Jugureanu) şi luto-nisipoasă (la vest de aceeaşi localitate) afectate în diferite

grade de procesul de eroziune.

Nisipurile de pe dreapta Călmăţuiului provin din albia râului, remaniate eolian (sortate şi

transportate de vânt), de vârstă pleistocen superior-holocen, dar şi din materialele care aflorează în malul

drept al râului, fiind nisipuri mai vechi.

Depozitele aluviale

Sunt localizate în lunca Ialomiţei şi au textură variată, fiind predominant nisipoasă pe grinduri şi

mijlocie în intergrinduri.

Forajele executate în lunca Ialomiţei, în sectorul Urziceni-Slobozia au arătat că aluviunile cele

mai vechi, alcătuite din pietrişuri şi nisipuri, stau peste argile sau nisipuri argiloase; baza acestuia

reprezintă vechiul talveg, care, pe sectorul Urziceni-Slobozia are o denivelare de 35 m, pe când talvegul

actual are o denivelare de numai 26 m. Distribuţia, în adâncime, se prezintă astfel: între 0-13,7 m -

aluviuni nisipoase, respectiv nisipuri fine, care trec spre bază la nisipuri grosiere, iar între 13,7-19,6 m -

nisipuri grosiere şi pietrişuri (numai în amonte de Misleanu).



Fig. 68 Harta depozitelor Câmpiei Bărăganului Central



Formarea depozitelor de loess din Câmpia Bărăganului Central

În prezent este acceptată ideea că depozitele de loess din Câmpia Română, ca şi cele din

Europa Centrală, China şi America de Nord, au fost acumulate prin procese eoliene, iar problemele la

care se caută răspuns şi la care încercăm să răspundem în continuare sunt: ‖Care este originea

particulelor de praf?‖, Care sunt mecanismele ulterioare depunerii?.

„Istoria unui depozit de loess poate fi considerată o secvenţă de evenimente‖ (Smalley, 1975).

Gardner and Rendell (1994) susţin că formarea unui depozit de loess reprezintă „un ciclu foarte

specializat din cadrul sistemului geologic sedimentar‖, pe care l-au denumit „ciclul loessului‖.

Primul model sau secvenţă de evenimente de formare a unui depozit de loess a fost propus de

Smalley (1966) pentru formarea unui depozit de loess primar de origine glaciară (Wright Janet, 2001).

În 1890, Hardcastle (citat de Smalley, 1995), scria că producerea unei formaţiuni sub-aeriene

masive de praf necesită îndeplinirea următoarelor 4 condiţii: 1) existenţa unei surse de praf; 2) existenţa

vânturilor care să transporte praful; 3) existenţa vegetaţiei care să-l fixeze şi 4) timp sufficient pentru

acumulare.

N. Florea et.al. (2010) completează şi dezvoltă această afirmaţie, susţinând că pentru formarea

loessului este necesară întrunirea concomitentă a următoarelor condiţii naturale:

a. condiţii geologico-geomorfologice de relativă stabilitate şi condiţii bio-climatice de oarecare

ariditate şi vegetaţie de deşert sau de stepă;

b. existenţa unor depozite importante de material aleuritic – ca sursă de praf – sau a unor condiţii de

formare a acestui material în cantităţi mari şi continuu; material provenit sau rezultat prin

dezagregarea-alterarea in situ a unor roci preexistente, mai ales în arii cu roci masive la

suprafaţă, cum este cazul unor regiuni montane sau deluroase care sunt furnizoare de astfel de

material; material de dezagregare prin gelivaţie a unor depozite de suprafaţă în condiţii climatice

favorabile gelivaţiei (aria periglaciară cu morene şi alte depozite glaciare, unele pustiuri şi

semipustiuri cu vegetaţie săracă); material rezultat prin transport şi sedimentare din ape

curgătoare în câmpii fluvio-glaciare sau lunci ale râurilor sau piemonturi etc;

c. existenţa unor agenţi de transport, fie vânturi destul de puternice, predominant din direcţia sursei

de material aleuritic care să poată prelua şi transporta aerian praf şi nisip foarte fin pe mari

distanţe (rămânând în locul „sursei‖ material mai grosier, în genere nisipuri, remaniate de regulă

ca dune), fie ape de şiroire pe pante;

d. condiţii de depunere relativ lentă şi regulată a materialului transportat şi de fixare la suprafaţa

terenului, determinate de scăderea vitezei agentului, vegetaţie care să reţină praful, condiţii de

adăpost sau stabilitate etc.

Formarea prafului

Mecanismele geomorfologice cu rol în producere prafului sunt: alterarea mecanică, alterarea prin

intermediul sării, alterarea chimică, abraziunea eoliană, mărunţirea fluviatilă şi glaciară.

Importanţa mecanismelor de producere a prafului diferă de la o regiune la alta, în funcţie de

condiţiile climatice, schimbările climatice, litologie, influenţând caracteristicile prafului, topografia regiunii

şi evoluţia reliefului.

Se presupune că descompunerea rocilor flişoide din Carpaţi, împreună cu procesele de

descompunere de tip rece din zona alpină şi din regiunile nord-europene ocupate cu gheaţă în timpul

pleistocenului au generat cantităţi substanţiale depraf cuarţos. După Smalley (1990), eficacitatea

proceselor de descompunere a fost mărită de existenţa tensiunilor în cuarţ.

Eliberarea particulelor de praf prin procese de descompunere a fost însoţită de eliberarea de

particule prin procese glaciare (sfărmare, mărunţire). Procesele glaciare, de asemenea, au reluat



sedimentele existente şi materialul alterat anterior. Materialele rezultate au fost transportate iniţial prin

procese de pantă (alunecări) şi redistribuite de sistemele fluviale şi fluvioglaciare. În această perioadă,

când materiale de diferite dimensiuni au fost redistribuite de sisteme fluviatile cu energie mare de

transport, a fost posibilă mărunţirea şi reducerea dimensiunilor particulelor (Wright and Smith,1993).

Sursele presupuse de praf au fost stepele meridionale ale Rusiei (Mrazec, 1899) sau luncile

râurilor apropiate (Murgoci şi colab, 1910). Această ipoteză a fost reluată şi argumentată de pedologi

(Ana Conea şi colab., N. Florea, D. Teaci etc).

Agenţii de transport şi depunerea prafului

Transportul şi depunerea prafului sunt controlate de factori precum condiţiile climatice,

schimbările climatice, activitatea tectonică şi orogenică, acoperirea cu vegetaţie şi topografie (Gardner

and Rendell, 1994; Pye, 1995). Goossens (1997) sugerează că, la scară locală, distribuţia spaţială a

loessului este controlată în mare măsură de topografie.

Pentru acumularea unor depozite importante de loess este necesară o rată ridicată şi susţinută

de transport eolian al prafului. După Pye (1987, 1989), este necesară îndeplinirea a două condiţii pentru

ca transportul prafului să aibă loc: 1) suprafeţe geomorfologice instabile, neacoperite cu vegetaţie,

alcătuite din sedimente slab sortate, cu raport praf-argilă mare; 2) frecvenţa mare a vânturilor puternice.

În lucrarea apărută în 1899, Tutkovskii a arătat că vânturile foehnale care coboară din ariile

glaciare poartă material loessoid pe care-l depun sub forma depozitului caracteristic şi că loesul apare

numai în asociaţie cu depozite inter- şi postglaciare.

În Europa, vânturile puternice asociate pedioadelor glaciare, împreună cu intensificarea reluării

sedimentelor şi cu formarea de suprafeţe geomorfologice active, au dus la acumularea eoliană unor

depozite extinse de praf în vestul şi centrul Europei. Unele profile de loess din Europa Centrală pot

înregistra, după Fink şi Kukla, 1977, cel puţin 17 cicluri glaciar-interglaciar în ultimii 1,7 milioane de ani.

S-au făcut, de asemenea, corelaţii între secvenţele de loess-paleosol din Europa şi înregistrările

paleotemperaturilor marine (Kukla, 1977).

Sedimentele din ariile carpatică au fost transportate de bazinele Ialomiţei şi Buzăului şi depozitate

în luncile celor două râuri din Câmpia Română. Aceste sedimente au fost preluate de vânt şi redepuse ca

loess.

Numai particulele de praf cu diametrul mai mic de 20 μm pot fi transportate de vânt la înălţimi şi

pe distanţe mari, pe perioade îndelungate (Tsoar and Pye, 1987,), particulele grosiere avându-şi originea

în surse locale.

Dimensiunile particulelor depuse variază în Câmpia Bărăganului Central în funcţie de distanţa

faţă de sursă. Astfel, în partea nordică a câmpiei au fost depuse particulele grosiere (nisipurile eoliene),

care devin din ce în ce mai fine spre sudul şi vestul câmpiei. În extremitatea estică, pe latura de est a

terasei a doua a Dunării, au fost depuse particule grosiere (nisipo-lutoase, luto-nisipoase), preluate din

lunca vecină.

Transformările ulterioare depunerii

Ipoteza formării in-situ a loessului, sub efectul alterării şi proceselor pedogenetice, a fost emisă

pentru prima oară de L.S. Berg (1916) şi a fost reluată şi dezvoltată de Florea şi al., 2009).

Formarea depozitelor de loess poate fi explicată prin următoarele etape:

- Sedimentarea de material aleuritic, transportat pe cale eoliană, adus din luncile râurilor vecine.

Condiţii optime pentru formarea loessului au fost îndeplinite începând cu Pleistocenul mediu, pe

măsura exondării câmpiei prin retragerea lacului pleistocen, mutarea spre est a cursului Dunării şi

formarea conurilor Buzăului şi Ialomiţei. Arealul Nasul Mare, detaşat din Podişul Hagieni prin

devierea cursului Dunării, a funcţionat subaerian perioada mai îndelungată, dovadă fiind

grosimea mai mare a loessului şi dezvoltarea unui sol fosil, identificat în forajele geologice (în



zona M. Kogălniceanu). Aşa cum s-a constatat în studiile efectuate în SUA (Ruhc şi Caldr, 1971)

sau în România (Conea, 1970), stratul de loess se subţiază cu creşterea distanţei faţă de sursă,

dar devine din ce în ce mai fin.

- Solificarea sedintegratoare a materialului depus cu formare de seroziom sau sol loessoid, după

Murgoci (1910), prin procese de alterare şi pedogeneză specifice zonei aride, care au loc

concomitent cu sedimentarea continuă care îngroaşă stratul de sol de la suprafaţa scoarţei

terestre.

- Acreţia, adică înălţarea treptată a terenului, şi deci şi a solului, prin depunerea continuă şi

solificarea simultană a materialului aleuritic depus, astfel că în timp partea de material de la

suprafaţă, solificată anterior, devine strat situat la adâncime din ce în ce mai mare (strat afund),

care nu mai este influenţat de procesele de la suprafaţa terenului de alterare-solificare specifice

zonei respective (aride).

- Diageneza stratului de adâncime (afund) solificat anterior (după ce a pierdut legătura directă cu

procesele de la suprafaţa scoarţei), proces de diageneză prin care se pierd unele caracteristici

(trăsături) de sol cum sunt conţinutul de humus şi culoarea închisă (datorită mineralizării materie

organice şi lipsei de aport anual de resturi vegetale), macrostructura etc., dar se păstrează altele,

ca microstructura (Postolache, 1966, Florea şi colab., 1983), afânarea şi porozitatea ridicată,

orientarea predominant verticală a porilor tubulari, lipsa de stratificaţiei etc.; are loc astfel

transformarea stratului afund de sub pătura de sol de la suprafaţă în loess, proces care adesea

este denumit loessificare propriu-zisă (formarea loessului incluzând ansamblul proceselor

menţionate mai sus).

Analizele paleomagnetice efectuate asupra unor depozite de loess din Câmpia Râmănă de Est

au arătat că pedogeneza şi acumularea de loess pot fi considerate procese simultane, aflate în

competiţie (Panaiotu et al., 2002).

Conform acestui concept de formare a loessului (Florea şi al., 2009), acesta este o formaţiune

geologică complexă, nu un simplu depozit. Deşi a parcurs în procesul de formare o etapă de solificare,

putând fi considerat paleosol (G. Murgoci, 1910), totuşi prin atributele lui constituie o rocă sedimentară

rezultată prin diageneza unui sediment aleuritic care a suferit anterior un proces de solificare în climat

relativ arid, putând fi considerat şi ca pedolit (Gherasimov, 1971).

7.3. Caracterizarea învelişului de sol

8.3.1. Factorii care au contribuit la formarea solurilor (factorii pedogenetici)

Aşa cum a fost precizat în Cap. 4, formarea solului, în concepţia clasică a lui V. V. Dokuceaev,

rezultatul acţiunii unui proces complex determinat de următorii factori pedogenetici climă, vegetaţie şi

faună, material parental, relief şi timp, la care se adaugă, în unele cazuri, apa freatică şi influenţa

antropică (Florea, 2004).

Deoarece influenţa factorilor pedogenetici asupra relaţiei microrelief-depozite-sol, deci, implicit, şi

asupra solului, a fost descrisă pe larg în Cap. 5, nu vom mai reveni asupra lor.

8.3.2. Procesele pedogenetice

Favorizate de clima semiaridă-semiumedă şi de substratul litologic (depozite de loess, loess

nisipos şi depozite nisipoase eoliene bogate în carbonaţi), procesele pedogenetice predominante sunt

cele de bioacumulare a humusului, însoţite de o alterare slabă a substratului mineral, cu o uşoară

neoformare de argilă. Solurile zonale formate în aceste condiţii aparţin clasei Cernisoluri, respectiv

Kastanoziomurile şi Cernoziomurile.



Condiţiile pedogenetice şi procesele pedogenetice principale care determină formarea învelişului

de soluri din Câmpia Bărăganului Central sunt sintetizate în tabelul de mai jos (tabel 20).



Tabelul 20 . Factorii şi procesele pedogenetice principale care au contribuit la formarea solurilor din Câmpia Bărăganului Central

Nr. crt

Condiţii pedogenetice

Procese pedogenetice principale Tipul de sol Material parental

Relief / microrelief

Apa freatică

Clima / regimul hidric al solului

Vegetaţia

1 depozite de loess

câmpie tabulară, cu aspect uniform

sub 5 m ad

Tma = 10,5-10,6º C

Pma = 450 mm

ETP = 700 mm

regim hidric nepercolativ

stepă - transformare foarte slabă a materialului parental;

- mineralizare puternică a materiei organice,

- levigare parţială a sărurilor solubile.

Kastanoziomuri

2 depozite de loess

câmpie tabulară, cu aspect uniform

sub 5 m ad

Tma = 10,5º C

Pma = 450-500 mm

ETP = 700 mm

regim hidric periodic percolativ

stepă -silvostepă

- bioacumulare de humus;

- levigare totală a sărurilor solubile, cu formarea orizontului calcic. Chernoziomuri

calcarice şi tipice

3 idem idem 3 - 5 m ad idem idem - idem;

- intensificarea proceselor de alterare şi a activităţii biologice.

Chernoziomuri calcarice şi tipice freatic-umede

4 depozite de loess

câmpie tabulară, cu aspect uniform-slab ondulat

sub 5 m ad

Tma = 10,4º C

Pma = 500 mm

ETP = 700 mm

regim periodic percolativ

silvostepă - levigarea sărurilor solubile sub 100 cm adâncime datorită creşteri cantităţii de precipitaţii;

- neoformare de argilă, cu dezvoltarea orizontului cambic.

Cernoziomuri cambice



Cernoziomuri cambice freatic-umede

6 depozite de loess sau loess nisipos

cămpie tabulară, cu microdepresiuni

sub 5 m ad Tma = 10,5º C

Pma = 450-500 mm

ETP = 700 mm


higrofilă - levigarea sărurilor solubile sub 100 cm adâncime datorită aportului de umiditate;

- intensificarea proceselor de alterare şi neoformare a argilei;

- migrarea argilei din orizonturile superioare şi acumularea în orizotul B argic (Bt).

Cernoziomuri cambice şi argice (în crovuri şi padini)





Cernoziomuri cambice şi argice freatic-umede (în crovuri şi padini)

8 aluviuni luncă, cu intergrinduri

0-3 m ad idem hidrofilă - procese de reducere (în condiţii de anaerobioză), cu formarea orizontului de glei (Gr) în primii 50 cm, bogat în minerale secundare de tipul fero-silicaţilor cu Fe feros, colorat în verzui sau albăstrui.

Gleiosoluri


cămpie tabulară, cu aspect slab ondulat, cu microdepresiuni

0-3 m ad idem idem - idem, cu apariţia orizontului Gr între 50 şi 100 cm;

- acumularea bogată de humus datorită atât vegetaţiei de fâneaţă, cât şi excesului de apă, care produce condiţii de anaerobioză şi care determină o mai slabă mineralizare a materiei organice.

subtipuri gleice

10 depozite de loess sau loess nisipos sau lacustre

câmpie tabulară, cu aspect slab ondulat, cu microdepresiuni şi cuvete lacustre

0-3 m ad,

mineralizată (1,5-3,0 g/l)

Idem

regim hidric exudativ

halofilă Evaporarea apei ajunsă la suprafaţa solului, cu precipitarea sărurilor în profilul de sol.

- formarea orizontului salic (sa) în primii 50 cm ai profilului;

Solonceacuri

11 idem idem idem, Idem

idem - formarea orizontului salic (sa) între 50 şi 100 cm sau

- a orizontului salinizat (sc) în primii 100 cm;

subtipuri salinice

12 idem idem idem,

cu oscilaţii periodice

idem idem - pătrunderea sodiului schimbabil în complexul adsorbtiv, realizat prin repetarea proceselor de salinizare şi desalinizare, sau

- desalinizarea solonceacurilor;

- dispersarea argilei şi humusului, deteriorarea agregatelor structurale, migrarea argilei şi formarea orizontului Bt natric (Btna).

- formarea orizontului natric (na) în primii 50 cm ai profilului;

Soloneţuri



13 idem idem idem, idem idem - formarea orizontului natric (na) între 50 şi 100 cm sau

- a orizontului alcalizat (ac) în primii 100 cm;

subtipuri salinice

14 nisipuri eoliene mobile

cămpie tabulară, cu aspect vălurit

sub 5 m ad Idem


psamofilă - mineralizarea rapidă a meteriei organice;

- îndepărtarea prin deflaţie a orizontului A.

- procesul de pedogeneză este contracarat de cel de deflaţie.

Psamosoluri

15 nisipuri eoliene fixate

idem idem, idem idem - accelerarea proceselor pedogenetice, formarea orizontului cambic;

Cernoziomuri cambice pe nisipuri (relief vălurit eolian)

16 aluviuni recente

luncă joasă, cu revărsări frecvente

variată idem hidrofilă - depunerea permanentă de noi materiale;

- solificare lentă Aluviosoluri entice

17 aluviuni luncă, cu grinduri şi intergrinduri

idem, idem idem - formare orizontului A de bioacumulare a humusului, datorită învelişului vegetal mai bine dezvoltat.

Aluviosoluri


frunte de terasă, versant slab-moderat înclinat

idem, idem stepă-silvostepă

- îndepărtarea orizonturilor superioare ale solurilor, prin eroziune, ca urmare a activităţii antropice.

Erodosoluri



8.3.3. Evoluţia învelişului de sol din Câmpia Bărăganului Central

Formarea învelişului de sol este rezultatul evoluţiei continui, ciclice şi concomitente a proceselor

de pedogeneză şi a celor geopedologice, a căror acţiune are loc cu intensităţi şi efecte opuse şi variabile

în timp (N. Florea, 1985). Modelul modern al formării solului include, după N. Florea (1994),următoarele

tipuri de procese:

1. procese pedogeologice (formarea materialului parental, inclusiv includerea depunerilor

eoliene în profilul de sol) + procese reliefo-genetice;

2. procese pedogenetice anterioare

3. procese pedogenetice actuale.

Evoluţia învelişului de sol în timpul Cuaternarului a urmărit îndeaproape evoluţia reliefului şi

formarea depozitelor de cuvertură, a loessurilor, în special, în strânsă corelaţie cu succesiunea

glaciaţiunilor şi interglaciaţiunilor. În zona stepei şi silvostepei, datorită condiţiilor de mediu din timpul

depunerii pulberilor eoliene, predomină suprafeţele cu depozite de loess fără soluri fosile sau cu benzi de

soluri fosile foarte slab dezvoltate. Forajele executate în Câmpia Bărăganului Central (de către Rusescu)

au întâlnit în majoritatea cazurilor un singur orizont de soluri fosile.

În Câmpia Bărăganului Central, datorită existenţei unor surse locale de pulberi (luncile

Călmăţuiului şi Dunării), depunerile eoliene au fost intense şi în postglaciar, determinând o pedogeneză

sedintegratoare relativ intensă, cu dezvoltarea profilului predominant prin acreţie. Atât câmpul interfluvial,

cât şi terasele Dunării şi Ialomiţei, sunt ocupate cu soluri holocene, respectiv cernoziomuri tipice,

carbonatice şi cambice.

Luncile sunt ocupate predominant cu soluri tinere, formate în holocenul superior (actual), iar

unele dintre acestea, respectiv aluviosolurile, aparţin prezentului.

8.3.4. Caracterizarea morfologică a solurilor

Datorită uniformităţii mari a condiţiilor de formare, învelişul de soluri al Câmpiei Bărăganului

Central prezintă o foarte redusă diversificare, fiind alcătuit, conform Sistemului Român de Taxonomie a

Solurilor - SRTS (Florea şi Munteanu, 2003), din 5 clase de soluri, respectiv (în ordinea recomandată de

sistemul de taxonomie): protisoluri, cernisoluri, hidrisoluri, salsodisoluri şi antrisoluri, care cuprind 8 tipuri

de sol, respectiv: psamosoluri, aluviosoluri, kastanoziomuri, cernoziomuri, gleiosoluri, solonceacuri,

soloneţuri şi erodosoluri.

Pe câmpul interfluvial predomină cernoziomurile (carbonatice, tipice, cambice, gleice), care

formează asociaţii cu gleiosoluri, solonceacuri, soloneturi în partea centrală a interfluviului (acolo unde

apa freatică este situată la adâncimi mici, influenţând profilul de sol) si cu psamosoluri (pe dreapta

Călmătuiului). În luncile Ialomiţei si Dunării predomină aluviosolurile (tipice, entice), iar în lunca

Călmaţuiului, solonceacurile şi soloneţurile.

Protisolurile (clasa solurilor neevoluate) reprezintă o clasă de soluri mai puţin evoluate, foarte

diferite sub raportul genezei, însuşirilor, fertilităţii şi răspândirii acestora. În Câmpia Bărăganului Central,

protisolurile ocupă o suprafaţă de 416,80 km2, respectiv 10,81%, cea mai mare parte din aceasta fiind

repartizată în lunca Ialomiţei.

La nivelul de tip genetic de sol, din clasa protisolurilor fac parte: litosolurile, regosolurile,

psamosolurile, aluviosolurile şi entiantrosolurile. Dintre acestea, în Câmpia Bărăganului Central se

întâlnesc psamosolurile şi aluviosolurile.





Fig. 73 Harta solurilor



Psamosolurile (PS) apar în câteva areale cu nisipuri eoliene nefixate de pe dreapta

Călmăţuiului, în partea de nord a Câmpiei Padina, respectiv Câmpul Pogoanele şi partea de nord a

Câmpiei Strachina, respectiv Câmpul Mohreanu, unde formează asociaţii împreună cu cernoziomurile

cambice, ocupând o suprafaţă de 89,04 km2, respectiv 2,66 % din suprafaţa câmpului interfluvial.

Aluviosolurile (AS) se întâlnesc pe areale joase în lunca Ialomiţei în asociaţie cu gleiosolurile şi

cernoziomurile aluvice, ocupând o suprafaţă de 327,76 km2, respectiv 65% din suprafaţa luncii.

Cernisolurile (molisolurile) se caracterizează prin prezenţa orizontului Am (molic), continuat cu

un orizont intermediar (AC, AR, Bv sau Bt), având în partea superioară culori cu valori şi crome de <

10YR 3,5 (la umed) urmat de orizont AC sau Bv (indiferent de culori) şi de orizont Cca în primii 60-80 cm

(SRTS, 2003).

Ocupă o suprafaţă totală de 3544,99 km2, dintre care 3382,45 km

2, respectiv 87,76%, pe câmpul

interfluvial, şi 162,54 km2, respectiv 33%, în lunca Ialomiţei.

Această clasă cuprinde, la nivel de tip: kastanoziomuri, cernoziomuri, faeoziomuri şi rendzine,

dintre care, în Câmpia Bărăganului Central apar kastanoziomurile şi cernoziomurile.

Kastanoziomurile (KZ) apar în teritoriu într-un singur areal, în colţul sud-estic al câmpiei, pe

terasa întâi a Dunării, ocupând o suprafaţă de 9,78 km2, respectiv 2,5% din suprafaţa câmpului.

Cernoziomurile (CZ). Datorită unui spor de umiditate, faţă de kastanoziomuri se realizează o

acumulare mai mare de materie organică sub forma unui humus calcic, o levigare mai intensă (slab-

moderată) a carbonaţilor şi un orizont Cca mai bine exprimat.

La nivel de subtip au fost deosebite cernoziomuri: tipice, psamice, gleice, aluvice, calcarice,

cambice, argice, salinice şi sodice.

Cernoziomurile tipice şi calcarice se întâlnesc în partea estică şi centrală a câmpiei, ocupând o

suprafaţă totală de 1511,62 km2 (45,06% din suprafaţa câmpului), dintre care 333,71 km

2 (9,95%) revin

cernoziomurilor calcarice, iar 1177,91 km2 (35,11%) cernoziomurilor tipice.

Cernoziomurile cambice ocupă partea de nord şi jumătatea vestică a câmpiei şi, local, apar şi

în partea centrală, în microdepresiuni, cu o suprafaţă totală de 1387,87 km2 (41,37% din suprafaţa

câmpului), dintre care 297,31 km2 (8,87%) aparţin cernoziomurilor cambice dezvoltate pe relieful vălurit

eolian din partea de nord a câmpiei, iar 24,17 km2 (0,72%) celor dezvoltate în microdepresiuni.

Cernoziomurile gleice apar în arii slab depresionare din centrul interfluviului Ialomiţa-Călmăţui,

ocupând o suprafaţă de 125,77 km2 (3,75%).

Cernoziomurile alcalice sau sodice (CZ ac) apar pe suprafeţe foarte reduse, în microrelieful de

crovuri, ocupând 10,36 km2 (0,31%). Din punct de vedere morfologic, cernoziomurile alcalizate prezintă

un profil de tipul Ap-Am-A/Cac-CGoac. Sunt soluri semicarbonatice, foarte profunde, cu textură lutoasă-

lutoargiloasă, formate pe loess.

Hidrisolurile (soluri hidromorfe) reprezintă o clasă de soluri intrazonale a căror formare este

datorată unui exces permanent sau temporar de umiditate. Din punct de vedere morfologic hidrisolurile se

caracterizează prin existenţa unui orizont de glei tipic la baza profilului de sol sau de pseudoglei în

imediata apropiere a suprafeţei solului.

Excesul de umiditate produce, în ambele cazuri, datorită condiţiilor de anaerobioză, procese de

reducere, care au ca efect apariţia în sol a compuşilor reduşi de Fe şi Mn şi a culorilor caracteristice

vineţii, cenuşii şi negricioase. Materialul parental este format din depozite aluviale de origine fluvială,

fluvio-lacustră şi lacustră cu textură variată. La nivel de tip de sol au fost deosebite. gleiosoluri GS),

limnosoluri (LM) şi stagnosoluri (SG), dintre care, în Câmpia Bărăganului Central se întâlnesc

gleiosolurile.



Gleiosolurile sunt localizate în areale depresionare în lunca Ialomiţei, ocupând o suprafaţă de

9,1 km2 (1,82% din suprafaţa luncii).

Salsodisolurile (solurile halomorfe) cunoscute sub denumirea populară de sărături, reprezintă o

clasă de soluri a căror geneză este datorată acumulării sărurilor uşor solubile. Salsodisolurile se întâlnesc

sub formă de areale restrânse acolo unde se realizează local condiţii care favorizează formarea de săruri,

respectiv regiuni cu climă secetoasă (regim hidric exudativ) în perioada de vară, asociate cu un relief

depresionar de lunci şi câmpii joase cu drenaj deficitar şi cu apele freatice situate la mică adâncime. Prin

intermediul apei aflate în capilarele solului, sărurile aflate în materialul parental sunt transportate şi

depozitate în stratul superior al solului. La nivel de tip, din clasa salsodisolurilor fac parte: solonceacurile

şi soloneţurile.

În Câmpia Bărăganului Central, clasa salsodisoluri ocupă o suprafaţă de 33,75 km2, reprezentând

1,03% din suprafaţa câmpiei.

Solonceacurile se întâlnesc în microdepresiunile din partea centrală a câmpiei, cu o suprafaţă

de 13,14 km2 (0,39% din suprafaţa câmpului interfluvial).

Soloneţurile se întâlnesc în microdepresiunile din partea centrală a câmpiei, cu o suprafaţă de

26,61 km2 (0,79% din suprafaţa câmpului interfluvial).

Antrisolurile (soluri trunchiate sau desfundate) reprezintă o clasă de soluri care se

caracterizează prin prezenţa unui orizont antropedogenetic sau prin lipsa orizontului A şi E îndepărtate

prin eroziunea accelerată sau decapitare antropică. Solurile sunt puternic erodate încât la suprafaţa

solului se află resturi din sol (orizont B sau C), sau solul este puternic transformat prin acţiune antropică

încât prezintă la suprafaţă un orizont antropopedogenetic de cel puţin 50 cm grosime sau de cel puţin 30-

35 cm dacă este scheletic. La nivel de tipuri genetice de sol clasa antrisoluri este reprezentată de:

erodosoluri şi antrosoluri, dintre care, în Câmpia Bărăganului Central, se întâlnesc erodosolurile.

Erodosolurile apar pe fruntea terasei Dunării, pe versantul drept al văii Lata şi pe malurile

cuvetelor lacustre care adăpostesc limanuri fluviatile, unde pantele mai mari favorizează procesele de

eroziune, ocupând o suprafaţă de 5,97 km2 (0,18%).

8.3.5. Caracterizarea fizico-chimică

Alcătuirea granulometrică.

Textura depozitelor la partea superioară (primii 50 cm adâncime) este nisipolutoasă-lutonisipoasă

în partea de nord şi în est, pe terasa Dunării, cu areale reduse cu textură nisipoasă (Lacu Rezii, Zăvoaia,

Dudescu, sud Largu) şi lutoasă in restul campiei (fig. 2).

În lunca Ialomţei textura solurilor este variată, de la argiloasă la nisipolutoasă.

Cantitatea de argilă scade uşor în adâncime de la 27-33% la suprafaţă la 25-28% la 100 cm şi

22-26% la 150 cm, paralel cu creşterea conţinutului de nisip fin, de la 38-41% la suprafaţă la 40-43% la

100 cm şi la 44-49% la 150 cm; conţinutul de praf variază puţin in adâncime, crescând uşor de la 25-29%

la suprafaţă la 28/30% la 150 cm; conţinutul de nisip grosier scade uşor de la 2-3% la suprafaţă la 0,6-2%

la 150 cm.



Fig. 77 Textura solurilor

Densitatea aparentă, calculată ca raport între masa şi volumul total al solurilor (care include

volumul particulelor solide şi golurile dintre acestea), în aşezare naturală, arată gradul de împachetare a

particulelor de sol şi/sau a agregatelor structurale.

Densitatea aparentă a solurilor analizate este foarte mică şi mică (tabel 22 şi fig. 79) atât pentru

solurile dezvoltate pe depozite nisipoase, respectiv pentru Psamosolul molic (P1, 1,42-1,28 g/cm3) şi

Cernoziomul cambic (P2, 1,30-1,20 g/cm3), cât şi pentru cernoziomurile calcarice şi tipice dezvoltate pe

depozite de loess, respectiv P3 (1,38 g/cm3) şi P5 (0,40-1,52 g/cm3).

În cazul Cernoziomului argic (P4), datorită formării orizontului B argic, îmbogăţit în argilă, care

determină aşezarea mai îndesată a particulelor de sol, densitatea aparentă variază de la extrem de mică

(1,09 g/cm3) la partea superioară a profilului de sol, la foarte mare (2,10-2,54 g/cm3) în partea inferioară

a profilului.

Pentru profilele situate în luncă, respectiv P7-P9, valorile densităţii aparente variază de la extrem

de mică – mică la partea superioară a profilelor (0,81-0,89 g/cm3 pentru P7; 1,33 g/cm3 pentru P8 şi

1,18-1,41 g/cm3 pentru P9), la mijlocie (1,22-1,26 g/cm3 pentru P7 şi 1,33 g/cm3 pentru P9) şi mare

(1,74 g/cm3 pentru P8) la partea inferioară a profilelor de sol.



Fig. 79 Densitatea aparentă

Gradul de tasare este un indicator folosit în practică pentru stabilirea necesităţii lucrărilor de

afânare a solurilor prea tasate.

Pentru Câmpia Bărăganului Central, cea mai mare parte a învelişului de sol este netasat,

excepţie făcând câteva areale puternic tasate situate în partea centrală a interfluviului, în arii slab

depresionare ocupate cu soloneţuri, precum şi câteva areale slab tasate ocupate cu gleiosoluri, situate în

lunca Ialomiţei (fig. 80).

Caracteristicile fizice (tabelul 22) pun în evidenţă o uşoară tendinţă de formare de hardpan sub

suborizontul Ap (creşterea valorilor densităţii aparente pe adâncimea 10-20 cm).



Fig. 80 Gradul de tasare al solurilor

Permeabilitatea solului pentru apă reprezintă proprietatea solului de a permite să treacă apa şi

depinde, în primul rând, de porozitatea solului.

Cea mai mare parte a învelişului de soluri al Câmpiei Bărăganului Central are permeabilitate

mare pentru apă, iar foarte permeabile sunt câteva areale ocupate cu Psamosoluri, dezvoltate pe

depozite nisipoase în partea de nord a interfluviului.

Permeabiliate moderată pentru apă au cea mai mare parte a solurilor situate în lunca Ialomiţei,

precum şi câteva areale ocupate cu cernoziomuri cambice freatic-umede situate în partea central-vestică

a câmpiei.

Permeabilitate extrem de mică şi mică pentru apă au solurile cu textură lutoargiloasă situate în

lunca Ialomiţei (Aluviosoluri entice-salinice) şi soloneţurile dezvoltate în arii slab depresionare.

Fig. 81 Permeabilitatea solurilor pentru apă

Conţinutul de humus (materie organică) este mijlociu pentru Cernoziomurile calcarice, cambice,

aluvice şi gleice, ca şi pentru kastanoziomuri, soloneţuri, solonceacuri şi gleiosoluri, şi mic pentru

cernoziomurile tipice şi aluviosoluri (fig. 83). Valori foarte mici ale conţinutului de materie organică au

psamosolurile şi erodosolurile.

Pe profilul de sol, valorile conţinutului de humus scad, în general, dinspre primul orizont spre

partea inferioară a profilului (tabel 22).

În cazul solurilor dezvoltate pe depozite nisipoase, respectiv P1 – Psamosol molic şi P2 –

Cernoziom cambic, la partea superioară a profilului valorile conţinutului de humus sunt mai mici (0,7-

1,1%) şi se datorează gradului mai mare de mineralizare impus de texuta nisipoasă. Conţinutul de

materie organică creşte uşor (1,1-1,3%) între 40 şi 80 cm faţă de suprafaţă, iar apoi scade spre baza

profilului la sub 1% (0,3-0,7%).



Pentru cea mai mare parte a profilelor analizate (fig. 82), conţinutul de humus este mic la partea

superioară şifoarte mic-extrem de mic la baza profilului, excepţie făcând profilele P5, P 6 şi P8, cu

conţinut mijlociu de humus la partea superiooară a profilului (3,0-3,7%).

Fig. 83 Conţinutul de materie organică a solurilor

Reacţia solului Câmpiei Bărăganului Central variază de la slab-moderat alcalină în cazul

Kastanoziomurilor, Cernoziomurilor calcarice, gleice şi aluvice, Psamosolurilor, Soloneţurilor,

Solonceacurilor şi Aluviosolurilor, la neutră-slab alcalină în cazul Cernoziomurilor tipice şi la slab acidă-

neutră în cazul Cernoziomurilor cambice (fig. 85).

Pe profil, reacţia solurilor variază după cum urmează: de la slab alcalină la slab acidă (8-6,7) în

cazul Psamosolului molic (P1); de la neutră la slab-moderat alcalină (6,9-8,5) în cazul Cernoziomului

cambic (P2) şi Cernoziomului tipic (P3); de la slab la puternic alcalină (7,8-9,2) în cazul Cernoziomului

calcaric (P5) şi de la slab acidă la slab alcalină (6,1-8,0) în cazul Cernoziomului cambic (P6).

Cernoziomul argic (P4) are reacţie slab alcalină (7,9-7,7) pe întreg profilul.

Profilele de sol situate în lunca Ialomiţei au reacţie care variază de la slab la puternic şi extrem

alcalină (8,3-13,5), datorată caracterului carbonatic al depozitelor aluviale.



Fig. 85 Reacţia solurilor

Fig. 87 Adâncimea levigării carbonatului de calciu (CaCO3) pe profilul solurilor



Conţinutul de carbonaţi (CaCO3 total %), variază mult pe profil, în funcţie de tipul de sol.

În cazul Psamosolului molic (P1), conţinutul de CaCO3 este mic (0,4%) în primii 40 cm ai

profilului, carbonaţii lipsind sub această adâncime, iar în cazul lui P2 (Cernoziom cambic) situaţia este

inversă, carbonaţii lipsind în partea superioară a profilului şi apărând în conţinut mic (0,3%) la partea

inferioară (fig. 86 şi tabel 22).

8.3.6. Indicatori ai pedodiversităţii (caracterizare morfometrică a învelişului de soluri)

Conceptul de pedodiversitate se referă atât la modul de formare a solurilor (diversitate genetică),

cât şi la modelele diferite de dispunere a lor în teritoriu (diversitate spaţială). Învelişul de sol al Câmpiei

Bărăganului Central a fost analizat din punct de vedere morfometric, fiind calculaţi şi interpretaţi următorii

indicatori ai pedodiversităţii: variabilitatea, ponderea solurilor, indicele topopedogeografic, mărimea şi

forma arealelor, suprafaţa medie şi indicele de complexitate.

Valorile acestor indicatori au fost calculate cu ajutorul formulelor cuprinse în tabelul 23 şi pe baza

hărţii solurilor la scara 1:200.000 şi reflectă influenţa factorilor pedogenetici în formarea solurilor (fig. 32 ).

Pedodiversitatea spaţială exprimă de distribuţie în spaţiu a solurilor, prin analizarea mărimii,

formei, poziţiei şi numărului arealelor lor. Această distribuţie este influenţată de factorii pedogenetici.

Variabilitatea solurilor, reprezentată prin numărul unităţilor de sol dintr-un teritoriu, are valoarea

38 pentru Câmpia Bărăganului Central, repartizată astfel: 27 unităţi pe câmpul interfluvial şi 11 unităţi în

lunca Ialomiţei. (tabel , fig.32 )

Ponderea solurilor exprimă participarea procentuală a unităţilor de sol şi se calculează prin

raportarea suprafeţei unui areal de sol la suprafaţa totală, după formula Ps=Sa/St x 100.

În Câmpia Bărăganului Central, la nivel de clasă de sol, predomină clasa cernisoluri, cu 87,76 %,

urmată de clasele protisoluri, cu 10,81%, salsodisoluri, cu1,03%, hidrisoluri, cu 0,24% şi antrisoluri, cu

0,15%.

La nivel de tip de sol, ponderea cea mai mare o deţin, pe câmpul interfluvial, cernoziomurile, cu

95,69%, urmate de psamosoluri, cu 2,65%, soloneţuri, cu 0,79%, solonceacuri, cu 0,39%,

kastanoziomuri, cu 0,29% şi erodosoluri, cu 0,18% din suprafaţa totală, iar la nivelul luncii predomină

aluviosolurile cu 66%, urmate de cernoziomuri, cu 32% şi gleiosoluri cu 2%.

Unităţile de sol, cu suprafaţa totală ocupată, ponderea procentuală, numărul de areale şi

suprafaţa medie, sunt cuprinse în tabelul . Cernoziomurile tipice vermice ocupă suprafaţa cea mai mare

(735,42 km2), cu o pondere de 21,92%, urmate de cernoziomurile cambice (545,63 km2), cu 16,26% şi

cernoziomurile cambice freatic-umede (520,76 km2), cu 15,52%, iar suprafeţele cele mai mici sunt

ocupate cu soloneţuri tipice (0,81 km2), cu 0,002% şi soloneţuri tipice, în asociaţie cu solonceacuri tipice

(2,94 km2), cu 0,09%.

În lunca Ialomiţei aluviosolurile eutrice au cea mai mare pondere (139,91 km2), 28,02%, urmate

de cernoziomurile gleice aluvice (122,88 km2), cu 24,61%, iar ponderea cea mai mică o au aluviosolurile

entice gleice (0,26 km2), cu 0,05% şi aluviosolurile entice salinice (0,37 km2), cu 0,07% din suprafaţa

luncii.

Suprafaţa medie a arealelor se calculează prin raportarea sumei suprafeţelor fiecărui areal de sol

la numărul lor, după formula Sn = ∑Si/h. În Câmpia Bărăganului Central, suprafaţa medie a arealelor de

sol este 6,39 km2, valoarea fiind uşor crescută pe câmpul interfluvial, respectiv 6,82 km2, datorită

variabilităţii reduse a factorilor pedogenetici, în timp ce în Lunca Ialomiţei, unde condiţiile sunt mai

variate, valoarea suprafeţei medii a arealelor de sol este de 4,42 km2.



Indicele topopedogeografic reprezintă raportul dintre suprafaţa ocupată sau participarea

procentuală a solurilor nezonale şi zonale.

Solurilor nezonale, a căror formare este determinată de condiţiile locale (rocă, exces de

umiditate, pantă, vârstă), sunt reprezentate prin psamosoluri, gleiosoluri, solonceacuri, soloneţuri şi

subtipurile gleice, salinice, erodate ale solurilor zonale, precum şi cernoziomurile formate pe depozite

eoliene şi cele formate în crovuri şi padini, iar solurile zonale, determinate bioclimatic sunt reprezentate

prin kastanoziomuri şi cernoziomuri.

Valoarea de referinţă a indicelui topopedogeografic este 1, sub care dominante sunt solurile

zonale, iar peste cele nezonale.

Pentru învelişul de sol al Câmpiei Bărăganului Central (partea interfluvială), Itp= 778,11 / 2576,56

= 0,3, deci dominante sunt solurile zonale.

Dintre subunităţile Câmpiei Bărăganului Central, Câmpul Mohreanu prezintă valoarea Itp cea mai

apropiată de valoarea câmpiei, respectiv 0,23. Solurile zonale sunt reprezentate aici prin cernoziomuri

tipice vermice şi cernoziomuri calcarice vermice, iar cele nezonale prin cernoziomuri cambice formate pe

depozite eoliene.

Itp prezintă cele mai mici valori în Câmpul Amara (0,05), Câmpul Urziceni (0,10) şi Câmpul

Tătaru (0,14), aceste subunităţi prezentând şi gradul cel mai mare de omogenitate al condiţiilor de mediu.

Valoarea maximă a Itp se înregistrează în Câmpul Pogoanele, respectiv 0,69 şi se datorează

efectelor apei freatice situate la mică adâncime (3-5 m), diversităţii materialelor parentale, respectiv

nisipuri eoliene în partea nordică a câmpului, loess nisipos în partea centrală şi loess în partea sudică şi

prezenţei microdepresiunilor.

Indicele de complexitate se calculează prin raportarea numărului de areale de sol la suprafaţa

totală, după formula Ic= , şi exprimă mozaicarea, varietatea învelişului de sol.

Pentru Câmpia Bărăganului Central, valoarea indicelui de complexitate este egală cu 0,16, ceea

ce indică o complexitate redusă a învelişului de sol. Complexitarea creşte uşor în luncă, la 0,23 şi scade

pe câmpul interfluvial la 0,15.

8.3.7. Microzonarea pedogeoclimatică a învelişului de sol

Harta microzonării pedogeoclimatice a teritoriului Câmpiei Bărăganului Central (realizată pe baza

caracteristicilor de climă, relief şi sol de către ICPA București) a fost corectată conform limitelor unităţilor

de relief şi a alcătuirii învelişului de sol. Cele 7 microzone pedogeoclimatice delimitate sunt I.42-o-PS, în

partea nordică; I.42-s-CZcb (f) în partea vestică; I.42-s-CZcb, în partea sud-vestică; I.42-s-CZ, în partea

sud-estică; I.42-s-CZ (f), în partea centrală; I.2-s-CZka, în partea estică; I.42-l-AS, în partea vestică a

luncii Ialomiţei; şi I.2-l-AS, în partea estică a luncii Ialomiţei. Au fost calculate suprafeţele şi ponderea

unităţilor de sol cuprinse în fiecare microzonă în parte.



Fig. 95 Microzonarea pedogeoclimatică

8.3.8. Corelarea cu sistemele taxonomice mondiale

Corelarea cu sistemele taxonomice mondiale, recunoscute de către comunitatea ştiinţifică

internaţională, respectiv Legenda FAO devenită Baza Mondială de Referinţă pentru Resursele de Sol-

1998, cunoscută sub denumirea de World Reference Base for Soil Resources (prescurtat WRB-SR) şi

sistemul actual american de clasificare a solurilor - USDA Soil Taxonomy-1975 (prescurtat USDA-ST)

este necesară pentru asigurarea circulaţiei internaţionale a informaţiei privind clasificarea solurilor.

Pentru corelarea unităţilor de sol din Câmpia Bărăganului Central cu sistemele internaţionale, s-

au folosit atât actualul sistem taxonomic (SRTS, 2003), cât şi cel vechi (SRCS, 1980), deoarece

denumirile cuprinse în hărţile de sol sunt trecute în sistemul vechi.

Deoarece SRTS este bine "aliniat" faţă de WRB-SR (Florea, Munteanu 2003), corelarea cu

unităţile taxonomice ale acestui sistem nu pune probleme deosebite. Unele dificultăţi rezultă din faptul că

WRB-SR nu prezintă grupări în clase de soluri, clasa de sol din SRTS corespunzând în WRB-SR unor

grupe de referinţă.

Corelarea cu USDA-ST este dificilă, datorită utilizării regimurilor de umiditate şi de temperatură

drept criterii de clasificare începând de la nivelul II (subordin) până la nivelul IV (subgrupă), criterii care nu

sunt folosite nici în WRB-SR şi nici în SRTS.



Tabelul 31. Corelarea unităţilor de sol cuprinse în legenda Hărţii solurilor Câmpiei Bărăganului Central cu sistemele taxonomice

internaţionale

Nr. crt.

Simbol SRCS

SRCS Simbol SRTS SRTS WRB-SR US Taxonomy

1 2 3 4 5 6 7

1 SBvm Soluri balane vermice KZti Kastanoziomuri tipice Calcaro-calcic kastanozems (KCcc-ca)

Entic haplustolls Entic vermustolls Typic calciustolls

2 CZ/kf Cernoziomuri carbonatice, freatic-umede CZka Cernoziomuri calcarice Calcaro-calcic chernozems (CHcc-ca)

Typic calciustolls Entic haplustolls

3 CZ/l$kf Cernoziomuri semicarbonatice, freatic-umede

CZka Cernoziomuri calcarice Calcaro-calcic chernozems (CHcc-ca)


4 CZ-#p Cernoziomuri (pe versante) CZti Cernoziomuri tipice erodate Calcic chernozems (CHca) Entic haplustolls Entic hapludolls

5 CZti/l$ka Cernoziomuri tipice, semicarbonatice, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

CZka-al Cernoziomuri calcarice/tipice -aluvice

Calcaro-calcic chernozems (CHcc-ca)


6 CZvm/k Cernoziomuri vermice, carbonatice CZka-xvm Cernoziomuri calcarice-vermice



7 CZvm/l$k Cernoziomuri vermice, semicarbonatice CZka-xvm Cernoziomuri calcarice-vermice



8 CZgz Cernoziomuri gleizate CZgc Cernoziomuri gleice Gleyic chernozems (CHgc) Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

8 CZvm/l$s Cernoziomuri vermice, slab levigate CZka Cernoziomuri tipice Vermic chernozems CHvm) Vermic phaeozems (PHvm)

Typic vermustolls Typic vermudolls

9 CZgz/a Cernoziomuri gleizate, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

CZgc-al Cernoziomuri gleice-aluvice Gleyic-Fluvic chernozems (CHfv)

Endoaquic-Fluventic haplustolls

10 CZsc/fa Cernoziomuri salinizate, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

CZsc-al Cernoziomuri salinice-aluvice Hyposalic-Fluvic chernozems (CHfv)

Endoaquic-Fluventic haplustolls (Saline phase)

11 CZac/f Cernoziomuri alcalizate, freatic-umede Czac Cernoziomuri sodice Hyposodic chernozems (CHsow) Endoaquic haplustolls (sodic phase)

12 CZti/2-#e Cernoziomuri tipice, carbonatice si semicarbonatice (pe relief eolian)

CZka Cernoziomuri calcarice Calcaro-calcic chernozems (CHcc-ca)




1 2 3 4 5 6 7

13 CZti/4-#e Cernoziomuri tipice si cernoziomuri cambice tipice, pe depozite nisipoase (pe relief eolian)

CZti/CZka Cernoziomuri tipice si Cernoziomuri cambice

Calcic chernozems (CHca) si Haplic chernozems (CHha)

Entic haplustolls

Entic hapludolls

Typic haplustolls

14 CZti/5-#e Cernoziomuri tipice si cernoziomuri cambice tipice, freatic-umede (pe relief eolian)

CZti/CZcb Cernoziomuri tipice si Cernoziomuri cambice


Entic haplustolls

Entic hapludolls

Typic haplustolls

15 CCti Cernoziomuri cambice tipice CZcb Cernoziomuri cambice Haplic chernozems (CHha) Typic haplustolls

16 CC/f Cernoziomuri cambice freatic-umede CZcb Cernoziomuri cambice Haplic chernozems (CHha) Typic haplustolls

17 CCti/u-#e Cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri (relief valurit eolian

CZcb Cernoziomuri cambice Haplic chernozems (CHha) Typic haplustolls

18 CCgz Cernoziomuri cambice gleizate CZcb-gc Cernoziomuri cambice-gleice Gleyic chernozems (CHgl) (pp)Gleyic phaeozems (PHgj) (pp)

Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

19 CC/5-#d Cernoziomuri cambice si cernoziomuri argiloiluviale (in crovuri si padini)

CZcb/Czar Cernoziomuri cambice si Cernoziomuri argice

Haplic chernozems (CHha) si Luvic chernozems

Typic haplustolls

Udic argiustolls

20 CC/f/6-#d Cernoziomuri cambice si argiloiluviale, freatic-umede (in crovuri si padini)

CZcb/Czar Cernoziomuri cambice si Cernoziomuri argice

Haplic chernozems (CHha) si Luvic chernozems

Typic haplustolls

Udic argiustolls

21 CCti/1-#e Cernoziomuri cambice tipice si cernoziomuri tipice, freatic-umede (relief valurit eolian)

CZti/CZcb Cernoziomuri tipice si Cernoziomuri cambice


Entic haplustolls

Entic hapludolls

Typic haplustolls

22 CCti/3-#e Cernoziomuri cambice tipice si cernoziomuri cambice tipice, freatic-umede (relief valurit eolian)

CZcb Cernoziomuri cambice Haplic chernozems (CHha) Typic haplustolls

23 CCti/u/11-#e

Cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri, psamosoluri si local, erodisoluri pe nisipuri (relief valurit eolian)

CZcb/PS/ER Cernoziomuri cambice, Psamosoluri si Erodosoluri

Haplic chernozems (CHha) Eutric arenosols (eroded phase)

Haplic arenosols (ARha)

Typic haplustolls

Typic udipsamments

Typic ustipsamments

24 LC/a Lacovisti pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

CZgc-al Cernoziomuri gleice-aluvice Gleyic chernozems (CHgc) Endoaquic haplustolls

Endoaquic hapludolls

25 LCti/k Lacovisti tipice, carbonatice CZgc Cernoziomuri gleice Gleyic chernozems (CHgc) Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

26 LCsc-ac Lacovisti saraturate CZgc-sc Cernoziomuri gleice-salinice Gleyic chernozems (CHgc) Endoaquic haplustolls

Endoaquic hapludolls



1 2 3 4 5 6 7

26 GC/a Soluri gleice, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

GSal Gleiosoluri aluvice Fluvic gleysols (GLfv) Fluvaquentic endoaquepts

27 LCsc-ac/a Lacovisti saraturate, pe depozite fluviatile si fluvio-lacustre recente

CZgc-sc-al Cernoziomuri gleice-salinice-aluvice

Gleyic chernozems (CHgc) Endoaquic haplustolls Endoaquic hapludolls

27 SC/1 Solonceacuri (pe depozite continentale) si soloneturi salinizate

SCti/SNsc Solonceacuri tipice si soloneturi salinice

Haplic solonchaks (SCha) (pp) si Endosalic solonetz (SNszn)

Hyposalic solonetz (SNszw)

Typic haplosalids

Salidic natrustalfs Aquileptic natrustalfs)

28 SNti$a Soloneturi tipice, cu orizont B la adâncime mare si foarte mare

SNti Soloneturi tipice Haplic solonetz (SNha) Aquic natrustalfs

Aquic natrudalfs

29 SN/1 Soloneturi si solonceacuri SNti/SCti Soloneturi tipice si solonceacuri tipice

Haplic solonetz (SNha) si Haplic solonchaks (SCha) (pp)

Aquic natrustalfs Aquic natrudalfs Typic haplosalids

30 SNti/1 Soloneturi tipice si soloneturi luvice SNti/SNlv Soloneturi tipice si soloneturi luvice

Haplic solonetz (SNha) Aquic natrustalfs Aquic natrudalfs

31 ER Erodisoluri si/sau regosoluri ER/RS Erodosoluri si Regosoluri Haplic regosols (ATha) Tipic udortents Tipic ustorthents

32 PS/1-#e Psamosoluri si cernoziomuri cambice tipice, pe nisipuri (relief valurit eolian)

PSeu/CZcb-ps

Psamosoluri eutrice si cernoziomuri cambice-psamice

Eutric arenosols Haplic-Siltic chernozems (CHsl)

Typic udipsamments Typic-Psammentic haplustolls

33 PS/6-#e Psamosoluri si nisipuri (nefixate, continentale) (relief valurit eolian)

PSeu/N Psamosoluri eutrice si nisipuri Eutric arenosols Typic ustipsamments

34 AA Protosoluri aluviale ASen Aluviosoluri entice Haplic fluvisols (FLha) Typic udifluvents Typic ustifluvents

35 AAgz Protosoluri aluviale gleizate Asen-gc Aluviosoluri entice-gleice Haplic fluvisols (FLha) Typic udifluvents Typic ustifluvents

36 AAsc Protosoluri aluviale salinizate Asen-sc Aluviosoluri entice-salinice Haplic fluvisols (FLha) Typic udifluvents Typic ustifluvents

37 SA Soluri aluviale (inclusiv protosoluri aluviale)

Aseu Aluviosoluri eutrice Eutric fluvisols (FLeu) Typic udifluvents Typic ustifluvents

38 SAgz Soluri aluviale (inclusiv protosoluri aluviale) frecvent gleizate

Asgc Aluviosoluri gleice Gleyic fluvisols (FLgl) Endoaquic udifluvents

Endoaquic ustifluvents

39 SAsc Soluri aluviale salinizate ASsc Aluviosoluri salinice Salic fluvisols(FLsa) Endoaquic udifluvents (SAline phase)



8.3.9. Procesele de degradare a terenurilor şi măsuri de protecţie a mediului în diferite

condiţii de utilizare

8.3.9.1. Procesele de degradare

Degradarea solului sau terenului este definită ca ‖un declin în calitatea acestuia cauzat de

utilizarea necorespunzătoare de către om‖ şi se referă la o deteriorare calitativă sau cantitativă a

capacităţii curente şi / sau potenţiale de a produce bunuri sau servicii, care se poate datora unuia sau mai

multor fenomene negative cauzate de om (UNEP, 1982).

Dezvoltarea durabilă este definită (conform Raportului Comisiei Mondiale pentru Mediu şi

Dezvoltare, 1987) ca fiind capacitatea omenirii de a asigura satisfacerea cerinţelor generaţiei prezente

fără a compromite capacitatea generaţiilor viitoare de a-şi satisface propriile necesităţi.

Peisajul agricol, ca efect al acţiunii de antropizare a mediului natural, trebuie analizat nu numai

din punct de vedere al aspectului, structurii şi tendinţelor dinamice de evoluţiei, ci şi sub raportul stabilităţii

şi eficienţei, deoarece include problema prioritară a producţiei agricole, de care depinde colectivitatea

umană. Analiza stării terenurilor şi a peisajului agricol, în general, impune preocupări permanente de

evaluare şi gestionare.

În acest context, este necesară o bună cunoaştere a proceselor de degradare care afectează

solul şi terenul în Câmpia Bărăganului Central, pentru o utilizare corectă a resurselor de sol-teren, în

vederea protecţiei acestora şi a aplicării celor mai adecvate măsuri de prevenire şi/sau combatere a

proceselor de degradare.

În funcţie de acţiunea lor asupra profilului de sol, se disting două mari categorii de procese de

degradare:

A. Deteriorarea proprietăţilor solurilor prin procese:

fizice: destructurare, compactare;

chimice: acidifiere prin fertilizare, levigare; poluare cu compuşi toxici prin substanţe chimice sau

emisii industriale;

biologice: reducerea populaţiei de microorganisme, de macro şi mezofaună; poluarea cu agenţi

patogeni;

complexe: exces de apă (înmlăştinire) şi anaerobioză; salinizare şi / sau sodizare; deşertificare.

B. Distrugerea solului prin procese de:

dislocare: eroziune prin apă; eroziune eoliană; excavare;

acoperire: cu sedimente nefertile, cu deşeuri, steril, cenuşi, deponii etc.;

pierdere de teren prin: construcţii, pavaje, amenajări de lacuri etc.

În continuare ne vom referi la procesele care au cel mai mare impact asupra calităţii solului

Câmpiei Bărăganului Central.

Eroziunea eoliană

Eroziunea eoliană în mod normal afectează cu precădere solurile nisipoase, turboase, prăfoase

mai ales dacă nu sunt acoperite cu vegetaţie. Solurile arabile după semănat până la răsărire şi la

realizarea unui covor vegetal încheiat, de regulă în sistemele tehnologice convenţionale nu sunt acoperite

cu vegetaţie, nu sunt protejate, fiind expuse la acţiunea directă a diferiţilor factori de risc.

Procesele erozionale eoliene, acele ―furtuni de praf‖ au consecinţe negative directe nu numai

asupra solului, dar şi altor componenete ale mediului ambiental, afectând vegetaţia, apele de suprafaţă

prin depunerea particulelor de praf, şi nu în ultimă instanţă viaţa oamenilor şi altor vieţuitoare.



Fig. 115 Riscul la eroziune eoliană

Aplicând regula de pedotransfer referitoare la riscul de eroziune eoliană, au fost identificate

următoarele tipuri de suprafeţe: suprafeţe fără risc la eroziune eoliană, care ocupă cea mai mare parte a

câmpiei şi luncii ialomiţei; suprafeţe cu risc mic-moderat, care se întâlnesc în partea nordică şi

extremitatea estică a câmpiei şi care sunt ocupate de depozite cu textură nisipo-lutoasă; suprafeţe cu risc

mare la eroziune eoliană, care apar în partea nordică a câmpiei ca areale izolate, ocupate de depozite cu

textură nisipoasă (fig. 115).

Eroziunea prin apă

Eroziunea prin apă duce în aceeaşi măsură la pierderea solului de pe terenurile arabile situate pe

pantă, ca şi de pe terenurile care sunt alternativ sub folosinţă la arabil şi apoi cultivate cu plante perene

dacă sunt situate pe pante. Procesele erozionale se pot produce atunci când apa din precipitaţii este mai

mare decât cantitatea de apă pe care o poate absorbi solul.

Eroziunea moderată se produce pe solurile nisipoase, uşor lutoase atunci când cad ploi

puternice, pe terenuri în pantă, cu infiltraţie redusă.

Eroziunea poate fi sub forma unor simple scurgeri (run-off) care conţin particule fine de sol sau

poate deveni mult mai serioasă prin formarea ogaşelor şi rigolelor (rills, gullies).

Eroziunea prin apă afectează suprafeţe reduse în Câmpia Bărăganului Central, respectiv

versanţii văilor, malurile lacurilor şi frunţile de terasă.

Salinizarea solurilor

Procesele de salinizare afectează în special partea centrală a câmpiei, unde apa freatică slab

mineralizată situată la mică adâncime (între 3 şi 5 m) urcă prin capilaritate în perioadele secetoase,

evaporându-se şi precipitând săruri în profilul de sol.

Partea centrală a câmpiei este ocupată cu soluri freatic-umede, salinizate în adâncime. Areale

slab-moderat salinizate sunt localizate în lunca Ialomiţei, în aval de Slobozia, iar areale puternic salinizate

apar în jurul lacurilor din partea centrală a câmpiei, respectiv: Tătaru, Colţea, Unturos, Plaşcu.



Se observă o corelaţie directă a răspândirii proceselor de salinizare cu adâncimea apei freatice,

uşor mineralizate, care urcă prin capilaritate în perioadele secetoase, îmbogăţind în săruri partea

inferioară a profilului de sol.

Fig. 116 Gradul de salinizare al solurilor

Deşertificarea

Schimbările climatice globale, de încălzire generală a climei Pământului şi intensificarea

activităţilor antropice, în regiunile aride, semiaride şi subumede ale Planetei, a declanşat, la scară

mondială, extinderea condiţiilor de deşert. Fenomenul de deşertificare a făcut obiectul Conferinţei

speciale ONU de la Nairobi (Kenya, 1977) şi a fost în atenţia reuniunilor la vârf de la Rio de Janeiro

(Brazilia, 1991) şi Johannesburg (Republica Sud Africană, 2002). În 1994, ONU a elaborat şi lansat spre

semnarea tuturor statelor lumii "Convenţia Naţiunilor Unite privind Combaterea Deşertificării" (United

Nations Convention to Combat Desertification - UNCCD). Scopul acestei convenţii este combaterea

deşertificări şi diminuarea efectelor secetei în ţările cu probleme serioase de secetă şi/sau deşertificare

prin măsuri eficiente la toate nivelurile, în scopul de a contribui la realizarea dezvoltării durabile în zonele

afectate.

Cu pericol de deşertificare sunt considerate a fi regiunile cu un raport precipitaţii /

evapotranspiraţie [P/ETP, denumit şi indice de ariditate R] cuprins între 0,05 – 0,65, ceea ce reprezintă:

- 2/5 din suprafaţa uscatului

- 20% din populaţia lumii.

Dată fiind aşezarea geografică şi caracteristicile climatice, Câmpia Bărăganului Central este

supusă riscului de deşertificare.

După valorile menţionate ale indicelui R, s-au separat două zone cu vulnerabilitate la secete

accentuate şi risc la deşertificare:

- risc ridicat la deşertificare (R ≤ 0,50), care se suprapune părţii estice a Câmpiei Bărăganului

Central;



- risc moderat la deşertificare (0,50 ≤ R ≤ 0,65), în care se cuprinde vestul câmpiei.

O caracteristică a acestor zone este procesul redus de împădurire de numai 3,2%, faţă de 28% la

nivelul ţării.

8.3.9.2. Măsuri de protecţie şi de prevenire a degradării terenurilor

Recomandări în funcţie de tipul de sol

Erodosolurile reprezintă acele tipuri de sol, care s-au format pe versant, în principal, ca urmare

a activităţii umane prin luarea în cultură a terenurilor ocupate de păduri şi pajişti, care au dus la

schimbarea echilibrului versantului. Sunt soluri puţin fertile datorită pantei, cantităţii mici de humus şi

substanţe fertilizante şi îndepărtării lor permanente prin eroziune.

Pentru creşterea fertilităţii acestor soluri sunt necesare măsuri de combatere şi prevenire a

eroziunii solului. Ca măsuri agrotehnice, se recomandă lucrări pe curba de nivel, asolamente

corespunzătoare de protecţie, culturi în fâşii sau în benzi înierbate, interzicerea păşunatului în zonele de

risc şi cantităţi sporite de îngrăşăminte minerale şi organice. Alte măsuri recomandate sunt: realizarea de

agroterase, canale de coastă de diferite tipuri şi împăduriri.

Psamosolurile pun probleme deosebite în cazul luării lor în cultură în incinte desecate şi

îndiguite, cu pericole permanente de ridicare a nivelului freatic, de salinizarea şi alcalizare şi mai

accentuată, lipsa portanţei, datorate gradului slab de maturare a solului, permeabilităţii foarte mari, care

nu permite menţinerea umidităţii şi a substanţelor nutritive în sol, existând şi pericolul eroziunii prin vânt.

Pentru creşterea fertilităţii acestor soluri sunt necesare măsuri de combatere şi prevenire a eroziunii

solului prin vânt, prin plantarea de perdele de protecţie şi menţinerea solului înierbat tot timpul anului,

coborârea nivelului freatic pentru combaterea gleizării şi sărăturării, cantităţi sporite de îngrăşăminte

minerale şi organice şi irigaţii.

Aluviosolurile au o fertilitate naturală variată, legată de textură, volum edafic util, stadiu de

evoluţie a solului, pericol de revărsare a apelor, nivel fretic, grad de salinizare şi alcalizare, cantitate de

humus şi substanţe fertilizante.

Pentru creşterea fertilităţii acestor soluri sunt necesare măsuri de combatere şi prevenire a

inundaţiilor, coborârea nivelului freatic pentru combaterea gleizării şi sărăturării, cantităţi sporite de

îngrăşăminte minerale şi organice şi irigaţii. AS eu au o pretabilitate foarte diversă la irigat fiind

condiţionată de gradul de inundabilitate, adâncimea apei freatice, textură, volumul edafic redus, gradul de

sărăturare.

Gleiosolurile au un potenţial de fertilitate ridicat, dar care nu poate fi valorificat decât prin lucrări

de îmbunătăţiri funciare, care să elimine excesul de umiditate şi să îmbunătăţească însuşirile fizice şi

fizico-chimice ale acestora. În condiţii naturale, neameliorate, se folosesc ca păşuni şi fâneţe slabe.

Soloneţurile pun probleme deosebite în practica agricolă datorită conţinutului ridicat de Na şi

însuşirilor fizice nefavorabile, care le fac improprii cultivării, fiind ocupate în general de păşuni şi fâneţe

foarte slabe.

Prin ameliorare, care se realizează cu o serie de măsuri hidro-pedoameliorative foarte

costisitoare (irigare de spălare, drenare, afânare adâncă, fertilizare complexă, iar pentru îndepărtarea

Na+ adsorbit cantităţi echivalente de fosfogips, sulf şi gips), pot fi cultivate, dar cu plante mai rezistente la

salinitate şi alcalinitate.

Solonceacurile pun probleme deosebite în agricultură, datorită conţinutului ridicat în săruri, care

le fac improprii cultivării, fiind ocupate în general de păşuni şi fâneţe, de foarte slabă calitate. Prin

ameliorare, care se realizează cu o serie de măsuri hidro-pedoameliorative foarte costisitoare, pot fi

cultivate, dar cu plante mai rezistente la salinitate.



8. Analiza spaţială a unităţilor sinergice din Câmpiei Bărăganului Central

8.1. Identificarea unităţilor sinergice

O unitate sinergică este definită ca un areal în care condiţiile de mediu (elementele

peisajului) (depozite, relief, climă, hidrografie, vegetaţie, sol) interacţionează determinând procese

cu o dinamică specifică, conducând la formarea unor caracteristici proprii, distincte de alte

unităţi, în funcţie de factorul relevant (dominant). O modificare suferită de unul din componentele

sinergismului poate produce caracteristici noi, conducând la transformarea într-o nouă unitate

sinergică.

1. Suprafeţele netede, tabulare.

Aceste suprafeţe ocupă peste 80% din suprafaţa Câmpiei Bărăganului Central şi se suprapun

atât câmpului interfluvial cât şi suprafeţelor de terasă.

Aspectul suprafeţei terenului este tabular, bine drenat, dezvoltat pe depozite de loess şi loessuri

nisipoase, cu grosimi care variază de la 2-4 m în partea central-vestică (zona Padina-Arcanu) la peste 15

m în partea estică (zona Nasu Mare).

Condiţiile climatice sunt relativ uniforme, înregistrându-se o uşoară scădere a valorilor

temperaturii medii anuale de la est (10,6º C) la vest (10,5º C) şi o uşoară creştere a valorilor precipitaţiilor

medii anuale pe aceeaşi direcţie (de la 450 mm la peste 500 mm).

Evapotranspiraţia potenţială are valori de 700 mm, ceea ce impune un regim hidric nepercolativ

(apa din precipitaţii nu percolează solul până la apa freatică).

Apa freatică este situată la adâncimi de peste 5 m pe suprafeţele de câmp interfluvial şi la peste

10 m pe suprafeţele de terasă.

Vegetaţia naturală este de stepă, în jumătatea estică a câmpiei şi antestepă în cea vestică, iar

folosinţa terenurilor este majoritar agricolă, predominând terenurile arabile.

Aceste condiţii au dus la formarea solurilor zonale, respectiv cernoziomurilor calcarice, tipice şi

cambice, care se succed de la est spre vest, în funcţie de modificările valorilor parametrilor climatici

(scăderea temperaturilor şi creşterea precipitaţiilor), care reprezintă factorul dominant în această unitate.

2. Suprafeţele vălurite eolian (relief de dune-interdune).

Aceste suprafeţe se întâlnesc în partea nordică Câmpiei Bărăganului Central şi se diferenţiază

faţă de prima unitate prin prezenţa nisipurilor eoliene cu textură nisipoasă, nisipolutoasă care acoperă, în

aceste areale, depozitele de loess.

Nisipurile eoliene, prin proprietăţile lor (permeabilitate crescută, consistenţă şi coeziune reduse

etc), au determinat o comportare uşor diferită a celorlalte elemente de mediu.

Astfel, aspectul suprafeţei terenului este vălurit, determinat de acţiunea puternică de deflaţie a

vântului, cu alternanţe de dune şi interdune.

Condiţiile climatice sunt cele descrise în prima unitate sinergică, menţinându-se şi aici uşoarele

diferenţe ale parametrilor climatici între partea de est şi partea de vest a câmpiei. În schimb, datorită

permeabilităţii ridicate a depozitelor de nisip, regimul hidric este percolativ (apa din precipitaţii percolează

solul până la apa freatică).

Apa freatică este situată la adâncimi cuprinse în general între 3 şi 5 m, urcând la sub 3 m în

areale depresionare (interdune).

Vegetaţia naturală este de stepă, în jumătatea estică a câmpiei şi antestepă în cea vestică, cu

predominarea speciilor halofile. Arealele cu risc mare la deflaţie sunt ocupate cu plantaţii de salcâm.



Deoarece şi în această unitate folosinţa terenurilor este majoritar agricolă, cu predominarea

culturilor de câmp, suprafaţa terenului este lipsită de vegetaţie şi supusă acţiunii vântului o mare parte din

an.

În aceste condiţii, învelişul de soluri se caracterizează prin prezenţa asociaţiilor de psamosoluri,

cernoziomuri psamice şi cernoziomuri cambice.

Psamosolurile se dezvoltă în arealele de dune, respectiv pe coamele dunelor, expuse deflaţiei,

care îndepărtează orizontul de suprafaţă al solurilor, menţinându-le în stadiu incipient de dezvoltare, iar

cernoziomurile psamice şi cambice se formează în arealele interdunare, în care texura depozitelor este

nisipo-lutoasă.

3. Suprafeţele de luncă

Unitatea de luncă se suprapune luncii Ialomiţei.

Aceasta se caracterizează prin prezenţa depozitelor aluviale cu textură variată, predominant

mijlocie-uşoară în amonte de Slobozia şi predominant argiloasă în aval.

Aspectul suprafeţei terenului este neuniform, de luncă cu grinduri, intergrinduri şi numeroase

braţe părăsite.

Condiţiile climatice sunt cele descrise în prima unitate sinergică, menţinându-se şi aici uşoarele

diferenţe ale parametrilor climatici între partea de est şi partea de vest a câmpiei.

Apa freatică este situată a adâncimi variate, cuprinse, în general, între 3 şi 5 m, iar regimul hidric

este variat.

Vegetaţia naturală este specifică luncilor, cu zăvoaie de-a lungul râului. Folosinţa terenului este

variată, cu predominarea terenurilor arabile, situate în zonele mai înalte, ieşite de sub influenţa

inundaţiilor, urmate de pajişti.

Solurile specifice acestor condiţii sunt aluviosolurile (entice şi eutrice), cărora li se asociază, în

zonele mai înalte, ieşite de sub influenţa inundaţiilor, cernoziomurile aluvice, iar în ariile depresionare, cu

apa freatică la mică adâncime, gleiosolurile.

4. Ariile depresionare în relief de dune-interdune

Situate în arealul unităţii cu suprafeţe vălurite eolian, acestea se diferenţiază prin următoarele

elemente:

- textura depozitelor este luto-nisipoasă, datorită aportului eolian de particule fine şi materie

organică spulberate de pe coamele dunelor;

- apa freatică este situată la mică adâncime, în general 0-3 m, din această cauză în perioadele

ploioase în aceste areale producându-se fenomene de înmlăştinire;

- vegetaţia specifică este higro- şi hidrofilă;

- solurile formate în aceste condiţii sunt lăcoviştile, uneori salinizate.

5. Arii depresionare la contactul dintre relieful de dune-interdune şi câmpia loessică

Aceste depresiuni sunt situate la contactul dintre unitatea tabulară şi cea cu suprafeţe vălurite

eolian, iar evoluţia acestora este influenţată de diferenţierile texturale dintre aceste unităţi, care determină

un uşor exces de umiditate datorat permeabilităţii şi porozităţii uşor mai scăzute a loessurilor decât a

nisipurilor.

În aceste condiţii se formează cernoziomuri gleice sau cernoziomuri gleice-salinice, în arealele cu

apa freatică uşor mineralizată.

În cadrul unităţii tabulare au fost identificate unităţi cu arii depresionare cu geneză şi

funcţionalităţi diferite, determinate de condiţiile locale.



6. Arii depresionare cu circulaţie verticală a apei (crovuri)

Acestea sunt dezvoltate pe depozite de loess cu grosimi mari (peste 5 m) şi apa freatică situată

la adâncime mare (peste 5 m), condiţii care favorizează circulaţia verticală a apei şi spălarea carbonaţilor

şi sărurilor solubile din sol, iar principalele consecinţe fiind reducerea masei totale a materialului şi

compactarea particulelor.

Datorită surplusului de umiditate din sol, care favorizează procesele de mineralizare şi argilizare,

în aceste areale se formează cernoziomuri cambice şi argice, cu profil mai dezvoltat decât solurile

specifice unităţii tabulare (cernoziomuri calcarice sau tipice).

7. Arii slab depresionare, cu apa freatică la mică adâncime

Aceste suprafeţe au frecvenţă mare în partea centrală a câmpiei şi sunt dezvoltate pe depozite

de loess, având apa freatică situată la mică adâncime (3-5 m). În anii succesivi excesiv ploioşi sunt

ocupate cu apă, aşa cum s-a întâmplat în perioada 1969-1972 (Gâştescu şi colab., 1979).

În aceste condiţii, solurile zonale (cernoziomuri calcarice, tipice sau cambice) beneficiază de un

aport de umiditate freatic care determină apariţia unor caractere specifice, care le diferenţiază de solurile

zonale şi pe baza cărora au fost denumite soluri freatic-umede.

Aceste caractere sunt: acumulare de materie organică în cantităţi mai mari faţă de solurile

neinfluenţate de apa freatică, datorită dezvoltării mai bogate a vegetaţiei; dezvoltarea unui orizont humifer

mai profund; apariţia caracterelor de hidromorfie, datorate proceselor de gleizare, la baza profilului de sol.

8. Arii depresionare relativ adânci, cu lacuri sau soluri sărăturate

Sunt localizate în partea central-estică a câmpiei, în Câmpul Tătaru şi adăpostesc, periodic sau

doar o parte din an, lacuri. Datorită adâncimii mari, interceptează pânza freatică din care se alimentează

lacurile.

Evapotranspiraţia intensă a apei mineralizate urcate capilar din stratul acvifer favorizează

procesul de acumulare a sărurilor, ducând la formarea sărăturilor, respectiv a solonceacurilor. De

asemenea, în urma evaporării apei lacurilor, la suprafaţa solului se formează cruste de sare (fig. 119).

9. Arii depresionare provenite din foste văi anastomozate

Formate prin bararea gurilor de vărsare ale văilor secundare cu materiale depuse de Ialomiţa,

aceste suprafeţe sunt ocupate cu lacuri (limane), cu alimentare predominant pluvială. Pot prezenta

acumulare redusă de săruri. Versanţii acestora sunt afectaţi (în diferite grade) de eroziune hidrică, care a

condus la apariţia cernoziomurilor erodate şi a erodosolurilor.

10. Văiugi

Fiind situate la obârşia văilor, în prelungirea acestora, aceste văiugi funcţionează asemenea

ariilor microdepresionare. Datorită pantelor foarte mici şi versanţilor foarte slab înclinaţi, pe fundul

acestora se acumulează material solificat (cumulic) spălat de pe versanţi. În acest caz, rezultă soluri

cumulice, cu orizont superior îngroşat prin aport de pe versanţi şi îmbogăţit în materie organică. Excesul

periodic de umiditate determină apariţia caracterelor de hidromorfie pe profilul de sol.

11. Văi

Prezintă talveg puţin adâncit, deseori amenajat antropic şi versanţi slab înclinaţi. Condiţiile

climatice (specifice stepei şi antestepei) determină secarea acestor văi o mare parte din an. Alimentarea

este atât pluvială cât şi freatică.

Solurile specifice acestor condiţii sunt aluviosolurile, iar în cazul alimentării din pânze freatice

mineralizate şi precipitării sărurilor (ca urmare a evapotranspiraţiei) pe profilul de sol, se pot forma

solonceacuri şi/sau soloneţuri.

Versanţii acestor văi sunt afectaţi (în diferite grade, în funcţie de pantă) de eroziune hidrică, ceea

ce a condus la apariţia cernoziomurilor erodate şi a erodosolurilor.



Fig. 96 Unităţi sinergice



8.2. Pedopeisajul Câmpiei Bărăganului Central, ca rezultat al sinergismului

microrelief-depozite-sol

Pedopeisajul sau peisajul de soluri reprezintă un teritoriu mai mult sau mai puţin heterogen,

constituit din diferite soluri sau combinaţii simple de soluri şi chiar nonsoluri, a căror distribuţie este

corelată cu un anumit asamblaj de forme de teren (relief), tipuri de litologie şi condiţii de climă şi

vegetaţie; acestea formează împreună o entitate distinctă de mediu ambiant, cu o anumită fizionomie

şi funcţionalitate, ca adaptare la impactul acţiunilor externe. (Florea, 2009).

Pedopeisajele, fiind totodată un ansamblu de forme de teren (relief), cu solurile inerente, nu

pot fi studiate şi caracterizate fără abordarea proceselor geomorfologice actuale şi anterioare şi a

proceselor pedogenetice, ca şi a formelor de teren şi a tipurilor şi subtipurilor de sol în corelaţie, ştiut

fiind faptul că fluxurile de substanţe (apă, soluţii, suspensii) circulă prin sol sau la suprafaţa acestuia,

nu numai în cuprinsul unei unităţi (areal) de sol, ci traversând secvenţe de areale, de sol din cuprinsul

pedopeisajelor. De altfel, învelişul de sol este considerat azi ca fiind rezultatul acţiunii contrare şi

continue a proceselor pedogenetice şi a celor reliefogenetice.

Ca şi relieful şi clima, învelişul de sol este un component de bază al peisajului, reprezintând,

în acelaşi timp, un element integrator care înglobează acţiunea întregului complex de factori de mediu

şi oglindeşte sintetic peisajul geografic.

În ordine ierarhică unităţile pedogeografice complexe sunt zona termică, subzona

hidrotermică, domeniul de soluri, regiunea de soluri şi districtul de soluri, la baza lor stând

pedopeisajul, pedosociaţia şi unitatea elementară de sol.

Factorii care participă la formarea pedopeisajelor în Câmpia Bărăganului Central sunt:

Depozitele (materialele parentale):

- Depozite de loess acoperind depozite fluvio-lacustre;

- Depozite eoliene nisipoase;

- Depozite fluviatile.

Forme de relief (suprafeţe):

- Suprafaţa de lunca;

- Suprafaţa de terasă;

- Câmpia tabulară (joasă, slab fragmentată);

- Câmpia piemontană (nefragmentată);

- Câmpia de dune joase.

Grupări de soluri:

- Soluri afectate de exces de umiditate freatică;

- Soluri afectate de săruri uşor solubile;

- Soluri automorfe (zonale);

- Soluri din microdepresiuni;

- Soluri pe relief de dune.

Tipuri de pedopeisaje din Câmpia Bărăganului Central

Pedopeisaj tabular, bine drenat, întâlnit în extremitatea sud-estică a câmpiei, pe terasa I a

Dunării (caracterizat prin prezenţa depozitelor de loess pe care s-au dezvoltat kastanoziomuri,

iar folosinţa terenurilor este arabil) şi în partea sud-vestică, caracterizat prin dezvoltarea

cernoziomurilor cambice;

Pedopeisaj tabular, cu arii slab drenate, care ocupă partea centrală a câmpiei şi se

caracterizează prin prezenţa apei freatice la adâncimi mici (3-5 m), care influenţează profilul



de sol, depozite de loess şi loess nisipos, solurile dominante fiind cernoziomurile tipice şi

cambice, ele asociindu-se cu cernoziomuri gleice şi salsodisoluri;

Pedopeisaj uşor ondulat, cu relief de dune-interdune; se întâlneşte în câmpul cu dune din

nordul câmpiei, cu depozite eoliene cu textură grosieră, pe care se dezvoltă predominant

psamosoluri şi nisipuri; în interdune se formează cernoziomuri cambice şi, uneori, gleiosoluri;

Pedopeisaj tabular, care caracterizează câmpia cu crovuri din sudul Bărăganului Central, cu

depozite de loess şi cernoziomuri cambice şi argice cumulice, în crovuri;

Pedopeisaj tabular de luncă, dezvoltat pe depozite fluviatile în lunca Ialomiţei, în care solurile

dominante sunt aluviosolurile, la care se asociază cernoziomuri aluvice, gleiosoluri şi

soloneţuri.

8.3. Utilizarea raţională a unităţilor sinergice din Câmpia Bărăganului Central,

în contextul dezvoltării sustenabile a teritoriului

9.3.1 Modul de utilizare a unităţilor sinergice

Tabel 33 Categorii de utilizare a terenurilor

Nr. crt.

Clase Suprafaţa

km2 %

1 arabil 3119.38 80.7

2 păşuni 215.27 5.6

3 livezi 4.55 0.1

4 vii 99.51 2.6

5 pădure 123.21 3.2

6 vegetaţie acvatică naturală 5.32 0.1

7 teren neacoperit 19.95 0.5

8 urban 242.62 6.3

9 corpuri de apa 35.06 0.9

Total 3864.87 100.0

Fig. 126 Repartiţia procentuală a folosinţelor



Fig. 127 Utilizarea terenurilor în Câmpia Bărăganului Central

9.3.2. Măsuri de protecţie şi de prevenire a degradării terenurilor şi

recomandări de utilizare a unităţilor sinergice

Măsuri de limitare şi combatere a deşertificării degradării terenurilor şi secetei:

Reamenajarea teritoriului prin:

- organizarea de perdele de protecţie;

- reîmpădurirea unor terenuri agricole, astfel încât să se ajungă la 10% suprafaţă împădurită în

câmpie;

- reîmpădurirea terenurilor degradate;

- aplicarea codului de bune practici de fermă pentru a conserva

- apa în sol în condiţii de dryfarming, dar şi de irigare;

- aplicarea de lucrări minime ale solului;

- organizarea de acumulări de apă cu funcţii multiple, inclusiv

- irigaţii în sisteme locale mici

Analiza pretabilităţii culturilor şi hibrizilor la noile condiţii climatice;

Ierarhizarea sistemelor de irigaţie după performanţele tehnico-economice, modernizarea

sistemelor apreciate ca fiind economice;

Aplicarea unor tehnici de comasare a terenurilor in sistemele de irigaţii;

Politici de licenţiere de folosire a apei la nivel de bazin hidrografic;

Mecanisme economice pentru stimularea aplicării sistemelor de agricultură conservativă

pentru exploataţiile agricole comerciale;

Crearea unui sistem instituţional de transmitere a prognozelor agrometeorologice şi a

recomandărilor specialiştilor bazate pe acestea către autorităţile locale;

Perfecţionarea şi adaptarea sistemului de fertilizare;

Imbunătăţirea legislaţiei privind factorii de mediu;



Organizarea unui sistem de monitoring a calităţii factorilor de mediu (sol, apă, aer);

Organizarea sistemului informaţional naţional privind deşertificarea, degradarea terenurilor şi

seceta;

Crearea structurilor şi facilităţilor de comunicare a cunoştinţelor;

Creşterea grijii publice cu privire la deşertificare;

Întărirea capacităţilor de suport de cercetare cu privire la promovarea cooperării ştiinţifice cu

ţările afectate.

Acestora li se adaugă măsuri de protecţie în cazul terenurilor afectate de eroziune eoliană:

Pentru protecţia solului împotriva eroziunii eoliene, ca şi pentru protecţia culturilor agricole

sunt necesare perdele de protecţie, pomi cultivaţi în rânduri sau garduri vii. Perdelele de protecţie

conduc la reducerea vitezei vântului cu până la 30–50%; cu cât distanţa dintre perdeaua de protecţie

şi terenul protejat este mai mare cu atât sunt mai eficiente. Este recomandat, însă ca această distanţă

să nu fie mai mare de 20 de ori înălţimea perdelei de protecţie.

O măsură destul de eficientă pentru controlul eroziunii eoliene o constituie aplicarea mulciului

vegetal, la suprafaţa patului germinativ imediat după semănat, în cantitate de 5–15t/ha. Gunoiul de

grajd, resturile vegetale de la fabricile de zahăr, nămolurile de canalizare compostate sau parţial

compostate sunt materiale corespunzătoare, care pot fi utilizate ca mulci. De asemenea, produsele

reziduale compostate care provin de la fabricile de celuloză şi hârtie pot fi utilizate ca mulci.

Alegerea cât mai atentă a practicilor agricole constituie o metodă eficientă pentru controlul

eroziunii pe solurile nisipoase. Prin utilizarea sistemelor de lucrare convenţională, adică de afânare a

solului prin arătură cu întoarcerea brazdei, un control eficient asupra eroziunii de suprafaţă se poate

obţine numai dacă în stratul superficial este suficient de multă argilă şi praf.

9. Unităţi geografice în Câmpia Bărăganului Central

În cadrul Câmpiei Bărăganului Central au fost delimitate trei mari unităţi geografice, care au

fost împărţite în mai multe subunităţi, în funcţie de caracteristicile specifice fiecăreia.

Unitatea de câmp şi terasă cu relief de dune-interdune, pe depozite nisipoase remaniate

eolian

Ocupă partea nordică a câmpiei şi se suprapune atât unităţii de câmp, cât şi terasei a doua a

Dunării, coborând spre sud sub forma unei fâşii înguste dispuse în partea estică a terasei.

Caracteristicile principale ale acestei unităţi sunt prezenţa depozitelor nisipoase remaniate eolian, a

căror textură variază de la nisipoasă la luto-nisipoasă, în funcţie de condiţiile locale, precum şi relieful

de dune şi interdune.

În cadrul acestei unităţi, în funcţie de particularităţile locale, au fost delimitate patru subunităţi,

respectiv: Câmpul Pogoanele, Câmpul Jugureanu, Câmpul Însurăţei şi Câmpul Spiru Haret.

Câmpul Pogoanele

- Depozite cu textură nisipolutoasă – lutonisipoasă;

- Apa freatică situată la adâncime mare.

Câmpul Jugureanu

- Areale cu nisipuri mobile, care alternează cu arii microdepresionare (interdune);

- Apa freatică situată la 3-5 m adâncime.

Câmpul Însurăţei

- Suprafeţe întinse cu nisipuri mobile şi relief de dune, relief vălurit eolian, drenat de Călmăţui;



- Soluri nisipoase (CZ cambice, psamosoluri);

- Ape freatice dulci la 5-10 m sau 20 m în est;

- Fără sărături.

Câmpul Spiru Haret

- Platou eolian care coboară în trepte spre sud;

- Apa freatică situată la adâncime mare;

- Corespunde terasei Dunării, drenată de luncile Dunării şi Ialomiţei;

- Prezintă depozite de loess, care sunt acoperite, în partea estică, de depozite nisipoase-

nisipolutoase remaniate eolian;

- Apa freatică este situată la 3-5 m adâncime în partea centrală şi la peste 5 m adâncime în

partea sudică a terasei;

- Cernoziomurile calcarice sunt predominante, şi se asociază cu cernoziomuri tipice sau soluri

salinizate, la contactul cu unităţile vecine.

Unitatea de câmp şi terase acoperite cu loess

Câmpul Scutelnici

- Depozite de loess şi loess nisipos cu grosimi mici;

- Situat în partea central-vestică, slab drenată;

- Corespunde părţii terminale a câmpiei fluviatile-fluviodeltaice (conurile aplatizate ale buzăului);

- Apa freatică este situată la adâncimi de 3-5 m;

- Soluri salinizate (soloneţizate) pe suprafeţe restrânse şi cernoziomuri cambice freatic-umede.

Câmpul Tătaru

- Prezenţa ariilor depresionare adânci, cu lacuri şi apă freatică la mică adâncime defineşte

această sununitate.

- Soluri salinizate (soloneţizate) în jurul cuvetelor lacustre şi cernoziomuri tipice şi calcarice

freatic-umede.

Câmpul Urziceni

- Reprezintă câmpia fluviatilă-fluviodeltaică (conurile aplatizate ale Buzăului);

- Depozitele de loess sunt subţiri, între 2-4 m grosime, şi acoperă nisipuri;

- Învelişul de soluri este caracterizat prin predominarea cernoziomurilor cambice;

- Apa freatică situată la 5-10 m adâncime (fără suprafeţe salinizate), datorită acţiunii de drenaj a

Ialomiţei.

Câmpul Amara

- Se suprapune, în mare parte, terasei Ialomiţei, între văile Fundata şi Strachina;

- Depozitele de loess au grosimi mari;

- Apa freatică situată la 5-15 m (fără suprafeţe salinizate), fiind drenat de Ialomiţa şi de văile

secundare;

- Predomină cernoziomurile tipice, iar suprafeţe reduse cu soluri salinizate apar în jurul lacurilor

sau pe văile din prelungirea acestora.

Unitatea de luncă

Sectorul Andrăşeşti

- Depozite aluviale cu textură grosieră-mijlocie



Sectorul Ţăndărei

- Depozite aluviale cu textură fină şi apa freatică situată la mică adâncime.



Fig. 128 Unităţi geografice în Câmpia Bărăganului Central



Bibliografie

1. Alexandrescu E., Balescu Sanda, Tuffreau A., (2004), Nouvelles donnees chronologiques,

technologiques et typologiques sur le Paleolithique superieur ancien de la Plaine roumanine du

Danube: le gisement de Giurgiu-Malu Rosu, L’anthropologie 108, pp. 407-423

2. Andrei G. (1971), Câteva consideraţii asupra formării şi evoluţiei crovurilor din sudul Câmpiei

Române, STE, C, 19

3. Balescu, S., Lamothe, M.,Mercier, N., Huot, S., Balteanu, D., Billard,A., et al., (2003),

Luminescence chronology of Pleistocene loess deposits from Romania: testing methods of age

correction for anomalous fading in alkali feldspars. Quaternary Geochronology 22, 967–973.

4. Banu A. C. (1966), Asupra genezei şi vârstei limanelor fluviatile de pe cursul inferior al Dunării şi

al afluenţilor săi, Hidrobiologia, 7

5. Bălteanu D., (2002), Cercetarea geografică şi dezvoltarea durabilă, Revista geografică, VIII

(2001), Bucureşti.

6. Bogdan O.(1980), Potenţialul climatic al Bărăganului – Ed. Academiei Române

7. Canarache A., Dumitru Sorina, Florea N., Munteanu I., Mihailescu I., Lup A., Mocanu Victoria,

Vlad V., Vasile C., (2003), Utilizarea Sistemului Informatic Geografic al Microzonelor Pedo-

geoclimatice (SIG-MZP) în evaluarea proceselor de degradare a solurilor la scară mică, AGRAL-

116,

8. Capelli, G., (2003), Geologia Applicata I, Universita degli Studi Roma Tre, Roma

9. Cavallin, A., Marchetti, M., Panizza, M., Soldati, M., (1994), The role of geomorphology in

environmental impact assessment. Geomorphology 9, 143–153

10. Chiţu C, (1975), Relieful şi solurile României, raporturi genetice si de productivitate – Ed. Scrisul

romanesc, Craiova

11. Codarcea Venera, Bandrabur T. (1976), Studiu geologic-mineralogic al depozitelor loessoide din

Câmpia Română Orientală, D. d. S. Inst. Geol., LXIII, 1, Bucureşti

12. Conea Ana (1970), Head deposits in the Romanian Danube Plain, STE, C, 18, Bucureşti

13. Conea Ana (1972), Guidebook to excursion of the INQUA Loess Symposium in Romania,

Geological Institute-Bucharest

14. Conea Ana, Ghiţulescu Nadia, Vasilescu P. (1963), Consideraţii asupra depozitelor de suprafaţă

din Câmpia Română de Est, STE, C, 11, Bucureşti

15. Cornea, I., Drăgoescu, I., Popescu, M., Visarion, M. (1979), Map of recent vertical crustal

movements of the territory of Romania, Central instit. Of. Physics, Bucharest, 100 p.

16. Coteţ P. (1964), Unele aspecte ale reliefului dezvoltat pe loess şi depozite loessoide, Com.

Geogr., SSNG, III, Bucureşti

17. Coteţ, P. (1956), Câteva observaţii asupra formării lacurilor şi reţelei de văi secundare din

Câmpia Romînă, An Univ. C. I. Parhon, Seria Şt. Naturii, nr. 10, Bucureşti.

18. Davis, W., M. (1899), The geographycal cycle, Geographycal Journal, vol. 14, pp. 481-504.

19. De Martonne, Emm. (1900), Sur le mouvements du sol et la formation des valléss en Valachie,

C.R. Acad. Sci, Paris.

20. Dragu I., Bălăceanu V., Taină Şt., Harta geobotanică a României, scara 1:500.000, manuscris

21. Dramis F., Bisci C., (1998), Cartografia geomorfologica, Pitagora Editrice, Bologna

22. Enculescu P. (1929), Le loess de la Roumanie et les sols zoneaux formes a ses depens



23. European Commission, Joint Research Centre (DG JRC), Institute for Environment and

Sustainability (IES) (2005), IMAGE2000 and CLC2000, Products and Methods, ISBN 92-894-

9862-5, 150pp

24. Evans, M.E. and Heller, F. (1994), Magnetic enhancement and paleoclimate: study of a

loess/paleosol couplet across the Loess Plateau of China,Geophys. J. Int., 117, 257-264,

25. FAO, ISRIC, ISSS, (1998), World Reference Base for Soil Resources. World Soil Res. Rep.

nr.84., Rome: 88 pp

26. FAO/UNESCO (1998), Soil Map of the World, Revised Legend, World Soil Res.,Rep. 60, Rome

27. Fink, J., Kukla, G.J., (1977), Pleistocene climates in Central Europe; at least 17 interglacials after

the Olduvai event. Quat.Res. 7, 363–371.

28. Florea N., Buza M. (2004), Pedogeografie cu noţiuni de pedologie Compendiu), dit. niversităţii

„Lucian Blaga", Sibiu.

29. Florea N. (1968), Distribution des sols dans les plaines loessiques de Roumanie, SS 6, nr. 2-3,

Bucureşti

30. Florea N. (1970), Câmpia cu crovuri, un stadiu de evoluţie al câmpiilor loessice, STE, C, 16,

Bucureşti

31. Florea N., (1982), Romanian system of soil classification, Rev. Roum. Geogr. t. 26, Ed. Acad.

Rom., Bucureşti: p. 71 - 79

32. Florea N., Gherghina Alina, Ignat P. (2010), Ipoteza genezei loessului prin procese concomitente

de sedimentare-solificare-acreţia şi diageneză, Revista Geografică, t. XVII, p. 59-66

33. Florea N., Marian Elisabeta, Postolache Tatiana, (1984), Unele consideraţii asupra evoluţiei

învelişului de sol al României în cuaternar, SS, 4, Bucureşti

34. Florea N., Munteanu I. (2003), Sistemul Român de Taxonomie a Solurilor (SRTS), Institutul de

Cercetări pentru Pedologie şi Agrochimie, Edit. ESTFALIA, Bucureşti.

35. Florea N., Munteanu I., Rapaport C., Chiţu C., Opriş M. (1968), Geografia solurilor României, Ed.

Ştiinţifică, Bucureşti

36. Florea N., Untaru G., Vespremeanu R. (1999), Microzonarea pedo-geoclimatică actualizată a

teritoriului României. Revista Ştiinţa Solului, vol. 33, nr. 1, pag. 86 - 104.

37. Florea, N. (1976), Geochimia. Valorificarea apelor din Câmpia Română de Nord-Est, Edit.

Academiei R.S.R., Bucureşti.

38. Florea, N., Munteanu, I, Dumitru, Sorina (2003), Tipurile de sol, Hartă la scara l : 2 000 000,

Planşa 10, în România. Calitatea solurilor şi reţeaua electrică de transport. Atlas geografic, Edit.

Academiei Române, Bucureşti.

39. Gâştescu, P, Zăvoianu, I., Breier Adriana (1970), Excesul de umiditate din Câmpia Română de

Nord-Est (1969-1973), Edit. Academiei Române, Bucureşti.

40. Gâştescu, P. (1963), Consideraţii morfogenetice asupra limanelor din cursul Ialomiţei, Probleme

de Geografie, vol. VII, Edit. Academiei R.P.R, Academia R.P.R., Institutul de geologie şi

Geografie, Bucureşti.

41. Geanana M., Demeter T., Ochiu I (2001), Pedogeografie. Lucrări practice, EUB

42. Gendler, T.S., Heller, F., Spassov, S., Hus, J., Virina, E.I., Hailwood, E., A., Tsatskin, A., Bagin,

V.I., Haliulina, E.A., and Faustov, S.S. (2000), Para- and ferromagnetic minerals in loess and

paleosols at Novaya Etuliya, Moldavia: archive of Quaternary paleoenviromental change,

Geophys. Res. Abstr., 2

43. Ghenea C., Bandrabur T., Mihăilă N., Ghenea Ana, Giurgea P. (1970), Harta cuaternarului, sc. 1:

1 000 000, ed. a II-a, Inst. Geol, Bucureşti



44. Gherghina Alina (2006), Semnificatia modelului morfometric al drenajului pentru dinamica

reliefului – Bazinul Jghiabu (Slanic de Buzau), Comunicari de Geografie, IX, Edit. Univ. din

Bucuresti

45. Gherghina Alina, Grecu Florina, Molin Paola (2008), Morphometrical Analysis of

Microdepressions in the Central Baragan Plain (Romania), Revista de geomorfologie, nr. 10, Edit.

Universitatii, Bucuresti, pp. 31- 38, ISSN 1453-5068

46. Gherghina Alina, Grecu Florina, Cotet Valentina, (2006), The loess from Romania in the

romanian specialists vision, Lucr. Simp. ―Factori si procese in zona temperata‖, Ed. Universităţii

―Al. I. Cuza‖ Iaşi, vol. 5, p. 103-116

47. Ghiţă Cristina (2008), The microrelief as result of morphohydroclimatic conditions in Mostistea

river basin., Revista de Geomorfologie, vol. 10, Edit. Universitatii din Bucuresti, pp. 103-111.

48. Gillijns, Katleen, Poesen, J., Deckers J., (2004), On the characteristics and origin of closed

depressions in loess-derived soils in Europe—a case study from central Belgium, Catena,

Volume 60, Issue 1, 43-58.

49. Gogălniceanu S. (1939), Analiza chimică, mecanică şi microscopică a loessului românesc,

Bucureşti

50. Grecu Florina (1997), Sistemul global al formaţiunilor superficiale, Anal. Univ. Buc, Geogr, XLVI,

Bucureşti

51. Grecu Florina (2004), Quantification of some elements of drainage basins in Romania, Geografia

Fisica e Dinamica Quaternaria, vol . 25, Consiglio Nazionale delle Ricerche, Torino, p.29 – 36.

52. Grecu Florina (2007), Legenda hărţii proceselor geomorfologice, Comunicări de Geografie, vol.

XI, Bucureşti.

53. Grecu Florina (2008), Geomorfologie dinamică, Edit.CREDIS, Bucureşti, 232 p.

54. Grecu Florina, Circiumaru E., Gherghina Alina, Ghita Cristina (2006), Semnificatia reliefogena a

depozitelor cuaternare din Campia Romana (la est de Olt), Comunicari de Geografie, vol. X

55. Grecu Florina, Comanescu Laura, Dobre, R., Toroimac Gabriela, Ghiţă Cristina (2010),

Diagnostic des aléas climatiques dans les systèmes hydrogéomorphologiques de la Plaine

Roumaine, in vol Extrêmes climatiques: genèse, modélisation et impacts, XXII Colloque de

l’Association Internationale de Climatologie, 1-5 sept. Cluj-Napoca, Geographia Tehnica, Numero

special, pp. 229 – 234 (indexed by Scopus).

56. Grecu Florina, Comanescu Laura, Gherghina Alina, Ghita Cristina, Sacrieru R., Văcaru Lavinia,

(2007), The geomorphological processes and forms developed by quaternary deposits in the

Romanian Plain (Est of river Olt), in Carpatho – Balkan – Dinaric Conference on Geomorphology,

Book of Abstracts , ISBN: 978-963-9632-13 – 4, p.24.

57. Grecu Florina, Comanescu Laura, Gherghina Alina, Ghita Cristina. Sacrieru R., Vacaru Lavinia

(2007), The geomorphological processes and forms developed by quaternary deposits in the

Romanian Plain (Est of river Olt), in Carpatho –Balkan–Dinaric Conference on Geomorphology,

ISBN: 978-963-9632-13 – 4, pp.24 -28.

58. Grecu Florina, Comănescu Laura, Cîrciumaru E., Gherghina Alina, Săcrieru R., Ghiţă Cristina,

Văcaru Lavinia, (2007), The geomorfological processes and forms developed by cuaternary

deposits in Romanian Plain, Carpatho-Balkan-Dinaric Conference of Geomorphology, Pecs,

Hungary, Book of abstracts, p. 24, ISBN: 978-963-9632-13-4.

59. Grecu Florina, Gherghina Alina, Ghita Cristina, Comanescu Laura (2010), Environmental synergy

in the Romanian Plain (to the east of olt river) in Scientific Annals, School of Geology, Aristotle

University of Thessaloniki Proceedings of the XIX CBGA Congress, Thessaloniki, Greece,

Special volume, Edit. Charis Ltd, Thesaloniki, Grecia 100, pp. 71-80, ISBN 978-960-9502-02-3.



60. Grecu Florina, Mihai Ielenicz, Laura Comanescu, Mircea Visan (2006), Le synergisme relief-

environnement à quelques systèmes urbains de la vallée du Danube – Roumanie – et leurs

implications dans les inondations d‘avril 2006, în vol., 2éme Séminaire International sur la

Gestion des Villes, M’Sila, Algeria, p.183-193.

61. Grecu Florina, Săcrieru, R., Ghiţă Cristina, Văcaru Lavinia (2009), Geomorphological landmarks

on the Romanian Plain Holocene Holocene Evolution, paleo-environmental dynamics and

archaeological sites, Zeitschrift für Heomprphologie, Supplementbände, Volume 53

Supplementary Issue 1, Ed.: Pavlopoulos, Kosmos, pp. 99 – 110.

62. Grecu, Florina, Comănescu, Laura, (1998), Studiul reliefului - Îndrumător pentru lucrări practice,

Ed. Universităţii, Bucureşti.

63. Grecu, Florina, Demeter, T., (1997), Geografia formaţiunilor superficiale, Ed. Universităţii,

Bucureşti.

64. Grigore, A. (1971), Câteva consideraţii asupra formării şi evoluţiei crovurilor din sudul Câmpiei

Române, Studii pedologice VIII, Seria C, nr. 19, STE, Instit. Geol., Bucureşti.

65. Grigore, M., (1979), Reprezentarea grafică şi cartografică a formelor de relief, Ed. Academiei,

Bucureşti

66. Grigore, M., Popescu, N., (1973), Legenda hărţii proceselor geomorfologice actuale., An. Univ.

Bucureşti, tom. XXII

67. Haase D., J. Fink, G. Haase, R. Ruske, M. Pécsi, H. Richter, M. Altermann and K.-D. Jäger

(2007), Loess in Europe—its spatial distribution based on a European Loess Map, scale

1:2,500,000, Quaternary Science Reviews, Volume 26, Issues 9-10, p. 1301-1312

68. Horvath E., (2001), Marker horizons in the loess of the Carpathian Basin, Quaternary

International 76/77, pp. 157-163

69. Hunt, C.P., Banerjee, S.K., Han, J., Solheid, P.A., Oches, E., Sun, W., and Liu, T., (1995), Rock-

magnetic proxies of climate change in the loess palaeosol sequences of the western Loess

Plateau of China, Geophys. J. Int., 123, 232-244.

70. Ielenicz M. (2004), Geomorfologie, Ed. Universitară

71. Ionesi, L. (1988), Geologia României, Edit. univ. « Al. I. Cuza », Iaşi.

72. Jordanova, D. and Petersen, N., Paleoclimatic record from a loess-soil profile in northeastern

Bulgaria - I1. Correlation with global climatic events during the Pleistocene. Geophys. J. Int., 138,

533-540, 1999.

73. Kukla, J., (1970), Correlations between loesses and deep-sea sediments. Geol. Foeren.

Stockholm Foerh. 92, 148–180.

74. Lagacherie P., Robbez-Masson, J.M., Nguyen-The, N., Barthes, J.P., 2001, Mapping of reference

area representativity using a mathematical soilscape distance, Geoderma, 101, 105-118

75. Liteanu E. (1961), Aspecte generale ale stratigrafiei pleistocenului şi ale geneticii reliefului din

Câmpia Română, STE, E, 5, Bucureşti

76. Liteanu E. (1961), Cercetări geologice şi hidrogeologice în Câmpia Română de NE, STE, E, 5,

Bucureşti

77. Liteanu E. (1965), Contributions to the study of Loess Like Deposits în the Wallach Depression,

Roumania, The Geological Society of America, INS Special Pape, 84

78. Liteanu E., Ghenea C. (1963), Relaţii hidrogeologice şi hidrogeochimice între apele freatice şi

apele lacurilor din Câmpia Română Orientală, STE

79. Liteanu E., Ghenea C. (1966), Cuaternarul din România, STE, H, 1, Bucureşti



80. Liteanu, E., Ghenea, C. (1962), Relatii hidrogeologice si hidrochimice intre apele freatice si apele

lacurilor din Câmpia Română Orientală, Studii şi cercetări de geologie, tom VII, nr. 2, Academia

R.P.R., Secţia de Geografie şi Institutul de Geologie şi Geografie, Bucureşti.

81. Liu, X., Shaw, J., Liu, T., and Heller, F., (1993), Magnetic susceptibility of the Chinese loess-

paleosol sequence: environmental change and pedogenesis. J. Geol. Soc. London, 150, 583-

588.

82. Maher, B. (1998), Magnetic proprieties of modern soils and Quaternary loessic paleosols:

paleoclimatic implications, Paleogeogr,. Paleoclimatolo., Paleoecol., 137, pp. 25-54.

83. Mason J.A., (1998), Relative rates of Peoria loess accumulation and pedogenetic processes:

implications for paleoclimatic interference, Quaternary International, vol. 51/52, pp. 169-174

84. Morariu T., Tufescu V. (1964), Procese de modelare în formaţiunile loessoide din sudul Câmpiei

Române şi Dobrogea, SUBB-GG, Cluj

85. Mrazec L (1899), Comunicare asupra loessului din România, Bul Soc Şt VIII 4-5, Bucureşti

86. Munteanu I. şi colab., (1997), Datarea cu radiocarbon a unor soluri, loessuri şi depozite loessoide

din Câmpia Română a Dunării, Publ. SNRSS, 29D, Bucureşti

87. Munteanu I., Florea N., Parichi M. (1997), Consideraţii privind evoluţia învelişului de sol din

Câmpia Română în cuaternar, Publ. SNRSS, 29D, Bucureşti

88. Munteanu-Murgoci, Gh., Protopopescu-Pache, Em., Enculescu, P. (1911), Schiţă

agrogeologică a României, scara l : 2 500 000, Inst. Geol. Rom., Bucureşti

89. Munteanu-Murgoci, Gh. (1911), Les zones naturelles des sols en Roumanie, Revue de Petrole,

No.6-7, Bucharest.

90. Munteanu-Murgoci, Gh. (1924), Considerations concerning the classification and nomenclature of

soils, în vol. Memoires sur la nomenclature et classification des sols, Helsingfors.

91. Murgoci G. M. (1920), Clima şi solurile din România în decursul erei cuaternare, Bibl. Soc.

Agronom., 3, Bucureşti

92. Mutihac V, Stratulat Maria, Fechet Roxana (2004), Geologia României, Ed. Didactică şi

Pedagogică

93. Nawrocki, J., Bakhumutov, V., Boguchi, A., and Dolechi, L, (1999), The paleopetromagnetic

record in the Polish and Ukrainian Ioess-paleosol sequences. Phys. Chem. Earth, 24, 9, 773-777.

94. Oancea C., Munteanu I., (1962), Solurile interfluviului Ialomita-Calmatui, DdS Com. Geol., XLVIII

(1960-1961), Bucureşti

95. Oches E.A., (1995), Aminostratigraphyc evaluation of conflicting age estimates for the ―young

loess‖ of Hungary, Quaternary Research 44, pp. 160-170

96. Palmieri Lupia, E., Ciccaci, S., Civitelli, G., Corda, Laura, D'alessandro, L., De Monte, M., Fredi,

P., Pugliese, Fr., (1995), ―Geomorfologia quantitativa e morfodinamica del territorio abruzzese. Il

bacino idrografico del Fiume Sinelo‖, Geografia fisica e dinamica Quaternaria, nr. 18.

97. Panaiotu, C.G., Panaiotu, E.C., Grama, A., Necula, C., (2001). Paleoclimatic Record from a

Loess-Paleosol Profile in Southeastern Romania. In: Physics and Chemistry of the Earth (A) 6.

pp. 893–898.

98. Panizza M.(1996) – Environmental Geomorphology, Elsevier, Amsterdam, p. 268

99. Paraschiv D. (1965), Din evoluţia paleogeomorfologică a Câmpiei Române, ASUCI-SN-GG, XI,

Iaşi

100. Pascu M. (1983), Apele subterane din România, Ed. Tehnică, Bucureşti.

101. Petru Ignat, Alina Gherghina, Andrei Vrînceanu, Amelia Anghel (2009), Assesment of

Degradation Processes and Limitative Factors concerning the Arenosols from Dăbuleni –



Romania / Evaluarea proceselor de degradare şi a factorilor limitativi privind arenosolurile din

Dăbuleni – România, Geographical Phorum, Geographical Studies And Environment Protection

Research, no. 8, pp. 64-71, ISSN – 1583-1523

102. Piciu I., Curelariu G., Gherghina Alina (2005), Studiu privind realizarea sistemului naţional de

culturi şi perdele forestiere în zonele cu risc de deşertificare, Arhiva ICPA

103. Pişota, I. (2000), Câteva observaţii hidrologice asupra râurilor din Câmpia Română, Comunicări

de geografie, vol. 4, Universitatea Bucureşti.

104. Popovăţ M. (1937), La texture du loess, Bul. Soc. Rom. Geol, III, Bucureşti

105. Posea Gr. (1984), Aspecte ale evoluţiei Dunării şi Câmpiei Române, Terra, I, Bucureşti.

106. Posea Gr. (1989), Câmpia Bărăganului, Terra, 1

107. Posea, Gr., Popescu, N., Ielenicz, M., Grigore, M., (1987), Harta geomorfologică generală,

Sinteze geografice, II, Tipogr. Univ. Bucureşti.

108. Posea. GR, (1988) Regionarea Câmpiei Române de Est, Terra, Bucureşti.

109. Protopopescu-Pache Em., Spirescu M. (1963), Relaţii între pedogeneză şi litogeneză eoliană,

STE, C, 12, Bucureşti

110. Randall De, J. Schaetzl, Sharon Anderson, (2005), Soils: genesis and geomorphology,

Cambridge University Press, 817 p

111. Rădulescu, F., Mocanu, V., Nacu, Diaconescu Camelia (1996), Study of recent crustal

movements in Romania: a review, Geodynamics, vol. 22, No. ½, pp. 33-50.

112. Richthofen, F.von, (1882). On the mode of origin of the loess. Geol. Mag. 9, 293–305.

113. Russell, R.J., (1944). Lower Mississippi Valley loess. Geol. Soc. Am. Bull. 55, 1–40.

114. Sartori, M., Heller, F., Forster, T., Borkovec, M., Hammann, J., and Vincent, E., (1999), Magnetic

properties of loess grain size fractions from the section at Paks (Hungary), Phys. Earth Planet.

Inter.. 116, 53-64.

115. Smalley, I.J., (1971), ‗In-situ‘ theories of loess formation and the significance of the calcium

carbonate content of loess. Earth Sci. Rev. 7, 67–85.

116. Smalley, I.J., (1995), Making the material: the formation of silt-sized primary mineral particles for

loess deposits, Quaternary Science Reviews, vol. 14, pp. 645-651

117. Smith B.J., Wright J.S., Whalley W.B., (2002), Sources of non-glacial, loess-siye quartz silt and

the origins of ―desert loess‖, Earth-Science Reviews 59, pp. 1-26

118. Soil Survey Division Staff, (1993), Soil Survey Manual, USDA Handbook nr. 18, Washington

D.C.: 437 pp

119. Soil Survey Staff, (1999), Soil Taxonomy, Agric. Handbook, 436, USDA: 869 pp.

120. Tenu Sînziana, Frugină Elisabeta, (1989), Studiul regimului apelor freatice din Subcarpaţii de

Curbură şi zona de influenţă (Bărăganul Central şi de Nord), raport, Institutul de Meteorologie şi

Hidrologie, Bucureşti

121. Thorp, J., Smith, H.T.U., Baldwin, M., Bowser,W.E., Flint, R.F., Gould, L.M., Moss, H.C., Reed,

E.C., Smith, G.D., Trowbridge, A.C., (1952), Pleistocene eolian deposits of the United States,

Alaska and parts of Canada. 1: 2,500,000 map. Geol. Soc. Am.

122. Tomescu A.M.F, (2000), Evaluation of Holocene pollen records from the Romanian Plain, Review

of Palaeobotany and Palynology 109, pp. 219-233

123. Van Der Hoeven, A.G.A., Mocanu V., Spakman W., Nuckelt A., Matenco L., Munteanu L., Marcu

C., Ambrosius B.A.C. (2005), Observation of present-day tectonic motions in the southeastern

Carpathians: Results of ISES/CRC-461 GPS measurements, Earth and planetary Science

Letters, v. 239, 177-184.



124. Vâlsan G. (1916), Câmpia Română, BSRRG, XXXVI (1915)

125. Wright Janet, (2001), „Desert‖ loess versus „glacial‖ loess: quartz silt formation, source areas and

sediment pathways in the formation of loess deposits, Geomorphology 36, pp. 231-256

126. Zobeck T.M., Parker N.C., Haskell S., Guoding K., (2000), Scaling up from field to region for wind

erosion prediction using a field-scale wind erosion model and GIS, Agriculture, Ecosystems and

Environment 82, pp. 247-259

127. (1980), Sistemul Român de Clasificare a solurilor (Coordonatori: Ana Conea, N. Florea, Şt.

Puiu), ICPA, Bucureşti: 173 pp

128. (1987), Metodologia elaborării studiilor pedologice, vol. I, II, şi III (Redactori coord.: N. Florea,

V. Bălăceanu, C. Răuţă, A. Canarache), Red. Prop.Tehn.Agr. Bucureşti, 191, 349: 226 pp

129. *** Hărţile topografice la scara 1:25.000 şi 1:50.000

130. *** (1998), World Reference Base for Soil Ressources, FAO, ISRIC, International Soil Sciences

Society, Report nr.84, Rome.

131. *** (2005), Geografia României, vol V (Câmpia Română, Dunărea, Podişul Dobrogei, Litoralul

românesc al Mării Negre şi Platforma Continentală), Ed. Academiei Române, Bucureşti

132. www.sciencedirect.com

133. http://www.precis.ro/modules.php?name=News&file=article&sid=76

http://www.sciencedirect.com/

http://www.precis.ro/modules.php?name=News&file=article&sid=76

Date post:	31-Jul-2015
Category:	Documents
Upload:	george-smolenic
View:	100 times
Download:	13 times

Rezumat Alina Gherghina

Documents