CarpatiGEOLOGIA CARPAŢILOR             Din punct de vedere geologic, împărţirea pe ramuri a Carpaţilor diferă de cea geografică. Astfel, Carpaţii Orientali se întind de la graniţa de nord cu Ucraina, până la Valea Dâmboviţei (incluzând, aşadar şi munţii Bucegi, Leaota, Piatra Craiului, Culoarul Rucăr – Bran şi chiar o parte din Munţii Iezer); Carpaţii Meridionali se desfăşoară de la valea Dâmboviţei (mai exact de la Munţii Iezer) până la valea Dunării (incluzând şi Munţii Poiana Ruscă şi pe cei ai Banatului integral). La aceste două ramuri se adaugă Munţii Apuseni, ca unitate distinctă.            În Carpaţii Orientali (în sens geografic), caracteristică este dispunerea rocilor în fâşii longitudinale orientate nord – sud: roci vulcanice în vest, roci metamorfice acoperite din loc în loc de petice sedimentare mezozoice – în fâşia centrală, roci sedimentare cutate (fliş) – în fâşia estică (menţionăm că fâşia vulcanică lipseşte în sudul Orientalilor).            Munţii vulcanici, aşa cum menţionam anterior, se grupează pe latura de vest a Carpaţilor Orientali. Pornind de la nord spre sud, aceştia sunt: Oaş, Igniş, Gutâi, Lăpuş, Călimani, Gurghiu, Harghita, la care se adaugă munţii sedimentaro – vulcaniciŢibleş şi Bârgău, plus un crâmpei de bazalte în Munţii Perşani. Cei din grupa nordică sunt ceva mai vechi (miocen, adică 25 – 6 milioane ani), în timp ce Călimanii, Gurghiul şi Harghita sunt mai tineri (pliocen, adică 6 – 2 M.A.), iar bazaltele din Perşani sunt cuaternare (sub 2 M.A.).            Ca urmare, aparatele vulcanice (conurile) sunt încă relativ bine conservate în grupa centrală şi mult mai erodate în cea nordică.            Aparatele vulcanice din Carpaţii Orientali sunt, în general, de tip stratovulcan (V. Mutihac, 1990), adică alcătuite dintr-o succesiune de lave şi piroclastite (lavele sunt rezultatul erupţiilor liniştite, sub formă de curgeri, în timp ce piroclastitele sunt rezultatul unor erupţii explozive, cu expulzare de cenuşă, bombe, lapili).            Ca roci, predomină andezitele, urmate de dacite şi riolite, fie sub forma lavelor consolidate, fie sub forma piroclastitelor.            Mai trebuie menţionat că edificiul vulcanic propriu – zis (stratovulcanii), stă pe o structură mai veche, mixtă (vulcano – sedimentară), formată la începutul miocenului (sunt aşa numitele aglomerate vulcanice, adică nişte conglomerate alcătuite din galeţi constituiţi din roci vulcanice). Structura vulcano – sedimentară este rezultatul distrugerii de către reţeaua hidrografică a unor aparate vulcanice primare, create la debutul vulcanismului neogen în Carpaţii Orientali şi este dezvoltată mai ales la vest de munţii Călimani, Gurghiu şi Harghita şi în Depresiunea Giurgeului.            Munţii Ţibleş şi Bârgău (sedimentaro – vulcanici) sunt alcătuiţi din roci sedimentare paleogene (acum 65 – 25 M.A.) străpunse de veniri de lave mai recente (miocene = 25 – 6 M.A.), care au generat unele aparate vulcanice dar şi corpuri subvulcanice (neck – uri, dyke – uri, sill – uri).            Munţii alcătuiţi predominant din roci metamorfice din Carpaţii Orientali sunt: Rodnei, Maramureşului, Suhard, versantul vestic al Obcinei Mestecăniş, Rarău, Giumalău, Bistriţei, Giurgeu, Hăghimaş. Din punct de vedere geologic, aceşti munţi formează aşa – numita zonă cristalino – mezozoică. Se numeşte astfel, deoarece este alcătuită din roci cristaline sau metamorfice (foarte vechi – proterozoic, paleozoic, adică acum 800 – 230 M.A.) şi roci sedimentare mezozoice (acum 230 – 65 M.A.), care stau peste cele dintâi, pe care local le acoperă pe suprafeţe mai mari sau mai mici.            Rocile metamorfice sunt: epimetamorfice (mai slab metamorfozate – filite, şisturi sericitoase, şisturi cloritoase, cuarţite, calcare cristaline) şi mezometamorfice (mai puternic metamorfozate – gnaise, micaşisturi, amfibolite). Rocile sedimentare mezozoice ce stau pe cristalin sunt pe suprafeţe mai mari în masivele Rarău şi Hăghimaş, unde formează aşa – numitul „sinclinal marginal extern” (C. Grasu şi colab., 1995) şi sunt dominant calcare şi dolomite (Pietrele Doamnei din Rarău, Cheile Bicazului din Hăghimaş sunt formate pe astfel de roci). Nişte „căciuli” din roci de acest fel care stau pe cristalin din loc în loc se întâlnesc în munţii Maramureşului, Bistriţei şi Giurgeu.            În Munţii Bistriţei, pe direcţia nord – sud, poate fi urmărită pe o lungime de c-ca 55 km o „bară” de gnaise porfiroide extrem de dure.            Pe lângă rocile metamorfice şi sedimentare, în zona cristalino – mezozoică mai apar, în Munţii Giurgeu (zona Gheorgheni – Borsec) şi sienite – roci magmatice (intrusive), acide, care formează masivul sienitic de la Ditrău (de altfel, această rocă poartă numele de ditroit).            Zona cristalino – mezozoică este şariată (încălecată) peste flişul intern, linia de încălecare fiind numită (V. Mutihac, 1990) linia central – carpatică.

            Zona flişului Carpaţilor Orientali ocupă aproximativ jumătate din suprafaţa acestora, grupa sudică fiind dezvoltată exclusiv pe astfel de roci. În grupele centrală şi nordică, flişul se dezvoltă în est. Sunt fâşii paralele, orientate nord – sud, de vărstă cretacică la flişul intern şi creatcic – paleogenă la flişul extern. Flişul intern este situat spre vest (intră în contact cu zona cristalino – mezozoică), iar cel extern – spre est (intră în contact cu zona de molasă a Subcarpaţilor).            Flişul intern (de vârstă cretacică) este alcătuit din pânzele de Ceahlău şi de Teleajen.            Pânza de Ceahlău este alcătuită din: stratele de Sinaia (un fliş grezos – argilos şistos, cu ciment carbonatic), stratele de Bistra sau de Comarnic (un fliş grezos mai dur decât cel de Sinaia) şi conglomeratele de Ceahlău – Ciucaş (conglomerate în alternanţă cu pachete de gresii, roci foarte dure şi permeabile, din care sunt clădite masivele Ceahlău şi Ciucaş, dar şi Muntele Bivolul – Hălăuca din Stânişoara; facem precizarea că, în Munţii Grohotiş, conglomeratele de Ceahlău – Ciucaş sunt înlocuite de o formaţiune grezoasă de aceeaşi vârstă, albian adică Cretacic mediu – flişul de Bobu).                     Pânza de Ceahlău încalecă peste cea de Teleajen în lungul liniei Lutu Roşu (după numele Curmăturii Lutu Roşu, din Masivul Ceahlău).            Pânza de Teleajen este alcătuită, în principal, din flişul curbicortical sau flişul de Teleajen – un fliş foarte strâns cutat, de vârstă Cretacic superior.            Flişul intern este acoperit parţial dinspre vest de zona cristalino – mezozoică (în lungul liniei central – carpatice) şi încalecă la rândul său peste flişul extern, spre est, în lungul liniei interne.            Flişul extern se află la est de cel intern, fiind cuprins între linia internă (la vest) şi linia externă – spre est. Are vârstă, în general, paleogenă dar există şi roci de vârstă cretacică.            De la vest spre est se succed: Pânza de Audia (şisturi negre, nişte roci argiloase şistoase), Pânza de Tarcău (aici caracteristice sunt: gresia de Tarcău – o gresie dură, cu ciment carbonatic, în pachete masive, stratele cu Inocerami saustratele de Hangu – un fliş foarte argilos, gresia de Siriu, asemănătoare cu cea de Tarcău, gresia de Fusaru etc), Pânza de Vrancea (gresia de Kliwa – o gresie silicioasă dură, calcarele de Doamna, stratele cu Inocerami sau de Hangu  şi alte roci întâlnite şi în Pânza de Tarcău).            Pânza de Audia încalecă peste Pânza de Tarcău în lungul liniei de Audia, pânza de Tarcău, peste cea de Vrancea în lungul liniei de Tarcău, iar Pânza de Vrancea peste Zona de Molasă, în lungul liniei externe. Facem menţiunea că Pânza de Vrancea apare de sub pânza de Tarcău doar sub forma ferestrelor şi a semiferestrelor tectonice (ferestrele Dumesnic şi Mitocul lui Bălan, semiferestrele Putna, Humor, Bistriţa, Oituz şi Vrancea – V. Mutihac, 1990).            Flişul intern aflorează în munţii: Maramureşului, Obcina Mestecăniş, Stânişoara, Bistriţei, Ceahlău, Tarcău, Ciucului, Bodoc, Baraolt, Întorsurii, Ciucaş, Grohotiş, Baiului, trecând şi în sudul Bucegilor.            Flişul extern aflorează pe cele mai întinse areale în munţii: Obcina Mare, Stânişoara, Goşmanu, Berzunţi, Ciucului, Nemira, Vrancei, Penteleu, Ivăneţu, Podu Calului, dar şi pe areale mai mici în: Ceahlău, Obcina Feredeului, Tarcău, Tătaru – Siriu.            Munţii Postăvaru – Piatra Mare (Munţii Timişului sau ai Bârsei) apartţin, geologic, zonei cristalino – mezozoice, fiind alcătuiţi din roci sedimentare mezozoice specifice acesteia – conglomerate (similare celor din Bucegi) în Piatra Mare şi calcare (similare celor din Piatra Craiului) în Postăvaru.            Munţii Perşani (ca şi Munţii Maramureşului din grupa nordică) sunt alcătuiţi din toate cele trei categorii de roci: sedimentare, în general cretacice, ca cele din Postăvaru – Piatra Mare (dominante), metamorfice (acestea alcătuiesc soclul, suportul celor sedimentare, fiind mult mai vechi decât acestea) şi vulcanice (bazaltele de la Racoş, cuaternare).            O parte din Munţii Lăpuşului şi Ţibleş precum şi o parte din Depresiunea Maramaureşului sunt alcătuite din aşa-numitulfliş transcarpatic, de vârstă paleogenă (predomină gresiile).            O mare parte din munţii Bârgăului, Ţibleş, Maramureşului dar şi o parte din Depresiunea Maramureşului sunt alcătuite din aşa – numitul sedimentar posttectonic (postaustric), adică un sedimentar ce s-a depus după orogeneza austrică, responsabilă de edificarea zonei cristalino – mezozoice. Aşadar, după ce s-a constituit ca unitate geologică prin încălecarea peste flişul intern, zona cristalino – mezozoică a fost scufundată pe anumite porţiuni şi invadată de apele mării, pe fundul căreia s-au depus aceste formaţiuni (gresii, conglomerate, argile, marne), în general de vârstă oligocenă. Se adaugă mici petice de sedimentar cretacic superior, mai cunoscut fiind cel de la Glodu (între munţii Călimani şi Bistriţei), de asemenea alcătuite din conglomerate, gresii, marne etc.

            Depresiunile intramontane din Carpaţii Orientali sunt regiunile cele mai tinere, ele ieşind de sub ape abia în pliocen (acum 5 – 2 M.A.) sau în cuaternar (acum mai puţin de 2 M.A.).            Depresiunea Maramureşului este cea mai complexă. Aici relieful este modelat atât pe roci sedimentare paleogene, cât şi pe sedimentar miocen şi pliocen, iar în vest, pe sedimentar cuaternar. O mare parte din depresiunile Oaş şi Dornelor sunt alcătuite tot din sedimentar cuaternar. Depresiunile Bilbor, Borsec, Giurgeului şi Ciucului sunt tapisate cu roci sedimentare pliocene şi cuaternare, iar vasta depresiune a Braşovului este un şes acumulativ de vârstă cuaternară. Aceste roci sedimentare din depresiuni sunt mult mai friabile, mai puţin cimentate decât cele din unităţile prezentate anterior (predomină nisipurile şi argilele, între care, la Borsec şi Bilbor se găsesc şi cărbuni – mai exact, lignit); în Depresiunea Dornelor există o turbărie importantă (Poiana Stampei).            În Carpaţii Meridionali (în sens geografic), predomină net rocile metamorfice.      Acestea sunt angrenate în structuri de tip pânză, ca şi în celelalte două ramuri carpatice. Predomină în suprafaţă: Pânza Getică, Autohtonul Danubian şi Unităţile Supragetice – structuri definitorii ale Crapaţilor Meridionali în sens geologic (se întâlnesc şi în munţii Poiana Ruscă şi Banatului). În partea de est a Meridionalilor, însă, se regăsesc structuri din Carpaţii Orientali (în sens geologic). Este vorba de formaţiuni ce aparţin zonei cristalino – mezozoice a acestora: conglomerate albiene (ca cele din Ceahlău şi Ciucaş) în Bucegi, calcare jurasice în Piatra Craiului şi Culoarul Rucăr – Bran, cristalin vechi (proterozoic – paleozoic) pe care stau şi rocile sedimentare menţionate anterior, în munţii Leaota şi Iezer.            Munţii Făgăraş şi Munţii Ţaga sunt alcătuiţi aproape exclusiv din roci metamorfice (predomină cele mezometamorfice adică mediu şi puternic metamorfozate: gnaise, amfibolite, cuarţite, calcare cristaline, micaşisturi şi numai pe mici suprafeţe se întâlnesc cele epimetamorfice). Structural, aceşti munţi aparţin domeniului supragetic (şariază peste pânza getică). În sudul grupei Făgăraşului sunt munţii Cozia, Frunţi, Ghiţu, formaţi pe o bară de gnaise oculare dure (de Cozia). Între bara de gnaise de Cozia şi cristalinul din Făgăraş se individualizează un „culoar” de roci sedimentare relativ tinere (cretacic superior – miocen), ca şi la sud de bara de gnaise, mai exact în regiunea de ieşire a Oltului din Carpaţi. Acestea reprezintă sedimentar posttectonic (postaustric), adică depus după ce unităţile tectonice din zonă au fost conturate, în faza austrică din cretacicul inferior şi este alcătuit din conglomerate şi gresii, subordonat, argile (ele au înclinare nord – sud, fiind afectate de înălţarea Carpaţilor şi se prelungesc spre sud, în Subcarpaţi).            La vest de  Olt (grupele Parâng şi Retezat – Godeanu) munţii sunt grefaţi pe structuri aparţinând în principal autohtonului danubian şi pânzei getice. În grupa Retezat – Godeanu predomină autohtonul, iar în grupa Parângului predomină pânza getică. În grupa Parângului doar Munţii Parâng şi Munţii Latoriţei se dispun pe autohton, alcătuit din cristalin mezometamorfic foarte vechi dar şi din granite (corpuri magmatice). Celelalte unităţi (munţii Şureanu, Cindrel, Lotrului şi Căpăţânii) sunt alcătuite din roci mezometamorfice ale pânzei getice. În nordul extrem al Munţilor Şureanu sunt tot roci metamorfice, dar ale pânzei supragetice (ca cele din Făgăraş). În sud – vestul Munţilor Şureanu şi în Masivul Buila – Vânturariţa din Căpăţânii apar calcare şi alte roci sedimentare mezozoice.            În grupa Retezat – Godeanu doar Munţii Godeanu şi o parte din munţii Cernei şi Ţarcu sunt alcătuiţi din cristalin mezometamorfic al pânzei getice (în Godeanu şi Cernei este vorba despre aşa – numitul „petec de acoperire de Godeanu”. Ceilaţi munţi din această grupă sunt grefaţi predominant pe roci ale autohtonului danubian. De exemplu, în Munţii Retezat predomină granitele. În munţii Ţarcu şi Vâlcan sunt aproximativ în egală măsură granite, roci mezometamorfice şi sedimentar mezozoic (predomină calcarele). În Munţii Cernei şi Munţii Mehedinţi predomină calcarele mezozoice (jurasice). În Munţii Mehedinţi, ca o fâşie foarte îngustă orientată NV – SE, aflorează şi aşa – numita pânză de Severin (parautohtonul de Severin), o structură „prinsă” între autohtonul danubian şi pânza getică şi alcătuită din strate de Sinaia (similare celor din flişul intern al Carpaţilor Orientali) – fliş grezos – argilos şistos.            Depresiunea Petroşani reprezintă un bazin de sedimentare ce a fost scufundat în paleogen şi a fost sedimentat în paleogen şi neogen. Orizonturile sedimentare conţin cărbuni (huilă) exploatabili, intercalaţi între marne şi argile, la care se adaugă gresii şi conglomerate.            Depresiunea Haţegului s-a format şi a evoluat în comun cu bazinul Transilvaniei, al cărui golf (împreună şi cu Depresiunea Petroşani) era în paleogen şi neogen. Este alcătuită din depozite cretacic superioare (incluzând şi rezervaţia paleontologică „Parcul cu Dinozauri de la Haţeg” din sudul depresiunii), paleogene şi neogene similare celor din Podişul Transilvaniei. Compartimentul sudic (Haţeg – Baru) este constituit, practic, dintr-un şes acumulativ de vârstă cuaternară (similar celui din Depresiunea Braşovului).            Carpaţii Occidentali sunt alcătuiţi din Munţii Banatului, Munţii Poiana Ruscă şi Munţii Apuseni.

            Munţii Banatului şi Poiana Ruscă aparţin, din punct de vedere geologic, Carpaţilor Meridionali.            În Munţii Banatului, cea mai mare dezvoltare o are pânza getică (munţii Semenic, Aninei, vestul Almăjului). În Semenic predomină net rocile mezometamorfice, dar în Munţii Aninei şi vestul M. Almăjului predomină sedimentarul, îndeosebi calcarele jurasice şi cretacice (aici este cea mai mare suprafaţă cu calcare din România).            Munţii Almăjului sunt alcătuiţi aproximativ 50% din cristalin al autohtonului danubian şi al pânzei getice, dar cealaltă jumătate – din sedimentar paleozoic şi mezozoic (inclusiv calcarele jurasic – cretacice din Cazanele Dunării), respectiv granite (granitul de Ogradena ş.a.).            Munţii Locvei şi Dognecei aparţin pânzei supragetice, în care predomină cristalinul, dar în nordul Dognecei apar şi aşa – numitele „banatite” (roci magmatice de vârstă laramică – trecerea de la cretacic la paleogen: diorite, granodiorite, andezite).            În Munţii Banatului sunt şi depresiuni intramontane: Almăjului (Bozovici), Culoarul Timiş – Cerna (Caransebeş – Mehadia) şi Culoarul Dunării (Şicheviţa – Liubcova), sedimentate cu depozite miocene (conglomerate, gresii, tufuri etc) care conţin şi cărbuni.            Munţii Poiana Ruscă sunt alcătuiţi din cristalin (predominant), iar în sud – vest se întâlnesc roci sedimentare cretacice (conglomerate, gresii, marne şi tufuri conţinând fosile de dinozauri similare celor din zona Haţeg).            Munţii Apuseni reprezintă un complicat mozaic petrografic, în care se găsesc, în proporţii aproximativ egale, roci din toate cele trei categorii (magmatice, metamorfice, sedimentare). Aici se deosebesc două zone structurale distincte, diferite între ele: Apusenii de Sud şi Apusenii de Nord.            Apusenii de Sud reprezintă un fost fund de mare, alcătuit din roci ofiolitice (bazaltice, sprecifice oricărui fund de mare de tip rift sau zonă de expansiune) şi roci sedimentare cretacice, similare celor din flişul intern al Orientalilor, toate acestea fiind străbătute de veniri de lave mai recente (neogene, ca şi cele din Orientali), responsabile de formarea unor aparate vulcanice izolate, precum şi de zăcămintele de aur şi alte metale (Roşia Montană, Brad, Detunatele etc). Se adaugă, în Munţii Trascău, o bară de calcare jurasice (Mezozoic), responsabilă de existenţa crestei spectaculoase Bedeleu – Trascău (această „bară” trece şi la nord de Arieş, unde, la traversarea ei de către pâraiele Hăşdate şi Tureni, s-au format Cheile Turzii şi Cheile Turenilor). De asemenea, în Apusenii de Sud există o serie de blocuri din calcare jurasice „împlântate” în masa sedimentară cretacică sau în masa ofiolitică, numite olistolite. Acestea ies în evidenţă ca imenşi martori de eroziune, precum Muntele Vulcan (sud – vest de Abrud) sau Piatra Ampoiţei (nord – est de Zlatna).            Tot ansamblul Apusemilor de Sud încalecă (este şariat) parţial peste Apusenii de Nord.            Apusenii de Nord sunt mai vechi şi mai complicaţi decât Apusenii de Sud, fiind încălecaţi parţial de către aceştia, care se comportă ca o pânză de acoperire (şariaj). Aici se găsesc roci metamorfice (atât mezo – cât şi epimetamorfice, de exemplu în Munţii Gilău, Muntele Mare, Munţii Bihorului, Munţii Zarandului, Muntele Şes sau Plopiş, Munţii Meseş).            Roci magmatice se întâlnesc şi aici, dar mai vechi decât cele din Apusenii de Sud, respectiv laramice („banatite”, trecerea dintre cretacic şi paleogen), mai ales în munţii Vlădeasa şi Bătrâna. Sunt: andezite, granite, granodiorite, riolite, dacite (este vorba, aşadar şi de roci efuzive dar şi intrusive, arătând că avem de-a face cu un vulcanism vechi, în prezent păstrându-se doar „rădăcinile” acestuia, adică ceea ce a mai rămas în urma eroziunii din decursul celor 65 milioane ani ce s-au scurs de la stingerea respectivilor vulcani, până în prezent).            Rocile sedimentare din Apusenii de Nord sunt de vârstă paleozoică (conglomerate, gresii şi o formaţiune vulcanogen – sedimentară) şi mezozoică (predominant carbonatice, adică dolomite şi calcare). De acestea din urmă se leagă carstul spectaculos din munţii Bihor, Bătrâna, Pădurea Craiului şi Codru – Moma.VEGETAŢIA ŞI FAUNA CARPAŢILOR 1. Vegetaţia            Cea mai importantă caracteristică a vegetaţiei Carpaţilor este etajarea ei pe altitudine, dar în alcătuirea covorului vegetal al munţilor noştri intervin şi alţi factori: influenţele climatice (faţada vestică a Carpaţilor Occidentali şi a grupei nordice a Carpaţilor Orientali este mai „călduţă”, fiind populată mai ales de stejar, gorun, cer şi carpen), dar şi masivitatea, adică desfăşurarea mare a zonei montane, departe de orice influenţă (răspândirea foarte mare a molidului în zona internă a Carpaţilor Orientali nu se explică atât de mult prin altitudine, care oscilează între 700 şi 1600 m, cât mai ales prin depărtarea mare de marginile sistemului muntos).

            Elementele cele mai frecvente în vegetaţia Carpaţilor Româneşti sunt fagul (Fagus silvatica) şi molidul (Picea abies).            Zona nemorală (a pădurilor de foioase, R. Călinescu, 1969) are răspândire doar în unele unităţi montane din vest şi sud – vest; este vorba de păduri de cer (Qvercus cerris) şi gârniţă (Qvercus frainetto), două specii termofile de stejar, întâlnite pe areale mici în munţii Zarandului, Metaliferi, Dognecea, Almăjului (Depresiunea Liubcova), în general la altitudini mici şi mai ales pe versanţii însoriţi.            Etajul nemoral (al pădurilor de foioase) se desfăşoară pe suprafeţe foarte mari, incluzând subetajele gorunului, fagului şi fag – răşinoase.            Subetajul gorunului include trei asociaţii vegetale prezente în Carpaţi: păduri de gorun în amestec cu cer, păduri de gorun în amestec cu carpen şi păduri de gorun în amestec cu mojdrean, corn şi cărpiniţă, pe care le descriem mai jos.            Pădurile de gorun (Qvercus petraea) cu cer (Qvercus cerris) se întâlnesc îndeosebi pe faţada vestică a Carpaţilor Occidentali, în munţii: Codru Moma, Zarandului, Poiana Ruscă, Dognecea, dar şi pe faţada sudică a Apusenilor (Munţii Metaliferi), în Depresiunea Haţegului şi Culoarul Orăştiei, pe suprafeţe mici în munţii Almăj şi Aninei.            Pădurile de gorun cu carpen (Carpinus betulus) sunt ceva mai răspândite: depresiunile Maramureşului şi Oaşului, munţii Oaş, Igniş (versanţii sudici), sudul Stânişoarei (versant însorit), versanţii scunzi şi însoriţi de pe rama depresiunilor Comăneşti – Dărmăneşti, Braşovului, Loviştei, Brad – Hălmagiu, versanţii în general sudici ai Munţilor Almăjului, versanţii nordici ai munţilor Codru Moma şi Meseş, porţiuni importante din Munţii Trascăului şi mai restrânse din Munţii Metaliferi.            În zonele mai calde şi însorite, gorunul se asociază cu specii termofile precum mojdreanul (Fraxinus ornus), cornul(Cornus mas), cărpiniţa (Carpinus orientalis), de exemplu în defileele Oltului şi Jiului din Carpaţii Meridionali (mai ales spre baza versanţilor), pe faţada sudică a Munţilor Vâlcan şi a Munţilor Mehedinţi, în Defileul Dunării (inclusiv în Cazane), pe cursul inferior al Cernei (Banat), în Munţii Locvei.            Subetajul făgetelor include, la partea inferioară, păduri de fag în amestec cu carpen, iar în zonele mai umbrite, mai răcoroase, păduri pure de fag (făgete). Cele mai importante suprafeţe cu făgete pure şi cu făgete în amestec cu carpen sunt în munţii: Oaş, Igniş, Gutâi, Lăpuş, Ţibleş, Perşani, Baraolt, Bodoc, Siriu, Grohotiş, Baiu, Cozia, Căpăţânii, Vâlcan, Mehedinţi, Almăjului, Locvei, Aninei, Semenic, Ţarcu, Poiana Ruscă, Şureanu, Metaliferi, Trascăului, Zarand, Codru Moma, Pădurea Craiului, Plopiş, Meseş. Fagul (Fagus silvatica) este un element atlantic, astfel că el se întâlneşte mai ales în Carpaţii Occidentali, în munţii vulcanici din grupa nordică a Orientalilor şi pe faţada sudică a Meridionalilor şi a grupei sudice a Orientalilor (ce primesc influenţe oceanice şi eventual, mediteraneene, la care se adaugă gradul mare de însorire; de altfel, pădurile pure de fag urcă, în munţii Mehedinţi şi Vâlcan, până spre 1500 m).            Subetajul pădurilor de amestec de fag cu răşinoase este, de asemenea, bine reprezentat. În Carpaţii Occidentali, în cei Meridionali şi în Orientali doar între Prahova şi Buzău, acest subetaj face de obicei trecerea între subetajul făgetelor şi etajul pădurilor de molid, formând practic o fâşie, o centură în jurul muntelui la altitudini de 800 – 1200 m. În munţii Semenic, Aninei şi Poiana Ruscă acest subetaj ocupă suprafeţe mari, fiind dominant ca altitudine (aici etajul molidului nu este prezent), fiind dezvoltat ceva mai sus decât în restul Carpaţilor, adică la 1000 – 1400 m.            În Carpaţii Orientali (de la Valea Buzăului spre nord, până la graniţa cu Ucraina) situaţia este cu totul alta: pădurile de amestec de fag cu răşinoase formează areale foarte dezvoltate spre marginea edificiului muntos, atât pe latura de est cât şi pe cea de vest (trecând, pe alocuri şi în Subcarpaţi sau în Podişul Sucevei), lăsând spre interior locul pădurilor întinse de molid (etajul boreal).            Cu toate acestea, în masivele înalte situate mai spre periferia Carpaţilor (Ţibleş, 1839 m, Rodna, 2303 m, Maramureşului, 1957 m, Bivolul, 1530 m, Ceahlău, 1907 m, Coza, 1628, Zboina Frumoasă, 1657), pădurile de amestec urcă doar până la 1100...1200 m, mai sus fiind păduri de molid şi, în unele cazuri, vegetaţie subalpină, evidenţiindu-se astfel o clară etajare a vegetaţiei.            Aceeaşi etajare se observă şi în unele bazine hidrografice dezvoltate spre interiorul zonei montane, unde subetajul pădurilor de amestec pătrunde mult în detrimentul pădurilor de molid (Moldova, Suha Bucovineană, Bistriţa Ardeleană, Bistricioara, Mureş, Gurghiu sau Lăpuşna, Uz, Zăbala), dar numai până la altitudinea de 1100 – 1200 m.            Etajul boreal (al pădurilor de molid) cunoaşte o mare dezvoltare în Carpaţii Orientali, în interiorul masei montane, chiar şi la altitudini de sub 1000 m (altitudini la care, în alte ramuri carpatice, este domeniul fagului sau chiar al gorunului).

            Unităţile montane cu cele mai dezvoltate păduri de molid sunt: Maramureşului (mai mult spre est), Suhard, Obcina Mestecănişului, Obcina Feredeului, Giumalău, Rarău, Bârgău (estul), Bistriţei, Călimani, Gurghiu, Harghita, Hăghimaş, Ceahlău (vestul), Stânişoara (nord – vestul), Tarcău, Ciucului şi Nemira (vestul), Vrancei (în interior, pe o suprafaţă considerabilă); (la munţii Călimani, Gurghiu şi Harghita se exclud versanţii vestici, pe care predomină pădurile de amestec fag – conifere).              În alte masive, etajul molidului se dezvoltă ca o centură ce înconjoară muntele la altitudini de 1100 (1200 în sud) – 1700 (1800 în sud) m: Ţibleş, Rodnei, Ceahlău, Nemira, Penteleu, Siriu, Ciucaş, Piatra Mare, Postăvaru.            Aceasta este şi situaţia din Carpaţii Meridionali; aici, doar în munţii Cindrel şi Şureanu etajul molidului este mai extins în suprafaţă, la fel ca în Orientali, dată fiind dezvoltarea mare a masei muntoase şi înclinarea generală spre nord.            În schimb, în munţii Mehedinţi, Cernei şi pe faţada sudică a munţilor Ţarcu şi Godeanu etajul molidului lipseşte, iar în Vâlcan este prezent doar puţin, pe versantul nordic (în zona staţiunii Straja).            În Meridionali, etajul molidului se dezvoltă, în general, între 1200 (1300) m şi 1800 (1900 m).            În Carpaţii Occidentali etajul molidului este prezent doar în Munţii Apuseni, mai precis în munţii Bihor, Bătrâna, Vlădeasa, Muntele Mare şi Gilău. Cea mai compactă suprafaţă din zonă este în Gilău şi în Muntele Mare (se aseamănă, oarecum, cu situaţia din Orientali şi din Cindrel – Şureanu), unde, pe lângă marea dezvoltare a zonei montane şi altitudine, intervine şi adăpostul relativ faţă de influenţele oceanice.            Pe lângă molid, în unele masive (Ceahlău, Bucegi, Ciucaş, Lotrului, Trascău), îndeosebi pe versanţii abrupţi şi cu expoziţie estică, vegetează laricele sau zada (Larix decidua), conifer cu frunze căzătoare numit şi „stejarul munţilor” pentru lemnul său foarte dur.            Spre limita superioară a pădurii (în subetajul rariştilor de limită), în unele masive (Retezat, Parâng, Făgăraş, Iezer) se întâlnesc exemplare de zîmbru (Pinus cembra).            Etajele subalpin şi alpin întregesc vegetaţia Carpaţilor, ele dezvoltându-se pe cele mai înalte culmi şi vârfuri.            Etajul subalpin (al tufărişurilor şi rariştilor subalpine) se dezvoltă de la limita superioară a pădurii (1600 m în nordul ţării, 1800 – 1900 m pe versantul sudic al Meridionalilor), până la 1950 – 2000 m în nord, 2200 – 2300 m în Carpaţii Meridionali, mai sus de care este etajul alpin. Vegetaţia caracteristică este alcătuită din arbuşti ce cresc puţin în înălţime (tufărişuri scunde, dezvoltate mai mult pe orizontală), datorită vântului puternic specific acestui etaj: jneapăn (Pinus mugo), ienupăr (Juniperus communis), afin (Vaccinium myrtillus), merişor (Vaccinium vitis idaea), rododendron sau smârdar (Rhododendron kotschyi), anin de munte (Alnus viridis) şi ierburi – în special graminee: păiuş (Festuca sp.), ţepoşică (Nardus stricta), iarba vântului (Agrostis rupestris), firuţa (Poa sp.). Etajul subalpin se întâlneşte în masivele: Rodnei, Ţibleş, Maramureşului, Suhard, Giumalău, Rarău, Bistriţei, Ceahlău, Hăghimaş, Vrancei, Penteleu, Siriu, Ciucaş, Grohotiş, Baiului, Bucegi, Leaota, Piatra Craiului, Iezer, Făgăraş, Căpăţânii, Lotrului, Cindrel, Şureanu, Latoriţei, Parâng, Retezat, Vâlcan, Godeanu, Ţarcu, Cernei, Bihor, Muntele Mare, Vlădeasa.            Etajul alpin îl găsim doar în câteva masive din Carpaţi (cele mai înalte): Rodnei şi Călimani (la peste 2000 m), Iezer, Făgăraş, Lotrului, Cindrel, Godeanu (peste 2200 m), Bucegi, Parâng, Retezat (peste 2300 m). Aici se întâlnesc în principal ierburi, muşchi, licheni, dar şi tufărişuri pitice, slab dezvoltate, de jneapăn, afin, merişor. 2. Fauna            Elementele cele mai caracteristice ale faunei Carpaţilor sunt mamifere precum: ursul (Ursus arctos, prezent în pădurile din Carpaţii Orientali, Carpaţii Meridionali şi Munţii Apuseni, lipsind din munţii Banatului), cerbul carpatin (Cervus elaphus, mai bine reprezentat în Orientali, recolonizat în unele zone din Meridionali şi Occidentali, inclusiv în Banat), capra neagră (Rupicapra rupicapra, specifică etajelor subalpin şi alpin, mai numeroasă în Făgăraş, Retezat, Bucegi, Rodnei), râsul (Lynx lynx, animal de pradă din familia felinelor, prezent mai ales în pădurile de molid, chiar şi în etajul subalpin), jderul (Martes martes, caracteristic atât pădurilor de răşinoase cât şi făgetelor, mai rar gorunetelor), căpriorul (Capreolus capreolus, în pădurile de fag şi respectiv de gorun), mistreţul (Sus scrofa – specific pădurilor de foiase), veveriţa (Sciurus vulgaris, rozătoare ce trăieşte în pădurile carpatice), lupul (Canis lupus – carnivoră specifică faunei României în general), viezurele (Meles meles); dintre păsări: cocoşul de munte (Tetrao urogallus, pasăre de taiga, trăieşte aşadar în pădurile de molid), acvila de munte (Aquila chrysaëtos, în prezent foarte rară), şorecarul (Buteo buteo, „sedentar în Carpaţi” – R. Călinescu, 1969), corbul (Corvus corax, care, deşi poate fi întâlnit şi la şes, este caracteristic mai ales Carpaţilor, trăind inclusiv în golurile alpine), ciocănitoarea

(Dendrocopos sp.); reptile: şopârla de munte (Lacerta vivipara, întâlnită şi în golurile de munte), vipera comună (Vipera berus); amfibieni: salamandra (Salamandra salamandra), broasca brună (Rana temporaria), tritonii de munte (Triturus alpestris, Triturus montandoni), acestea trăind îndeosebi în pădurile umede de răşinoase şi fag; peşti: păstrăvul indigen (Salmo trutta fario, elementul cel mai reprezentativ al apelor de munte, răspândit de la 200 m în Banat, până la 1600 m în munţii mai înalţi), două specii de zglăvoacă – Cottus gobio(în toate râurile) şi Cottus poecilopus (doar în Carpaţii Orientali), lipanul (Thymallus thymallus) şi moioaga sau mreana de munte (Barbus meridionalis), mai jos de zona păstrăvului, scobarul (Chondrostoma nasus), mai jos de zona lipanului şi a moioagăi, iar pe apele mai „călduţe”, îndeosebi în Banat dar şi în Munţii Stânişoara – cleanul (Leuciscus cephalus); în Dunăre trăiesc specii precum crapul, somnul, chiar cega.Solurile din Carpaţi             Solul este acel strat afânat de la suprafaţa terestră, alcătuit din amestecul uneori intim, alteori mai slab dintre componenta minerală (roca) şi cea organică (provenită din descompunerea resturilor vegetale). Materia descompusă ce intră în alcătuirea solului se numeşte humus.            În Carpaţi, spre deosebire de regiunile de deal, podiş şi câmpie din România, solurile sunt scurte (profilul lor are, de regulă, sub 70 – 80 cm) şi bogate în schelet (bucăţi de rocă, pietre).            În general, solurile din Carpaţi se supun etajării climatice (soluri zonale), dar există şi soluri azonale (a căror formare este dictată de factori locali precum roca, excesul de umiditate etc, care primează în anumite regiuni în faţa factorilor zonali, impuşi de etajarea bio – climatică).            Din clasa molisoluri (cernisoluri, SRTS, 2003) în Carpaţi se întâlnesc extrem de puţine tipuri şi pe suprafeţe foarte mici: rendzine, pseudorendzine şi soluri cernoziomoide.            Rendzinele, soluri caracteristice calcarelor (din care motiv intră în categoria soluri azonale), ocupă suprafeţe mai mari în munţii Aninei, Mehedinţi, Trascău, Piatra Craiului, Hăghimaş, Buila – Vânturariţa, Piatra Mare – Postăvaru, adică în acele masive unde calcarele (în general mezozoice) predomină. Frecvent, rendzinele au mult schelet sau sunt chiar subtip litic, în multe situaţii având de-a face cu stâncării (solul lipseşte), ca de exemplu în Cheile Galbenului din Munţii Parâng, pe Ciucaru Mare în Defileul Dunării etc. Datorită prezenţei orizontului A molic foarte închis la culoare, rendzinele aparţin clasei molisoluri (cernisoluri, 2003).            Pseudorendzinele (faeoziomuri, 2003), solurile specifice marnelor (soluri azonale), apar doar în depresiunile Haţeg şi Braşov. Sunt soluri profunde, cu multă argilă, deşi au orizont A molic, fiind din acest motiv relativ fertile şi aparţinând, de asemenea, clasei molisoluri (SRCS, 1980) sau cernisoluri (SRTS, 2003).            Solurile cernoziomoide (faeoziomuri, 2003), asemănătoare cu cernoziomurile din zona de stepă, numite mai demult „cernoziomuri de climat rece”, apar doar în Depresiunea Braşovului unde sunt valorificate cu succes în agricultură. Formarea acestor soluri în plină zonă montană se explică prin climatul cu veri relativ călduţe din Ţara Bârsei, cât şi prin înlocuirea timpurie a pădurilor de stejar din şesul acestei depresiuni cu păşuni sau terenuri arabile, schimbându-se astfel radical condiţiile de solificare.            Din clasa argiluvisoluri (luvisoluri, SRTS, 2003), sunt prezente doar unele tipuri de sol (brun luvic – luvosol, 2003, luvisol albic – luvosol, 2003), pe areale foarte mici, îndeosebi în depresiuni (Haţeg, Almăjului, Beiuş, Loviştei, Braşovului, Ciuc, Giurgeu, Maramureşului), adică acolo unde, deşi iarna se produc inversiuni termice cu temperaturi extrem de mici, verile sunt totuşi suficient de călduroase, comparabile cu cele din zonele mai înalte de deal şi de podiş din ţara noastră.            Aceste soluri, aşa cum relevă numele clasei din care fac parte, conţin multă argilă, sunt greu de lucrat pentru agricultură, dar, comparativ cu celelalte tipuri dominante din Carpaţi, conţin mai puţin schelet.            Frecvent, solurile argiloiluviale sunt pseudogleizate („marmorate”, adică prezintă pete ruginii, de oxidare şi vineţii, de reducere, fenomene ce se produc în condiţiile excesului de apă), dată fiind poziţia lor la baza versanţilor, de pe care se scurge apă din precipitaţii (îndeosebi în depresiunile Giurgeu, Ciuc şi Beiuş).            Mult mai bine reprezentate sunt solurile din clasa cambisoluri (numită la fel şi în SRTS 2003). Ele predomină, practic, în arealul carpatic. Sunt, de regulă, soluri zonale: sol brun eu – mezobazic (eutricambosol, 2003 şi sol brun – acid(districambosol, 2003).            Orizontul de diagnostic al acestor soluri este B cambic (Bv), constituit din argilă ce precipită la locul formării. Cele două tipuri de sol se distribuie, în general, între limita Carpaţilor faţă unităţile de deal sau podiş şi până la altitudinea de 1000 – 1200 m.

            Solul brun eu – mezobazic şi solul brun – acid au aceeaşi formulă de profil: A ocric – B cambic – C, singura diferenţă între ele fiind caracterul lor mai bazic respectiv mai acid (la brun eu – mezobazic, gradul de saturaţie în baze este mai mare de 55 %, la brun – acid este mai mic de 55 %).            Solul brun eu – mezobazic se întâlneşte la altitudini mai mici, solul brun – acid – la altitudini mai mari, dar limita altitudinală între cele două diferă mult în funcţie de roca pe care se dezvoltă: pe rocile bazice (gresii calcaroase, argile în alternanţă cu marne, bazalte etc) limita este aproximativ la 1000 m, în timp ce pe rocile acide (granite, micaşisturi, gresii silicioase etc), ea coboară la 500 – 600 m.            Sunt soluri mediu fertile, cu conţinut moderat de schelet, deşi pe anumite areale apar subtipurile litice sau chiar stâncării (în defileul Prahovei de la Posada, în Munţii Baiului etc); cambisolurile se formează sub pădurea de fag sau sub pădurea de fag în amestec cu răşinoase.            A doua clasă ca răspândire în suprafaţă o constituie clasa spodosoulri (spodisoluri, SRTS 2003), cu cele două tipuri: sol brun feriiluvial (prepodzol, 2003) şi  podzol (numit la fel în ambele clasificări).            La ambele tipuri, orizontul de diagnostic este B spodic (Bs), de culoare ruginie, datorită acumulării de oxizi de fier şi aluminiu din orizonturile supraiacente, sau B humico – spodic (Bhs), de culoarea cafelei arse, datorită acumulării de oxizi de fier plus humus din orizonturile superioare.            Singura diferenţă între cele două tipuri este că la podzol, pe profilul solului, apare în plus orizontul Es (E spodic), sărăcit în constituienţi, de culoare cenuşie, bogat în silice (SiO2) rămasă pe loc în urma spălării oxizilor de fier şi aluminiu şi a humusului care s-au dus spre orizontul subiacent (Bhs sau Bs).            Podzolul este, de altfel, tipul de sol cel mai evoluat din România, cu cele mai multe orizonturi: O/Au/Es/Bhs(Bs)/C (O este orizontul organic, adică resturile vegetale parţial descompuse sau chiar nedescompuse, acumulate la suprafaţă).            Ambele tipuri, deşi sunt evoluate, au profilul scurt, cu mult schelet (uneori pot fi subtipuri litice), au caracter acid, humusul din orizontul Au nu este intim amestecat cu partea minerală, aşadar fertilitatea lor este foarte mică şi sunt uşor spălate de apele de şiroire în cazul în care este îndepărtată vegetaţia (de exemplu, pe platoul Bucegilor).            Solul brun feriiluvial (prepodzol) se întâlneşte, în general, la altitudini cuprinse între 1200 m şi 1600 m, sub păduri de molid, iar podzolul – între 1600 şi 2200 m, sub vegetaţie subalpină. Uneori, pe rocile mai bazice, prepodzolul urcă până la 1800 m, iar pe rocile acide, podzolul coboară spre 1400 m, chiar mai jos (s-a găsit podzol şi la 1100 m, pe roci acide, pădure de molid şi teren orizontal ce favorizează infiltrarea uşoară a apei pe profil).            A treia clasă de sol ca răspândire în Carpaţi este clasa umbrisoluri. Acestea sunt soluri ce au orizont A umbric (Au), închis la culoare, dar cu materialul organic foarte slab amestecat cu componenta minerală. Este vorba de două tipuri de sol: andosol şi sol humico – silicatic.            Andosolurile (andisoluri, SRTS 2003), sunt asemănătoare cu cele două tipuri prezentate anterior la clasa cambisoluri, doar că se formează exclusiv pe roci vulcanice (andezite, riolite, dacite etc), în masivele vulcanice din Carpaţii Orientali şi din Munţii Apuseni. Diferenţa faţă de acestea este că au orizont A umbric (Au), aşadar mai închis la culoare (motiv pentru care sunt incluse la clasa umbrisoluri). Formarea orizontului Au se datorează prezenţei în masa solului a unor particule numite allofane, care se formează datorită structurii vitroase (amorfe) a rocii din substrat, situaţie caracteristică rocilor vulcanice sau magmatice de suprafaţă (nu şi celor de profunzime, precum granitele, sienitele, gabbrourile etc, care au structură cristalină).            Etajul alpin reprezintă domeniul solurilor humicosilicatice (humosiosoluri, 2003). Acestea se întâlnesc, aşadar, la peste 2200 m, doar în masivele: Făgăraş, Parâng, Retezat, Bucegi, Rodnei.            Sunt soluri scurte, cu mult schelet. Orizontul A umbric, închis la culoare, conţine humus de tip acid („moder”), slab amestecat cu partea minerală, de care se separă cu uşurinţă atunci când este frecat între degete.            Pe lângă tipurile prezentate mai sus, în Carpaţi se întâlnesc şi soluri neevoluate sau trunchiate:-          litosoluri (numite astfel în ambele clasificări) – soluri neevoluate, caracterizate prin scurtimea profilului (sub 20 cm), sub care se află direct roca compactă (puţin alterată sau nealterată); sunt caracteristice pentru versanţii puternic înclinaţi, îndeosebi pe roci dure (granite, gnaise, cuarţite, calcare, unele gresii etc), mai ales din Carpaţii Meridionali;-          soluri aluviale (aluviosoluri, 2003) – soluri tinere, formate în luncile râurilor, de o parte şi de alta a acestora;

-          erodisoluri (erodosoluri, 2003) – soluri provenite din alte tipuri de sol, al căror orizont A (Ao, Au etc) a fost complet îndepărtat prin eroziune (de exemplu, pe Platoul Bucegilor, unde activitatea turistică şi cea pastorală prea intense au provocat eroziune accelerată, respectiv o reţea dezvoltată de ravene, ogaşe, rigole, dar şi spălare în suprafaţă; la fel – în Munţii Baiului ş.a.);-          regosoluri (numite astfel în ambele clasificări) – soluri neevoluate, formate pe roci neconsolidate (grohotişuri), cu profil subţire, având orizontul A direct peste orizontul C.      În masivele cu versanţi abrupţi, pe roci dure, sunt suprafeţe importante de pe care solul lipseşte (stâncărie la zi); exemple: Piatra Craiului, Retezat, Făgăraş, Parâng, Bucegi, Hăghimaş, Ceahlău, Buila – Vânturariţa, Mehedinţi, Trascău, Rarău (Pietrele Doamnei) etc.