UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI FACULTATEA DE GEOGRAFIE

STUDIUL RELIEFULUI

DIN BAZINUL HIDROGRAFIC GILORT

REZUMATUL TEZEI DE DOCTORAT

CONDUCĂTOR ŞTIINŢIFIC PROF. UNIV. DR. MIHAI IELENICZ

DOCTORAND MARINESCU EMIL

- 2007 -

2

3

CUPRINS

CAPITOLUL 1. INDIVIDUALITATEA BAZINULUI HIDROGRAFIC GILORT ÎN CADRUL UNITĂŢILOR DE RELIEF............................................................................................................................................................. 5

1.1. POZIŢIA GEOGRAFICĂ ŞI LIMITELE BAZINULUI GILORT .................................................................................... 5 1.2. TRĂSĂTURI GENERALE ALE RELIEFULUI........................................................................................................... 6 1.3. SCURT ISTORIC AL CERCETĂRILOR................................................................................................................... 8

CAPITOLUL 2. CARACTERISTICI GEOLOGICE ŞI EVOLUŢIA PALEOGEOMORFOLOGICĂ ..................... 9 2.1. GEOLOGIA ŞI EVOLUŢIA PALEOGEOMORFOLOGICĂ ÎN SECTORUL MONTAN AL BAZINULUI GILORT .................. 9

2.1.1. Elemente de litologie în sectorul montan al bazinului Gilort ................................................................... 9 2.1.2. Particularităţi tectonice şi implicaţii structurale în configuraţia orografică a bazinului Gilort............ 11 2.1.3. Evoluţia paleogeomorfologică a Masivului Parâng ............................................................................... 11

2.2. GEOLOGIA ŞI EVOLUŢIA PALEOGEOMORFOLOGICĂ ÎN SECTORUL SUBCARPATIC ŞI PIEMONTAN AL BAZINULUI GILORT............................................................................................................................................................. 12

2.2.1. Elemente litologice, particularităţi tectonice şi implicaţii structurale în sectorul subcarpatic şi piemontan al bazinului Gilort ................................................................................................................. 12

2.2.2. Evoluţia paleogeomorfologică a Subcarpaţilor Gorjului şi a Piemontului Getic în sectorul studiat ..... 14 CAPITOLUL 3. CARACTERISTICI MORFOMETRICE ŞI MORFOGRAFICE15

3.1. HIPSOMETRIA................................................................................................................................................. 15 3.2. DENSITATEA FRAGMENTĂRII RELIEFULUI ...................................................................................................... 15 3.3. ADÂNCIMEA FRAGMENTĂRII RELIEFULUI....................................................................................................... 16 3.4. DECLIVITATEA............................................................................................................................................... 17 3.5. EXPOZIŢIA VERSANŢILOR............................................................................................................................... 17 3.6. MASIVITATEA ŞI AERAREA RELIEFULUI.......................................................................................................... 18 3.7. SISTEMUL DE VĂI ........................................................................................................................................... 18

3.7.1. Ierarhizarea reţelei hidrografice ............................................................................................................ 18 3.7.2. Panta medie a râurilor............................................................................................................................ 20 3.7.3. Modelul morfometric al drenajului......................................................................................................... 21

3.8. ASPECTUL INTERFLUVIILOR ŞI AL CUMPENELOR DE APĂ ................................................................................ 23 3.9. SISTEMUL DE VERSANŢI ................................................................................................................................. 24

CAPITOLUL 4. TIPURI GENETICE DE RELIEF ........................................................................................................ 27 4.1. SUPRAFEŢELE DE NIVELARE........................................................................................................................... 27

4.1.1. Complexul sculptural Borăscu................................................................................................................ 27 4.1.2. Complexul sculptural Râu Şes ................................................................................................................ 28 4.1.3. Complexul sculptural Gornoviţa............................................................................................................. 30 4.1.4. Nivelurile carpatice de vale, suprafeţe şi niveluri colinare .................................................................... 32 4.1.5. Suprafaţa piemontană ............................................................................................................................. 32

4.2. RELIEFUL FLUVIATIL...................................................................................................................................... 33 4.2.1. Terasele................................................................................................................................................... 33 4.2.2. Evoluţia reţelei hidrografice................................................................................................................... 36

4.3. RELIEFUL GLACIAR ........................................................................................................................................ 37 4.3.1. Consideraţii generale asupra sistemului glaciar din masivul Parâng.................................................... 37 4.3.2. Formele de eroziune glaciară ................................................................................................................. 38 4.3.3. Formele de acumulare glaciară.............................................................................................................. 41 4.3.4. Particularităţi ale circurilor glaciare din bazinul Gilort ....................................................................... 41

4.4. RELIEFUL PERIGLACIAR ................................................................................................................................. 44 4.4.1. Consideraţii generale asupra sistemului periglaciar din masivul Parâng ............................................. 44 4.4.2. Forme de relief periglaciar (crionival) de suprafaţă .............................................................................. 45 4.4.3. Elemente periglaciare de adâncime........................................................................................................ 47

4.5. RELIEFUL STRUCTURAL ................................................................................................................................. 49 4.5.1. Relieful structurilor cutate din aria montană ......................................................................................... 49 4.5.2. Relieful structurilor cutate din aria subcarpatică................................................................................... 49 4.5.3. Relieful structurilor monoclinale piemontane......................................................................................... 50

4

4.6. RELIEFUL PETROGRAFIC................................................................................................................................. 50 4.6.1. Relieful dezvoltat pe roci cristaline......................................................................................................... 50 4.6.2. Relieful dezvoltat pe granite şi granitoide............................................................................................... 51 4.6.3. Relieful dezvoltat pe calcare ................................................................................................................... 51 4.6.4. Relieful dezvoltat pe conglomerate şi gresii............................................................................................ 52 4.6.5. Relieful dezvoltat pe faciesuri argiloase, argilo- marnoase, argilo– nisipoase ...................................... 52 4.6.6. Relieful dezvoltat pe nisipuri şi pietrişuri ............................................................................................... 52

CAPITOLUL 5. MODELAREA ACTUALĂ A RELIEFULUI ..................................................................................... 53 5.1. POTENŢIALUL MORFODINAMIC....................................................................................................................... 53

5.1.1. Condiţiile geologice şi morfologice ........................................................................................................ 53 5.1.2. Particularităţi climatice .......................................................................................................................... 54 5.1.3. Particularităţi hidrologice ...................................................................................................................... 56 5.1.4. Învelişul vegetal şi potenţialul morfodinamic ......................................................................................... 58 5.1.5. Solurile şi potenţialul morfodinamic....................................................................................................... 59 5.1.6. Influenţe antropice asupra modelării actuale şi relieful rezultat ............................................................ 59

5.2. PROCESELE DE MODELARE ACTUALĂ ŞI FORMELE DE RELIEF REZULTATE ...................................................... 61 5.2.1. Procesele de versant ............................................................................................................................... 61

5.2.1.1. Procesele gravitaţionale (deplasările în masă) ....................................................................................................61 5.2.1.2. Procese preponderent hidrice (procesele datorate acţiunii intermitente a apei) ..................................................69

5.2.2. Procesele de albie ................................................................................................................................... 72 5.2.3. Procesele de pe culmile interfluviale ...................................................................................................... 74

CAPITOLUL 6. VULNERABILITATE ŞI RISC ÎN BAZINUL HIDROGRAFIC GILORT .....................................75

CONCLUZII ...................................................................................................................................................78 BIBLIOGRAFIE ............................................................................................................................................81

5

CAPITOLUL 1. INDIVIDUALITATEA BAZINULUI HIDROGRAFIC GILORT ÎN CADRUL UNITĂŢILOR DE RELIEF

1.1. Poziţia geografică şi limitele bazinului Gilort

Gilortul este cel mai important afluent din stânga Jiului, încadrându-se în categoria râurilor din grupa sudică a ţării. Suprafaţa bazinului hidrografic se desfăşoară pe trei unităţi de relief distincte şi bine individualizate: zona carpatică, respectiv versantul sudic al munţilor Parâng, zona subcarpatică respectiv Subcarpaţii Gorjului care aparţin Subcarpaţilor Getici şi zona piemontană respectiv Piemontul Getic cu două subunităţi: Gruiurile Jiului, pe dreapta Gilortului şi Piemontul Olteţului pe partea stângă a văii Gilortului.

Gilortul izvorăşte de pe versantul sudic al Parângului, de sub vârful Parângul Mare (2518m) şi străbate aproape paralel cu Jiul aceleaşi unităţi de relief de la sud de Carpaţi.

Bazinul hidrografic Gilort este încadrat între următoarele coordonatele geografice: în partea de vest - 23020΄13˝ longitudine estică (Dealul Balta Neagră, 386 m, sectorul piemontan), în partea de est - 23047΄04˝ longitudine estică (Dealul Muierii, 650 m, sectorul subcarpatic), în partea nordică - 45021΄12˝ latitudine nordică (Vf. Coasta lui Rus, 2300 m), în partea de sud - 44035΄36˝latitudine nordică (confluenţa cu Jiul). Între aceste coordonate geografice, bazinul studiat se extinde pe 45΄36˝ latitudine şi 26΄51˝ longitudine.

Gilortul are o suprafaţă bazinală de 1358 km2 şi curge pe direcţia generală nord-sud pe o distanţă de 116 km şi pe o diferenţă de

nivel de 2412 m, între cota maximă de 2518 m (Vârful Parângu Mare) şi cea minimă de 106 m (la confluenţa cu Jiul). Teritoriul drenat de apele Gilortului se suprapune pe trei tipuri de unităţi morfostructurale distincte (munţi, subcarpaţi, piemont), implicând o etajare a proceselor geomorfologice şi a componentelor biopedoclimatice. Bazinul hidrografic Gilort este dezvoltat în proporţie de 25% în sectorul montan, 38% în sectorul subcarpatic şi 37% în sectorul piemontan.

Încadrarea cu ajutorul coordonatelor geografice Sector bazin S N V E Suprafaţa Ponderea în cadrul

bazinului Montan 45010΄ 45021΄12˝ 23028΄15˝ 23046΄15˝ 342 km2 25 %

Subcarpatic 44054΄ 45010΄ 23024΄52˝ 23047΄04˝ 512 km2 38 % Piemontan 44035΄36˝ 44054΄ 23020΄13˝ 23036΄17˝ 504 km2 37 % Total bazin 44035΄36˝ 45021΄12˝ 23020΄13˝ 23047΄04˝ 1358 km2 100 %

6

Cumpenele de apă aferente bazinului Gilort delimitează foarte clar spaţiul cercetat de unităţile morfohidrografice vecine. Bazinul hidrografic Gilort este limitat în partea nordică de creasta principală a masivului Parâng între vârfurile Parângu Mare

(2518 m) şi Muşetoaia (2078 m) care îl separă de bazinele Jieţ şi Latoriţa. Sectorul vestic al acestei creste este caracterizat de prezenţa vârfurilor piramidale (Parângul Mare, Gruiu, Pâcleşa, Ieşu, Coasta lui Rus) întrerupte de şei adânci (Gruiu, Ieşu, Ghereşu) în timp ce sectorul estic este marcat de vârfuri rotunjite (Pleşcoaia, Mohoru, Urdele, Galbenu, Muşetoaia) cu şei foarte largi (Pleşcoaia, Dengheru). În cadrul acestei cumpene de ape este pus în evidenţă atât nivelul superior de gipfelflur evidenţiat foarte bine în Piatra Tăiată (între vîrfurile Coasta lui Rus şi Setea Mare) cât şi treapta superioară al complexului sculptural Borăscu evidenţiată în extremitatea estică în jurul vârfurilor Pleşcoaia, Dengheru, Urdele, Păpuşa şi Galbenu.

În partea vestică bazinul studiat este limitat de cumpăna de ape cel îl separă de afluenţii Jiului de pe partea stângă din sectorul carpatic şi subcarpatic (Polatişte, Sadu, Amaradia Pietroasă, Cioiana) şi de culoarul Jiului în sectorul piemontan. Cumpenei de ape în sectorul carpatic îi corespunde cea mai lungă culme secundară din întreg masivul Parâng (Parângul Mare – Tărtărău – Voişanu – Molidviş – Muncel - Stănceşti). Cumpăna de ape are în general direcţia nord-sud marcată de inflexiuni acolo unde bazinul se învecinează cu Amaradia Pietroasă şi Cioiana (sectorul subcarpatic).

Limita estică a bazinului Gilort este dată de cumpăna de ape dintre acesta şi bazinele Olteţ (în sectorul montan şi subcarpatic) şi Amaradia (în sectorul piemontan). În sectorul montan interfluviul prelung şi lat (Plaiul Băii) a fost folosit ca vechi drum de transhumanţă. În continuare cumpăna apelor coboară în Dealul Olteţului, Dealul Muierii, Dealul Bechenilor, Dealul Seciurile, Dealul Scurtu, Dealul Măgura, Dealul Vladimir şi Dealul Mare la confluenţa cu Jiul.

În partea de sud limita este pe aliniamentul Capu Dealului – Ţânţăreni – Branişte – Dealul Mare acolo unde terminaţiile Gruiurilor Jiului şi cele ale Dealurilor Amaradiei coboară la confluenţa din aria de convergenţă de la Filiaşi.

1.2. Trăsături generale ale reliefului

În raport de morfometria şi morfologia de ansamblu a regiunii în care este încadrat bazinul hidrografic Gilort, în corelaţie cu elementele structurale şi litologice şi cu evoluţia paleogeografică se diferenţiază unităţile şi subunităţile de relief prezente în cadrul bazinului studiat. Acesta se grefează pe unităţi morfostructurale distincte din punct de vedere genetic, evolutiv, morfologic, morfometric şi biopedoclimatic. Acestea sunt de la nord la sud: Masivul Parâng, Subcarpaţii Gorjului şi Piemontul Getic cu două subunităţi: Gruiurile Jiului pe dreapta Gilortului şi Piemontul Olteţului pe partea stângă.

Unitatea montană se dezvoltă pe o suprafaţă de 342 km2 din Masivul Parâng în cadrul căreia se individualizează câteva sectoare cu trăsături distincte:

- sectorul munţilor înalţi cu relief glaciar şi periglaciar dezvoltat pe cristalinul Autohtonului Danubian în care domină intruziunile granitoide. La obârşia afluenţilor Gilortului în etajul alpin sunt grupate zece circuri glaciare, majoritatea obsecvente, dispuse sub forma unui arc de cerc în jurul unor văi glaciare scurte (circurile Galbenu, Gaura Mohorului, Mohoru, Mohoru cu Apă, Pleşcoaia, Setea Mică, Ieşu, Gruiu, Mândra). Morfologia patului acestor văi este caracterizată de apariţia unor praguri, trepte, depresiuni de subsăpare, conuri de grohotiş, torenţi nivo-fluviali, albii de pâraie care uneori se adâncesc, formând microsectoare de chei. În bazinul Gilortului circurile au frecvent planşeul conturat în jurul altitudinilor de 2000-2100 m şi în mod excepţional la 1900 m. În acest sector predomină altitudinile mai mari de 1750 m iar 16 vârfuri de pe culmea principală depăşesc 2000 m: Parângu Mare (2518 m), Gruiu (2345 m), Pâcleşa (2335 m), Ieşu (2366 m), Coasta lui Rus (2300 m), Setea Mică (2278 m), Setea Mare (2294 m), Pleşcoaia (2250 m), Mohoru (2337 m), Iezeru (2148 m), Urdele (2228 m), Dengheru (2087 m), Păpuşa (2136 m), Cioara (2123 m), Galbenu (2137 m), Muşetoaia (2078 m).

- sectorul munţilor înalţi în care complexul sculptural Borăscu este bine conservat şi are cea mai largă dezvoltare. Prezent în special în nord-estul bazinului, în jurul vârfurilor Iezeru, Dengheru, Păpuşa, Cioara, Galbenu, Muşetoaia care apar ca vârfuri piramidale sau vârfuri rotunjite deasupra unor suprafeţe cvasiorizontale înscrise pe nivelul superior al interfluviilor şi dispuse în două trepte: Borăscu I (2000-2100 m) şi Borăscu II (1750-1900 m);

- sectorul munţilor mijlocii este caracterizat de cele mai lungi interfluvii din masivul Parâng cu lungimi ce depăşesc uneori 10 km. Aceste interfluvii conservă suprafaţa de nivelare Râu Şes cu cea mai largă dezvoltare, dispusă în două trepte: 1500 – 1650 şi 1400 m. Prezenţa unor vârfuri conice în lungul acestor interfluvii ca martori ai eroziunii diferenţiale sau ai unei structuri larg cutate este un alt aspect specific în cadrul suprafeţei Râu Şes din bazinul Gilort.

În lungul culmilor rotunjite ce aparţin suprafeţei Râu Şes se succed vârfurile Cerbul (1586 m), Plopul (1597 m), Tolanul Mare (1544 m), Florile Albe (1556 m), Corneşul Mic (1686 m), Corneşul Mare (1696 m), Rotunda (1600 m), Băileasa (1638 m), Muncel (1496 m), Rădeiul (1560 m) care se ridică sub formă de cornete deasupra acestora.

Nivelul Râu Şes se înscrie şi sub formă de umeri cu două trepte, una la 1600 – 1650 m (Coada Râncii, Dâlbanu, Băileasa) şi cealaltă la 1400 – 1500 m (Înşiratele, Botul Piscului, vf. Bradului).

Contactul nivelului Râu Şes cu suprafaţa Borăscu se face de-a lungul unui abrupt înscris pe falia fundamentală de la baza culmii principale (Iancu Silvia, 1970). Spre sud suprafaţa Râu Şes intră în contact cu suprafaţa Gornoviţa printr–un abrupt cu denivelare de circa 200 până la 300 m marcat de apariţia unei noi generaţii de văi (foto 1).

- sectorul periferic al unităţii montane (de joasă altitudine) a evoluat prin disecarea fluviatilă a unei platforme neritico-litorale, de vârstă badenian – sarmaţiană, fragmentată de falii longitudinale şi transversale (Iancu Silvia, 1970). Suprafaţa Gornoviţa este pusă în evidenţă prin mai multe trepte la 700-750 m, 800-900 m, 1000-1150 m şi 1150-1250 m unele dintre acestea sub formă de umeri în cadrul reţelei hidrografice care are în general caracter epigenetic. Interfluviile de la periferia muntelui sub care s-au dezvoltat văi torenţiale cu obârşiile în formaţiuni friabile sunt atacate de intense procese de ravenare (Măgura, Plaiul Băii, Gilorţel, Plaiul Mare, Vermeghii, Păstaia).

Datorită extinderii sale pe 79,3% din versantul sudic al masivului Parâng, bazinul montan al Gilortului conservă o mare varietate de tipuri genetice de relief (relief glaciar şi periglaciar, relief fluviatil, relief structural şi petrografic).

Unitatea subcarpatică cu o suprafaţă de 512 km2 are cea mai mare pondere în cadrul bazinului hidrografic (38%) şi aparţine în totalitate Subcarpaţilor Gorjului.

Limita nordică a Subcarpaţilor urmăreşte denivelarea care trece - în bazinul studiat - prin nordul localităţilor Stănceşti-Larga, Crasna, Cărpiniş, Aniniş, Novaci, Cernădia, Baia de Fier. Criteriul hipsometric utilizat pentru această limită este întărit şi de caracterul ei tectonic (Popescu Gr., 1955; Popescu N., 2000) şi de faptul că este evident festonată de eroziune (Badea L., 1967).

De asemenea diferenţele litologice - între sudul Parângului alcătuit din şisturile cristaline şi granitoidele Autohtonului Danubian, acoperite parţial de sedimente mezozoice şi formaţiunile badenian – sarmaţiene din Depresiunea Subcarpatică Olteană unde aflorează îndeosebi marne meoţiene şi nisipuri şi pietrişuri cuaternare – exprimă această limită. Cu toate acestea trebuie menţionat că limita Depresiunii Subcarpatice nu corespunde cu extensiunea spre nord a formaţiunilor badeniene şi în special sarmaţiene ale Depresiunii Getice. Aceste depozite urcă trangresiv peste bordura Parângului, în unele locuri până la 970 m (Faţa Megreanului pe valea Hirişeşti).

7

Limita sudică. Contactul dintre dealurile subcarpatice cutate şi formaţiunile piemontane se înscrie pe un traseu marcat de numeroase inflexiuni şi care este mai dificil de fixat. În comparaţie cu limita dintre cele două unităţi în sectorul dintre Jiu şi Gilort, înaintarea mult către nord a limitei în sectorul dintre Gilort şi Olteţ indică nu numai îngustarea ariei subcarpatice, dar şi o schimbare a modului de dispunere a reliefului (Badea L., 1967). Referindu-se la relieful subcarpatic din acest sector G.M. Murgoci (1907) îl prezenta ca fiind format din ,,două regiuni de coline longitudinale, alternând cu două regiuni de depresiuni subcarpatice şi intracolinare”, simetrie evidentă între Jiu şi Gilort dar care nu se mai realizează la est de Gilort.

Astfel încât dacă limita dintre zona subcarpatică şi cea piemontană la vest de Gilort este foarte clară, diferenţele de altitudine şi cele litologico-structurale între Dealul lui Bran, Depresiunea Tg. Jiu şi dealurile piemontane din sud fiind evidente, nu acelaşi lucru se poate spune la est de Gilort unde pentru a trasa limita trebuie să urmărim cuestele în unghi, caracteristice pentru interfluviile de la contactul unităţilor vecine. Delimitarea urmăreşte în acest sector contactul litologic între formaţiunile romanian – cuaternare şi cele pliocene mai vechi, indiferent dacă au structură monoclinală sau cutată (Badea L., 1967).

În concluzie limita sudică a Subcarpaţilor în sectorul studiat trece - de la vest la est - prin versantul sudic al văii Cioiana (bazin asimetric cu versantul stâng cuestic), urcă pe valea Gilortului prin Jupâneşti – Cărbuneşti sat – Ştefăneşti, intră pe versantul sudic (cuestic) al văii Bârzeiului, trece pe la obârşia văii Giovria, menţinându-se în această porţiune pe cumpăna de ape a bazinului Gilort (interfluviu Gilort - Amaradia) între Dealul Mare al Pruneştilor (501 m) – vârful ,,La Table” (570 m) – Dealul Ruget (551 m).

8

Relieful sectorului subcarpatic al bazinului Gilort este format din depresiuni şi dealuri dispuse longitudinal, aproximativ paralel cu latura sudică a masivului Parâng. Între trăsăturile morfologice de ansamblu menţionăm alternanţa culoarelor depresionare (Depresiunea Subcarpatică Olteană, Depresiunea intracolinară Câmpu Mare), cu o desfăşurare amplă, cu şirul dealurilor subcarpatice, bine individualizate (D. Copăcioasei, D. Hăieştilor, D. Ciocadiei, D. Mâţa, D. Seciului, D. Cârligeilor, D. Bechenilor).

Succesiunea morfologică de depresiuni şi dealuri subcarpatice este în strânsă legătură cu particularităţile litologice şi structurale, cu implicaţiile tectonice şi cu evoluţia generală a regiunii în pliocen şi pleistocen. Depresiunea subcarpatică care corespunde unui sinclinal amplu cu flancurile faliate este grefată la contactul cu muntele pe pietrişuri şi nisipuri sarmaţiene. Aceste formaţiuni sunt limitate către sud datorită unei falii în lungul căreia sarmaţianul este scufundat sub formaţiunile marno-argiloase de vârstă pliocenă. Depozitele miocene apar din nou sub forma unei fâşii orientate est-vest în dealurile subcarpatice interne.

Direcţia NE – SV a cursului Gilortului şi a afluenţilor săi Galbenul şi Câlnicul în sectorul subcarpatic impune aceeaşi orientare pentru dealurile subcarpatice pe care le străbat prin culoare de vale bine înscrise în relief. Altitudinile scad de la est spre vest cu circa 100 m, datorită afundării structurilor geologice, de la 614 – 510 m pe interfluviu dintre Galbenu şi Olteţ, la 499 – 420 m pe interfluviu dintre Blahniţa şi Amaradia Pietroasă.

Văile transversale cu obârşiile în munte care traversează ulucul depresionar submontan şi aliniamentul dealurilor subcarpatice interne (Valea Largă, Blahniţa, Cărpiniş, Ciocărzeaua Radoşului, Gilort, Galbenu) au un caracter epigenetic şi antecedent. Îngustarea şi adâncirea puternică a văilor la traversarea dealurilor interne este o caracteristică morfologică pentru acest sector şi reprezintă unul din argumentele adâncirii antecedente într-un sector cu înălţare activă către sfârşitul pleistocenului inferior.

Depresiunea intracolinară fiind sculptată în afara fâşiei cutate a dealurilor interne prezintă caractere tectonice numai local, la vest de Gilort. Sectorul depresionar intracolinar de la est de Gilort îşi pierde caracterul tectonic devenind un produs al eroziunii dirijate numai de acţiunea fluviatilă şi de condiţiile litologice favorabile.

Unitatea piemontană ocupă o suprafaţă de 504 km2 (37% din suprafaţa bazinală). Gilortul delimitează la sud de Tg. Cărbuneşti două subunităţi piemontane: Gruiurile Jiului şi Dealurile Amaradiei (Podişul Olteţului) şi înscrie între acestea un culoar de vale larg cu o lungime de 55 km şi o lăţime ce variază între 1,8 km şi 3,8 km şi terasele dezvoltate pe partea stângă. Forma bazinului piemontan al Gilortului este asimetrică cu o lăţime maximă a versantului drept (15 km), la obârşiile afluenţilor ce străbat Gruiurile Jiului în timp ce lăţimea maximă a versantului stâng în Dealurile Amaradiei este de 6,5 km.

Modelarea fluviatilă a fragmentat suprafaţa piemontană sub forma unor dealuri al căror nivel actual se află sub suprafaţa piemontană iniţială. Degradarea şi transformarea interfluviilor în creste de intersecţie s-a produs foarte rapid.

Versantul drept al bazinului Gilort în sectorul piemontan este ocupat de Gruiurile Jiului, culmi prelungi cu o înclinare generală de la nord-vest spre sud-est ce se desfăşoară între valea Cioianei în nord şi confluenţa Jiului cu Gilortul în sud. Versanţii văilor ce fragmentează Gruiurile Jiului (Valea lui Câine, Groşerea, Sterpoaia, valea Purcarului, valea Socului) sunt intens afectaţi de procese de modelare actuală astfel încât albiile văilor sunt înecate în aluviuni.

Versantul stâng al bazinului Gilort se înscrie în cadrul Dealurilor Amaradiei, parte a Podişul Olteţului. Mişcările neotectonice şi agenţii de modelare au scos la zi depozitele romaniene sub forma unei fâşii ce se desfăşoară de la confluenţa pârâului Vladimir cu Gilortul până la nord-est de Tg. Cărbuneşti, unde atinge dezvoltarea maximă. Faciesul predominant argilos al formaţiunilor romaniene, impune declanşarea unor alunecări recente pe versanţii despăduriţi ai văilor Vladimir, Boziana, Tudoreasa, Valea Mare, Ştefăneşti iar relieful dezvoltat pe nisipuri şi pietrişuri pleistocene din apropierea culoarului de vale al Gilortului este afectat de ravenare (versantul stâng) şi prăbuşiri cu râpe de mari dimensiuni (versantul drept).

1.3. Scurt istoric al cercetărilor

Bazinului hidrografic Gilort nu i-a fost dedicat un studiu geomorfologic unitar dar cercetarea unităţilor de relief mai mari în care se încadrează acesta sau numai a anumitor aspecte geomorfologice s-a materializat în elaborarea unor studii de-a lungul timpului. Studiile şi cercetările geomorfologice sunt destinate în general unităţilor de relief pe care se grefează bazinul Gilort: Masivul Parâng, Subcarpaţii Getici, Piemontul Getic sau anumitor aspecte morfologice care sunt urmărite pe două sau mai multe unităţi de relief sau la contactul dintre acestea. Primele lucrări care abordează şi aspecte geomorfologice ale masivului Parâng au fost cele ale lui P. Lehmann (1881, 1885, 1905), G. Munteanu-Murgoci (1898, 1899, 1907), L. Mrazec (1899, 1904), S. Puchleitner (1901), Emm. de Martonne (1899, 1900, 1901, 1902, 1903, 1904, 1905, 1906, 1907, 1914), Th. Kräutner (1929). Masivul Parâng a fost cercetat de Emm. de Martonne (1898-1900, 1906) care publică studii privitoare la morfologia glaciară din circurile Găuri şi Câlcescu (1900), perioadele glaciare din Carpaţii Meridionali (1900), analize asupra sedimentelor din lacul Câlcescu (1900, împreună cu G. Munteanu-Murgoci) şi teza de doctorat asupra evoluţiei morfologice a Alpilor Transilvaniei (1907) în care sunt abordate - inclusiv pentru masivul Parâng - influenţele glaciare şi formele din zona culmilor înalte, văile transversale, extensiunea platformelor de nivelare, iar pentru zona subcarpatică din Oltenia sunt reliefate geneza, evoluţia şi raporturile dintre depresiunile şi dealurile subcarpatice şi problema teraselor în sectorul subcarpatic.

Ulterior acestei perioade de început pentru geomorfologia românească au apărut şi alte studii geomorfologice cu referire la masivul Parâng: I. Sîrcu şi V. Sficlea (1956), Silvia Iancu (1958, 1961, 1963, 1970), Gh. Niculescu, E. Nedelcu, Silvia Iancu (1960), Silvia Lupu şi I. Ilie (1963), Gh. Niculescu (1973, 1997, 2007), P. Urdea (2000), F. Vuia (2003).

Lucrări ce vizează aspecte geomorfologice din Subcarpaţii Olteniei au elaborat I.D. Ilie (1952, 1964), L. Badea (1961, 1966, 1967, 1970, 2007), Al. Roşu (1961, 1967), I. Ilie (1972), M. Ielenicz (1980), Mihaela Dinu (1999), N. Muică (1998, 2000), N. Popescu (2000), iar studii privind relieful piemontan de la vest de Olt au elaborat Al. Roşu (1956), Al. Şchiopoiu (1982), N. Popescu (1986), N. Aur (1996), R. Stroe (2003), S. Boengiu (2005) etc.

Lucrări geologice cu referire la diferite regiuni ale Parângului au elaborat: G. Munteanu-Murgoci (1898, 1899, 1907), L. Mrazec (1899, 1904), I. Popescu-Voiteşti (1925, 1934), G. Pauliuc (1937), Şt. Ghica-Budeşti (1939, 1940), Al. Codarcea (1940), G.M. Filipescu (1942), L. Pavelescu şi M. Pavelescu (1964), M. Trifulescu (1964), A. Dragomir şi V. Arsenescu (1965) etc. iar cele cu referire la Subcarpaţii Olteniei şi la Piemontul Getic au fost semnate de: Gr. Ştefănescu (1894), L. Mrazec (1900), G. Munteanu-Murgoci (1907), G.M. Filipescu (1942), N. Oncescu (1951), Gr. Popescu (1955), I.C. Motaş (1955), M. Tudor (1955), D. Oancea şi colab. (1955), I. Huică (1965, 1977), I Huică şi I. Ilie (1967), I.P. Ionescu Argetoaia (1915, 1918), E. Liteanu şi T. Brandrabur (1957), Ecaterina Schoverth, M. Feru, Venera Şerbănescu (1963), E. Liteanu şi C. Ghenea (1966), I. Pană, C. Enache, I. Andreescu (1981), C. Enache şi A. Popescu (2001), P. Enciu (2007), etc.

Anumite aspecte geomorfologice urmărite sintetic şi unitar pe mai multe trepte de relief (văile transversale, terasele, suprafeţele de nivelare, contactul unităţilor geomorfologice cu regiunile limitrofe, riscul geomorfologic etc.) s-au constituit în sinteze care ne-au sprijinit în demersul nostru. Ele au fost elaborate de: N. Orghidan (1969), L. Badea (1970), I.D. Ilie (1973), Gr. Posea, N.Popescu, M. Ielenicz (1974), D. Bălteanu, Mihaela Dinu, A.Cioacă (1989), M. Grigore (1990, 1998), M. Ielenicz (1993, 1997, 2001), Florina Grecu, Laura Comănescu (1997), V. Surdeanu (1998), Gr. Posea (2002), Florina Grecu (2006) etc.

9

CAPITOLUL 2. CARACTERISTICI GEOLOGICE ŞI EVOLUŢIA PALEOGEOMORFOLOGICĂ

2.1. Geologia şi evoluţia paleogeomorfologică în sectorul montan al bazinului Gilort

2.1.1. Elemente de litologie în sectorul montan al bazinului Gilort

Fundamentul cristalin al Autohtonului danubian. Sectorul muntos aferent bazinului Gilortului este ocupat în cea mai mare parte de formaţiunile din Autohtonul Danubian (planşa 1, fig.2.1).

Gilortul şi alţi câţiva afluenţi mai mici (Romanu, Pleşcoaia, Setea Mică), izvorăsc de pe clina sudică a Parângului, din magmatite paleozoice în facies gnaisic, denumite roci granitice de tip Parâng (Pauliuc G., 1937) şi acoperite sporadic de depozite glaciare. Aceste roci granitice străbat seria de Drăgşan pe aliniamentul vârfurilor Parângul Mare – Gruiu – Pâcleşa – Ieşu - Setea Mare – Mohoru – Urdele - Dengheru.

Compoziţia granitoidelor gnaisice variază de la granite potasice la granodiorite şi diorite cuarţifere cu textură gnaisică. Mineralele sunt în general zdrobite, deformate mecanic, textura gnaisică reprezentând granite milonitice recristalizate.

Cursurile respective de apă, traversează apoi o bandă îngustă de 600 – 800 m lăţime, formată din amfibolite aparţinând seriei cristaline de Drăgşan, de vârstă proterozoică. Complexul amfibolitic formează o zonă continuă în direcţia est-vest, între vârful Tărtărău şi vârfurile Păpuşa şi Galbenu. Spre sud, urmează o bandă de 1 – 2 km lăţime formată din complexul şisturilor cristaline clorito-sericitoase care constituie partea superioară a seriei de Drăgşan, de vârstă cambrian-ordoviciană cu şisturi clorito-sericitoase cuarţitice în vest şi intercalaţii de şisturi verzi tufogene pe aliniamentul vârfurilor Daltău - Cioara - Muşetoaia (izvoarele Galbenului).

La sud de aceasta în cadrul seriei de Lainici – Păiuş apar din nou rocile granitice în facies gnaisic (granitul de Şuşiţa) care formează o bandă continuă orientată de asemenea vest – est, de aproape 5,5 km lăţime (aliniamentul vf. Muncel – vf. Zănoaga), după care sunt traversate şisturile cristaline din seria de Lainici – Păiuş (aliniamentul Stănceşti Larga – vf. Cerbu) străbătute în sud de granitoide de Tismana (aliniamentul Stănceşti Larga – vf. Frunţi – Ţancurile Pleşii). Injecţiile filoniene din masa granitică în şisturi producând prin procese de metasomatoză, migmatizarea acestora la contactul cu granitele. Întregul complex de roci cristaline din seria de Lainici – Păiuş, migmatitele şi granitele (care ocupă spaţii mai mari spre sud) are o lăţime de 8 – 11 km.

Foto 2.1 Profile geologice în sectorul montan al bazinului Gilort

Corpurile granitoide se dispun în concluzie pe trei aliniamente:

• Vf. Parângul Mare –Vf. Ieşu – Vf. Setea - Vf. Mohoru – vf. Dengheru, unde apar granitoide în facies gnaisic în alternanţa cu granitoide masive (în partea centrală a culmii principale) care străbat seria cristalină de Drăgşan (foto 2.1);

10

• Valea Şuşiţa - Sadu – vf. Nedeiu, ce poate fi urmărit din Valea Susenilor (M. Vâlcan) prin Defileul Jiului până în Valea Olteţului şi cuprinde corpul plutonic Şuşiţa (Γ), intrus concordant în seria cristalină de Lainci – Păiuş; Acesta este constituit predominant din granodiorite, adamelite şi granite. Rocile cristaline din jurul corpului granitoid sunt migmatizate, • Stănceşti Larga –Cărpiniş - Novaci - Valea Olteţului, unde apar mai multe corpuri magmatice printre care cele de Novaci şi Cărpiniş (granitul de Novaci - Trifulescu M. şi colab., 1964) şi granite de tip Tismana (γ). Pe aceste granite de tip Tismana, la sud de vf. Măgurii (1161 m), pe interfluviu Gilort – Galbenu, apar cele mai extinse suprafeţe cu gruss (arenă granitică) din bazinul Gilort (foto 2.2) ca urmare a dezagregării rocilor sub acţiunea complexă a insolaţiei, gelivaţiei şi a forţelor de cristalizare a soluţiilor care circulă prin fisuri.

Foto 2.1 Granite şi granitoide masive ,,de tip Parâng’’ în partea centrală masivului

Foto 2.2 Martori de eroziune de natură petrografică (granite) şi arenă granitică (gruss)

rezultată în urma dezagregării granitelor de tip Tismana

Învelişul sedimentar al Autohtonului danubian a fost în mare parte îndepărtat prin eroziune, păstrându-se numai unele petice la nord de localitatea Cernădia între Valea Gilorţel şi Valea Cernăzioara şi pe Valea Galbenu la nord de localitatea Baia de Fier, formate din depozite jurasice şi cretacice. Jurasicului inferior (Liasic) îi aparţine formaţiunea de la Cernădia alcătuită din gresii cuarţitice, arcoze, şisturi argiloase aşezate monoclinal şi transgresiv pe fundament (Huică I., 1965). Tot liasicului îi aparţin două petice între Crasna şi Stănceşti constituite din microconglomerate, gresii şi şisturi argiloase cu mineralizaţii şi cărbuni, având caracter transgresiv şi corespunzând foarte probabil formaţiunii de Schela prinsă în cutarea kimmerică nouă (Sbierea Al., 1962). Jurasicului mediu (Dogger) îi sunt atribuite calcarele inferiore de la Baia de Fier care au în bază gresii calcaroase cenuşii gălbui dure (Huică I., 1965). Jurasicul superior (Malm) – Cretacicul inferior, apare la nord de Cernădia, între valea Gilortului şi Cernăzioara, apărând transgresiv pe aliniamentul Baia de Fier - Polovragi şi este reprezentat prin calcare albe masive iar la Baia de Fier prin, în parte recristalizate, în masa cărora se găsesc frecvente suprafeţe de alunecare şi zone brecifiate, ca urmare a presiunii la care au fost supuse de Pânza Getică ce le-a acoperit înainte de a fi erodată (Codarcea Al., 1966). Grosimea stratelor atinge 350 m, Peştera Muierilor fiind dezvoltată pe patru nivele în cadrul acestor roci sedimentare tithonice. Cretacicul superior cuprinzând numai etajele Turonian – Senonian, încheie formaţiunile mezozoice cu depozite de tip wildfliş, alcătuite dintr-o masă predominant argiloasă, în care şisturile calcarose şi gresiile sunt cu totul subordonate (Huică I., 1961; Codarcea Al. şi Drăghici C., 1966). Le întâlnim între valea Gilorţelului şi valea Olteţului. Depozitele de wildfliş cuprind argile cu blocuri exotice de calcare, cu un grad avansat de tectonizare din aceeaşi cauză ca şi depozitele anterioare. Sarmaţianul superior are caracter transgresiv. Transgresiunea sarmaţiană depune la bordura Parângului depozite formate din pietrişuri, nisipuri grosiere, depozite conglomeratice întâlnite deasupra depresiunii Novaci pe văile Scăriţa, Gilorţel, Hirişeşti, Aniniş şi pe valea Crasna. Modelarea ulterioară a făcut ca aceste depozite să fie înălţate şi să apară ca o prispă în care ulterior a fost sculptată suprafaţa Gornoviţa. În prezent depozitele sarmaţiene le întâlnim în sudul Parângului până la altitudinea de 970 m, pe interfluviul dintre văile Hirişeşti şi Aniniş. Structura depozitelor descrise este pusă în evidenţă în nordul localităţii Baia de Fier, unde peste cristalinul care apare în talvegul

11

râului Galbenu stau calcarele jurasice iar transgresiv peste aceste formaţiuni se află marnele tortoniene cu Globigerine şi conglomeratele sarmaţiene. La sfârşitul sarmaţianului masivul Parâng intră în regim de modelare subaeriană, depozitele cuaternare fiind de tip continental (fluviatile, glaciare, lacustre).

2.1.2. Particularităţi tectonice şi implicaţii structurale în configuraţia orografică a bazinului Gilort

Activitatea tectonică începută încă din precambrian a afectat atât cristalinul getic cât şi pe cel danubian din Parâng. În paleozoicul inferior concomitent orogenezei caledoniene sunt puse în loc masivele de roci granitoide (Pavelescu L., 1964). Faza continentală, post-caledoniană duce la îndepărtarea unei părţi din cristalin situat deasupra acestora. Ulterior, la nivelul sectorului central al Carpaţilor Meridionali, în care se înscrie şi Masivul Parâng, structura geologică este rezultatul a două sisteme majore de cutare. Iniţial, dislocaţiile mai vechi datorate mişcărilor hercinice (carbonifer - permian) au cutat fundamentul cristalino-granitic al Autohtonului Danubian şi au antrenat în mişcare atât formaţiunile de Schela (carboniferul superior) cât şi formaţiunile mai vechi de Tulişa (silurian-carboniferul superior). Şisturile cristaline ale seriilor de Lainici-Păiuş şi Drăgşan ce aparţin Autohtonului Danubian, prezente pe versantul sudic al Parângului, au fost astfel cutate şi metamorfozate în timpul acestor dislocaţii. Seria de Lainici – Păiuş este sincronă astfel cu seria de Drăgşan (Pavelescu L., 1964) Ulterior mişcărilor hercinice, în timpul epocii carpatice, o a doua categorie de dislocaţii în care fundamentul Autohtonului Danubian a fost mai puţin antrenat modifică radical cuvertura sedimentară a acestuia în cadrul şariajului getic (cretacicul mediu). Datorită presiunii exercitate de masa cristalinului getic, sedimentarul autohton a suferit o încreţire intensă care a generat o serie de cute strânse cu planul de vergenţă ce înclină spre sud sau uneori sub formă de cute culcate, formând duplicaţii. În alte zone, sedimentarul a fost dezrădăcinat şi antrenat în baza Pânzei Getice sub forma unor klippe (lame) de rabotaj (petice de împingere) antrenate în lungul suprafeţelor de şariaj (Bercia I. şi colab., 1968). Înaintarea cristalinului getic sub forma unei pânze de şariaj de mare amploare peste cristalinul danubian a avut loc de fapt în două etape: cretacic mediu şi cretacic superior (Codarcea Al., 1940). În timp geologic, prin denudarea Pânzei Getice, Autohtonul Danubian a fost pus în evidenţă sub forma unei semiferestre ce cuprinde şi partea sudică şi centrală a Masivului Parâng. Cristalinul Autohtonului Danubian este reprezentată de două unităţi principale ce prezintă o structură anticlinală: compartimentul nordic constituit din seria de Drăgşan străbătută de granitoidele de Parâng şi compartimentul sudic, alcătuit din şisturile cristaline de Lainici-Păiuş străbătute de granitoidele de Şuşiţa şi granitele de Tismana. Aceste compartimente sunt separate de o dislocaţie puternică ce poate fi urmărită în partea superioară a bazinului Gilort pe direcţia E-V. În lungul acestei dislocaţii, al cărei plan înclină spre nord, compartimentul seriei de Drăgşan a fost ridicat şi împins peste compartimentul seriei de Lainici – Păiuş (Pavelescu L. şi colab., 1964). La contactul dintre cele două compartimente se înscrie un sinclinal cu direcţia SV – NE marcat de roci intens metamorfozate (brecii, milonite, diaftorite etc.). Tectonica internă a cristalinului danubian este rezultatul tuturor fazelor orogenetice care s-au succedat. Direcţia dominantă a cutelor este SV – NE, uneori sub formă de arce de cerc cu concavitatea spre sud. În cadrul şisturilor verzi ce aparţin seriei de Drăgşan apar o serie de microcute perpendiculare pe direcţia tectonică dominantă (SV - NE). Liniile tectonice din sud formează în general cu această direcţie un unghi ascuţit. Liniile tectonice ale rocilor granitoide corespund pe versantul sudic al Parângului cu cele ale şisturilor cristaline (Pauliuc G., 1937). Pe culmea principală, alcătuită din roci granitoide se înscrie un anticlinal al cărui ax poate fi urmărit pe versantul sudic între vf. Parângul Mare şi Vf. Mohoru iar în consecinţă circurile glaciare din bazinul superior al Gilortului sunt obsecvente, cu pereţii afectaţi intens de gelivaţie. Între vârful Muşetoaia şi vârful Păpuşa, culmea principală corespunde unui sinclinal alcătuit din roci amfibolitice (Ghica-Budeşti Şt., 1932) în cadrul căruia a fost sculptat şi circul complex Galbenu. Cuvertura sedimentară din sudul sectorului montan al bazinului Gilort prezintă diferenţieri tectonice: Microconglomeratele, gresiile şi şisturile argiloase dintre Stănceşti şi Crasna şi care aparţin liasicului vin în contact cu cristalinul danubian de-a lungul unei falii cu cădere spre nord care prezintă înclinări de 450 astfel încât sedimentele sunt prinse sub şisturile de Lainici - Păiuş şi granitele de Tismana (Dragomir N., Arsenescu V., 1965) iar uneori acestea apar în fereastră de sub seria de Lainici – Păiuş ca pe interfluviu dintre Amaradia Pietroasă şi valea Stănceşti (afluent al Gilortului) (Huică I., 1964). Calcarele masive jurasic superior – cretacic inferior din Cheile Olteţului formează un sinclinal cu direcţia NE – SV (Huică I., 1965). Tectonica terţiară are în special caracter epirogenetic ceea ce a condus la succesiunea fazelor emerse cu transgresiuni de amploare diferită. În cadrul fazelor savică, stirică şi attică au fost reluate unele din liniile tectonice anterioare (ca de exemplu faliile cu direcţia V - E de la contactul celor două serii de şisturi cristaline în lungul căreia compartimentul nordic se înalţă faţă de cel sudic) iar în faza valahă are loc înălţarea în bloc a spaţiului carpatic. În sudul Parângului orientarea faliilor păstrează direcţia NE – SV în majoritatea situaţiilor: pe aliniamentul dintre cristalin şi formaţiunea de Schela (sectorul Valea Mare – Drăgoieşti - Crasna sat); la contactul dintre calcarele jurasic-cretacice şi marnele şi pietrişurile sarmaţiene dintre văile Rudi şi Cernăzioara; la contactul dintre calcarele de la ieşirea din Cheile Olteţului şi conglomeratele şi marnocalcarele din cretacicul mediu (Huică I., Ilie I., 1967). O altă orientare a faliilor din sudul Parângului este dată de direcţia E – V, direcţie pe care se realizează denivelări mai mari de 100 m şi pe care se înscriu contactul dintre pietrişurile şi nisipurile sarmaţiene şi depozitele meoţiene din axul depresiunii sinclinale Novaci (aliniamentul Cărpiniş – Aniniş; nordul localităţilor Novaci, Cernădia şi Baia de Fier) (Sbierea A., 1962; Huică I. şi Ilie I., 1967). În sudul Parângului există şi falii transversale, orientate N – S, care au produs fragmentare în blocuri în timpul mişcărilor tectonice terţiare.

2.1.3. Evoluţia paleogeomorfologică a Masivului Parâng

Relieful actual al Masivului Parâng este rezultatul unei îndelungate evoluţii a geosinclinalului carpatic marcată de alternanţa fazelor orogenetice cu cele de calm tectonic sau cu mişcări epirogenetice. Subordonat acestora în timpul fazelor marine se formează prin litogeneză cuvertura sedimentară în alternanţă cu fazele continentale în care predomină gliptogeneza şi în care unitatea montană este puternic fragmentată şi nivelată de către agenţii externi. Ieşirea la suprafaţă, ridicarea şi alunecarea Pânzei Getice peste Autohtonul Danubian, s-au consolidat, desăvârşindu-se şariajul carpatic, la sfârşitul cretacicului în faza laramică a orogenezei alpine. Relieful creat anterior evenimentelor de la sfârşitul cretacicului are un caracter fosil, exumat, în timp ce după desăvârşirea şariajului Pânzei Getice peste Autohtonul Danubian începe o etapă nouă, de modelare a reliefului actual. Fragmente ale suprafeţelor de modelare fosile post – caledoniană şi post – hercinică sunt semnalate în partea de vest a Parângului, între vârfurile Pietriceaua şi Sapa respectiv în partea nord-estică a masivului între vârfurile Turcinu şi Fratoşteanu (Iancu Silvia, 1970). În

12

condiţiile unui climat subarid şi în lipsa unei vegetaţii care să favorizeze descompunerea chimică, procesele morfogenetice care au dus la formarea suprafeţelor de modelare post - caledoniene au fost dezagregarea fizică, şiroirea şi deflaţia. În etapa post – hercinică modelarea se desfăşoară în condiţiile generale ale unui climat subtropical şi în prezenţa învelişului vegetal (Bauling H., 1952). Etapa gliptogenetică post-hercinică durează până în Jurasicul inferior, când o nouă fază marină afectează sudul Parângului. Fazele orogenetice ce s-au succedat în Parâng ulterior formării acestor suprafeţe de modelare devenite fosile au dus la deformarea şi fragmentarea acestora astfel încât în prezent el ocupă o suprafaţă foarte restrânsă. Concomitent cu ridicarea zonei carpatice, între aceasta şi platforma getică, s-a format o avanfosă, a Depresiunii Getice. În acest moment, începe o fază gliptogenetică în Carpaţii Meridionali în timp ce Depresiunea Getică este afectată de o fază litogenetică. În Carpaţii Meridionali denudarea devine tot mai activă pe măsura ridicării catenei muntoase, cu formarea de platforme în epocile de linişte tectonică şi de înaintare a cursurilor de apă spre nord şi adâncirea acestora, în epocile de intensificare a ridicării. În epocile de diminuare a procesului de ridicare sau chiar de stagnare a acestuia, gliptogeneza s-a manifestat prin realizarea unor suprafeţe de netezire, Borăscu, Râul Şes şi Gornoviţa. Aceste suprafeţe nivelate care pot fi observate astăzi în zona muntoasă, s-au format ca nişte platforme litorale, transformate prin ridicare izostatică sau prin subsidenţă în avanfosă, în platouri mai mult sau mai puţin înalte, ulterior fragmentate în epocile de intensificare a ridicării şi deci a eroziunii verticale. Epocile de intensificare a ridicării (fazele pireneană, helvetică, savică, stirică veche şi stirică nouă pentru platformele Borăscu şi Râu Şes şi attică şi valahă pentru platforma Gornoviţa) s-au caracterizat prin intensificarea eroziunii verticale, adâncirea talvegurilor apelor curgătoare şi creşterea volumului de material dislocat şi transportat în avanfosă. În sectorul superior al bazinului Gilortului, o importanţă deosebită o are ultimul ciclu geomorfologic, corespunzător suprafeţei de nivelare Gornoviţa. În definitivarea acestei suprafeţe de eroziune, un rol important l-a avut transgresiunea spre nord a formaţiunilor sarmaţiene, care a determinat intensificarea eroziunii laterale (Badea, 1967).

2.2. Geologia şi evoluţia paleogeomorfologică în sectorul subcarpatic şi piemontan al bazinului Gilort

2.2.1. Elemente litologice, particularităţi tectonice şi implicaţii structurale în sectorul subcarpatic şi piemontan al bazinului Gilort

Fig. 2.3 Profile geologice în

sectorul subcarpatic al bazinului Gilort

În bazinul hidrografic al

Gilortului, depozitele din zona subcarpatică se aştern peste depozitele cristalino-mezozoice din fundament, începând cu cele eocene (fig.2.3). La Băile Săcelu, în talvegul şi pe versanţii văii Blahniţa, apar conglomerate cenuşii cu matrice argilo-nisipoasă, cu elemente din cristalin, gresii, argilite negre şi roci eruptive. Gr. Ştefănescu (1884) le considera eocene, Gh. Murgoci (1908) pe baza a numeroşi numuliţi şi orbitoizi, le considera tot eocene iar I. Popescu-Voiteşti (1935) le-a echivalat cu conglomerate burdigaliene. Incertitudinea vârstei constă în faptul că numuliţii pot fi remaniaţi, ca în alte depozite acvitaniene care remaniază resturi organice din depozite eocene. Depozitele badeniene sunt în general acoperite de depozitele sarmaţiene transgresive care ajung să stea direct peste cele cristalino-mezozoice cu excepţia unei mici

enclave de la est de Novaci, unde apar depozitele badeniene în care a fost stabilită coloana stratgrafică prezentată în figura 2.4 (Zberea şi colab., 1981). Badenianul este semnalat şi în vestul localităţii Cernădia, unde se găsesc brecii care reprezintă cele mai vechi depozite terţiare din sudul Parângului. Badenianul inferior este reprezentat de conglomerate brecioase pe văile Cernădia şi Cernăzioara care se găsesc depuse în excavaţiile calcarelor jurasice, urmate de conglomerate de mici dimensiuni şi marne cu globigerine (Popescu Gr., 1955).

Badenianul superior este prezent pe dealul Pleşa şi valea Cernăzioara prin calcare, pe valea Rudi şi Gilorţelul Mare prin marne compacte iar pe valea Scăriţa prin nisipuri, calcare friabile şi marne compacte care se dispun transgresiv peste cristalinul autohton (Popescu Gr., 1955; Tudor M., 1955). Sarmaţianul inferior şi mediu este reprezentat în nordul ulucului depresionar subcarpatic prin depozite de marne şi pietrişuri mărunte pe văile Cernăzioara, Aniniş şi în perimetrul satului Novacii Ungureni (Popescu Gr., 1955; Tudor M., 1955).

13

Foto 2.3 Conglomerate cenuşii de Săcelu

cu elemente din cristalin, gresii şi roci eruptive

Depozite badeniene formate din marne nisipoase cu intercalaţii subţiri de pietrişuri şi calcare fosilifere mai sunt semnalate pe pârâul Scăriţa afluent pe stânga al Gilortului (cu care se uneşte la Novaci) şi pe valea Gilorţelului la est de Novaci (Mira Tudor, 1955). Badenianul mai apare în axul anticlinalului Ciocadia – Piţicu, unde este reprezentat prin argile şistoase

bituminose, cu concreţiuni şi lentile de marnocalcare grezoase cu Lithothamnium, continuate cu marne vineţii. Sarmaţianul dintre Crasna şi Cărpinişu stă transgresiv peste şisturile cristaline iar de acolo spre est până la marginea estică bazinului hidrografic al Gilortului stă peste roci granitoide. Depozitele sarmaţiene respective (foto 2.4) sunt reprezentate de pietrişuri slab

cimentate în care se intercalează nisipuri şi marne. Ele au fost cercetate la Cernădia, la est de Novaci şi la Polovragi. La sud de depresiunea Novaci, se conturează anticlinalul Ciuperceni – Ciocadia – Săcelu, în axul căruia la Săcelu apar conglomerate eocene urmate de depozitele badeniene descrise mai sus care apar în două aflorimente, peste care stau pe ambele flancuri depozitele sarmaţianului mediu, alcătuite din marne nisipoase, urmate de nisipuri şi pietrişuri.

Foto 2.4 Depozite sarmaţiene depuse transgresiv peste şisturile cristaline

pe bordura sudică a masivului Parâng (văile Gilorţel şi Scăriţa)

Depozitele care sunt atribuite

sarmaţianului superior reprezentate de marne fin stratificate, cu intercalaţii de nisipuri şi marne nisipoase, ocupă depresiunea Novaci şi sudul anticlinalului Ciocadia – Săcel (foto 2.5). Meoţianul este reprezentat de nisipuri şi marne nisipoase în care se intercalează pietrişuri cu faună salmastră tipică între care Dosinia maeotica, peste care urmează marne slab nisipoase cu intercalaţii de nisipuri peste care stau nisipuri cu faună dulcicolă cu Unio, Viviparus şi Radix, apoi un nivel grezos oolitic şi nisipuri din nou cu faună salmastră cu congerii.

Depozitele ponţiene ocupă o mare suprafaţă în Subcarpaţii Getici inclusiv în bazinul Gilortului, fiind alcătuite din marne cenuşi-albăstrui caracteristice, care trec treptat la marne nisipoase în care se intercalează nisipuri argiloase ce formează adevărate falune. Urmează marne şi argile uneori nisipoase şi nisipuri fosilifere.

Foto 2.5 Marne meoţiene în aria subcarpatică pe valea

Ciocadiei şi a Câlnicului Ponţianul ocupă de asemenea în afara

dealurilor de la nord de Scoarţa şi Bobu, versanţii văii Negoieşti şi văii Hârnea. Nisipurile părţii superioare a ponţianului cu grosimi de 25 – 30 m prezintă în aceste văi împreună cu nisipurile daciene care le acoperă multe procese de alunecare pe argilele vinete inferioare. Dacianul este prezent în continuarea depozitelor ponţiene între Scoarţa – Bobu – Bengeşti. Limita dintre Subcarpaţii Gorjului şi Piemontul Getic în bazinul Gilortului, începe de la Pojogeni pe Gilort continuându-se spre vest la limita dintre Dealul lui Bran şi Depresiunea Câmpul Mare iar spre est de la Albeni urmeză pârâul Hârnea până la Negoieşti. Dacianul apare la zi în regiune, de la limita cu ponţianul până la limita cu romanianul. Depozitele daciene de pe Valea Hârnea şi Giovria prezintă un

14

potenţial ridicat pentru declanşarea deplasărilor în masă, lucru evidenţiat în coloana litologică în Dealul Mare al Pruneştilor în apropiere de localitatea Albeni (foto 2.7, fig. 6.2). Limita între depozitele daciene care apar la zi şi cele romaniene începe de la Dealul lui Bran la vest, până în Dealul Negoesti la est. Depozitele romaniene, alcătuite din nisipuri cu câteva intercalaţii de lignit în sectorul nordic şi argile verzui sau gălbui, ocupa întregul teritoriu al bazinului Gilortului de la limita menţionată mai sus până la vărsare. Structura geologică a Subcarpaţilor Getici este rezultatul împingerii de către autohtonul danubian şi mai ales de către pânza getică. Aceste depozite paleozoice şi mezozoice, se afundă sub depozitele mai noi constituind fundamentul acestora. Depozitele acoperitoare paleogene, cutate şi faliate sunt devansate spre nord de cele neogene. Acestea din urmă s-au aşternut deci peste o structură cutată formată din depozitele paleogene, fiind la rândul lor cutate la sfârşitul pliocenului odată cu o nouă ridicare a Carpaţilor în faza valahă.

Foto 2.7 Formaţiunile daciene din Dealul

Pruneşti (bazinul Câlnic) cantonează nisipuri fine argiloase gălbui, argile

nisipoase şi argile vinete, lignit şi porţelanit cu impresiuni de Quercus

S-au format astfel începând de

la nord spre sud structuri paralele cu axa carpatică: sinclinalul Novaci – Huluba; anticlinalul faliat Bengeşti – Ciocadia - Săcelu; sinclinalul Bolovanul; anticlinalul faliat Negoieşti. Cele mai importante depozite cuaternare sunt depunerile aluvionare de terase şi lunci. Peste pietrişuri, în culmile dealurilor urmează depozite prăfoase-argiloase gălbui, de tip loessoid, atribuite Pleistocenului mediu. Pe rama de nord a Depresiunii Getice, pleistocenul inferior este alcătuit din pietrişuri cu stratificaţie torenţială, depozite rămase sub formă de petice mai mult sau mai puţin extinse pe culmi, cu grosimi de 2 – 5 m. Astfel de depozite se întâlnesc pe dealul Bălanilor la NV de Tg. Jiu, pe dealul Bălăneşti, pe dealul Voiteşti, între Glodeni şi Muşeteşti.

Depozitele pleistocenului mediu sunt reprezentate prin prafuri argiloase, loessoide, care trec uneori la argile nisipoase. Culoarea acestor depozite cu grosimi de 5 – 10 m este în general roşcată. S-au mai separat ca aparţinând pleistocenului mediu, depozite prăfoase nisipoase loessoide, uneori cu un conţinut mai ridicat de argilă. În aceste depozite se întâlnesc lentile de nisipuri grosiere şi pietrişuri mărunte. Pleistocenul superior este reprezentat prin depozitele terasei medii în special ale râurilor Jiu şi Gilort.

2.2.2. Evoluţia paleogeomorfologică a Subcarpaţilor Gorjului şi a Piemontului Getic în sectorul studiat

Avanfosa care a început sa se formeze la începutul neozoicului, cunoscută în literatura geologică şi geografică sub denumirea de Depresiunea Getică, cuprinde un prim ciclu de sedimentare începând cu eocen până în sarmaţianul timpuriu, când mişcările moldavice au afectat avanfosa, cutând depozitele anterioare (fig. 2.8).

Foto 2.8 Depozite nisipoase loessoide cu Viviparus bifarcinatus pe Valea lui Câine (Gruiurile Jiului)

Primul ciclu de sedimentare eocen, începe printr-

o puternică transgresiune. Mişcările moldavice au dus în acelaşi timp la încălecarea întregului ansamblu, constituit din formaţiuni cristalino-mezozoice şi cuvertura lor paleogen-miocenă, peste depozitele cristalino-mezozoice ale Platformei Valahe, contactul dintre ele formând o linie de încălecare cunoscută sub denumirea de „falia pericarpatică”. Această încălecare este privită ca un fenomen de subducţie (Săndulescu M., 1984). Ciclul de sedimentare următor, care este şi ultimul, începe în sarmaţianul mediu şi ţine până în pleistocen. Apele marine s-au extins treptat şi peste Platforma Valahă, astfel încât sedimentele depuse în continuare acoperă concomitent ambele domenii. Suita depozitelor sarmaţian-pliocene se aşterne transgresiv şi

discordant atât peste depozitele anterioare cutate ale Depresiunii Getice, cât şi peste formaţiunile mai vechi ale Platformei Valahe, acoperind falia pericarpatică, astfel încât, începând din sarmaţianul mediu, limita dintre depresiune şi platformă nu se poate trasa decât convenţional În pleistocenul inferior, ca urmare a continuării ridicării Carpaţilor Meridionali şi a stresului generat de această ridicare, asupra laturii de nord a Depresiunii Getice, între Bistriţa Vâlcii şi Gilort s-au continuat cutările din pliocenul superior, accentuând structura în două anticlinale paralele, determinând ridicarea cu o bombare largă în anticlinalul Slătioara – Săcel (L. Badea, 1967). Acelaşi fenomen a avut loc şi în Piemontul Getic prin cutarea slabă şi fracturarea depozitelor pliocene (fig. 2.8 şi 2.9).

15

360,42

27,3224,3124,2224,5026,6428,1130,7331,12

22,2714,39

8,666,645,514,512,641,260,270,05

63,84172,99

271,54

191,04

25,04

0 50 100 150 200 250 300 350 400

106-200200-300300-400400-500

500 - 600600 - 700700 - 800800 - 900

900 - 10001000 - 11001100 - 12001200 - 13001300 - 14001400 - 15001500 - 16001600 - 17001700 - 18001800 - 19001900 - 20002000 - 21002100 - 22002200 - 23002300 - 24002400 - 2518

trep

te h

ipso

met

rice

[m]

suprafaţa treptei hipsometrice [kmp]

CAPITOLUL 3. CARACTERISTICI MORFOMETRICE ŞI MORFOGRAFICE Pentru reprezentare şi interpretarea caracteristicilor morfometrice în bazinul Gilort, s-au folosit programele ArcView 3.2a şi

ArcGIS 9.2, CorelDraw şi Excel. Materialul primar este extras din hărţile topografice 1:25000, imagini satelitare şi observaţii din teren. Clasele de valori ale indicatorilor morfometrici sunt alese diferite ca număr în funcţie de caracteristicile morfometrice specifice care se doresc puse în evidenţă iar valorile acestora ţin cont de salturile semnificative în şirul de valori (prin utilizarea funcţiei ,,Classify – Natural Breaks”) şi de anumite aspecte morfometrice considerate importante. În scopul obţinerii unei interpretării facile, hărţilor morfometrice li s- au adăugat toponime şi reţeaua hidrografică (care s-a păstrat până la ordinul 1 inclusiv, doar în cazul hărţii densităţii fragmentării).

Hărţile morfometrice realizate prin utilizarea unor indici numerici, cantitativi ai reliefului permit formularea unor aprecieri privind raportul altimetric dintre diferite trepte morfologice şi gruparea generalizată a acestora, evidenţierea sectoarelor cu cele mai favorabile condiţii de pantă şi energie de relief pentru declanşarea proceselor actuale, stadiul la care a ajuns evoluţia reliefului privită din punct de vedere al gradului de fragmentare orizontală şi verticală a formelor de relief (Grigore M., 1979).

3.1. Hipsometria

Dispoziţia etajată de la nord la sud a reliefului bazinului hidrografic Gilort este relevată pe harta hipsometrică (planşa 2) unde se diferenţiază 14 clase de valori hipsometrice între altitudinile extreme ale bazinului (106 m şi 2518 m). Bazinul Gilort se desfăşoară astfel între vârful Parângu Mare (cota altimetrică maximă din unitatea montană Parâng-Cindrel şi cel mai înalt vârf de la vest de Olt) şi 106 m (confluenţa Gilortului cu Jiul la sud de Capu Dealului). Limita dintre sectorul montan şi cel subcarpatic corespunde în general altitudinii de 500 600 m şi trece pe la nord de localităţile Baia de Fier, Novaci, Hirişeşti, Aniniş, Cărpinişi, Crasna, Stănceşti Larga. Diferenţa mare de nivel de 2412 m pentru întreg bazinul sau de circa 1950 m pentru munte explică potenţialul erozional ridicat şi dinamica proceselor actuale.

Harta hipsometrică (planşa 2) evidenţiază pentru sectorul montan un număr de nouă intervale de valori hipsometrice cu amplitudinea de 200 m, dispuse de la 600 m (altitudinea gruiurilor submontane) până la 2518 m altitudinea maximă a masivului Parâng.

Fig. 3.3 Histograma treptelor hipsometrice în bazinul

Gilort

Din analiza diagramei circulare a treptelor hipsometrice şi procentul de reprezentare în cadrul bazinului (fig. 3.1) şi a hipsogramei prezentate în fig. 3.2, rezultă că cea mai mare pondere din suprafaţa întregului sector montan (342 km2) o deţin treptele hipsometrice cuprinse între 600 şi 1600m (circa 85,6%) în timp ce altitudinilor mai mari de 1600 m le revine circa 14,4% din sectorul montan. În extremitatea nordică a sectorului montan al Gilortului care se încadrează munţilor înalţi, o suprafaţă de aproximativ 873 ha are altitudini de peste 2000m, ceea ce reprezintă numai 2,83% din suprafaţa sectorului montan sau 0,64% din suprafaţa întregului bazin. Pentru harta hipsometrică a bazinului Gilort (planşa 2) am considerat în sectoarele subcarpatic şi piemontan un număr de cinci clase de valori hipsometrice alese pentru aceste sectoare la intervale de 100 m. Acestea se succed descrescător de la nord

la sud şi de la vest şi est către culoarul Gilortului care ocupă o poziţie centrală în sectorul piemontan. Treapta hipsometrică de 200-300 m ocupă cea mai mare suprafaţă din cadrul bazinului Gilort (360 km2 respectiv 26,35%) şi încadrează cea mai mare parte a depresiunii subcarpatice intracolinare (circa 72% din aceasta) şi cea mai mare parte a versanţilor dealurilor piemontane.

O vedere grafică sintetică a corelaţiei treptelor hipsometrice cu suprafeţele ocupate se realizează cu ajutorul curbei hipsometrice prezentate în fig. 3.3, care, pentru acurateţea descrierii, a necesitat o reclasificare uniformă a hipsometriei optându se pentru clase de 100 m. În concluzie din suprafaţa bazinului Gilort de 1358 km2, cea mai mare pondere o deţine treapta hipsometrică de 200-300 m (26,35% din suprafaţa bazinului) ce corespunde dealurilor piemontane şi celei mai mari părţi din depresiunea intracolinară supcarpatică, urmată de treapta de 300-400 m (19,85% din bazin) corespunzătoare ariei subcarpatice joase (partea nordică a depresiunii intracolinare). Gilortul prezintă cel mai extins culoar de vale dintre toţi afluenţii Jiului (circa 191 km2). În sectorul montan, cea mai mare pondere o ocupă treapta de 1200-1400 m (circa 20% din acest sector), intervalul de 1200-1600 m în care se încadrează suprafaţa Râu Şes deţinând mai mult de 36% din bazinul montan.

3.2. Densitatea fragmentării reliefului

Prin calcularea densităţii fragmentării reliefului şi din analiza repartiţiei spaţiale a valorilor acesteia deducem particularităţi morfogenetice privind evoluţia reţelei hidrografice şi a sistemului de văi în corelaţie cu condiţiile litologico-structurale şi biopedoclimatice existente la nivel local. Analiza ne oferă un indiciu al organizării generaţiilor de văi în raport cu etapele de adâncire a reţelei principale şi cu individualizarea treptelor morfogenetice.

Densitatea fragmentării reliefului pentru bazinul Gilort are valori cuprinse între 0 km/kmp (pe suprafeţele interfluviilor sau pe podul terasei Câmpu Mare) şi 6,27 km/kmp (în circul glaciar Ieşu, justificată de configuraţia particulară şi de trăsăturile reţelei hidrografice grefată pe podeaua acestui circ). Valori foarte mari se înregistrează şi pe versanţii văilor, în zone cu o reţea torenţială foarte densă, favorizată de condiţiile litologice (bazinul Câlnic, Sterpoaia, Cocorova şi văile torenţiale ce debuşează în sectorul piemontan al culoarului de vale al Gilortului).

16

150 - 210; 5,70%

110 - 150; 19,28% 80 - 110; 19,80%

40 - 80; 18,89%

0 - 40; 19,80%

210 - 280; 5,25%

280 - 360; 5,18%360 - 470; 4,92% 470 - 665; 1,18%

Fig. 3.4 Ponderea densităţii fragmentării reliefului în bazinul Gilort

Valorile cele mai reduse ale densităţii fragmentării

reliefului (sub 1km/kmp) le revin 225,16 km2 respectiv 16,46% din suprafaţa bazinului şi se întâlnesc pe interfluviile care conservă fragmente ale suprafeţelor de nivelare Borăscu şi Râu Şes, local în cadrul depresiunii subcarpatice intracolinare, la confluenţa Gilortului cu Jiul în aria de subsidenţă de la Filiaşi. La ieşirea din munte densitatea fragmentării creşte (depăşind frecvent 4 km/kmp), fapt explicat printr un raport de confluenţă (Rc) mare (Ni/Ni+1) care la rândul său se justifică prin saltul în cadrul valorilor energiei de relief la contactul dintre unităţile morfostructurale vecine şi prin prezenţa rocilor friabile (depozite sarmaţiene) de la bordura zonei montane. Segmentele

de râu de ordine inferioare sunt astfel foarte numeroase pe pantele gruiurilor submontane, trecerea în aria depresionară corespunzând cu organizarea reţelei în segmente de ordin mai mare care sunt însă puţine ca număr şi au o lungime mai mare. Situaţia respectivă se repetă şi la contactul dintre Subcarpaţi şi dealurile piemontane.

Cele mai mari valori ale densităţii fragmentării reliefului (4,75-6,27 km/kmp) apar insular în bazinul Gilort (suprafaţa acestora este de 26,01 km2 iar ponderea de 1,90%). Intervalul respectiv îl regăsim local numai pe câteva văi torenţiale a căror versanţi sunt puternic afectaţi de ravenare şi torenţialitate. În cadrul circului glaciar Ieşu o reţea hidrografică densă de pâraie favorizată de numeroasele izvoare ce apar la baza pereţilor, meandrarea micilor cursuri de apă pe podeaua circului dispusă în trepte cvasiorizontale şi prezenţa torenţilor nivo-fluviali face posibilă înregistrarea valorii maxime a densităţii fragmentării pentru întregul bazin (6,27 km/kmp).

În concluzie în bazinul Gilort, valorile diverse înregistrate pentru densitatea fragmentării reliefului (0-6,27 km/kmp) indiferent de unitatea morfostructurală în care se regăsesc se justifică prin particularităţile morfogenetice ale fiecărei subunităţi (suprafeţe de nivelare, circuri glaciare, văi torenţiale cu versanţi puternic afectaţi de ravenare, arii depresionare, zone cu roci friabile etc.). Dacă în general în sectorul subcarpatic se înregistrează în medie valori mai mici de 2,25 km/kmp explicabile prin prezenţa unor extinse arii depresionare, în sectorul montan şi cel piemontan predomină intervalele de valori mari (2,75-4 km/kmp) datorate condiţiilor litologice şi energiei ridicate în zona montană, respectiv numeroşilor afluenţi torenţiali ce coboară pantele scurte şi relativ abrupte ale dealurilor piemontane şi subcarpatice (planşa 3).

3.3. Adâncimea fragmentării reliefului

Adâncimea fragmentării reliefului (energia reliefului) exprimă profunzimea până la care a ajuns eroziunea pe verticală fiind condiţionată de baza de eroziune generală sau locală, şi influenţată de condiţiile litologico-structurale. Harta energiei reliefului evidenţiază gradul de adâncire al reţelei de văi din care se deduce stadiul şi modul de evoluţie al acesteia (generaţiile de văi, intensitatea eroziunii, comportarea rocilor la eroziune fluviatilă, gradul de adaptare al văilor la structură etc.).

Fig. 3.7 Ponderea adâncimii fragmentării reliefului în bazinul Gilort

În sectorul montan al bazinului Gilort energia

reliefului înregistrează valori cuprinse între 55 m (pe valea Cărpiniş, la contactul cu Depresiunea Subcarpatică) şi 665 m (pe valea Romanu, sub vârful Mohoru – 2337 m). În sectorul subcarpatic şi piemontan al bazinului energia de relief are valori cuprinse între 3 m (culoarul de vale al Gilortului la confluenţa de la Ţânţăreni) şi 186 m (în dealurile subcarpatice mediane dintre Galbenu şi Gilort).

Cea mai mare pondere în clasele de valori ale adâncimii fragmentării având în acelaşi timp şi cele mai

reduse valori ale acesteia (sub 110 m), caracterizează depresiunile subcarpatice (ulucul depresionar subcarpatic şi depresiunea intracolinară) şi culoarul de vale al Gilortului. Aceste unităţi ocupă mai mult de 58,4% din suprafaţa bazinului, respectiv mai mult de 798 km2, ceea ce justifică ponderea mare a adâncimii fragmentării cu valori foarte mici. În cadrul acestui interval, cele mai mici valori ale energiei de relief, de sub 40 m corespund ariilor depresionare menţionate cu precizarea că în jumătatea inferioară a culoarului de vale energia de relief scade sub 20 m.

În continuare am analizat gradul de dependenţă şi legăturile cauzale între indicatorii morfometrici energia reliefului şi densitatea fragmentării la nivelul întregului bazin şi parţial pentru a se pune în evidenţă o corelare cât mai ridicată. În acest sens am reprezentat în coordonate xy toate cele 1520 de perechi de valori energie – densitate (AF, DF) şi am determinat ecuaţiile dreptelor de regresie liniară ca fiind DF = f(x) unde x = AF şi abaterile medii pătratice r2 ca fiind coeficienţii de determinare CD dintre energie şi densitate. CD= r2.

Valoarea r2*100 indică în procente câte valori y se pot explica pe baza variaţiei x, adică ce procent din valorile densităţii drenajului se explică prin valorile energiei de relief (CD – coeficient de determinare): � pentru întregul bazin Gilort am obţinut f(x) = 0,0014x + 2,1627; r2 = 0,0157 ceea ce semnifică CD = 1,6%. � pentru intervalul energiei reliefului cuprins între 0 200 m, unde s-a observat o corelaţie mai ridicată, s-a obţinut f(x) = 0,0098x +1,5449 ; r2 = 0,1196 iar coeficientul de determinare CD = 12%.

Pentru corelaţia DF AF s-a verificat semnificaţia globală a modelului de regresie liniară prin aplicarea testelor de statistică matematică Fischer şi Student.

Determinarea dintre cele două mărimi AF, DF s-a realizat folosindu se metoda regresiei liniare, ceea ce reprezintă o aproximare matematică, spre deosebire de realitate ce prezintă relaţie complexă la nivel litologic, la nivelul intervenţiei antropice, al dinamicii de versant, ş.a. De asemenea, în anumite cazuri în care intervine feed back ul sistemului, ambii indicatori DF şi AF pot fi indicator determinat cât şi indicator determinant.

Concluzia analizei gradului de dependenţă şi a legăturilor cauzale dintre adâncimea fragmentării şi densitatea fragmentării reliefului este că la nivelul întregului bazin Gilort nu se realizează o corelaţie între cei doi indicatori morfometrici datorită neomogenităţii

4,75 - 6,27; 1,90%4 - 4,75; 6,69%

3,25 - 4; 16,20%

2,75 - 3,25; 15,80%

0 - 0,5; 9,90%0,5 - 1; 6,56%

1 - 1,75; 16,26%

1,75 - 2,25; 12,13%2,25 - 2,75; 14,56%

17

bazinului, implicată de o morfogeneză complexă la care vârsta reliefului joacă un rol esenţial şi în acelaşi timp de condiţiile litologico-structurale de o mare diversitate. În schimb s-a putut pune în evidenţă o corelaţie de 12% în intervalul energiei de relief sub 200 m, ceea ce semnifică că o mare parte din suprafaţa bazinului (83%), respectiv 1142 km2 respectă această corelaţie.

3.4. Declivitatea

Din analiza hărţii pantelor (planşa 5) rezultă o diferenţiere netă între valorile declivităţii în sectorul montan al bazinului studiat şi cele înregistrate în dealurile subcarpatice şi piemontane. În general versanţii bazinului au valori ridicate de declivitate, circa 487 km2 (respectiv 35,82% din suprafaţa totală a bazinului) având declivitatea între 10-550.

Având în vedere ponderea însemnată în cadrul bazinului a ariilor depresionare (depresiunea subcarpatică, depresiunea intracolinară) şi a culoarului de vale al Gilortului precum şi extensiunea mare a teraselor în sectorul subcarpatic, procentul suprafeţelor cu pante mai mici de 300 depăşeşte 28% din suprafaţa bazinului.

Fig. 3.14 Curba pantelor şi ecuaţia aferentă

în bazinul Gilort

Pantele mari şi foarte mari, respectiv suprafeţele care depăşesc 280 însumează 44 km2 şi deţin 12,86% din sectorul montan al bazinului (3,27% din totalul acestuia). Acestea corespund versanţilor abrupţi din bazinul montan (atât în sectorul glaciar cât şi cel fluviatil), afectaţi de procese gravitaţionale, torenţialitate şi avalanşe (în zona înaltă), la ieşirea din munte fiind regăsite şi în cadrul reliefului dezvoltat pe calcare (cheile Galbenului, Cernăzioara, Rudi). Pantele respective mai sunt întâlnite şi la obârşia unor văi torenţiale din Subcarpaţi (Giovria, valea Fătului, Băneasa, Bucşana, Călugăreasa etc.) unde se formează mici circuri de obârşie în roci necoezive şi în zona râpelor de desprindere şi a versanţilor cuestici puternic afectaţi de ravenare (D. Pruneştilor, D. Burlani, vârful La Table etc.).

3.5. Expoziţia versanţilor

Expoziţia versanţilor în sectorul montan al bazinului Gilort este determinată de expoziţia versantului sudic al Parângului pe care se grefează bazinul Gilort. Acest lucru se răsfrânge şi în ponderea generală a expoziţiei în bazinul hidrografic, versanţii cu orientare nordică ocupând numai 4,83% din totalul bazinului, respectiv circa 66 km2 (fig.3.15). Subordonat orientării generale impusă de direcţia crestei

prncipale a Parângului avem expoziţia bazinelor hidrografice secundare, direcţia afluenţilor principali şi gradul de dezvoltare şi ramificare a reţelei hidrografice. Gilortul şi principalii săi afluenţi în sectorul montan (Galbenu, Mohoru, Romanu, Hirişeşti, Aniniş, Cărpiniş, Crasna, Valea Largă) prezintă o direcţie generală nord-sud şi bazine ramificate, astfel încât versanţii acestora au o expoziţie predominantă vestică şi sud-estică (planşa 6). Ca excepţie, cursul Gilortului în sectorul dintre confluenţele cu Măcăria şi Romanu, schimbă orientarea având o direcţie aproximativ vest-est ceea ce implică pentru versanţii din acest sector o orientare predominant nord, nord-est respectiv sud, sud-vest.

Fig. 3.15 Expoziţia versanţilor în bazinul Gilort Expoziţia versanţilor în partea superioară a sectorului

subcarpatic este condiţionată într o mai mică măsură de schimbarea direcţiei majorităţii râurilor la ieşirea din munte cu până la 450 având în vedere că această schimbare corespunde cu traseul râurilor în ulucul depresionar subcarpatic unde extensiunea suprafeţelor cvasiorizontale este semnificativă. La traversarea dealurilor subcarpatice mediane majoritatea râurilor au direcţia nord-sud ce implică dominanţa expoziţiilor vestică şi estică pentru versanţii din acest sector. Singurele excepţii sunt date de cursurile Galbenului şi Câlnicului care în sectorul subcarpatic au direcţia nord est – sud vest ceea ce implică pante cu orientare sud-vest respectiv nord-est. În sectorul piemontan al bazinului expoziţia versanţilor este condiţionată de culoarul larg de vale al Gilortului care se menţine pe direcţia nord-sud pe o distanţă de aproximativ 55 km. Astfel versanţii cu expoziţie vestică şi estică domină în acest sector (planşa 6).

Fig. 3.17 Orientarea versanţilor şi suprafaţa ocupată de aceştia în bazinul Gilort Durata insolaţiei condiţionată de expoziţia versanţilor este ridicată având în vedere că versanţii însoriţi şi semiînsoriţi ocupă

44,64% din suprafaţă în timp ce versanţii umbriţi şi semiumbriţi acoperă numai 29,18% (fig.3.16). Restul de 26,18% o reprezintă suprafeţele cvasiorizontale dată fiind ponderea mare a ariilor depresionare în bazinul studiat.

1,70%0,40% 0,03%0,0057%

27,61%

0,0002%

4,61%

7,97%

17,77%

36,58%

3,33%

y = -0,06x3 + 1,79x2 - 16,81x + 52,75

unde x = 1, 2, …,11conform claselor pantelor 0-5, 5-10, ..., peste 50

R2 = 0,9926

0%

5%

10%

15%

20%

25%

30%

35%

40%

0 - 5 5 -10 10 -15 15 - 20 20 - 25 25 - 30 30 - 35 35 - 40 40 - 45 45 - 50 peste50

clasele pantelor [grade]

SE; 10,26%

V; 12,06%S-V; 12,09%

S; 10,24%

suprafeţe cvasiorizontale;

26,18%

E; 10,68%

NV; 7,18%

N; 4,83%NE; 6,49%

versanţi [kmp]; 1009,87

suprafeţecvasiorizont[kmp]; 358,

140,41

146,04

88,8066,04

140,03

165,36

4,91

98,27

0,00

30,00

60,00

90,00

120,00

150,00

180,00N

NE

E

SE

S

S-V

NV

18

3.6. Masivitatea şi aerarea reliefului

Coeficientul de masivitate este un indicator morfometric al intensităţii fragmentării şi reprezintă raportul dintre altitudinea maximă şi altitudinea medie dintr un anumit areal. Acest coeficient creşte cu valorile declivităţii, fragmentării şi energiei reliefului. Se constată că cele mai mari valori ale indicilor de masivitate (1,39-1,62) le întâlnim pe marginea culoarului de vale al Gilortului şi la confluenţa pârâului Hârnea.

Fig. 3.18 Histograma indicelui de masivitate pentru bazinul Gilort

Valorile medii ale indicelui de masivitate (1,11-

1,29) se realizează pe întreaga suprafaţă a bazinului având cea mai mare pondere (circa 49% din suprafaţa bazinului). O pondere de 20,33% o deţin suprafeţele cu valorile cele mai mici ale masivităţii (sub 1,06) ce caracterizează ulucul depresionar subcarpatic, depresiunea intracolinară Câmpu Mare şi partea centrală a culoarului de vale al Gilortului în sectorul piemontan şi parţial subcarpatic (fig.3.18).

Indicele de aerare reprezintă inversul celui de masivitate (raportul dintre altitudinea medie şi altitudinea maximă). Indicele de aerarea indică gradul de uniformizare sau continuitate respectiv discontinuitate al reliefului. salturile semnificative în şirul de valori ale

indicelui de aerare au fost evidenţiate 7 clase de valori (0,61-0,73; 0,73-0,78; 0,78-0,83; 0,83 0,87; 0,87 0,9; 0,9-0,95; 0,95-1) (planşa 8). Indicele de aerare este cu atât mai redus cu cât masivitatea reliefului şi densitatea fragmentării este mai mare.

Fig. 3.19 Histograma indicelui de aerare pentru bazinul Gilort

Valori reduse ale indicelui de aerare (0,61-0,78)

se realizează în aria piemontană, de o parte şi de alta a culoarului de vale (mai extinse în Gruiurile Jiului şi mai restrânse în Dealurile Amaradiei) şi deţin aproximativ 10% din suprafaţa bazinală (fig. 3.19). Cea mai mare pondere o au clasele de valori cuprinse între 0,78 0,9 (47,54%). Acestea se găsesc în principal în sectorul montan al bazinului şi în dealurile subcarpatice mediane şi externe. Intervalul de valori ridicate ale indicelui de aerare (0,9-1) deţine o pondere de 42,6% şi ariile depresionare (ulucul depresionar, depresiunea intracolinară şi partea centrală a culoarului de vale al Gilortului).

3.7. Sistemul de văi

3.7.1. Ierarhizarea reţelei hidrografice

Realizarea hărţii reţelei hidrografice a bazinului Gilort (planşa 9) şi ierarhizarea acesteia în sistemul Horton-Strahler (planşa 10) a permis punerea în evidenţă a 7 ordine de mărime pentru văile din bazinul studiat, acestea prezentând caracteristici morfometrice şi morfografice specifice, în funcţie de stadiul de evoluţie şi răspunsul la particularităţile fizico geografice locale (apartenenţa la una sau mai multe unităţi morfostructurale, condiţiile litologico-structurale (foto 4.1-4.3), forma bazinului, nivelul local de bază, regimul climatic şi hidrologic, învelişul vegetal şi edafic).

Dezvoltarea bazinului Gilort în trei unităţi morfostructurale distincte şi caracteristicile de ordin geologic şi geomorfologic implică un grad de ramificare a reţelei de văi şi un raport de confluenţă diferit de la o regiune la alta.

Forma bazinului şi raporturile cu bazinele vecine joacă un rol important în ierarhizarea reţelei hidrografice. Sectorul montan are cea mai mare lăţime din întreg bazinul dar forma bazinelor secundare şi stadiul de evoluţie al generaţiilor de văi (mai tinere în partea vestică unde izvoarele se află în medie la 1550 m faţă de 2130 m pentru cursul principal şi afluenţii de pe stânga acestuia) implică un grad de ramificare diferit astfel încât la ieşirea din munte avem un singur curs de ordinul 5 (Gilortul) şi patru cursuri de ordinul 4 (Galbenu, Gilorţel, Aniniş, Cărpiniş).

În sectorul subcarpatic se realizează cele două mari confluenţe (Gilort-Galbenu şi Gilort-Blahniţa) astfel încât Gilortul capătă ordinul 6 (la confluenţa cu Glabenu) respectiv ordinul 7 (la confluenţa cu Blahniţa). În aval de confluenţa cu Blahniţa, Gilortul intră în sectorul piemontan unde în partea superioară bazinul se îngustează foarte mult datorită unor cauze neotectonice (ridicarea anticlinalului ce trece prin Dealu lui Bran şi se continuă în Dealurile Cărbuneştilor) şi a înaintării regresive ale obârşiilor râului Cioiana (afluent direct al Jiului, al cărui curs se desfăşoară la contactul dintre piemont şi sectorul subcarpatic). Acesta este motivul pentru care acest sector este accentuat asimetric în partea superioară unde versantul stâng are circa 7,6 km lăţime faţă de numai 2,3 km cât are versantul drept. Sectorul piemontan median prezintă de asemenea o asimetrie foarte puternică, afluenţii din cadrul Gruiurilor Jiului (versantul drept) fiind mult mai ramificaţi (se ajunge la ordinul 4) şi având o lungime mai mare faţă de afluenţii din Dealurile Amaradiei (versantul stâng) unde nu se depăşeşte ordinul 3. În partea inferioară a sectorului piemontan situaţia se schimbă din nou, astfel versantul stâng (care are 3 văi de ordinul 4 şi o vale de ordinul 5) este mult mai dezvoltat decât versantul drept care are o singură vale de ordinul 4.

Numărul total de segmente de râu în bazinul Gilort este de 6220, dintre care un segment de ordinul 7, 2 segmente de ordinul 6, 12

297,82 305,89

227,85

136,35

89,70

32,29

278,09

2,36%

6,56%

9,97%

16,66%

22,36%21,77%20,33%

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

1 - 1,06 1,06 - 1,11 1,11 - 1,16 1,16- 1,22 1,22 - 1,29 1,29 - 1,39 1,39 - 1,62

clasele indicelui de masivitate

supr

afaţ

a oc

upată

[km

p]

93,29

160,57

255,66234,13

345,36

237,72

41,263,02%

6,82%

11,74%

18,69%17,11%

25,25%

17,38%

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

0,61 - 0,73 0,73 - 0,78 0,78 - 0,83 0,83 - 0,87 0,87 - 0,9 0,9 - 0,95 0,95 - 1

clasele indicelui de aerare

supr

afaţ

a oc

upată

[km

p]

19

segmente de ordinul 5, 62 segmente de ordinul 4, 246 segmente de ordinul 3, 1245 segmente de ordinul 2 şi 4652 segmente de ordinul 1. Gradul de realizare pentru numărul de segmente de râu este de 110% pentru întreg bazinul.

Foto 3.1 Tipuri de văi în sectorul montan al bazinului Gilort

Foto 3.2 Tipuri de văi în sectorul subcarpatic al bazinului Gilort

Foto 3.3 Tipuri de văi în sectorul piemontan al bazinului Gilort

20

Date privind cursul de apă Date privind bazinul hidrografic

Altitudinea[m] Cursul de apă

Poziţia

co

nflu

enţe

iLungimea [km] amonte aval

Panta medie[‰] Coeficientul de sinuozitate Suprafaţa

[km2]

Altitudinea medie

[m]

Gilort s 116 2300 106 19 1,25 1358 515 am. confl. Pleşcoaia 10 2300 899 140 1,12 37 1596 Pleşcoaia s 8 2285 899 173 1,16 11 1493 am. confl. Romanu 12 2300 828 123 1,15 51 1547 Romanu s 9 1980 828 128 1,10 26 1520 am.confl. Gilorţelul Mare 25 2300 458 74 1,22 126 1243 Gilorţelul Mare s 10 1319 458 86 1,15 12 1066 am.confl. Hirişeşti 29 2300 393 66 1,26 149 1149 Hirişeşti d 11 1200 393 73 1,08 18 583 am.confl. Galbenu 34 2300 328 58 1,25 182 1065 Galbenu s 32 1900 328 49 1,27 112 923 am.confl. Muşetoiu 4 1900 1147 188 1,03 7 1461 Muşetoiu d 5 1765 1147 124 1,16 13 1661 am.confl. Rudi 24 1900 425 61 1,22 62 1207 Rudi d 10 1243 425 82 1,08 25 735 am.confl. Ciocadia 42 2300 269 48 1,31 316 969 Ciocadia d 28 1460 269 43 1,16 116 765 am.confl. Cărpiniş 14 1460 397 76 1,08 22 1018 Cărpiniş (Ghia) d 9 1140 397 83 1,05 16 680 am.confl. Aniniş 18 1460 348 62 1,05 49 781 Aniniş s 16 1389 348 65 1,15 44 935 am.confl. Ciocăzeaua Radoşului 10 1389 420 97 1,09 26 1046 Ciocăzeaua Radoşului d 8 1000 420 73 1,04 8 1439 am.confl. Câlnic 47 2300 235 44 1,29 439 905 Câlnic s 25 530 235 12 1,29 104 400 am.confl. Călugăreasa 13 530 285 19 1,16 48 407 Călugăreasa s 6 500 285 36 1,11 20 423 am.confl. Giovria 18 530 264 15 1,20 75 409 Giovria s 5 495 264 47 1,22 11 405 am.confl. Valea Călugărească 19 530 253 15 1,23 87 407 Valea Călugărească d 8 500 253 27 1,14 10 423 am.confl. Bârzei 48 2300 234 43 1,51 544 818 Bârzei s 8 440 234 26 1,21 13 266 am.confl. Ştefăneşti 54 2300 208 39 1,33 576 Ştefăneşti s 7 400 208 27 1,01 27 am.confl. Blahniţa 61 2300 194 35 1,40 634 749 Blahniţa d 53 1620 194 27 1,48 220 466 am.confl. Turbaţi 27 1620 275 50 1,22 53 719 Turbaţi d 20 1080 275 40 1,16 52 561 am.confl. Larga 12 1080 340 62 1,12 29 641 Larga d 10 1020 340 68 1,03 11 550 am.confl. Bobu 34 1620 255 40 1,27 114 614 Bobu d 7 380 255 18 1,06 15 349 am.confl. Tărăţel 44 1620 207 32 1,34 152 536 Tărăţel d 14 360 207 11 1,19 62 304 am.confl. Valea Rea 13 360 230 10 1,31 43 300 Valea Rea s 10 317 230 9 1,18 16 325 am.confl. Socul 70 2300 164 31 1,40 896 Socu d 7 320 164 22 1,09 13 am.confl. Purcaru 85 2300 153 25 1,41 962 630 Purcaru d 13 370 153 17 1,23 35 265 am.confl. Vladimir 88 2300 141 25 1,41 1002 612 Vladimir s 19 298 141 8 1,14 46 280 am.confl. Sterpoaia 94 2300 135 23 1,41 1078 590 Sterpoaia d 19 320 135 10 1,13 50 233 am.confl. Groşerea 96 2300 129 23 1,39 1141 569 Groşerea (Daia) d 17 215 129 5 1,20 59 244 am.confl. Cocorova 104 2300 119 21 1,38 1246 540 Cocorova s 14 298 119 13 1,44 26 239 am.confl. Valea lui Câine 105 2300 118 21 1,38 1273 Valea lui Câine d 7 235 118 17 1,02 18 am.confl. Arpadia 109 2300 115 20 1,39 1310 Arpadia s 8 206 115 11 1,21 13 am.confl. Valea Iepii 113 2300 107 19 1,40 1338 Valea Iepii s 8 250 107 18 1,10 17

* după Atlasul Cadastrul Apelor din România, 1992

3.7.2. Panta medie a râurilor

În bazinul hidrografic Gilort panta medie a râurilor prezintă valori diferite (tabelul 3.1), în funcţie de unitatea morfostructurală în care se dezvoltă organismul hidrografic respectiv, generaţiile de văi, ordinul acestora, implicaţiile litologico-structurale şi tectonice.

21

Astfel în sectorul montan panta medie a unor afluenţi de ordinul 3 înregistrează valori maxime de 173 m/km (Pleşcoaia) în timp ce afluenţii de ordinul 4 au pantele medii cuprinse între 86 m/km (Gilorţelul) şi 128 m/km (Romanu). Aceste văi sunt moderat evoluate cu obârşiile în cadrul circurilor glaciare în pantă (Pleşcoaia, Mohoru, Setea, Galbenu) sau cu obârşii de tip torenţial (Gilorţel, Cărpiniş, Aniniş, Crasna). Pentru afluenţii de ordinul 1 şi 2 din acest sector, valorile pantei medii cresc foarte mult, fiind în general organisme fluvio-torenţiale.

În aria subcarpatică văile de ordinul 4 şi 5 care se dezvoltă exclusiv au pante medii cuprinse între 9 m/km (valea Rea, situată în depresiunea intracolinară) şi 47 m/km (valea Giovria, cu cele mai frecvente şi intense procese geomorfologice actuale). Valori mari ale pantei medii au afluenţii Călugăreasa (36 m/km), Valea Călugărească (27 m/km), Ştefăneşti (27 m/km), Bârzeiu (26 m/km) iar pante mai reduse întâlnim la văile Valea Rea (9 m/km), Tărăţel (11 m/km), Câlnic (12 m/km).

În sectorul piemontan panta medie a afluenţilor de ordinul 4 şi 5 este cuprinsă între 5-18 m/km astfel: Groşerea 5 m/km, Vladimir 8 m/km, Sterpoaia 10 m/km, Arpadia 11 m/km, Cocorova 13 m/km, Valea lui Câine 17 m/km, Valea Iepii 18 m/km. La câteva din văile piemontane, acolo unde panta este foarte mică are loc înecarea albiei în aluviuni şi ridicarea în acest mod a nivelului apelor de suprafaţă şi a freaticului, fenomen care pe văile Cocorova, Valea lui Câine, Arpadia, Valea Calului controlează declanşarea unor alunecări.

Valea Gilortului pe ansamblu înregistrează o pantă medie de 19 m/km dar care are valori între 66-140 m/km în sectorul montan, 3,3-36 m/km în aria subcarpatică şi are o valoare de 1,05 m/km în culoarul de vale piemontan. În unitatea montană panta medie este de 73 m/km, reflectând faptul că este o vale veche, ce prezintă sectoare înguste de chei (Cheile Gilortului) şi bazinete cu sectoare de luncă, iar în sectoarele subcarpatic şi piemontan panta scade la 8,16 m/km respectiv 1,05 m/km. Principalele văi ce îşi au obârşiile în sectorul montan şi se continuă şi în sectorul subcarpatic, Blahniţa (ordinul 6) şi Galbenu (ordinul 5) prezintă o pantă medie de 26,9 m/km respectiv 49,12 m/km. Aceste văi împreună cu cele ale Gilortului şi Ciocadiei, la traversarea dealurilor subcarpatice mediane prezintă sectoare de îngustare şi adâncire puternică, acesta fiind unul din argumentele evoluţiei prin epigeneză şi antecedenţă.

3.7.3. Modelul morfometric al drenajului

Realizarea modelului morfometric al drenajului necesită date primare obţinute din ierarhizarea şi numărarea segmentelor de râu în sistem Horton-Strahler, determinarea lungimilor segmentelor de râu pe ordine şi calcularea ulterioară a mediei lungimilor segmentelor de râu. Pentru obţinerea datelor primare în programul ArcView s-a procedat la digitizare reţelei hidrografice după hărţile topografice scara 1:25.000 completată şi ajustată cu trasarea talvegurilor elementare (cel mai mic segment de ordinul 1 are 41 m, media lungimii lor fiind de 402 m iar lungimea maximă 6595 m), s-au ierarhizat cursurilor conform principiului Horton-Strahler, s-au numărat şi s-au calculat lungimile necesare.

Legea numărului segmentelor de râu se referă la faptul că numărul de segmente de ordine succesiv crescătoare tinde să formeze o progresie geometrică descrescătoare, în care primul termen N1 este dat de numărul de segmente de ordinul 1 şi raţia progresiei este dată de raportul de confluenţă Rc. (Florina Grecu, Laura Comănescu, 1998).

Realizarea unei progresii geometrice descrescătoare a numărului de segmente de ordine succesive este o stare către care tinde evoluţia în timp a oricărei reţele de drenaj. În anumite condiţii fizico-geografice, ea poate fi realizată, dar nu reprezintă decât o fază a echilibrului dinamic, moment în care sistemul de drenaj este perfect adaptat la o anumită stare a transferului de energie în interiorul bazinului (Zăvoianu I., 1978).

Tabelul 3.2 Datele pentru modelul morfometric al drenajului - bazinul Gilort Parametrul

măsurat şi calculat conform raţiei progresiei

Ordinul

1 2 3 4 5 6 7

Raţia progresiei

Suma termenilor progresiei

m 4652 1245 246 62 12 2 1 Numărul

segmentelor (N) c 4652 1158 288 72 18 4 1,108 Rc =4,016 ∑N = 6220

m 1868,55 739,47 454,22 238,05 141,71 50,90 65,25 Lungimea segmentelor

L (km) c 1868,55 870,91 405,92 189,19 88,18 41,10 19,16 RL = 2,145 ∑L = 3558

m 0,402 0,594 1,846 3,840 11,809 25,450 65,255 Lungimea medie a segmentelor l=L/N (km) c 0,402 0,990 2,442 6,021 14,846 36,605 90,255 rl = 2,465 ∑l=∑L/∑N

0,572

Raportul de confluenţă Rc se poate calcula ca: • medie aritmetică a raţiilor parţiale unde Rci = Ni/Ni+1 , Rc = ΣRci / s-1; i = 1, ...., s unde s este ordinul cel mai mare din bazin • medie ponderată a raţiilor parţiale Rci = Ni/Ni+1 ; ponderile parţiale Pi = Ni+(Ni+Ni+1); Rc = Σ(Rci *Pi) / Σ Pi; • panta dreptei trasată prin punctele respective reprezentate în coordonate semilogaritmice: pe abscisă ordinul iar pe ordonată log N

S-a optat pentru calcularea raportului de confluenţă Rc ca medie ponderată pentru că această metodă dă rezultate bune (Zăvoianu I., 1978): Rc=4,016. Cu raţia astfel obţinută se calculează primul termen al şirului plecând de la formula general valabilă în cadrul unei progresii geometrice descrescătoare: Ns = N1/Rc

s-1 În cazul bazinului Gilort s = 7 deci Ns=N7. N7 = 4652 / 4,0166 = 1,108 N7 este valoare supraunitară ceea ce ne arată că în condiţiile fizico-geografice date şi la raportul de confluenţă existent, râul Gilort

este realizat în ceea ce priveşte acumularea cursurilor de ordine inferioare în proporţie de 110%. Pentru calcularea celorlalţi termeni ai progresiei folosim formula: Ni = Ns*Rc

s-i. Şirul calculat de valori este: 4652; 1158; 288; 72; 18; 4; 1,108. ΣNc se poate calcula cu ajutorul proprietăţii progresiei geometrice descrescătoare care impune că suma termenilor este dată de

formula: ΣNc = Ns(1-Rcs) / (1-Rc). ΣNc = 6199, o valoare foarte apropiată de 6220 care este suma segmentelor obţinută prin numărare directă

conform formulei (1) ceea ce susţine afirmaţia ,,această lege se verifică foarte bine pentru un mare număr de bazine din zona carpatică, subcarpatică şi de câmpie [...] deşi avem de a face cu o mare varietate de rocă, tectonică şi structură’’ (Zăvoianu I., 1978).

Trebuie menţionat că Ns se introduce în formula ca valoare exactă nu ca valoare unitară. Dacă s-ar lucra cu Ns = 1, s-ar obţine o dreaptă paralelă cu cea reală şi valori mult mai mari faţă de cele reale.

Cum interpretăm valoarea raportului de confluenţă Rc obţinut: O valoare mare Rc semnifică că şi raţiilor parţiale sunt mari (sau doar unele din ele), adică unui anume ordin i îi sunt necesare multe segmente de ordin inferior pentru a se realiza. Rc mare este echivalent cu o diferenţă mare între numărul cursurilor de ordine inferioare şi superioare. Această situaţie apare cel mai pregnant în sectorul subcarpatic şi piemontan unde sunt roci uşor friabile şi gradul de fragmentare este mare. Se observă că ordinul 3 are nevoie de aproximativ 25% în plus segmente de ordinul 2 decât ar trebui conform raţiei calculate, situaţie care apare şi la trecerea de la ordinul 4 la ordinul 5. Un bazin

22

0

1

10

100

1000

10000

1 2 3 4 5 6 7 ordin

N / L / l

RL=2,145

Rc=4,016

rl=2,465

s=7,07

comparativ ca mărime cu Gilortul dar localizat în câmpie ar avea un Rc mult mai mic. Din analiza ierarhizării reţelei hidrografice în sistem Horton-Strahler se constată că pe pantele de la marginea muntelui sunt foarte

numeroase segmentele de râu de ordine inferioare. Trecerea spre depresiune este echivalentă cu organizarea reţelei în segmente de ordin mai mare care sunt însă reduse ca număr. Acest lucru se datorează scăderii energiei de relief care nu mai poate susţine o fragmentare ridicată.

În zona carpatică şi subcarpatică unde întâlnim tectonică încă activă şi condiţii litologice neomogene atingerea unui echilibru al drenajului este o stare spre care se tinde dar care este foarte greu de realizat. Majoritatea bazinelor hidrografice din zonă, inclusiv Gilortul, nu sunt realizate suficient pentru ordinul pe care îl poartă deci sunt în plin proces de evoluţie (eroziune, fragmentare etc.). De asemenea, în sectorul piemontan, relieful tânăr şi fragmentarea mare, asociată cu o energie de relief suficientă face ca Gilortul să se comporte ca un bazin în plină evoluţie, supus continuu fragmentării, ceea ce influenţează creşterea valorii parţiale Rc2 (N2/N3) şi Rc4 (N4/N5).

Îngustarea maximă a bazinului care se realizează în partea de sud a depresiunii intracolinare şi partea nordică a dealurilor piemontane, respectiv sectorul dintre Dealul Viilor şi Bărbăteşti, pe de o parte, iar pe de altă parte în sudul bazinului, aval de Aninoasa, permite numai acumularea cursurilor de ordine inferioare, ceea ce implică creşterea raţiilor parţiale Rc1 şi Rc2. Deşi bazinul Vladimir are o formă puternic alungită nu se comportă similar zonelor menţionate mai sus pentru că ramificaţia reţelei hidrografice de la izvoare îi asigură râului Vladimir un ordin superior chiar de sub Dealul Iclean unde ajunge deja la ordinul 4.

Variaţia valorilor parţiale Rci de-a lungul bazinului este determinată de neomogenitatea geologică şi geomorfologică prin dezvoltarea sa în trei unităţi morfostructurale diferite. Gradul de ramificare al reţelei diferă deci şi Rc diferă corespunzător. În general s-a putut observa că Rc prezintă un salt semnificativ la contactul dintre unităţile de relief ceea ce ar putea să justifice perfect realizarea unui model al drenajului diferenţiat pe fiecare sector în parte, trei progresii şi trei valori diferite ale Rc.

Calcularea ordinului de mărime real al bazinului s = 1 + (log N1 - log Ns) / log Rc s = 1 + (log 4652 - log 1) / log 4,016= 1+ 3,668 / 0,604 = 7,07 Legea lungimilor segmentelor de râu se formulează ,, sumele lungimilor segmentelor de râu de ordine succesive crescătoare tind

să formeze o progresie geometrică descrescătoare în care primul termen L1 este dat de suma lungimilor segmentelor de primul ordin 1" (Florina Grecu, Laura Comănescu, 1998). Pentru bazinul Gilort aceste date au fost trecute în tabelul 3.2 S-a optat tot pentru calcularea raportului de confluenţă RL ca medie ponderată a raţiilor parţiale: RL = Σ(RLi *Pi) / Σ Pi unde RLi = Ni/Ni+1 ; ponderile parţiale Pi = Li+(Li+Li+1)

RL = 2,145. Se observă că pentru sectorul montan şi subcarpatic legea se verifică foarte bine cu toată neomogenitatea rocilor şi a implicaţiilor structurale. În schimb la ordinele superioare, cele care sunt dezvoltate în sectorul piemontan realitatea nu poate fi descrisă printr-o simplă progresie geometrică. Valorile calculate sunt mult sub valorile măsurate pentru că se cumulează mai mulţi factori care duc la acest rezultat. Scăderea pantei (sub 30 în sectorul de luncă) generează fenomene de meandrare, despletire, eroziune laterală, etc. are conduc la un coeficient de sinuozitate mare, deci creşte lungimea cursurilor în acest sector.

Legea lungimilor medii ale segmentelor de râu Din legile numărului segmentelor de râu şi a sumei lungimii

segmentelor de ordine succesive se constată că raportând aceste şiruri rezultă un nou şir li = Li/Ni (unde i = 1, ...., s care este ordinul cel mai mare din bazin), care este de asemenea o progresie geometrică, de data aceasta, crescătoare: 0,402; 0,990; 2,442; 6,021; 14,846; 36,605; 90,255

S-a procedat la stabilirea raţiei rl folosind metodele propuse (Florina Grecu, Laura Comănescu, 1998; Zăvoanu I., 1978) şi s-a constatat că raţia obţinută prin metoda mediei ponderate descrie cel mai bine şirul lungimilor medii. Valoarea rl s-a obţinut ca în cazul celorlalte progresii ca o medie ponderată, rezultatul având o abatere mult mai mică decât cel obţinut prin metoda mediei aritmetice sau a raportului raţiei şirurilor Rc/RL care reprezintă metode larg adoptate în general pentru uşurinţa calculelor sau în cazul în care cele două şiruri Ni şi Li evidenţiază progresii satisfăcătoare.

La modelul lungimilor medii nu se poate propune o defalcare în 2 sau 3 progresii care să corespundă unităţilor de relief aşa cum se întâmplă în cazul modelelor segmentelor şi lungimilor. Ideea este susţinută şi de afirmaţia că ,,din repartiţia spaţială a raportului lungimilor medii nu se poate face o zonare evidentă, dovedeşte că bazinele hidrografice se comportă ca sisteme bine individualizate, care evoluează în funcţie de condiţiile specifice fiecărui sistem” (Zăvoianu I., 1978).

Reprezentarea grafică a funcţiilor N(i), L(i) şi l(i), unde i = 1, 2, ..., s se face în coordonate semilogaritmice: pe axa x se trec ordinele de mărime i, iar pe axa logaritmică y se trec valorile măsurate ale numărului de segmente de râu (N), lungimea (L), lungimea medie a segmentelor de râu (l) (fig. 3.21). Punctele de pe grafic reprezintă valorile măsurate iar dreptele care definesc fiecare funcţie / progresie în parte sunt trasate încât să treacă prin cât mai multe valori măsurate sau abaterea medie pătratică pentru fiecare punct să fie cât mai mică.

Fig. 3. 21 Modelul morfometric al drenajului pentru bazinul Gilort

Cele trei drepte trasate conform cerinţelor enunţate formează între ele un triunghi, iar un vârf al triunghiului are o semnificaţie deosebită dându-ne ordinul de mărime real al bazinului (s): intersecţia graficul L(i) cu graficul l(i) ceea ce înseamnă că cele două ecuaţii au rădăcini comune în punctul s. Va trebui să rezolvăm sistemul de ecuaţii:

Ls = L1*RLs-1; ls = l1*rl

s-1

Logaritmând, rezolvăm sistemul şi găsim soluţia s care reprezintă ordinul real de mărime al bazinului: s = 1 + (log L1-log l1) / (log RL+log rl) unde RL şi rl sunt valorile raţiilor determinate grafic. Din determinarea grafică realizată pe figura 3.21 se confirmă că ordinul de mărime real al bazinului este s = 7,07.

Tot din analiza graficelor observăm că raţiile sunt strâns legate între ele: 1<RL<Rc; 1<rl<Rc . Pentru bazinul Gilort aceste inegalităţi se verifică: 1 < 2,145 < 4,016; 1 < 2,465 < 4,016. Analizând harta ierarhizării reţelei se observă că gradul mic de ramificare al reţelei datorită formei relativ înguste a bazinului la

contactul dintre sectorul montan şi subcarpatic nu îi permite formarea unor noi cursuri de ordin 6 şi acest lucru nu se poate realiza nici în sectorul piemontan cu toate că acesta prezintă o asimetrie puternică (versantul drept mai dezvoltat pe Gruiurile Jiului) care îi asigură o

23

oarecare creştere a lăţimii bazinului. Datorită neomogenităţii

morfostructurale a bazinului Gilort şi în special a salturilor care apar în progresiile segmentelor de râu, ale lungimilor şi ale lungimilor medii generate de contactul dintre unităţile de relief, modelul morfometric prezintă diverse variaţii pe care le-am considerat interesant de urmărit în cadrul câtorva bazine secundare. Am ales pentru comparaţie bazinul Blahniţei, ca fiind cel mai mare afluent al Gilortului; Galbenu, ca afluent semnificativ ce traversează două unităţi (montană şi subcarpatică); Câlnic, ca bazin situat în întregime în sectorul subcarpatic şi Vladimir, localizat în piemont (fig.3.22). S-a observat că toate aceste bazine prezintă trăsături specifice ilustrate de modelul morfometric (tabelul 3.3), care pot fi surprinse mai fidel din analiza raţiilor parţiale ale celor trei progresii şi poate fi explicată prin particularităţile locale (contactul între unităţile morfostructurale, bazin îngust, energie de relief scăzută, meandrare, ravenare).

Toate cele patru cursuri realizează un ordin mare încă din sectoarele superioare ale bazinelor, dar gradul de realizare în ceea ce priveşte acumularea ordinelor inferioare este scăzut: Blahniţa 88%, Galbenu 70%, Câlnic 85% iar Vladimir 74%.

Fig. 3. 22 Modelele morfometrice pentru cei

mai importanţi afluenţi ai râului Gilort

3.8. Aspectul interfluviilor şi al cumpenelor de apă

Profilele morfologice longitudinale pe interfluvii (fig.3.23) şi profilele transversale realizate pe toată lăţimea bazinului (fig.3.24) pun în evidenţă aspectul interfluviilor din bazinul Gilort. Configuraţia acestora a fost dictată de evoluţia paleogeografică a regiunii, în paralel cu evoluţia reţelei hidrografice şi particularităţile litologico-structurale şi tectonice. Evoluţia reţelei de văi începând cu miocenul şi mai ales în pliocen-cuaternar a determinat fizionomia, orientarea şi caracteristicile morfometrice ale interfluviilor, ca o succesiune de complexe şi nivele de eroziune ce scad în înălţime şi se succed de la nord la sud conform vârstei şi evoluţiei fiecărei unităţi de relief străbătute şi modelate direct şi indirect de organismele hidrografice actuale.

În funcţie de succesiunea unităţilor de relief din bazin se diferenţiază de la nord la sud interfluvii ce prezintă trăsături diferite în corelaţie cu vârsta şi condiţiile morfogenetice specifice fiecărei regiuni.

Din analiza profilelor morfologice longitudinale 4-4' şi 5-5' (fig.3.23) se observă următoarele particularităţi pentru cumpenele de ape (vestică şi estică) ale bazinului Gilort şi pentru aspectul interfluviilor principale în bazinul montan: - cumpăna de ape vestică în sectorul montan este permanent mai înaltă decât cumpăna de ape din est (uneori cu până la 605 m) fapt ce denotă o înălţare mai pronunţată, pentru masivul Parâng, a compartimentului dinspre defileul Jiului, lucru explicabil dacă avem în vedere şi morfografia culmii principale pentru întreaga grupă montană dintre Jiu şi Olt; - înşeuările largi şi adânci se menţin aproximativ pe acelaşi aliniament pentru cele două cumpene de apă fapt ce arată că marile linii tectonice dictate de şariaj şi ulterior de înălţare traversează bazinul montan al Gilortului pe direcţia vest-est; - cumpăna de ape vestică este cu circa 5 km mai lungă decât cea estică iar coeficientul de sinuozitate este de 1,20 respectiv 1,11 (tabelul 3.4). Pentru comparaţie cumpăna de ape nordică prezintă cel mai ridicat coeficient de sinuozitate (1,31); - raportul altimetric din aria montană între cele două interfluvii principale (vestic şi estic) se inversează în aria subcarpatică ca o consecinţă a compensării mişcărilor de înălţare din sectorul montan şi a particularităţilor litologico-structurale din Subcarpaţi (partea de vest mai coborâtă decât cea din est fapt reflectat şi în hipsometria interfluviilor respective).

Tabelul 3.4 Lungimea şi coeficientul de sinuozitate al cumpenei de apă pentru bazinul Gilort

Lungimea reală (sinuoasă) [km] Lungime în linie dreaptă [km] Coeficientul de sinuozitate Cumpăna

de apă Total bazin

Sector montan

Sector subcarpatic

Sector piemontan

Total bazin

Sector montan

Sector subcarpatic

Sector piemontan

Total bazin

Sector montan

Sector subcarpatic

Sector piemontan

Cumpăna ordică 19,3 19,3 - - 14,7 14,7 - - 1,31 1,31 - - Cumpăna vestică 117,8 23,3 43,5 51 82,8 19,3 31,7 31,8 1,42 1,20 1,37 1,60 Cumpănavestică 114,8 18,2 28,5 68,1 85,4 16,3 21,4 47,7 1,34 1,11 1,33 1,42

Total Cumpănă de apă 251,9 - - - - - - 1,35 - - -

Blahnita

0,1

1

10

100

1000

1 2 3 4 5 6 7 ordin

N / L / l

Rc = 3,58

RL=1,79

rl = 3,34

s=5,89

Ns = 0,88

Galbenu

0,1

1

10

100

1000

1 2 3 4 5 6 ordin

N / L / l

Rc = 4,59

RL=2,31

rl =1,99 s=4,76

Ns = 0,70

Câlnic

0,1

1

10

100

1000

1 2 3 4 5 6 ordin

N / L / l

Rc = 4,70

RL=1,99

rl =2,36

s=4,90

Ns = 0,85

Vladimir

0,1

1

10

100

1000

1 2 3 4 5 6 ordin

N / L / l

Rc = 4,32

RL=1,93

rl =2,24 s=4,79

Ns = 0,74

24

În sectorul subcarpatic al bazinului interfluviile principale se menţin la 502-614m şi sunt fragmentate de eroziunea regresivă din zona de obârşie a afluenţilor (foarte frecvent de tip torenţial), iar la contactul cu dealurile piemontane intersecţia versanţilor se produce de-a lungul râpelor de desprindere ale alunecărilor şi/sau de procesele de ravenare de pe fruntea cuestelor.

Altitudinile scad treptat spre sud ajungând în depresiunea intracolinară la 262 m (înşeuarea Copăcioasa). Atât pe margine cât şi în interiorul bazinului cumpenele de apă sunt uşor rotunjite şi urmăresc alternanţa numeroaselor sinclinale şi anticlinale care se succed în întreaga arie subcarpatică.

Aspectul şi structura interfluviilor în sectorul subcarpatic au fost unele dintre argumentele folosite în interpretarea evoluţiei reţelei hidrografice. Astfel existenţa marilor înşeuări din profilul longitudinal al cumpenelor de apă ale Gilortului (înşeuarea Copăcioasa); a înşeuărilor dintre compartimentele ulucului depresionar subcarpatic (Polovragi - Baia de Fier – Cernădia – Novaci – Cărpiniş – Crasna – Stănceşti Larga – Amaradia Pietroasă); a teraselor înalte din dealurile externe (140-160 m) etc., s-au constituit în argumente care să justifice ipotezele privind organizarea cursurilor de apă din bazinul subcarpatic (vezi cap.5.1). În acest sector cumpăna de ape vestică măsoară 43,5 km în timp ce cumpăna de ape estică măsoară 28,5 km iar coeficienţii de sinuozitate sunt de 1,37 respectiv 1,33.

În sectorul piemontan al bazinului interfluviile principale formează cumpăna de ape dintre Gilort şi Amaradia respectiv Cioiana şi culoarul Jiului. Interfluviile sunt înalte, înguste şi fragmentate prin eroziune torenţială regresivă. Acestea scad treptat în înălţime de la 400-500 m în nord la 250-300 m în sud, pe măsură ce se lărgesc până iau forma unor poduri prelungi şi relativ extinse. Ele se termină brusc la 259 m (Capu Dealului) deasupra zonei de confluenţă de la Filiaşi.

Coeficientul de sinuozitate al cumpenelor de apă care însumează 251,9 km pentru întregul bazin Gilort este de 1,35 dar atinge valoarea maximă pentru cumpăna vestică în sectorul piemontan (1,60).

3.9. Sistemul de versanţi

Evoluţia paleogeografică şi evoluţia reţelei hidrografice au impus principalele particularităţi morfografice şi morfometrice ce caracterizează versanţii din bazinul studiat. Versanţii cu o dinamică accentuată sunt modelaţi de asociaţii diferite de procese, rolul dominant al unui anumit proces schimbându-se periodic. Forma versanţilor deţine o funcţie importantă în dinamica generală a versanţilor (King L., 1953). Autorul a realizat un model al versantului cu unităţile morfologice şi funcţionale. Procesele geomorfologice actuale se grupează pe suprafaţa versanţilor în funcţie de aceste unităţi (sectoare).

Versanţii din sectorul montan înalt prezintă valori morfometrice ridicate (diferenţă de nivel, declivitate, lungime, lăţime). Versanţii văilor glaciare se remarcă prin pantele foarte mari (35-500), în partea inferioară prezentând frecvent o pantă mai redusă şi o formă concavă specifică eroziunii glaciare (fig.3.25) iar în partea superioară aceşti versanţi pot prezenta umeri glaciari sau povârnişuri care indică liniile de schimbare a pantei.

Modelarea în regim periglaciar se face în condiţii specifice fiecărui tip de versant din etajul morfoclimatic respectiv: versanţi cu roca la zi; versanţi acoperiţi de grohotiş; versanţi cu procese dominante crio-nivale dezvoltate în scoarţa de alterare şi deluvii evoluate (versanţi modelaţi prin solifluxiune, versanţi cu şiroire); versanţi cu evoluţie mixtă.

La altitudini mai mici de 1600-1650 m, sub acţiunea eroziunii fluviatile (văi cu profil sub formă de V ascuţit) versanţii se menţin în continuare înalţi şi cu pantă ridicată dar prezintă un profil complex: interfluviile conservă petice ale suprafeţei de nivelare Râu Şes iar partea superioară a versantului corespunde unor pante reduse cu profil convex (de racord între cumpăna de ape şi abrupturile din sectorul median), partea mediană are un profil rectiliniu sau rectiliniu-concav în timp ce partea inferioară prezintă sectoare cu profil concav sau concav-rectiliniu. Pantele depăşesc în ultimele două sectoare 28-300.

În sudul ariei montane văile principale se lărgesc căpătând formă de V larg deschis. Versanţii rămân în continuare înalţi şi înclinaţi iar treptele şi umerii de vale corespunzători suprafeţei de nivelare Gornoviţa imprimă versanţilor un profil complex.

În sectorul subcarpatic aspectul versanţilor este diferit pentru fiecare subunitate de relief componentă (ulucul depresionar subcarpatic, dealurile mediane, depresiunea intracolinară, dealurile externe). În cadrul ulucului depresionar subcarpatic versanţii sunt caracterizaţi de pante reduse (6-100), înălţimi medii şi joase cu diferenţe de nivel cuprinse între 40-170 m şi interfluvii jalonate de înşeuările largi dintre compartimentele culoarului depresionar subcarpatic. La traversarea dealurilor mediane subcarpatice văile se adâncesc şi se îngustează foarte mult fapt justificat de evoluţia acestora prin epigeneză şi antecedenţă (fig. 3.25). Majoritatea versanţilor au formă rectilinie cu diferenţe de nivel cuprinse între 102 m (versantul stâng al pârâului Turbaţi) şi 228 m (versantul stâng al Gilortului). Terasele superioare aproape lipsesc întâlnindu-se doar niveluri sub formă de umeri (,,La Tarniţă” – 140 m). În depresiunea subcarpatică intracolinară prezenţa unui număr mare de terase cu o largă dezvoltare imprimă caracteristica definitorie pentru forma versanţilor. Astfel de versanţi având un profil complex în trepte se găsesc pe văile Gilort, Blahniţa, Galbenu, Câlnic. Pantele corespunzătoare acestor versanţi este cuprinsă între 0-50 pentru podurile teraselor şi de 5-170 pentru fruntea acestora. Interfluviul dintre Gilort şi Blahniţa şi dintre Câlnic şi Gilort-Galbenu este reprezentat de terasa 4 respectiv terasa 8 (terasa Câmpu Mare şi terasa Cârligei).

În sectorul piemontan versanţii râului Gilort domină culoarul de vale pe o lungime de circa 55 km. La sud de Tg. Cărbuneşti versanţii sunt asimetrici, versantul stâng al Gilortului având un profil complex, în trepte, cu obârşii torenţiale, alunecări şi terase. Iniţial în partea nordică a culoarului piemontan apar terase începând cu treapta de 4-8 m şi până la nivelul terasei de 60-70 m (fig. 3.25). Ulterior aceste terase dispar la sud de confluenţa Gilortului cu Valea Mare pentru a apărea din nou în aria de confluenţă de la Filiaşi (între confluenţa Gilortului cu Cocorova şi cea cu Jiul).

25

26

27

CAPITOLUL 4. TIPURI GENETICE DE RELIEF

4.1. Suprafeţele de nivelare

În masivul Parâng se conservă trei suprafeţe complexe, descrise şi paralelizate cu cele din restul Carpaţilor Meridionali pentru prima oară de către Emm. de Martonne (1907). La nivelul interfluviilor sudice se conturează două nivele carpatice de vale care se regăsesc înscrise şi pe rama Depresiunii Subcarpatice în cadrul bazinului Gilort.

Suprafeţele de nivelare complexe sunt: 1) pediplena carpatică (suprafaţa Borăscu sau platforma vârfurilor înalte – Emm. de Martonne, 1907) cu două nivele în Parâng

(1900 – 2200 m şi 1700 - 1900 m); 2) suprafaţa culmilor medii carpatice (suprafaţa Râu Şes – Emm. de Martonne, 1907) cu două nivele în Parâng (1500 – 1600 m şi

1350-1430 m); 3) suprafaţa carpatică de bordură (suprafaţa Gornoviţa sau platforma pliocenă - Emm. de Martonne, 1907) cu mai multe nivele pe

versantul sudic al masivului Parâng (1150 – 1250 m; 1000 – 1100 m; 800 – 900 m; 700 – 750 m).

Tabelul 4.1.1 Suprafeţe de nivelare în bazinul montan al Gilortului Suprafaţa de

nivelare Altitudini actuale

în Parâng Aspect Localizare în bazinul montan al Gilortului

Borăscu I 1950-2200 m

platouri vălurite sau netede dominate de vârfuri ce depăşesc

2100 m (relief rezidual)

- partea estică a culmii principale între vârfurile Urdele – Dengheru; Păpuşa – Cioara – Galbenu – Muşetoaia - culmea Stânişoara;

- între vârfurile Iezeru - Cărbunele; - între vârfurile Pleşcoaia - Mohoru;

- la nord de vf. Tărtărău.

Pediplena carpatică (Borăscu)

Borăscu II 1750-1900 m

-interfluvii plate; - martori de eroziune cu aspect de cornete

- interfluviu Zănoaga - Cătălinu; - muntele Ţancurile Muşetoaiei;

- în jurul vârfului Molidviş;

Râu Şes I 1500 – 1600 m

- culmea Corneşul Mic - Corneşul Mare - Plopul - Florile Albe - Tolanul Mare - Cerbu (interfluviul Gilort - Galbenu);

- culmea Rotunda – Băileasa - muntele Daltău;

- Dealul Mocirlelor; - în jurul vârfului Muncel şi Pleşele;

- pe interfluviul dintre Galbenu şi Olteţ la 1450-1500 m

Suprafeţe medii

carpatice (Râu Şes)

Râu Şes II 1350-1430 m

- culmi rotunjite pe suprafaţa cărora se ridică cornete ce

imprimă un aspect vălurit;

- sub formă de umeri cu o treaptă scurtă la 1600-1650 m şi una

largă la 1400-1500 m - culmile secundare Înşiratele, Burzu, Cracul Rece, La Mocirle,

Pleşa, Dâlbanu, Culmea Boului, Radoşi

1150 – 1250 m - Măgura, Măgura cu Frasini, Bâzgele, Plaiul Ogorului, Plaiul Miruş, Chiciura Mocirlii,

1000 – 1100 m - Ţancurile Pleşii (est), Poiana Cerbu, Rădeiu-Vf. Pleşa, Plaiul

Cărpiniş, Piscu Merişor, Dealul Aninişul, interfluviu Valea Largă - Valea Mare (Fântâna Oii), Scăriţa

800 – 900 m - Dealul Drăgoieştilor, Plaiul Băii (sud), Plaiul

Mare, - Dealul Ciocălia Novacilor

Suprafeţe carpatice de

bordură (Gornoviţa)

700 – 750 m

- ca trepte înscrise pe interfluvii;

- prispe de abraziune; - nivele de umeri de

vale; - gruiuri montane.

- Măgura Cernădia, Schela, Dealul Alunişul

4.1.1. Complexul sculptural Borăscu

Complexul sculptural Borăscu are în masivul Parâng două nivele: Nivelul superior (Borăscu I) situat în Parâng la 1950-2200 m este de vârstă paleocen-eocen şi a fost modelat în perioada de

stabilitate tectonică (circa 30 mil. ani) dintre mişcările laramice şi cele pirenaice într-un climat tropical-subtropical cu regim pluvial sezonier (Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., 1974).

Modelarea s-a finalizat printr-o treaptă relativ netedă dar uneori destul de înclinată, nivelată parţial, devenind prima suprafaţă care nu se va încheia cu nivelări generalizate ca în cazul suprafeţei Borăscu datorită înălţărilor din ce în ce mai frecvente la care au fost supuşi Carpaţii. Pediplena carpatică se conservă cel mai bine în partea estică a culmii principale a Parângului unde se înscrie în relief sub forma unor interfluvii vălurite (cumpăna de ape dintre Gilort şi Latoriţa) dominate de vârfurile Urdele (2228 m), Dengheru (2084 m), Păpuşa (2136 m), Cioara (2123 m), Galbenu (2137 m), Muşetoaia (2078 m).

Fragmente ale acestei pediplene mai apar între vârfurile Iezeru – Cărbunele şi între vârfurile Pleşcoaia – Mohoru, în înşeuarea foarte largă dintre acestea. Un petic din această suprafaţă apare şi în partea nord-vestică a bazinului, la nord de vf. Tărtărău (1959 m)

Nivelul inferior (Borăscu II) situat în Parâng la 1750-1900 m este de vârstă eocen-oligocenă şi a fost modelat între mişcările pirenaice şi cele savice (circa 13 mil. ani) în eocen superior-oligocen superior într-un climat mediteranean.

Suprafaţa Borăscu II se identifică pe versantul sudic al Parângului, în bazinul montan al Gilortului sub forma unor suprafeţe în jurul martorilor de eroziune Zănoaga (1776 m), Cătălinu (1744 m), Ţancurile Muşetoaiei (1900 m), Molidviş (1757 m).

Suprafaţa Borăscu este menţionată pentru Parâng la altitudini de 1900-2000 m (Emm. de Martonne); 1800-2200 (V.Mihăilescu, 1963); 1750-2200 (Iancu Silvia, 1970).

Ultima valoare o considerăm cea mai apropiată de realitate având în vedere că martorii de eroziune cu aspect de cornete (Molidviş, Cătălinu) situaţi la peste 1750 m pe roci granitoide în versantul sudic al Parângului aparţin acestei suprafeţe (Borăscu II).

28

Foto 4.1.1 Suprafaţa de nivelare Borăscu I în masivul Parâng

4.1.2. Complexul sculptural Râu Şes

Complexul sculptural Râu Şes are în Masivul Parâng două nivele. Nivelul superior (Râu Şes I) se extinde în Parâng la 1500-1600 m, este de vârstă miocen inferior – miocen mediu şi a fost modelat

în perioada de stabilitate tectonică dintre mişcările savice şi cele stirice sau moldave într-un climat mediteranean cu două anotimpuri (unul ploios şi mai răcoros iar celălalt secetos şi cald) (Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., 1974).

Nivelul Râu Şes I se conservă cel mai bine în sudul Parângului pe interfluviu dintre Gilort şi Galbenu unde vârfurile Corneşul Mic (1696 m), Corneşu Mare (1686 m), Plopu (1597 m), Florile Albe (1556 m), Tolanul Mare (1545 m), Cerbu (1585 m) domină sub formă de cornete o suprafaţă cu aspect vălurit în profil longitudinal (foto 4.1.3). Această suprafaţă de nivelare, cea mai importantă ca extindere din masivul Parâng, se desfăşoară pe aproximativ 14 km lungime şi lăţimi ce variază între 500 şi 1300 m. La acest nivel, între vârfurile Corneşu Mic şi Corneşul Mare se află staţiunea turistică Rânca (1600 m) care este în plină expansiune şi tot de-a lungul acestui interfluviu trece drumul alpin Novaci-Sebeş.

Foto 4.1.3 Extensiunea suprafeţei de nivelare Râu Şes I (1500-1600 m) în cadrul interfluviului Gilort-Galbenu a permis dezvoltarea spaţială a staţiunii Rânca (1600 m)

Al doilea aliniament important pe care se

dispune nivelul superior Râu Şes II este culmea Rotunda – Băileasa (1600 – 1630 m), cu orientare est-vest. Toţi afluenţii de pe dreapta Gilortului din sectorul subcarpatic (Valea Largă, Drăgoieşti, Blahniţa, Ghia, Cărpiniş, Ciocărzeaua Radoşului, Aniniş, Hirişeşti), reprezentând o nouă generaţie de văi, îşi au obârşia sub această culme, suprafaţa respectivă (Râu Şes I) fiind puternic atacată dinspre sud de eroziunea regresivă manifestată de cursurile de apă menţionate. Petice ale primului nivel Râu Şes se mai conservă pe muntele Măcăria (1611 m), Dealul Mocirlelor (1511 m), în jurul vârfurilor Muncel (1496 m) şi Pleşele (1560 m). Ca interfluvii secundare, la 1520-1600 m, foarte bine înscrise în relief sunt Coada Râncii (pe care se află partea de vest a staţiunii Rânca), Dâlbanu (unde într-un viitor nu foarte îndepărtat se va extinde staţiunea turistică) şi Pleşcuţa (1580 m). Pe interfluviul dintre Galbenu şi Olteţ la 1450-1500 m, Râu Şes se înscrie ca

o treaptă de 1,7 km lungime. Nivelul inferior (Râu Şes II) se extinde în Parâng la 1350-1470 m, este de vârstă sarmaţian-meoţian şi a fost modelat între mişcările

moldavice şi cele attice într-un climat mediteranean în care predomina pedimentaţia. Mult mai fragmentat şi mai restrâns decât nivelul superior Râu Şes, nivelul inferior este evidenţiat pe culmile secundare la următoarele altitudini: Înşiratele la 1410 m, Burzu la 1430 m, Cracul Rece la 1370 m, La Mocirle la 1470 m, Pleşa la 1380 m, Dâlbanu la 1410 m, Culmea Boului la 1430 m, Radoşi (pe culmea ce pleacă din Băileasa) la 1350 m.

O trăsătură distinctă a suprafeţei de nivelare Râu-Şes în sudul masivului Parâng o reprezintă ruptura de pantă, uneori cu diferenţe de nivel de până la 300 m, care există între suprafaţa respectivă şi primul nivel Gornoviţa din sud (foto 4.1.5), în acest abrupt înscriindu-se şi obârşiile unei generaţii de văi mai noi pe care le-am menţionat anterior.

Contactul dintre rocile mai dure (granite) de la nord şi cele mai moi (şisturile seriei de Lainici-Păiuş) de la sud a amplificat ruptura de pantă respectivă (iniţial de natură tectonică). Spre nord contactul cu suprafaţa de nivelare Borăscu este de asemenea abrupt pe aliniamentul faliei fundamentale care trece pe la baza (sudul) crestei principale.Suprafaţa Râu-Şes am identificat-o şi sub formă de umeri, ca trepte puţin dezvoltate pe văile Rânca, Dâlbanu, Romanu, Pleşcoaia, Măcăria la 1620 – 1650 m şi trepte mai lungi, dispuse între 1400 şi 1500 m pe văile mai noi: Înşiratele, izvorul Gilorţel, Cărpiniş, Blahniţa.

29

30

4.1.3. Complexul sculptural Gornoviţa

Suprafaţa carpatică de bordură a fost semnalată de Emm. de Martonne (1907) care a denumit-o platforma pliocenă sau platforma Gornoviţa deoarece o remarcă cel mai bine conservată şi înscrisă sub forma unei trepte pe rama sudică (de bordură) a munţilor Vâlcan, deasupra satului Gornoviţa (la nord-est de Tismana). Emm. de Martonne o remarcă şi pe latura vestică a Parângului (pe văile Polatişte şi Izvoru), pe valea Lotrului în aval de Vidra (sub formă de umeri) şi o presupune ca foarte probabilă pe rama sudică a Parângului deşi nu o poate urmări ca aspect cu desfăşurarea de la vest de Jiu (munţii Vâlcan). Este explicabilă observaţia marelui geograf deoarece pe versantul sudic al Parângului, suprafaţa Gornoviţa diferă ca geneză în raport cu condiţiile tectonice şi cu procesele din timpul formării acesteia.

Suprafaţa este foarte fragmentată de reţeaua hidrografică cu obârşiile sub aliniamentul vârfurilor Molidviş – Băileasa - Rotunda – Tolanul Mare şi apare sub forma unor culmi foarte înguste şi lungi, îndeosebi la est de Gilort sau sub forma ,,unor măguri provenite din disecarea nivelului Râu Şes” (Silvia Iancu, 1970).

Foto 4.1.5 Suprafaţa Gornoviţa I şi Râu Şes II separate de o ruptură de pantă pe clina sudică a Parângului

În urma consultării referirilor din literatura de specialitate, a

observaţiilor din teren, a analizei hărţilor topografice la scara 1:25000 şi a hărţilor digitale construite de noi considerăm că suprafeţei de nivelare Gornoviţa îi corespund în bazinul montan al Gilortului treptele de: 700-750 m; 800-900 m; 1000-1100 m; 1150-1250 m. Notăm nivelurile respective cu Gornoviţa I-IV (fig.4.1.1 şi planşa 12) şi considerăm că ele sunt specifice doar versantului sudic al Parângului (au o desfăşurare strict locală) impusă de condiţiile particulare ale regiunii (variabilitatea locală în timp şi spaţiu a regimului de modelare). Suprafaţa Gornoviţa pătrunde şi sub formă de umeri care urcă pe valea Gilortului la diferite nivele (800-900 m; 1000-1100 m; 1150-1250 m).

Transgresiunea sarmaţiană a depus la bordura Parângului depozite pe care modelarea ulterioară le-a înălţat şi le-a făcut să apară sub forma unei prispe în care ulterior a fost înscrisă treapta inferioară a suprafeţei Gornoviţa, cele superioare acesteia înscriindu-se pe

granitoidele Autohtonului Danubian. Treapta de 1300-1350 remarcată de Silvia Iancu (1970) ca având caracter de tranziţie şi încadrată de aceasta la complexul Gornoviţa, o considerăm ca aparţinând nivelului Râu Şes II, deformată local pe flancul sudic al anticlinalului desfăşurat între vârfurile Muncel şi Zănoaga. Deşi nu s-a putut stabilii cu certitudine vârsta dislocărilor care au fragmentat tectonic complexul Râu Şes, aceste dislocări şi cele care au urmat au afectat în mod evident şi suprafeţele care erau definitivate în momentul respectiv.

Diferenţele litologice explică şi acestea, în parte, diferenţele altimetrice, nivelul Râu Şes II înscriindu-se pe contactul dintre şisturile cristaline şi granitoidele intrusive, formaţiuni care se comportă diferit la eroziune.

Extinderea complexului sculptural Gornoviţa în bazinul montan al Gilortului: Extinderea nivelului de 1150 – 1250 m se realizează în lungul unor trepte scurte şi a unor măguri fiind identificat în: Plaiul

Ogorului 1160 m , Măgura 1161 m, Măgura cu Frasini 1183 m, Plaiul Miruş 1180 m, Bîzgele 1203 m, dezvoltate în principal între văile Gilort şi Galbenu, sau între Crasna şi Sadu (Chicura Mocirlii la 1250 m, Urma Boului la 1262 m). Nivelul se întâlneşte şi sub formă de umeri în cursul superior al Gilortului.

Extinderea nivelului de 1000 – 1100 m se pune în evidenţă între văile Galbenu şi Cărpiniş, unde apare sub forma unor culmi foarte înguste, lungi de până la 2 km, denivelate spre sud printr-un abrupt tectonic de circa 100 m înălţime. Nivelul respectiv l-am identificat în: Pleşa–Ţancurile Pleşii (est) la 1070 m, Scăriţa - 960 m, Poiana Cerbu – 1040 m, Rădeiu – Vf. Pleşa – 1000-1050 m, Dealul Aninişul – 1030 m. Ele au corespondent în câteva din culmile dispuse mai spre vest: Merişor -1000-1050 m, pe interfluviu Valea Largă – valea Mare (Fântâna Oii) la 1000-1050 m. Nivelul acesta poate fi urmărit sub formă de umeri pe văile Gilort, Aniniş, Cărpiniş, Crasna.

Extinderea nivelului de 800 – 900 m se conturează în continuarea rupturii de pantă care delimitează spre sud nivelul de 1000-1100 m. Pe Plaiul Mare, Dealul Ciocălia Novacilor şi Plaiul Băii (sud) îl observăm mărginit spre sud printr-un abrupt situat la obârşia unor organisme torenţiale. La vest de Aniniş nivelul apare mai puţin evident. În sud-vestul bazinului montan acest nivel corespunde unor măguri (în Dealul Drăgoieştilor la 900 -940 m, Păstaia la 906 m), iar în lungul văilor Gilorţel, Gilort, Hirişeşti, Aniniş, l-am identificat sub forma unor mici umeri înscrişi la 850 – 950 m.

Extinderea nivelului de 700 – 750 m este înscris în cea mai mare parte în formaţiunile sarmaţiene care urcă în prezent pe bordura Parângului în medie la 650-700 m iar în unele locuri ajung până la 970 m (pe valea Hirişeşti). Le-am remarcat sub forma unor trepte scurte şi înguste în Dealul Alunişului şi Măgura Cernădiei (Schela) având orientarea reţelei hidrografice sau sub formă de umeri reduşi ca dimensiune, îndeosebi la vest de Ciocăzeaua Radoşului.

Foto 4.1.7 Ravenarea suprafeţei

Gornoviţa în sudul masivului Parâng

Pe interfluviile dintre

văile Aluniş - Hirişeşti, Scăriţa - Gilorţelul Mic şi Gilorţelul Mic - Gilorţelul Mare se mai conturează local o treaptă îngustă de relief pe o lungime de circa 350-450 m situată la aproximativ 650 m altitudine. Considerăm că nivelul respectiv este reprezentat de glacisuri de eroziune modelate în depozite sarmaţiene

de cursurile de apă la ieşirea din munte. Caracterul erozional l-am putut observa în deschiderea din versantul stâng al văii Scăriţa. Etapele în modelarea suprafeţelor de nivelare şi corelarea depozitelor pentru aria montană şi submontană din bazinul studiat pot fi evidenţiate cu

31

ajutorul ritmogramei şi oscilogramei (fig.4.1.2) întocmite pentru o coloană stratigrafică din zona Novaci-Polovragi (Ilie I., 1972). Oscilograma pune în evidenţă variaţia liniei ţărmului şi implicit momentele exondării regiunii în cauză. Pentru trasarea acesteia se

reprezintă pe abscisă, la scară, adâncimile medii la care sunt localizate diferite depozite marine: pietrişuri la 150 m, calcare epicontinetale, pietrişuri şi nisipuri (gresii) la 100 m, nisipuri argilosase (gresii marnoase) la 200 m, argile nisipoase (marne grezoase) la 250 m, argile (marne) la 400 m şi calcare batiale la peste 450 m (fig.4.1.2). Apoi, fiind cunoscută spaţierea diferitelor formaţiuni de depozit din coloana stratigrafică şi adâncimea la care acestea se află, se pot obţine punctele de intersecţie. Analizând relaţiile existente între nivelele din secvenţa depozitului, se poate observa caracterul transgresiv sau regresiv al fiecărui depozit, comparativ cu cel anterior, precum şi momentul de exondare a regiunii. Se poate estima şi amplitudinea şi frecvenţa diferitelor adâncimi, oscilaţia adâncimilor în zona respectivei probe şi de aici şi numele reprezentării, oscilogramă.

În oscilograma prezentată se remarcă pentru regiunea analizată şase stadii de evoluţie subaeriană a căror vârstă rezultă din fig.4.1.2. O caracteristică a evoluţiei zonei este dată de marea amplitudine a migrării liniei ţărmului şi a batimetriei (- 400 m). Discordanţele care apar între turonian-senonian şi miocenul inferior; miocenul inferior şi badenian; volhynian şi bessarabian, evidenţiază complexele sculpturale Borăscu, Râu Şes şi respectiv Gornoviţa (Ilie I., 1972). Trebuie să admitem însă faptul că oscilograma surprinde doar oscilaţiile de nivel cu amplitudini relativ mari.

Ritmograma se realizează prin înregistrarea secvenţială a grosimii, compoziţiei, stratigrafiei şi granulometriei stratelor. Aceasta include şi coloana litologică care redă variaţiile cantitative ale parametrilor consideraţi pentru fiecare strat.

Interpretarea ritmogramei ne ajută să punem în evidenţă evoluţia în timp a procesului de acumulare a materialului sedimentar.

Pentru trasarea ritmogramei, in centrul fiecărui strat se menţionează grosimea sa. Această reprezentare arată ritmul procesului de sedimentare la diferite nivele şi durata lor. În caz de discordanţe (inflexiuni pe grafic), relieful a fost modelat subaerian, adică denudat. Din analiza ritmogramei din fig. 4.1.2 se remarcă o perioadă cu puţine, dar ample ritmuri de sedimentare (jurasic-cretacic) şi o perioadă cu ritmuri în scădere stimulate de fazele orogenezei alpine (miocen inferior-pliocen). Datele obţinute cu ajutorul oscilogramelor şi ritmogramelor trebuie corelate cu datele obţinute cu ajutorul altor metode.

O analiză a formaţiunilor sedimentare sarmaţiene care conţin nivelul Gornoviţa a fost posibilă prin interpretarea diagramei roză (circulare) corespunzătoare celor trei niveluri specifice evidenţiate pentru zona Crasna-Drăgoieşti (fig. 4.1.3) .

Fig. 4.1.3 Diagrama roză pentru formaţiunile sedimentare sarmaţiene care conţin nivelul Gornoviţa (I,II,III) în aflorimentul Crasna (după Ilie I., 1972)

32

Diagrama roză permite studiul sectoarelor acumulative ale suprafeţelor de nivelare, ale teraselor şi ale câmpiilor acumulative fluviatile, lacustre şi marine (Ilie I.,1972). Aceste diagrame se întocmesc după azimutul mediu al fiecărei grupe şi după numărul de măsurători cuprinse în azimut (Florina Grecu, Laura Comănescu, 1998). Pentru trasarea diagramei roză, se urmăresc următoarele aspecte: măsurarea unghiului de înclinare şi azimutului fiecărui nivel; măsurarea azimutului şi unghiului de înclinare a circa 50 galeţi pentru fiecare nivel în parte; trasarea diagramei prin delimitarea a 36 de sectoare de câte 100 corespunzătoare azimutului posibil luat la fiecare 100 (tabelul 4.1.2). Din centru spre periferie, sunt trasate 10 cercuri concentrice situate la distanţe egale care corespund unghiurilor de bandă ale pietrişurilor, care pot varia între 0 şi 900. Luând în calcul azimutul şi unghiul de bandă al fiecărui galet, se obţine un punct pe diagramă. Prin unirea punctelor cu unghiuri de bandă maxime din spaţiul azimutului apar arii grupate diferenţiat pe diagrama circulară, evidenţiind mediul de transport (fig.4.1.3). Direcţia de deplasare a materialului şi natura agentului care l-a deplasat sunt indicate dacă analizăm orientarea dominantă şi înclinarea galeţilor. În plan, dispunerea galeţilor faţă de agent poate fi paralelă sau perpendiculară cu mişcarea care i-a deplasat şi modelat. Dispunerea paralelă poate la rândul său să aibă înclinări diferite în profil, astfel la râuri galeţii sunt înclinaţi sub un unghi mare, în sens opus curentului în timp ce pe litoral, sunt slab înclinaţi spre mare iar în depozitele morenice, acolo unde agentul face corp comun cu materialul deplasat dispunerea este paralelă. În timpul depunerilor apelor curgătoare, atunci când galeţii nu fac corp comun cu agentul, dispunerea galeţilor faţă de acesta este perpendiculară (Florina Grecu, Laura Comănescu, 1998).

Gruparea tuturor punctelor într-un sfert al diagramei indică un depozit fluviatil cu transport într-o singură direcţie. Gruparea aproximativ egală a punctelor în două zone simetrice dovedeşte prezenţa depozitelor neritico litorale cu o apariţie aproximativ egală de-a lungul râurilor şi ţărmurilor marine. Dimpotrivă, diagramele simetrice cu arii inegale atestă depozitele de lagună şi deltaice, unde râul sau marea a avut rolul preponderent. Pentru a face distincţie între pietrişul fluviatil şi cel marin, se foloseşte indicele de asimetrie Cailleux (Ilie I., 1972). Caracterul neritic-litoral al sedimentelor analizate (zona Crasna-Drăgoieşti) rezultă din comportamentul sectorial din cele trei diagrame circulare. Combinarea acestor date cu cele obţinute din analiza petrografică şi morfometrică arată o prelungire cu circa 25 km a pietrişurilor analizate şi provenienţa lor din zonele vârfurilor Muncel, Molidviş şi Pleşele, toate localizate în partea de sud-vestul sectorului montan al bazinului (Ilie I., 1964, 1972).

4.1.4. Nivelurile carpatice de vale, suprafeţe şi niveluri colinare

Dacă pentru masivul Parâng cele trei suprafeţe de nivelare (Borăscu, Râu Şes, Gornoviţa) se regăsesc pe principalele interfluvii sub forma unor poduri cu lăţime variabilă, contribuind la formarea culmilor secundare în trepte, nivelurile carpatice de vale se inserează sub forma unor umeri, ca trepte de versant în cadrul văilor actuale. Aceste mici trepte în aspectul reliefului s-au conservat din etapa următoare de modelare a reliefului, respectiv din dacian (după mişcările rhodanice) şi până în cuaternarul inferior (Posea Gr., 2002). Ele îşi au geneza în vechile glacisuri ce prelungeau lateral fundul văilor sau se încrustau în versanţii montani ai depresiunilor (Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., 1974).

Pe clina sudică a masivului Parâng, sub nivelul de 650 m, micile trepte care apar în lungul văilor Gilort (amonte de microhidrocentrală) şi Galbenu (amonte de Peştera Muierilor) aparţin acestor nivele. Sub acestea apar mici fragmente de terasă, suspendate la 2-4 m; 5-12 m deasupra văilor actuale ale Galbenului şi Gilortului (chiar 20-25 m în cazul Galbenului).

Relieful sectorului subcarpatic a fost modelat policiclic şi conservă petice din suprafeţele de eroziune, îndeosebi pe marginea muntelui (Roşu Al, 1967; Badea L., 1967; Dinu Mihaela, 2001) sau nivele locale de eroziune (Badea L., 1967) ce se înscriu într-o primă fază de eroziune cuaternară. În Subcarpaţii Getici în cadrul etapei pliocen-cuaternar inferior au fost puse în evidenţă câteva trepte. În sectorul nordic subcarpatic, suprafaţa de bordură pliocenă Gornoviţa realizată policiclic şi care apare pe marginea unităţii montane a fost identificată de Al. Roşu (1967) şi în dealurile subcarpatice mai înalte de la vest de Gilort (,,nivelul Săcelu”, 450-500 m).

În sectorul sudic subcarpatic şi în dealurile piemontane, Roşu Al. (1967), Ilie I.D. (1981) evidenţiază trei suprafeţe de nivelare dezvoltate atât pe principalele interfluvii cât şi pe cele secundare cu aspect de promontorii:

- nivelul de 350-420 m (altitudine absolută) sau ,,nivelul Sporeşti” (Roşu Al., 1967) reprezentat de câteva vârfuri şi culmi situate la sud de valea Cioianei unde formaţiunile mio-pliocene monoclinale staţionează peste flancul sudic al Subcarpaţilor Gorjului, la contactul acestuia cu piemontul. Petice din această suprafaţă se regăsesc în unele culmi cuestice de pe cumpăna de ape Gilort-Cioiana, în extremitatea nordică a piemontului (Culmea Ruşchiului-392 m; Piscul Ţiclenului – 401 m; Poienile – 425 m; Culmea Vâlsanului – 389 m). În acest nivel, s-au adâncit văile torenţiale din generaţiile mai noi.

- nivelul de 300-340 m cu dezvoltare mare în partea axială a Subcarpaţilor Gorjului, denumit şi ,,nivelul Târgului” (Roşu Al., 1967) se regăseşte în bazinul Gilort pe Dealul Socului, Dealul Mânăstirii, Dealul Boia, Dealul Rogojeni (la vest de Gilort) şi Dealul Brăteşti, Dealul Ciorari, Dealul Măgura etc.(la est de Gilort);

- nivelul de 220-250 m alt.abs. este conservat sub forma unor petice pe promontoriile sudice ale anticlinalului Bran şi pe cele nordice ale dealurilor piemontane (Ilie I.D., 1981). În bazinul Gilort acest nivel este slab reprezentat prin câteva petice pe dealurile Sterpoaia, Dealul Viilor şi Dealul Bibeşti.

4.1.5. Suprafaţa piemontană

La sfârşitul pleistocenului inferior se încheie faza de acumulare a câmpiei piemontane getice (realizată în villafranchian-pleistocen inferior) şi începe treptat ridicarea şi transformarea acesteia în podiş piemontan (Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., 1974; Popescu N., 1986; Ielenicz M., 1993, 1999). Suprafaţa rezultată este fragmentată în mai multe etape separându-se patru generaţii de văi piemontane, preponderent torenţiale (Popescu N., 1986). Iniţial suprafaţa este fragmentată de către cursul Gilortului în prima parte a pleistocenului mediu urmată de o nouă înălţare impusă de mişcările pasadene (în Mindel-Riss) care declanşează o fragmentare mai accentuată a suprafeţei piemontane astfel încât sfârşitul pleistocenului mediu corespunde cu momentul începerii adâncirii văilor torenţiale din prima generaţie (Vladimir, Sterpoaia, Groşerea, Cocorova).

În partea a doua a pleistocenului superior şi-au început adâncirea văile din generaţia a doua (Tudoreasa, Valea Mare, Butişoara, Floreşti, Valea Iepii, Valea Gardului, Ursoaia, Valea Calului) care fragmentează sistemul de terase deja format (terasele de 50-60 m, 30-40 m, 20-25 m). La sfârşitul pleistocenului îşi încep adâncirea văile piemontane din generaţiile III şi IV (văi torenţiale de ordinul 1 şi 2). Acestea fragmentează numai fruntea şi podul unor terase.

Desfăşurarea interfluviilor piemontane se impune în peisaj diferenţiat, astfel încât podurile interfluviilor din apropierea sectorului subcarpatic se prezintă fragmentate şi înguste (interfluviile Ştefăneşti-Bîrzeiu, Mira-Ştefăneşti, Valea Mare-Tudoreasa, Pârâu Boia-Valea Mare), retezând formaţiunile romaniene sau fiind dominate de vârfuri alcătuite din pietrişuri villafranchiene. Datorită ridicărilor sacadate nivelul acestor poduri nu reprezintă suprafaţa piemontană iniţială, ci una rezultată dintr-o glacisare a versanţilor văilor care au ajuns la intersecţii, situaţie care explică prezenţa în acest sector a martorilor de eroziune de vârstă villafranchiană (Ielenicz M., 1993). În partea sudică a bazinului piemontan al Gilortului interfluviile devin din ce în ce mai late şi mai puţin fragmentate (îndeosebi cele de ordinul 4 şi 5) şi se înscriu în formaţiuni de vârstă villafranchian-st. prestien (nisipuri şi pietrişuri).

33

4.2. Relieful fluviatil

4.2.1. Terasele

Terasele reprezintă alături de relieful glaciar şi periglaciar caracteristica morfogenetică principală a cuaternarului care se regăseşte în relieful actual. Terasele din bazinul Gilort sunt bine dezvoltate şi conservate în sectorul subcarpatic şi piemontan (planşa 12), în timp ce în zona montană ele sunt mai puţin evidente ca nivele, având îndeosebi aspect de umeri ce se înscriu pe principalele văi. În sectorul subcarpatic studiat se găsesc cele mai dezvoltate terase din întreaga unitate getică, cele mai reprezentative nivele datorându-se acţiunii râului Gilort (Badea L., 1967). În sectorul piemontan, unde mobilitatea tectonică nu a atins amplitudinile şi ritmicitatea din aria subcarpatică iar relieful este mai tânăr decât unităţile de la nord, terasele sunt mai puţin dezvoltate, numărul şi altitudinea relativă a acestora având valori mai mici.

Terasele în sectorul montan Pe versanţii văii montane a Gilortului pot fi urmăriţi câţiva umeri de terasă scurţi ce se desfăşoară din aval de confluenţa Gilortului

cu Romanu. Aval de cheile Gilortului devin relativ frecvenţi umerii tăiaţi în rocă la o altitudine relativă de 15-20 m iar mai jos de confluenţa Gilortului cu Cerbu se remarcă umerii unei terase la 8-10 m. Aval de prima microhidrocentrală de pe Gilort, pe dreapta văii se poate urmări un fragment de terasă situat la circa 15 m de talveg. Mai jos, la trecerea spre depresiunea subcarpatică se pot urmări fragmente ce aparţin unor niveluri de terasă de 2-3 m, 8-15 m, 20-30 şi 45-50 m.

Pe valea Galbenu, din amonte de Peştera Muierii şi până la confluenţa acestuia cu Gilortul există un număr de 4 terase (2-4 m, 5-12 m, 20-25 m. 27-40 m) din care trei nivele corespondente galeriilor din Peştera Muierilor.

Intrările în Peştera Muierilor şi alte câteva peşteri din cheile Galbenului se constituie în repere cronologice pentru datarea terasele înscrise sub altitudinea acestora având în vedere că urmele culturi Mousteriene (I şi II) s-au putut conservă imediat după trecerea galeriei principale în stadiu uscat astfel încât terasele situate sub nivelul de 30-35 m (nivelul intrărilor) sunt de vârstă würmiană (Ilie I.D., Lupu Silvia, 1963).

Terasele în sectorul subcarpatic Cercetări geomorfologice privind terasele din sectorul subcarpatic între Motru şi Gilort şi între Gilort şi Cerna Olteţului realizează

Al. Roşu Al. (1967) respectiv L. Badea (1967). O caracteristică a teraselor Gilortului în sectorul subcarpatic este marea variaţie a altitudinilor relative a tuturor nivelurilor existente

(Badea L., 1967). Acelaşi autor menţionează pentru sectorul depresiunii intracolinare prezenţa unui număr de nouă nivele bine individualizate: 2-3 m, 4-6 m, 6-8 m, 13-15 m, 25-30 m, 35-40 m, 50-55 m, 75-85 m, 110-120 m, 140-160 m. Acest sistem este şi cel mai complet pentru întreg bazinul Gilort, la sud, în sectorul piemontan regăsindu-se numai o parte dintre aceste nivele.

Al. Roşu (1967) identifică la vest de Gilort, în fapt pentru Subcarpaţii dintre Gilort şi Motru, un număr de 6 terase (atunci când nu sunt deformate local de influenţa tectonică) care se înscriu în nivelele de: 4 m, 10-12 m, 25 m, 40-60 m, 90-100 m, 120-130 m.

Diferenţele - care sunt semnificative - privind numărul şi altitudinea teraselor de-o parte şi de alta a Gilortului, exprimate de cei doi autori, sunt justificate dacă admitem că:

1. nivelele şi numărul teraselor identificate de Al. Roşu (1967), cu deformările atribuite de acesta, sunt analizate în special pe valea Jiului, între Tg. Jiu şi Bumbeşti-Jiu, adică într-un sector unde vin să se contopească ambele culoare depresionare – subcarpatic şi intracolinar, motiv pentru care trăsăturile înscrise în relief de evoluţia regiunii sunt diferite faţă de particularităţile sub care s-au format terasele Gilortului din depresiunea intracolinară. Numai prin compararea situaţiei teraselor Gilortului (şi afluenţilor săi) în depresiunea intracolinară cu situaţia teraselor aceluiaşi râu din depresiunea subcarpatică şi ne dăm seama clar de diferenţele majore induse de aceste particularităţi. Cei doi autori se referă la două sectoare în care sunt prinse toate particularităţile evoluţiei cuaternare formând sisteme locale de terase;

2. diferenţele de altitudine între cele două sisteme de terase (±10-15 m) sunt explicabile în cadrul bazinului Gilort dacă avem în vedere şi remanierile reţelei hidrografice de aici şi implicit modificarea nivelului de bază;

3. ridicarea neotectonică activă a unor anticlinale manifestată la sud de ulucul depresionar subcarpatic explică şi ea aceste diferenţe, afectând formarea teraselor din bazinul subcarpatic al Gilortului (îndeosebi sectorul estic) în timp ce deformările datorate subsidenţei în cadrul depresiunii subcarpatice nu pot fi puse în evidenţă pentru acest sector.

În sprijinul diferenţelor menţionate dar şi ca o justificare a susţinerii unui număr de opt terase în bazinul Gilort, cu nivele bine reprezentate şi aparţinând unor faze de evoluţie distincte vin următoarele argumente:

1. nivelele locale de 4-6 m şi 6-8 m, remarcate de L.Badea, ,,pot reprezenta o singură terasă dedublată prin existenţa a două stadii diferite ale aceleiaşi faze de evoluţie a văii” (terasa 1) iar ,,terasa de 25-30 m poate fi considerată ca un nivel stadial care aparţine terasei de 35-40 m” (Badea L., 1967), nivelul respectiv (25-30 m) lipsind pe Gilort (se regăseşte numai pe Blahniţa);

2. terasa de 13-15 m identificată de L. Badea este foarte bine individualizată la est de Gilort, între Bumbeşti-Piţic şi Cojani şi trebuie considerată ca atare pentru bazinul Gilort (terasa 3). Al. Roşu identifică un nivel local de 15 m în apropierea confluenţei Jiului cu valea Tetila, la nord de Curtişoara ;

3. terasa superioară Cârligei (140-160 m) care reprezintă cea mai extinsă şi bine conservată terasă din bazin trebuie considerată ca atare, în structura acesteia identificându-se pietrişuri de terasă, cu grosimi reduse şi o distribuţie relativ uniformă (L. Badea, 1967). Pentru această terasă am evidenţiat rolul pe care l-au avut cele două râuri, Gilortul şi Galbenu în geneza ei.

Repartiţia teraselor. Pentru terasele inferioare, treptelor situate între 2 şi 8 m le corespund trei nivele distincte: 2-3 m, 4-6 m şi 6-8 m (L. Badea, 1967). Această oscilaţie a altitudinilor se regăseşte în zonele de confluenţă, acolo unde acumularea de aluviuni este mai intensă şi grosimea depozitelor de pietrişuri devine mai mare. Deşi cele trei nivele menţionate diferă foarte puţin ca altitudine totuşi fiecare dintre acestea sunt bine conturate iar primele două au o dezvoltare semnificativă.

De-a lungul Gilortului terasa de luncă (terasa 1 de 2-3 m) apare fragmentat între Bumbeşti-Piţic şi Bălceşti şi are o desfăşurare continuă la sud de Bengeşti-Ciocadia. Este din ce în ce mai extinsă la sud de Albeni ajungând la peste 1 km lăţime la Tg. Cărbuneşti. Terasa de luncă poate fi urmărită şi pe Galbenu, Blahniţa, Câlnic, Tărăţel.

Terasa 2 de 4-8 m: Între Bengeşti şi Albeni nivelul de 6-8 m este bine dezvoltat pe stânga Gilortului, localităţile Albeni şi Mirosloveni fiind situate pe această terasă. Între Albeni şi Tg. Cărbuneşti apare numai pe dreapta Gilortului. Aval de localitatea Vidin o regăsim pe stânga văii. În structura acestei terase se poate observa (la intrarea în Mirosloveni dinspre Bengeşti) un orizont de pietrişuri cu grosimea de circa 3 m peste care stă un orizont de nisipuri fine cu grosimea de circa 1 m. Nivelul de 6-8 m apare de asemenea şi pe văile Blahniţa şi Câlnic. Nivelul de 4-6 m este reprezentat mult mai restrâns între Pojogeni şi Cărbuneşti, în zona de confluenţă a Blahniţei cu Gilortul, la sud de Cărbuneşti (pe dreapta Gilortului), la confluenţa Gilortului cu Băcila şi cu Valea Mare (Boia).

Terasa 3 de 13-15 m: Se desfăşoară în aval de Bumbeşti-Piţic, pe dreapta Galbenului şi în continuare de la confluenţa acestuia cu Gilortul până la valea Ciocadiei. De la Bengeşti se înscrie spre sud regăsindu-se din ce în ce mai fragmentată până la confluenţa Blahniţei cu

34

Gilortul. Fragmente din această terasă remarcăm şi mai la sud între Valea Rea şi Valea Mare. Terasa 4 de 30-40 m (Terasa Câmpu Mare): Considerată terasă reper include şi un nivel stadial de 25-30 m care se extinde

numai pe dreapta Blahniţei, aval de Pojogeni iar de la confluenţa acesteia cu Gilortul o regăsim foarte puţin dezvoltată pe dreapta râului între Rogojeni şi Jupâneşti.

Terasa Câmpu Mare (30-40 m) este cea mai reprezentativă terasă a Gilortului corespunzând unei faze importante de modelare a depresiunii intracolinare (Badea L., 1967). Se desfăşoară asimetric faţă de Gilort (cea mai mare dezvoltare o are pe dreapta acestuia) şi este încadrată între acesta şi Blahniţa. Apare suspendată la circa 40 m deasupra acestor văi având aspect de pod întins şi neted delimitat de jur împrejur de o frunte abruptă. Lăţimea maximă a terasei este în sectorul central-nordic unde atinge circa 2,7 km. La sud de Colibaşi suprafaţa acesteia se îngustează foarte mult, fiind subminată de valea Blahniţei care îşi schimbă pentru un timp direcţia. Ajunge astfel ca la Cojani să aibă o lăţime de circa 700 m după care se lărgeşte din nou astfel încât la nord de Tg. Cărbuneşti are o lăţime de aproximativ 1,7 km. Terasa se desfăşoară pe o lungime de 16 km. Pe baza analizei poziţiei pietrişurilor de terasă faţă de talvegul actual s-a pus în evidenţă deformarea tectonică a podului terasei (Badea L., 1967). Deformările maxime se realizează la extremităţi (50 m altitudine relativă în nord, respectiv 45 m în sud) în timp ce în zona centrală, în dreptul localităţii Cojani, altitudinea relativă este de 30 m.

Pe podul terasei Câmpul Mare apar microdepresiuni de tasare dezvoltate într-un orizont luto-nisipos cafeniu-roşcat la a căror formare a contribuit şi panta favorabilă acumulării şi stagnării apei şi în care în perioadele ploioase se formează mici ochiuri de apă. În restul anului sunt ocupate de mlaştini cu vegetaţie hidrofilă iar uneori au podeaua acoperită cu noroi uscat şi parţial cu vegetaţie.

Procesele de versant afectează fruntea terasei dinspre valea Blahniţei astfel încât alături de şiroiri şi prăbuşiri ce au loc pe nisipurile şi pietrişurile din orizonturile superioare apar şi alunecări în strânsă dependenţă cu orizontul marnos de sub pietrişurile de terasă şi cu izvoarele în serie ce apar la baza acesteia.

Terasa 5 de 50-60 m: Este relativ restrânsă ca întindere şi apare foarte fragmentată numai pe stânga Gilortului în porţiunile de confluenţă cu Galbenul (la vest de Bumbeşti-Piţic) şi Câlnicul (în nord-estul localităţii Albeni). Se poate urmări, de data aceasta pe suprafeţe mai mari dar în continuare fragmentată de reţeaua hidrografică instalată ulterior, din valea Băcila şi până la Jupâneşti unde se îngustează treptat până la dispariţie. Nivelul reapare în apropierea confluenţei de la Filiaşi unde este bine reprezentat (planşa 12).

Foto 4.2.1 Terasa Câmpu Mare (în plan secund terasa Cârligei)

Terasa 6 de 75-85 m: Se desfăşoară sub forma

unor fragmente la confluenţele Ciocadiei, Galbenului şi Câlnicului cu Gilortul. De la sud de Ştefăneşti se desfăşoară continuu înaintând şi în piemont fiind fragmentată de văi şi ogaşe adâncite în depozite de nisipuri grosiere, pietrişuri mărunte şi luturi nisipoase (fig.4.2.1 şi planşa 12)

Terasa 7 de 110-120 m: Se remarcă sub forma unor pinteni prelungi şi larg dezvoltaţi pe latura de vest a Dealului Cârligeilor şi ca o bordură continuă pe latura de est a acestuia. Apare din nou apoi la sud de Hârnea rămasă suspendată pe interfluviile dintre văile Calului, Cârciobu, Băcila, Valea Mare de unde dispare în dreptul satului Pârâu Boia. Este despărţită de terasa inferioară ei printr-o frunte de terasă de circa 30 m. O regăsim şi la vest de Gilort între Comăneşti şi Pojogeni de unde se dezvoltă spre vest ,,legându-se cu alte fragmente de pe marginea nord-vestică a depresiunii intracolinare” (Badea L., 1967).

Terasa 8 de 140-160 m: Numită şi terasa Cârligei sau terasa superioară, reprezintă cea mai bine conservată terasă din bazinul Gilort urmărindu-se pe ,,Şesul Cârligeilor” şi la sud de văile Câlnicului şi Hârnea (L. Badea, 1967).

Se dezvoltă pe direcţia NE-SV între valea Gilortului şi valea Câlnicului având o lăţime maximă în sectorul central unde atinge circa 2,4 km. Terasa se desfăşoară pe o lungime de 16 km. Altitudinile relative sunt de 105-110 m deasupra satului Mirosloveni (în sud) şi de 155 m la Cârligei (în nord), satul respectiv situându-se pe podul acestei terase la 520 m altitudine absolută.

Podul terasei Cârligei este bine împădurit (Pădurea Bolovanu) la sud-vest de satul Cârligei iar fruntea vestică a acesteia este atacată de numeroase organisme torenţiale la obârşia pâraielor Valea Cireşului şi Valea Mare (foto 4.2.2) iar spre valea Câlnicului predomină şiroirile, prăbuşirile (Valea Călugăreasa) şi alunecările (Dealul Frăsinet, Valea Prislop).

Foto 4.2.2 Terasa Cârligei având podul afectat de ravenări

Terasa apare apoi, datorită intersecţiei versanţilor, sub forma unor mici petice pe Dealul Mare al Pruneştilor, în bazinul Ştefăneşti ca o treaptă îngustă iar în continuare spre sud din ce în ce mai fragmentată de eroziune până în dreptul localităţii Jupâneşti unde dispare.

35

Terasa de 140-160 m este prezentă şi pe dreapta Gilortului între Pojogeni şi Jupâneşti, la sud de confluenţa cu Blahniţa. În structura terasei apar cu grosimi reduse atât pietrişurile de terasă cât şi depozitele de materiale fine acoperitoare, ambele cu o

distribuţie relativ uniformă. O problemă pentru această terasă constă în descifrarea rolului pe care l-au avut cele două râuri, Gilortul şi Galbenu în geneza ei.

Gilortul la ieşirea din munte se abate puţin de la direcţia N-S căpătând pentru scurt timp direcţia NE-SV (porţiunea Novaci-Pociovaliştea) după care se îndreaptă din nou spre sud traversând aliniamentul anticlinal între delurile Seciului şi Mâţa. Râul iese dintre dealuri la Bălceşti aproape la mijlocul podului Şesul Cârligeilor sub un unghi de 450 pe care îl face cu direcţia de dezvoltare a terasei de 140 m.

Există două situaţii care pot explica acest fapt: a) în geneza terasei Cârligei un rol important la deţinut şi râul Galbenu (care păstrează pe toată lungimea direcţia terasei) această

terasă fiind de fapt o terasă de confluenţă (confluenţa Gilortului cu Galbenu). La traversarea dealurilor mediane Galbenu formează pe dreapta o terasă (,,La Tarniţă”) care se corelează cu nivelul Cârligei;

b) Gilortul nu a trecut la nivelul terasei de 140 m pe direcţia actuală de străpungere a dealurilor mediane ci puţin mai la est (păstrând astfel exact direcţia de la ieşirea din munte), prin locul numit ,,La Tarniţă” unde înşeuarea foarte largă şi plată este la 500 m altitudine, adică exact nivelul terasei de 140 m.

Considerăm prima variantă având în vedere faptul că antecedenţa şi epigeneza au fost dominante în sectorul dealurilor subcarpatice.

Terasele din depresiunea subcarpatică ocupă o suprafaţa mult mai redusă comparativ cu situaţia din depresiunea intracolinară. Fenomenul se explică îndeosebi prin condiţiile litologice de aici, prezenţa deplasărilor gravitaţionale în masă a căror frecvenţă şi intensitatea ridicată, datorate alcătuirii petrografice a rocilor de aici, au făcut ca orice fază de adâncire a albiilor să declanşeze alunecări noi care au împiedicat formarea şi conservarea teraselor.

Terasele Gilortului şi ale Galbenului cunosc o dezvoltare neuniformă în cadrul depresiunii subcarpatice. Aval de confluenţa cu Galbenu, terasele Gilortului în cadrul depresiunii subcarpatice sunt mai puţin reprezentate decât cele ale Galbenului. Din aval de Novaci şi până la Pociovalişte apar foarte extinse terasele joase cu altitudini de până la 10-15 m, terase pe care se situează o parte din localităţile Novaci şi Pociovalişte. Nivelele respective sunt mai puţin conturate datorită aluvionărilor puternice ale Gilortului la ieşirea din munte (agradarea albiei minore şi a albiei majore), acolo unde panta se reduce brusc cât şi aportului de aluviuni aduse de afluenţii Gilortului în sectorul de la Pociovalişte. Nisipurile şi pietrişurile sarmaţiene de pe rama sudică a Parângului sunt deplasate deasemenea, prin torenţii formaţi, spre partea mai joasă a depresiunii contribuind la acumulările din zona Novaci-Pociovalişte.

Nu se pot evidenţia nivele continue cu altitudine constantă, trecerile de la un nivel la altul fiind obişnuite iar fruntea teraselor este deseori estompată de materialele depuse sau afectată de schimbările de albii produse în timpul aluvionării fiecărui nivel.

Terasa de luncă în schimb se dezvoltă pe suprafeţe extinse la altitudinea relativă de 4-6 m atingând circa 180 m în Novaci la confluenţa cu Gilorţelul.

Între Baia de Fier şi Bumbeşti-Piţic, râul Galbenul desfăşoară pe partea dreaptă, trei terase: terasa de luncă (2-3 m) şi terasa 2 de 8-10 m desfăşurate în mod continuu iar cu apariţie discontinuă terasa 3 de 25 m.

Terasele din depresiunea subcarpatică cunosc o variaţie a altitudinilor relative în funcţie de liniile tectonice pe care le străbat. Altitudinile relative scad la traversarea sinclinalului subcarpatic şi cresc la traversarea liniei anticlinale situată pe aliniamentul Dealul Ciocadia – Dealul Seciului astfel încât de la sud de Baia de Fier până la nord de Poenari altitudinile relative ale teraselor Galbenului scad cu maxim 8-9 m în timp ce aval de Poenari acestea revin la altitudinea iniţială sau cunosc o mică înălţare.

Tot pe dreapta Galbenului mai apar fragmente de terasă situate la 40 m, 80 m şi 140 m care nu s-au conservat astfel încât să reprezinte nivele bine definite, fiind afectate de procesele de pantă.

Terasele Galbenului au o structură în care se evidenţiază un orizont de pietrişuri grosiere bine rulate care este aşezat peste un strat de marne cenuşii ponţiene.

Pe sectorul în care valea Crasna (afluentul principal al Blahniţei) traversează ulucul subcarpatic, natura rocilor de aici a făcut ca terasele în acest sector să lipsească iar la traversarea dealurilor mediane din sud (anticlinalul Săcelu – Ciocadia – Dealul Seciului) valea să se adâncească prin antecedenţă reflectată printr-un sector de îngustare şi adâncire puternică (Popescu N., 2000). Este prezentă terasa de luncă, valea transformându-se la ieşirea din munte într-un culoar larg de circa 1 km în care cursul meandrează puternic.

Terasele în sectorul piemontan În aria piemontană cea mai mare dezvoltare a teraselor se

realizează la extremităţile sectorului, respectiv la sud de Cărbuneşti şi la sud de confluenţa Cocorovei cu Gilortul în zona de confluenţă de la Ţânţăreni.

La nord de Filiaşi, pe o distanţă de circa 38 km se desfăşoară numai pe versantul stâng cele 6 terase ale râului din acest sector: 2-3 m, 13-15 m; 30-40 m; 50-60 m; 70-80 m; 90-110 m (fig.4.2.2). Desfăşurarea teraselor nu este continuă, acestea fiind puternic fragmentate de văile torenţiale care vin pe stânga Gilortului (Fratoştiţa, Făgeţel, Popa, Arpadia, Gardului, Cocorova, Henţea, Ursoaia, Oacheşului, Căluşelului, Calului).

Terasa de 50-60 m are cea mai mare dezvoltare între văile Fratoştiţa şi Cocorova.

Foto 4.2.3 Terasa t3 fragmentatăde valea Boziana în sectorul piemontan

5.1.2. Luncile

Luncile sunt cele mai recente trepte de relief create de acţiunea fluviatilă în lungul văilor (holocen) având altitudinea cea mai redusă de aici. Se disting deseori prin două trepte, treapta joasă şi îngustă situată în imediata apropiere a albiei minore şi o treaptă mult mai largă şi conturată clar la altitudinea relativă de 2-3 m deasupra talvegului. Aspectul acestor trepte este impus de petrografia rocilor, panta realizată, regimul scurgerii. Valea Gilortului parcurge trei unităţi morfostructurale motiv pentru care desfăşurarea şi fizionomia luncilor prezintă trăsături distincte pentru fiecare unitate străbătută.

Albiile majore sunt constituite predominant din bolovănişuri, de până la 1-1,5 m în diametru şi pietrişuri grosiere cu grad diferit de rulare, în funcţie de distanţa de transport, aportul lateral şi compoziţia petrografică, fracţiunile fine având în general o participare redusă. Grosimea acestor depozite variază între 0,5-1 m în sectoarele înguste şi cu pantă accentuată şi 4-8 m în sectoarele largi şi cu pantă mai

36

redusă. În sectorul montan, luncile au o desfăşurare sporadică, sunt înguste de numai câţiva metri şi apar în sectoarele de lărgire a văilor,

uneori la intrarea sau ieşirea din porţiuni ferestruite în roci mai dure sau la confluenţe. Astfel Gilortul prezintă mici porţiuni de luncă în parte de mijloc a sectorului montan, între afluenţii Pleşcoaia şi Romanu şi la confluenţa cu Setea Mică. Valea se lărgeşte considerabil şi dezvoltă o luncă lată de 60-70 metri aval de microhidrocentrala I.

Luncile sunt bine dezvoltate la ieşirea Gilortului şi a afluenţilor acestuia din zona montană astfel la traversarea depresiunii Novaci acestea ocupă cea mai mare pondere în cadrul văilor. Lunca se dezvoltă mai ales în lungul Gilortului, unde urmăreşte, în principal, regionarea proceselor de albie, în funcţie de natura depozitelor şi de regimul scurgerii.

La ieşirea Gilortului din sectorul de chei, albia majoră a acestuia capătă o lăţime considerabilă ajungând în zona oraşului Novaci la o lăţime de peste 180 m, o parte importantă din Novăcei şi Pociovaliştea situându-se pe terasa de luncă.

În sectorul montan al bazinului Gilort competenţa râului este mare, albia minoră şi cea majoră fiind aluvionate cu pietrişuri şi bolovănişuri, chiar blocuri uriaşe desprinse din versanţi.

În sectorul subcarpatic, la intrarea râurilor în ulucul depresionar (în mod cu totul special la Gilort), valea se lărgeşte, cursul începe să meandreze uşor şi o mare cantitate de aluviuni este depusă în albia majoră.

Competenţa Gilortului scade simţitor la intrarea acestuia în localitatea Novaci, în special datorită reducerii pantei şi a prelevării unui debit lichid pentru alimentarea celor cinci microhidrocentrale dispuse din amonte de Novaci până la sud de Pociovaliştea. Eroziunea în adâncime se atenuează. Se amplifică mult eroziunea laterală. La viituri, forţa crescută a apei reia transportul aluviunilor depuse.

Pentru prevenirea efectelor fenomenelor hidrologice periculoase de-a lungul Gilortului la Novaci, între balastiera de pietrişuri şi confluenţa cu Gilorţelul, pe malul drept a fost construit un dig de protecţie cu lungimea de 3,5 km. Malurile pâraielor Scăriţa şi Gilorţel au fost consolidate cu gabioane împotriva viiturilor. Cu toate acestea viituri de excepţie cum a fost cea din iulie 1999 au dus la prăbuşirea câtorva poduri (Scăriţa, Gilorţel) (foto 6.4) şi la subminarea malurilor în amonte de Pociovalişte.

La traversarea dealurilor mediane luncile îşi reduc foarte mult suprafaţa, în unele sectoare de îngustare şi de adâncire a cursului de apă, acestea dispar pe anumite porţiuni cum este cazul Blahniţei care la traversarea sectorului Săcelu se adânceşte în sâmburele de conglomerate eocene printr-o vale strâmtă, cu pereţi abrupţi şi pantă accentuată.

În depresiunea intracolinară lunca Gilortului apare întreruptă între Bumbeşti-Piţic şi Bălceşti şi se desfăşoară uniform la sud de Bengeşti-Ciocadia. Este din ce în ce mai extinsă la sud de Albeni ajungând la peste 1 km lăţime la Tg. Cărbuneşti.

Luncile în acest sector sunt bine dezvoltate şi pe Galbenu, Blahniţa, Câlnic, Tărăţel.

Lunca înaltă se desfăşoară continuu pe valea Galbenu la atitudini relative de 2-4 m, din amonte de Peştera Muierii şi până la confluenţa acestuia cu Gilortul.

În sectorul piemontan, între Jupâneşti şi Ţânţăreni, Gilortul înscrie în relief un culoar de vale cu o lungime de 55 km şi o luncă cu lăţimea medie de 1,8 km pe aproape întreaga lungime a culoarului a dar care ajunge la confluenţa cu Jiul să aibă 3,8 km. Circa 60% din suprafaţa culoarului de vale este ocupată de luncă care prezintă o dezvoltare bilaterală cu unele particularităţi locale.

Foto 4.2.4 Lunca Gilortului la Bibeşti (culoarul de vale piemontan)

Astfel în porţiunea Jupâneşti-Bărbăteşti lunca se desfăşoară pe partea stângă, Gilortul subminând versantul drept unde apar

frecvente surpări de maluri. Ogaşul Tudoresei, valea Aninilor şi valea Boziana, fragmentează terasa de luncă în acest sector. În dreptul satului Socu apare un braţ părăsit şi o popină. Se remarcă reniile deosebit de extinse din amonte de confluenţa cu valea Socuşorului.

Porţiunea Bărbăteşti-Musculeşti se caracterizează printr-o luncă bilaterală. Treapta joasă este destul de largă, depăşind pragul de meandrare actual. În porţiunea Musculeşti-Turburea lunca joasă este dezvoltată numai pe partea dreaptă în timp ce pe partea stângă apare un sector de luncă înaltă între valea Frasinului şi valea Scoica. Culoarul de vale are aici cea mai mare dezvoltare prin lărgirea de la confluenţa cu pârâul Sterpoaia, cel mai important afluent de pe dreapta Gilortului în sectorul piemontan.

În aval de Turburea situaţia se schimbă din nou, lunca fiind dezvoltată pe partea stângă a Gilortului în timp ce pe dreapta apar numai mici lărgiri la confluenţele cu şi Valea lui Câine. Între valea Cocorova şi confluenţa de la Filiaşi, pe stânga Gilortului, se dezvoltă foarte fragmentate şi terasele de 13-15 m, 30-40 m, 50-60 m, 70-80 m, 90-110 m (fig.4.2.2).

4.2.2. Evoluţia reţelei hidrografice

Gilortul şi afluenţii acestuia au cunoscut o evoluţie complexă şi îndelungată, marcată de captări şi antecedenţe într-o regiune care a suferit importante mişcări orogenetice şi epirogenetice de-a lungul timpului. Reconstituirea morfologiei anterioare pliocenului este foarte greu de realizat având în vedere modificările în configuraţia orografică cauzate de mişcările de la sfârşitul pliocenului şi de la începutul pleistocenului.

Problema care s-au pus privind reconstituirea evoluţiei reţelei hidrografice dintre Olt şi Motru este deosebit de complexă ţinând seama de diversitatea unităţilor şi compartimentelor morfostructurale pe care se suprapune această reţea şi a fost abordată încă de la începutul secolului trecut.

Emm. de Martonne (1907) prin observaţiile pe care le face asupra culoarelor depresionare subcarpatice înscrise pe structuri sinclinale şi asupra aliniamentelor de dealuri care s-au înălţat în cuaternar explică pentru prima dată configuraţia reliefului din Subcarpaţi şi ca rezultat al evoluţiei reţelei hidrografice. Ideea de la care pleacă Emm. de Martonne era captarea unor cursuri longitudinale ce străbăteau iniţial depresiunea subcarpatică venind dinspre vest şi dinspre est de către o serie de râuri sudice care au străpuns prin eroziune regresivă aliniamentul dealurilor mediane. Geograful francez, interpretează înclinarea teraselor superioare la ieşirea din munte având astfel un argument în explicarea traseului longitudinal sugerat de aspectul de ,,vale largă” ce s-ar putea reconstitui la nivelul acestor înşeuări.

37

Al. Roşu (1967) şi L. Badea (1967) în studiul sectoarelor subcarpatice de la vest respectiv de la est de Gilort, interpretează pietrişurile găsite pe înşeuările ce despart compartimentele depresionare ca fiind pietrişuri de terasă, completează, actualizează şi susţin în mare parte ideea lui Emm. de Martonne privind existenţa în depresiunea subcarpatică a unor cursuri longitudinale fără să explice de ce Valea Largă, Blahniţa, Ciocadia, Gilortul şi Galbenu, adică râurile din bazinul nostru, nu urmează acelaşi curs longitudinal similar râurilor de la extremitatea regiunii.

N. Muică (2000), consideră că nu s-a stabilit niciodată un curs longitudinal prin depresiunea subcarpatică dar a avut loc trecerea succesivă a cursurilor de apă de pe o vale pe valea vecină ei din dreapta, de la est spre vest, astfel încât majoritatea afluenţilor de la vest de Gilort, la ieşirea din munte şi-au modificat foarte puţin direcţia (mici coturi) străbătând în continuare aliniamentul anticlinal din sud prin antecedenţă.

N. Popescu (2000), consideră pe bună dreptate că îngustarea şi adâncirea puternică a văilor la traversarea dealurilor mediane este mai degrabă un argument al adâncirii antecedente decât unul al captării prin eroziune regresivă.

M. Ielenicz (2003), pune accent pe evoluţia paleogeografică, dezvoltarea unui plan general acumulativ piemontan rezultat concomitent cu retragerea lacului ce acoperea aria subcarpatică, suprafaţă pe care râurile montane au înaintat realizând o reţea transversală sunt trăsăturile acestei etape în configurarea reliefului subcarpatic.

Considerăm şi noi că Gilortul şi afluenţii principali au avut la traversarea ulucului depresionar şi a dealurilor mediane un traseu transversal, adâncindu-se prin epigeneză şi antecedenţă în anticlinalul Săcelu-Ciocadia-dealul Seciului deoarece văile Blahniţei, Gilortului şi Galbenului la traversarea dealurilor mediane prezintă terase corelabile cu cele din depresiunile submontane fapt ce demonstrează menţinerea lor pe aceeaşi direcţie iar aspectul de îngustare şi adâncire este de asemenea un indiciu al antecedenţei.

Un alt aspect legat indisolubil de cele expuse până acum se referă la traseul Gilortului la sud de dealurile mediane, în depresiunea intracolinară şi în continuare în piemont.

Ideea unui curs de apă care trecea la nivelul înşeuării de la Copăcioasa a fost exprimată de Emm. de Martonne şi susţinută cu argumente de L. Badea (1967) şi Al. Roşu (1967).

Depresiunea Budieni-Scoarţa are drept caracteristică morfologică principală aspectul de şes pus pe seama rolului pe care l-a avut în trecut Gilortul, când se îndrepta pe aici spre confluenţa cu Jiul (Roşu Al., 1967; Badea L., 1967). Terasa de 90 m are o largă dezvoltare la nord de Dealul lui Bran iar de la est de Ungureni se continuă spre nord comportându-se în prezent ,,ca o cumpănă despărţitoare de ape între bazinul Jiului şi cel al Gilortului şi totodată constituie ultimul traseu al Gilortului către Jiu prin depresiunea Scoarţa” (Roşu Al., 1967). Superior acestei terase apare terasa de 125 m, care după Al. Roşu indică acelaşi curs longitudinal al Gilortului.

În concluzie considerăm că Gilortul şi afluenţii acestuia care traversează depresiunea subcarpatică şi dealurile subcarpatice mediane s-au format, păstrând aceeaşi direcţie, odată cu definitivarea cuverturii fluvio-torenţiale a Piemontului Getic în pleistocenul inferior impunându-se epigenetic şi urmărind consecvent înclinarea acesteia.Mişcările valahe târzii din pleistocenul mediu şi superior au ridicat dealurile mediane sub forma unor anticlinale iar cursurile de apă din bazinul Gilort s-au adâncit antecedent căpătând un caracter transversal. În cadrul văilor transversale eroziunea lineară s-a accelerat iar în spatele aliniamentului anticlinal în faciesuri mai puţin rezistente la contactul cu muntele au luat naştere depresiuni. Epigeneza şi antecedenţa caracterizează evoluţia reţelei hidrografice în aceste compartimente fără să excludem unele captări la nivelul unor afluenţi secundari.

Înşeuarea de la Scoarţa (situată pe actuala cumpănă de ape dintre bazinul Gilort şi bazinul Amaradiei Pietroase) se pare că a reprezentat ultimul traseu al Gilortului către Jiu prin depresiunea intracolinară.

Cu toate acestea considerăm că nu trebuie exclusă încă nici posibilitatea ca odată cu înălţarea anticlinalului ce trece prin Dealul lui Bran şi se continuă şi pe stânga Gilortului spre Dealul Cărbuneştilor, râul să se fi adâncit antecedent pe măsura înălţării aliniamentului respectiv. Ar fi o explicaţie pentru cele cinci terase de pe stânga Gilortului - ,,admirabil dezvoltate” (Emm. de Martonne, 1907) - care se desfăşoară şi la sud de Cărbuneşti până la Valea Mare (Pârâu Boia) şi care nu sunt încă justificate. În spatele aliniamentului anticlinal ar fi rezultat astfel o depresiune tectono-erozivă, adică compartimentul estic al Depresiunii Tg. Jiu – Câmpu Mare.

4.3. Relieful glaciar

4.3.1. Consideraţii generale asupra sistemului glaciar din masivul Parâng

Primele ipoteze asupra prezenţei reliefului glaciar din Carpaţii Meridionali au fost formulate de Lehmann (1881,1885, 1905) deşi geologii maghiari Primics şi Inkey au pus la îndoială acest lucru fiind de părere că morenele sunt greu de deosebit de acumulările de grohotiş în cadrul zonelor înalte din Carpaţi. Ulterior prin descoperirea unor dovezi ale glaciaţiunii pleistocene în masivele de la sud de Carpaţi (peninsula Balcanică), relieful alpin din Carpaţi revine în atenţia unor geologi români şi maghiari (Mrazec, Popovici-Haţeg, Munteanu-Murgoci, Schafarzik) care caută dovezi ale prezenţei acestei glaciaţiuni şi în munţii înalţi ai României.

În vara anului 1899, Emmanuel de Martonne studiază timp de şase săptămâni relieful alpin din Parâng, cartând circurile Găuri şi Câlcescu la scara 1:10 000 în vederea identificării reliefului glaciar. Harta acestor circuri este publicată în 1900 la Bucureşti în Buletinul Societăţii Inginerilor şi Industriaşilor de Mine. În acelaşi an mai publică două articole, la Paris şi Bucureşti, despre perioadele glaciare din Carpaţii Meridionali.

În masivul Parâng, Emm. de Martonne aduce ca dovezi ale prezenţei reliefului glaciar rocile mutonate, suprafeţele şlefuite de gheţari, morenele şi terasele fluvio-glaciare, depresiunile de subsăpare şi lacurile glaciare. Aceste elemente le semnalează atât pe versantul nordic cât şi pe cel sudic (mai puţin lacurile glaciare, care cu câteva mici excepţii, lipsesc în sud). Ulterior îşi continuă cercetările în vederea elaborării tezei de doctorat privind evoluţia morfologică a Alpilor Transilvaniei (1907).

Limita zăpezilor permanente în Parâng este apreciată de Emm. de Martonne şi de Silvia Iancu aplicând metoda lui A. Penck (media dintre extremitatea vechiului gheţar şi altitudinea medie a bazinului său de alimentare). Emm. de Martone apreciază această limită la 1980 m pentru versantul sudic (bazinul Gilort), 1950 m pentru văile cu expunere estică (obârşiile Latoriţei) şi 1940 m pentru versantul nordic (bazinele Lotrului şi Jieţ) iar Silvia Iancu (1970); Silvia Iancu, Gh. Niculescu, E. Nedelcu (1960) o apreciază la 1900 m.

Altitudinea circului glacio-nival de sub Vf. Tărtărău (1959 m) este un argument în plus având în vedere că aceste circuri se dezvoltă în general, în imediata vecinătate a acestei limite.

Primele névéuri sau format în depresiuni a căror geneză a fost legată de reţeaua fluviatilă (obârşia văilor, bazine torenţiale) sau de existenţa depresiunilor de origine crio-nivală. La originea circurilor cu expunere estică şi sud-estică (bazinul Latoriţei şi parţial al Gilortului) au stat aceste acumulări de firn, aflate la adăpost faţă de direcţia vestică a vântului dominant. Acest fapt este argumentat de frecvenţa nişelor crio-nivale cu această expunere (Tidvele, Groapa Mândrei, Urdele), precum şi a circurilor mici în care s-a manifestat faza tardiglaciară şi care au aceeaşi orientare (Tărtărău, Pleşcoaia). Trecerea de la bazin torenţial la circ glaciar în acest stadiu s-a făcut printr-o fază intermediară crio-nivală, care a precedat răcirea foarte accentuată a climei din fazele glaciare. O dată instalate névéurile, dezvoltarea circurilor glaciare s-a

38

realizat atât în suprafaţă cât şi în adâncime. Extinderea suprafeţei circurilor este în principal rezultatul retragerii versanţilor prin procese criogenetice, la care se adaugă într-o

măsură mai mică, eroziunea exercitată de gheaţă asupra versanţilor laterali. Supraglaciarul s-a manifestat cu o intensitate sporită în sectorul din amonte unde se evidenţiază abrupturi de rimaye mai dezvoltate, în urma înaintării masei de gheaţă spre aval. O dovadă de retragere a versanţilor sunt treptele (prispele) care se află la marginea superioară a unor circuri bine dezvoltate (Mohoru cu Apă, Gaura Mohorului, Ieşu).

O altă modalitate de dezvoltare regresivă a circurilor constă în ,,asocierea proceselor menţionate cu dezvoltarea nişelor crio-nivale pe interfluvii, deasupra versanţilor circurilor” (Silvia Iancu, 1963). Autoarea consideră că umerii din lungul văilor glaciare din Parâng au avut iniţial origine fluviatilă similar celor din aval de sectorul glaciar. Formele respective din cadrul unor văi glaciare din partea nordică şi estică a masivului pătrund din ce în ce mai puţin spre amonte, de la cei superiori spre cei inferiori iar principalele rupturi de pantă din profilul longitudinal sunt racordabile cu aceştia (podeaua circului Ieşu în sectorul median se prelungeşte în lungul văii, la un nivel superior porţiunii finale sugerând originea fluviatilă a acesteia).

Pe principalele văi din bazinului superior al Gilortului se mai înscrie de asemenea un nivel de umeri (la circa 1500 m) care marchează rupturile de pantă din cadrul versanţilor.

Argumentarea fazelor glaciare cu ajutorul observaţiilor geomorfologice în Parâng Riss şi Würm sunt considerate de majoritatea cercetătorilor ca fiind fazele glaciare care au afectat aria înaltă din Carpaţi. Prima

fază glaciară, de mare amploare a modelat relieful montan din Carpaţi până la altitudini de 1300-1450 m, altitudini la care se găsesc morene terminale conservate parţial (în Parâng, pe versantul nordic, depozite fluvio-glaciare au fost identificate până la altitudinea de 1150 m). În funcţie de expunere şi de anumite condiţii topografice favorabile acumulării zăpezii, această limită este mai coborâtă pe anumiţi versanţi (nordici, estici şi sud-estici).

Următoarea fază glaciară, Wurm, a avut un regim termic mai coborât dar şi o mai mare ariditate, motiv pentru care s-a produs limitarea domeniului glaciar la crestele şi platourile situate la peste 2000 m. Concomitent a avut loc extinderea domeniului periglaciar. Totuşi, suprafeţele mult mai reduse purtătoare de firn şi zăpadă, au făcut ca oscilaţiile climatului să fie acum mai bine înregistrate în relieful glaciar. Aşa de exemplu, analiza morenelor stadiale din Munţii Parâng, Retezat şi Godeanu indică după unii autori momentele retragerii glaciaţiunii wurmiene şi respectiv ridicarea limitei zăpezilor perene (Niculescu Gh., 1965; Silvia Iancu, 1970; Urdea P., 2000).

Morenele în arc de cerc identificate în circul glaciar Mohoru sub forma a trei valuri situate între 1800-2000 m (foto 4.3.10), semnifică trei stadii ale aceleaşi faze (Würm) luând în consideraţie altitudinea absolută a acestora şi faptul că în Alpi şi în Tatra s-a demonstrat pe baza oscilaţiei limitei pădurilor că au existat trei stadii principale ale glaciaţiei würmiene.

Cu toate că morenele frontale (terminale sau stadiale) aduc argumente utile în analiza cronologică a activităţii glaciare, problema care persistă încă se referă la datarea absolută a celor două faze glaciare, eventual a stadiilor glaciare şi interglaciare, dacă se confirmă ipoteza unor cercetători care consideră că nu se poate opera decât cu o subîmpărţire în perioade glaciare mai numeroase, ce caracterizează pedogeneza indicatoare de climate care se modifică progresiv din pleistocenul inferior spre holocen (Billard A., 1987).

Noi cercetări geomorfologice, pedologice şi geocronologice complexe s-au desfăşurat în masivul Retezat (Reuther A. şi colab., 2004) care confirmă cele două faze glaciare acceptate de majoritatea cercetătorilor.

4.3.2. Formele de eroziune glaciară

Circurile glaciare – definite ca ,,excavaţiuni, deschise în aval, dar închise în amonte de o creastă a unui versant abrupt, care este arcuită în plan în jurul unei podele cu pantă mică. Circul este glaciar dacă podeaua a fost afectată de eroziune glaciară, în timp ce peretele din spate a evoluat subaerian, iar drenajul a fost localizat suficient de aproape de creasta peretelui din spate, astfel încât gheaţa ce forma

circul să nu fi curs spre exterior. În general panta peretelui din spate depăşeşte 350, iar podeaua circului are valori mai mici de 200” (Evans, Cox, 1974).

În masivul Parâng sunt numite popular căldări sau găuri (Gaura Mohorului, Groapa Mândrei), au formă semicirculară sau semieliptică iar raportul dintre lungime şi lăţime este de la 1/1 până la 1 ½. Când lungimea depăşeşte acest raport circurile devin alungite. Pentru acest tip se foloseşte popular (îndeosebi în Parâng) termenul de zănoagă.

Ion Conea (1936) consideră că la originea toponimului ,,Parâng” stă cuvântul farangos care în greaca veche semnifică groapă, căldare, scobitură ceea ce corespunde foarte bine peisajului din partea centrală a masivului presărat cu astfel de căldări pietroase alungite (zănoage). Lungimea lor poate depăşi până la 5 ori lăţimea. Dacă ulucul glaciar depăşeşte această proporţie avem o vale glaciară (Silvia Iancu, 1970).

Foto 4.3.2 Circurile glaciare din valea Mohoru

După criteriul formei în plan şi al modului de asociere se disting patru tipuri de circuri glaciare: simple semicirculare, simple

alungite (zănoage) (Groapa Mândrei, Gruiu, Setea Mică, Pleşcoaia); complexe (sau conjugate) (Galbenu, Mohoru care cuprinde trei circuri simple – foto 4.3.2) (planşa 11), complexe de circuri glaciare (situate pe versantul nordic).

După criteriul poziţiei în cadrul bazinelor hidrografice circurile pot fi de obârşie sau laterale, atunci când aderă la zănoage sau văi glaciare, ele fiind suspendate sau nu.

Circurile de obârşie sunt bine conturate, cu versanţii abrupţi, cu roca la zi, fundul este acoperit cu gelifracte grosiere, dispuse haotic. În majoritatea cazurilor reţeaua hidrografică permanentă nu se poate forma în partea superioară a lor. Aşezarea se reflectă uneori şi în forma circulară. Astfel, uneori, când cumpăna dintre doi sau mai mulţi gheţari era coborâtă, nivelul gheţii o depăşea. Astfel au apărut circurile lobate (Cioara, Tidvele), al căror contur descrie mai multe concavităţi şi al căror fund este separat de praguri joase, mutonate. Circul

39

Tidvele –Galbenu este un circ complex, rezultat din conjugarea a două circuri, unul bilobat (Cioara) şi unul simplu (Tidvele). Zănoagele mai dezvoltate pot avea direcţii arcuite (Gaura Mohorului), reflectând direcţia reţelei hidrografice preglaciare, pe fondul

căreia s-a dezvoltat, precum şi condiţiile topoclimatice, morfologice şi structurale, care au favorizat dezvoltarea lor regresivă. Gradul de adâncire şi declivitatea podelei imprimă caracteristicile morfografice ale circului. Din acest punct de vedere se remarcă

pentru versantul sudic al Parângului circurile (zănoagele) în pantă, dezvoltate mai mult în suprafaţă decât în adâncime şi cu pantă foarte accentuată (Gruiu, Groapa Mândrei, Setea Mică, Gaura Mohorului, Mohoru). De cele mai multe ori la aceste circuri pragul terminal lipseşte fiind înlocuit de o acumulare fluvio-glaciară (frecvent cu aspect de terasă) (Cioara, Gaura Mohorului, Setea Mică).

În bazinul Gilort unele circuri glaciare au aspectul podelei sub formă de treaptă mult alungită. Acestea sunt bine delimitate, atât la nivelul superior, cât şi la cel inferior al versanţilor. Fundul este puţin înclinat şi se termină cu un abrupt pe marginea căruia adesea se conturează praguri de diferite tipuri, uneori cu caracter structural (Mohoru cu Apă).

Sub aspectul gradului de conturare şi al aspectului podelei circurile au în general un caracter mixt, rezultat din îmbinarea, în lungul lor, a caracterelor circurilor treaptă, cu cele în pantă (Silvia Iancu, 1970). Există circuri care încep cu caractere specifice circurilor treaptă şi se continuă cu cele ale circurilor în pantă. Acestea sunt cele mai numeroase (Mohoru, Pleşcoaia, Mohoru cu Apă, Ieşu) dar se întâlnesc şi cazuri contrare, când zănoaga începe cu caractere de circ în pantă şi se termină cu o treaptă, după cum se observă în zănoaga Gruiu.

Circurile glacio-nivale – sunt excavaţii de formă semicirculară cu indici morfometrici foarte mici în comparaţie cu circurile glaciare, dezvoltate în vecinătatea limitei zăpezilor permanente prin acţiunea proceselor nivale datorate unor acumulări de zăpadă şi firn. Aceste circuri nu au elemente specifice morfologiei glaciare dar prezintă forme datorate proceselor crionivale. Reprezintă bazine de recepţie ale unor văi torenţiale (Tărtărău, Pleşcoaia), torenţi nivo-fluviatili (Tidvele, Dengheru) sau culoare de avalanşă (Gaura Mohorului-Mohoru cu Apă).

În bazinul Gilort cele mai dezvoltate astfel de circuri se află sub interfluviul Mândra-Tărtărău la 1914 m (foto 4.3.4), şi Tidvele (1932 m) (planşa 11). Altitudinea acestor circuri reprezintă un reper pentru estimarea limitei zăpezilor perene din pleistocen (Niculescu Gh., Nedelcu E., Silvia Iancu, 1960; Niculescu Gh., 1965; Silvia Iancu, 1960; Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., 1974; Urdea P., 2000). Instalarea acestor circuri s-a produs acolo unde panta accentuată, altitudinea redusă sau expoziţia versanţilor nu au permis instalarea unui gheţar.

Văile glaciare – numite şi troguri se desfăşoară cu precădere în parte nordică şi estică a masivului Parâng unde văile Lotrului şi Jieţului împreună cu circurile de obârşie ating 6-7 km lungime iar valea Latoriţei 3-4 km. Dezvoltarea redusă a acestor văi pe versantul sudic al Parângului (văile Mohoru, Pleşcoaia, Setea Mică) este explicabilă datorită condiţiilor topoclimatice nefavorabile şi unor elemente fluviatile precuaternare mai puţin evoluate decât pe versantul nordic şi estic. Profilul transversal al acestor văi este în general simplu, în formă de U. Acestea sunt sculptate în granite, care au favorizat formarea şi menţinerea versanţilor abrupţi (foto 4.3.5)

Un alt tip de profil transversal este cel etajat. Prezenţa pintenilor care apar alternativ în lungul unor văi, care le barează parţial, închizând între ei bazine, este o dovadă a faptului că eroziunea glaciară nu a fost suficient de eficientă în Parâng, pentru a distruge morfologia precuaternară sau interglaciară a văilor şi a-şi forma un uluc drept.

Suprafeţe interfluviale modelate glaciar, şei de transfluenţă glaciară se întâlnesc pe cumpenele de apă, unde în anumite condiţii de adăpost, s-au putut instala mici gheţari de platou. Ei au avut o oarecare influenţă în modelarea locală (roci mutonate, cuvete de tasare devenite ulterior lacustre).

Rolul unor astfel de gheţari s-a resimţit uneori şi în alimentarea circurilor de pe versanţii apropiaţi. După aşezare, aceste suprafeţe pot fi de culme (Coasta Petresei) sau de înşeuare (între vf. Iezer şi Urdele). În raport cu direcţiile în care gheţarii de pe ele au afectat acţiunea de alimentare a circurilor vecine, distingem tipul difluent (gheţarul dintre vf. Urdele şi Secu alimenta văile glaciare Mohoru şi Urdele) şi tipul monofluent când alimenta un singur circ (Coasta Petresei).

Prin intermediul unor înşeuări mai joase (şaua dintre vârfurile Iezer şi Urdele) şi datorită dimensiunilor mai mari ale gheţarului din valea Urdele (bazin de acumulare cu o suprafaţă mai mare, expoziţie estică favorabilă acumulării) faţă de cel din Gaura Mohorului, comunicarea maselor de gheaţă între cele două văi s-a făcut foarte probabil dinspre valea Latoriţei spre valea Romanu prin intermediu unei şei de transfluenţă sculptată pe interfluviul Gilort-Latoriţa.

Creste şi vârfuri alpine – deşi reprezentative pentru peisajul glaciar, acestea nu au fost sculptate în regim subglaciar, apariţia lor fiind legată de existenţa unui relief preglaciar fragmentat de o reţea densă de văi şi bazine torenţiale care au permis instalarea gheţarilor, permiţând apoi o retragere a pereţilor circurilor şi văilor glaciare şi de aici individualizarea crestelor de intersecţie a versanţilor (foto 4.3.6). Situarea custurilor deasupra abrupturilor ce mărginesc circurile şi văile glaciare a făcut ca acestea să fie modelate supraglaciar prin procese crio-nivale (periglaciare). Atribuim originea crestei principale a Parângului între vârfurile Parângu Mare şi Setea Mare acestor procese periglaciare. Vârfurile alpine cu aspect piramidal (Parângu Mare, Gruiu, Ieşu, Pâcleşa, Setea Mică, Setea Mare) se ridică deasupra înşeuărilor dintre ele cu circa 100-200 m. Faptul că formele descrise sunt acoperite uneori cu mari mase de gelifracte demonstrează o modelare postglaciară şi chiar actuală în regim periglaciar. Foto 4.3.6 Custura Parângului în sectorul Parângu Mare – Gruiu (sus)

şi Setea Mare – Setea Mică (jos)

40

Forme de eroziune secundare Pragurile glaciare din cadrul circurilor în pantă unde se schiţează două sau trei trepte pentru podeaua acestora sunt frecvente pe

versantul sudic al crestei principale şi au fost puse în evidenţă prin formarea treptei superioare, probabil într-un bazin de recepţie evoluat instalat pe un versant cu înclinare accentuată.

Aspectul denivelărilor care apar în cadrul circurilor glaciare diferă, ele pot fi abrupte, înclinate sau în trepte secundare, trecerea de la trepte spre ele făcându-se brusc sau mai lent.

Pragurile barează, în general, cuvetele de subsăpare (Setea Mică, Cioara, Pleşcoaia) fiind în general mutonate (Ieşu, Mohoru cu Apă).

Foto 4.3.7 Praguri glaciare şi microsectoare de chei pe valea glaciară Gaura Mohorului

Foto 4.3.8 Umeri glaciari şi praguri glaciare în circul glaciar Mohoru

Altitudinea relativă a

denivelărilor oscilează între 10 m şi 120 m (la circul Cioara - Tidvele respectiv la Pleşcoaia). Valori mici se întâlnesc spre versanţii din amonte ai circurilor din est sau în cazul pragurilor de eroziune diferenţială, cele mari valori înregistrându-se sub circurile de obârşie din sectorul central al bazinului superior.

Altitudinea absolută a rupturilor de pantă de pe principalele văi glaciare (1700, 1650, 1550-1500, 1450-1400) corespunzătoare – în general – şi cu cea de pe văile fluviatile, precum şi racordarea acestora cu nivelele de umeri din lungul văilor denotă că ele au o

origine stadială fluviatilă. Probabil au fost modelate în măsură redusă de către gheţari, şlefuind în unele cazuri roca, fără a ajunge la deformarea profilului longitudinal preglaciar, în sensul generării pragurilor şi a cuvetelor de subsăpare (Silvia Iancu, 1970).

Se remarcă, în concluzie, pentru rupturile de pantă din Parâng, originea lor diferită, periglaciară, fluviatilă şi de eroziune diferenţială. Ele au fost modelate glaciar în raport cu masa gheţarilor şi cu poziţia în cadrul versanţilor.

Rocile mutonate (berbecii glaciari) au un aspect rotunjit datorită abraziunii glaciare (rabotaj glaciar). S-au conservat în cadrul unor circuri glaciare din bazinul Gilort (Ieşu, Mohoru cu Apă, Cioara-Tidvele, Pleşcoaia) (planşa 11,

foto 4.3.9) sau pe unele suprafeţe acoperite de mici gheţari de platou (interfluviul Latoriţa-Mohoru). Au în general un contur alungit, o pantă lină spre amonte şi una abruptă spre aval datorită detraţiei glaciare. Rocile mutonate au deseori suprafaţa crijelită de striuri glaciare.

Depresiunile de subsăpare glaciară sunt reprezentate prin excavaţii în podeaua circurilor, a căror existenţă este datorată proceselor de eroziune manifestate în timpul unor mişcări de tip rotaţional a maselor de gheaţă, lărgite ulterior prin eroziunea torenţilor subglaciari şi modelate periglaciar la trecerea în regim de eroziune subaeriană. Condiţiile litologico-structurale şi gradul de fisurare al rocii joacă un rol important în individualizarea acestor forme glaciare erozionale negative. Cele mai frecvente depresiuni de subsăpare le întâlnim datorită acestor particularităţi în circurile Gaura Mohorului, Cioara-Tidvele, Pleşcoaia, Setea Mică (planşa 11).

Foto 4.3.9 Roci mutonate în circul glaciar Ieşu

41

4.3.3. Formele de acumulare glaciară

Forme de acumulare glaciară de o importanţă majoră pentru reconstituirea fazelor glaciare şi a extensiunii gheţarilor, morenele sunt bine reprezentate numai pe versantul nordic al Parângului.

Pe versantul sudic al masivului Parâng datorită prezenţei unor gheţari de mici dimensiuni şi văilor glaciare foarte scurte morenele frontale lipsesc, cu excepţia unor mici morene stadiale (arcuite) care au fost identificate pe valea Mohoru cu Apă şi a unei morene de confluenţă aparţinând celui mai extins circ glaciar (Tidvele-Galbenu) (planşa 11).

Morenele laterale apar în general pe văile glaciare mai largi, fapt confirmat şi pe latura sudică a Parângului prin prezenţa unei morene laterale bine dezvoltată în circul Ieşu, cel mai evazat circ din bazin. În cadrul circurilor şi văilor glaciare din Parângul sudic determinarea precisă a originii materialelor acumulative întâmpină uneori dificultăţi mai ales datorită lipsei unor deschideri actuale, cât şi faptului că o parte dintre acestea provin din şisturi cristaline şi deci analiza morfometrică a blocurilor componente nu este edificatoare. Problema care se ridică este aceea a datării pentru acumulările glaciare, pedogeneza indicatoare de climate care se modifică progresiv din pleistocenul inferior spre holocen (Billard A., 1987) fiind o direcţie care ar putea fi abordată şi în bazinul studiat.

Morenele arcuite identificate pe valea Mohoru între 1800-2000 m (foto 4.3.10) pot avea o semnificaţie stadială, reprezentând trei stadii glaciare (Silvia Iancu, 1970), ele formându-se în faze de progresie moderată a gheţarilor, care antrenează frontal eluviul preparat anterior de acţiunea chimică şi de gelifracţie. Această ipoteză emisă de Mintz (1949) şi Charp (1951) contrară celei mai vechi, conform căreia, arcurile morenice semnificau faze de tagnare în procesul regresiei gheţarilor este susţinută şi de J. Tricart şi A. Cailleux (1964) care afirmă că în epoca de retragere, gheţarii depun o manta morenică continuă în raport cu elementele mobile solide pe care le conţine gheaţa. În Parâng cele mai bine conservate morene arcuite au fost identificate în căldarea Mohorului (circul central al complexului), unde se succed trei valuri morenice. Ele sunt formate din blocuri colţuroase cu granulometrie diversă, în amestec cu nisip argilos cenuşiu. Aceste morene nu sunt fragmentate, drenajul torenţial făcându-se lateral, între peretele circului şi morenă.

Foto 4.3.10 Morenă arcuită pe valea Mohoru şi deschidere într-o terasă glacio-fluviatilă Morenele de fund sunt bine reprezentate în circul complex Galbenu, atât în Cioara cât mai ales în Tidvele unde apar sub forma a

două valuri cu înălţimea de 1,2 m. Sunt formate din blocuri alcătuite din şisturi cristaline cu amfibolite şi roci verzi tufogene de dimensiuni medii, muchiile unghiulare şi subunghiulare dispuse într-o matrice nisipo-argiloasă. Trenele morenice de fund semnifică faze de regresie glaciară. Pantele reduse ale unor circuri glaciare a permis acumularea acestora printr-o topire a gheţii relativ pe loc. Se desfăşoară predominant la est de interfluviul Gilort-Galbenu.

Morenele laterale. Identificarea morenelor laterale în Parâng trebuie făcută cu prudenţă, pentru a nu fi confundate cu diferite tipuri de forme acumulative holocene, de la baza versanţilor (Gaura Mohorului, Galbenu Latoriţei). În cadrul circului Ieşu se conservă cel mai bine o morenă laterală de mari dimensiuni pe partea dreaptă a văii.

Forme de acumulare glacio-fluviatile şi fluvio-glaciare Emm. de Martonne (1907) semnalează prezenţa pe versantul sudic al Parângului a unor depozite cu aspect de terasă, poziţionate

deasupra sau sub abrupturile terminale ale circurilor. Geograful francez interpretează aceste depozite ca fiind morene deşi forma alungită spre vale şi asimetria acestora ne îndreptăţesc să afirmăm că procesele fluviatile postglaciare au jucat un rol important în modelarea lor. Silvia Iancu le consideră ,,formele de tranziţie între morenele de ablaţie şi terasele fluvio-glaciare” denumindu-le terase glacio-fluviale, termen care este mai apropiat de geneza şi evoluţia lor. Considerăm că sedimentele au fost transportate şi depuse de către gheţar dar ulterior au suferit remanieri semnificative datorită acţiunii apelor curgătoare. Astfel de forme am întâlnit pe văile Pleşcoaia, Cioara, Ieşu, Mohoru. Sunt alcătuite din blocuri granitice de dimensiuni mari (de peste 0,5 m) cu grad de rotunjire a muchiilor foarte accentuat. Matricea este nisipoasă gălbuie. Forma de treaptă cu suprafaţa înclinată, rularea şi orientarea blocurilor, relevă că în procesul transportului şi sedimentării depozitelor menţionate trebuie să fi intervenit, în grad ridicat, şi apele curgătoare, care au acţionat în suprafaţă iniţial subglaciar iar, pe măsura topirii gheţarului şi retragerii lui spre amonte, periglaciar.

Terasele fluvio-glaciare au fost menţionate de Emm. de Martonne pentru prima oară pe valea Jieţului. Structura terasei de la Cotul Jieţului (1200 m) exprimă două etape acumulative diferite, prima caracterizată prin depozite fine, corespunzătoare probabil fazei de maximă scădere a temperaturii, cel cea de-a doua printr-o depunere haotică, cu rare sectoare stratificate, atribuită fazei de topire (Silvia Iancu, 1970).

În concluzie în sectorul glaciar al bazinului Gilort au fost identificate în mod cert atât depozite glaciare cât şi fluvio-glaciare. Diferenţierea lor se face atât după poziţia în cadrul văilor cât şi în funcţie de procesele care au contribuit la formarea lor.

4.3.4. Particularităţi ale circurilor glaciare din bazinul Gilort

La obârşia afluenţilor Gilortului în sectorul alpin sunt grupate opt circuri glaciare (complexe şi simple) dispuse sub forma unui arc de cerc în jurul unor văi glaciare scurte (circurile glaciare complexe Tidvele-Galbenu şi Mohoru; circurile glaciare simple Pleşcoaia, Setea Mică, Ieşu, Gruiu, Groapa Mândrei). Circurile complexe (conjugate) au în compunere la rândul lor compartimente bine individualizate

42

(Tidvele şi Cioara respectiv Gaura Mohorului, Mohoru şi Mohoru cu Apă) (planşa 11, foto 4.3.1). Morfologia patului acestor circuri şi văi glaciare este caracterizată de apariţia unor praguri, trepte, depresiuni de subsăpare, conuri

de grohotiş, torenţi nivo-fluviatili, şanţuri periglaciare, microsectoare de chei, etc. În partea centrală a crestei aspectul văii Mohoru la obârşie pune în evidenţă două etape în sculptarea circurilor glaciare de aici.

Există un circ suspendat în partea superioară a văii pus în evidenţă de umerii glaciari. Acesta este mai nou, sculptat ulterior circului de bază şi este poziţionat pe o treaptă glaciară schiţată periglaciar şi accentuată glaciar (Silvia Iancu, 1963). Astfel de trepte apar în majoritatea circurilor de pe versantul sudic al Parângului.

Prezenţa unui relief glaciar puţin extins în această arie datorită expunerii şi a condiţiilor topografice nefavorabile instalării unor gheţari dezvoltaţi (în primul rând pantele foarte înclinate) a fost consemnată de cei care de-a lungul timpului au studiat acest relief în cadrul Masivului Parâng (L. Mrazec, 1899; Emm. de Martonne, 1907; Th. Kräutner, 1926, Iancu Silvia, 1970). Ca urmare relieful glaciar este reprezentat prin circuri glaciare (zănoage) şi în mod excepţional prin văi glaciare.

Complexul glaciar Mohoru – are trei compartimente bine individualizate astfel încât acestea pot fi analizate separat (foto 4.3.2). Valea Mohoru se formează la 1526 m prin unirea celor două pârâuri care pornesc separat din Gaura Mohorului (est) respectiv

zănoaga Mohoru (vest). La 1054 m confluează cu Mohoru cu Apă ce izvorăşte din zănoaga cu acelaşi nume dând naştere pârâului Romanu. a) Gaura Mohorului este prima zănoagă dinspre est a bazinului Mohoru, fiind înconjurată de munţii Mohoru (2337 m) spre vest,

Iezeru (2148 m) spre nord şi Urdele (2228 m) spre est. Este un circ de obârşie cu o expoziţie S-SE situându-se la adăpostul celor mai înalte vârfuri astfel încât acumularea nivală a putut fi mai intensă decât în zănoagele vecine.

Podeaua circului este înclinată şi prezintă două trepte, cea superioară la 1960-2000 m iar cea inferioară la 1900 la 1940 m. Înşeuarea dintre vârfurile Iezeru şi Urdele, parţial mutonată, reprezintă o şa de transfluenţă, pe suprafaţa ei stabilindu-se o legătură între gheţarul din valea Urdele şi cel din valea Mohoru. În a doua fază glaciară, de mică amploare, este foarte probabil ca valea Mohorului să fi fost alimentată prin şaua respectivă de către gheţarul din Urdele, vale cu un bazin de recepţie mult mai dezvoltat şi o expoziţie şi declivitate foarte favorabile acumulării de firn.

b) Circul de obârşie Mohoru, ocupă compartimentul central al complexului glaciar şi a fost sculptat în două faze glaciare. În prima fază, mai veche, de mare amploare, gheţarul instalat a modelat bazinul de obârşie coborând până la 1400-1500 m. Ulterior, în faza a doua, de mică amploare a fost sculptat circul suspendat din partea superioară care aderă la cel principal şi care este pus în evidenţă de umerii glaciari ce dau nota particulară pentru acest sector glaciar (foto 4.3.8). Această situaţie cu două generaţii de circuri este specifică şi pentru văile Tidvele, Cioara, Pleşcoaia, Setea Mică, Gaura Mohorului. Treapta inferioară a circului, de la obârşia văii Mohoru, se continuă spre sud până la 1800 m unde apare un prag. Sub el, se conturează un uluc ce coboară până la aproximativ 1500 m. Acesta este puternic acumulat cu depozite a căror grosime poate depăşi 50-60 m. Originea lor este glacio-fluvială. Apar sub formă de terasă, datorită încrustării holocene a talvegului.Circul are o orientare SE şi este obsecvent (similar majorităţii circurilor de pe clina sudică). Versanţii nordici şi nord-vestici sunt mai abrupţi şi puternic afectaţi de procese periglaciare. Treapta superioară a circului începe să se individualizeze în jurul altitudinii de 2100 m. Un prag abrupt o separă de treapta următoare, continuată cu un uluc în pantă foarte înclinată, ce poate fi urmărit până în jurul altitudinii de 1600 m. Între altitudinea de 1800-2000 m, circul Mohoru cantoneză cele trei valuri morenice menţionate anterior care se succed din aval spre amonte pe o diferenţă de nivel de circa 200 m.

Între cele două circuri descrise, sub vârful Mohoru, la circa 2275 m, se află o nişă de nivaţie bine dezvoltată din care pleacă pe un jgheab foarte înclinat cu praguri şi cascade unul din izvoarele Mohorului. Versanţii jgheabului sunt sculptaţi în roci foarte dure motiv pentru care acesta are un traseu net rectiliniu.

c) Circul Mohoru cu Apă apare în extremitatea vestică a bazinului Mohoru (foto 4.3.13) având o poziţie izolată faţă de primele două circuri din complexul glaciar şi situându-se mai aproape de circul Pleşcoaia cu care se învecinează la vest.

Probabil izolarea în care se găseşte a făcut ca pe harta întocmită de Silvia Iancu (1970) el să apară eronat sub denumirea de circul Pleşcoaia, deşi acesta este următorul circ spre vest. Din traseul de creastă nu poate fi văzut decât dacă ne abatem foarte mult iar dinspre sud se observă numai când ajungem cu greu pe interfluviul care îl separă de circul vecin, motiv pentru care a rămas şi mai puţin cercetat.

Este un circ alungit cu lăţimea de circa 600 m şi lungimea de aproximativ 1 km, la care podeaua coboară în pantă până la 1830 m, unde există un prag mutonat sub care se dispune un depozit fluvio-glaciar secţionat de valea Mohoru cu Apă. Deasupra pragului există un depozit morenic de formă lenticulară în care s-au adâncit câteva şanţuri periglaciare. În cadrul versantului nord-vestic apar abrupturi criogene iar versanţii laterali sunt străbătuţi de râuri de pietre care înaintează şi pe marginea podelei circului pe toată lungimea acestuia.

Circul complex Tidvele-Galbenu (foto 4.3.14) – situat la obârşia văii cu acelaşi nume este constituit din două circuri fiecare cu câte doi lobi (Cioara şi Tidvele, separate de muchia Tidvelor). Circurile respective au versanţii şi pragurile cu declivitate mare (circuri obsecvente), podeaua acestora fiind suspendată şi mărginită spre sud printr-un abrupt de 50 m, continuat şi pe interfluviul dintre ele (muchia Tidvele). La confluenţa celor două văi se dezvoltă o morenă de fund la altitudinea de 1680 m. Morena respectivă se prelungeşte spre nord-vest cu o terasă de confluenţă suspendată la 8-12 m deasupra talvegurilor pe podul căreia s-a instalat un lac de origine pluvio-nivală.

Foto 4.3.14 Circul complex Tidvele-Galbenu (compartimentul vestic-Cioara) Circul complex Tidvele-Galbenu are o lungime de 1620 m, iar lăţimea maximă este de 2620 m, valoare maximă pentru relieful

glaciar de pe versantul sudic al Parângului, datorită conjugării celor două circuri de obârşie lobate şi declivităţii reduse a podelei glaciare. Circul Pleşcoaia prezintă o orientare sudică cu o deschidere largă spre aval (foto 4.3.15). Podeaua circului prezintă o mică treaptă

43

în zona de obârşie care este delimitată de un prag, după care panta creşte, suprafaţa podelei coborând până la altitudinea de 1750 m. În zona de obârşie se află o depresiune de subsăpare în care în unii ani cantonează un mic lac. Versanţii circului sunt evazaţi şi străbătuţi de torenţi nivo-fluviatili şi şanţuri torenţiale. Circul se continuă cu o treaptă acumulativă, groasă de 40-50 m, puternic înclinată pe care Emm. de Martonne (1907) o consideră morenă iar Silvia Iancu (1970) o consideră terasă glacio-fluvială. Pârâul Pleşcoaia s-a adâncit în aceste depozite formând un scurt sector de chei cu praguri şi cascade.

Foto 4.3.16 Circul glaciar Pleşcoaia Circul Setea Mică este de asemenea o căldare foarte izolată la care se ajunge cu greu. Are o orientare NE-SV prezentând un caracter subsecvent motiv pentru care versantul drept este mai abrupt în timp ce în cadrul

versantului stâng, mai evazat, apar râuri de pietre şi trene de grohotiş de mari dimensiuni. Terasa glacio-fluviatilă se dezvoltă preponderent pe partea dreaptă ajungând până la limita superioară a pădurii de molid unde există o stână.

Circul Ieşul situat la obârşia aceleaşi văi, afluent al Setei Mici, se caracterizează prin marea extensiune (cea mai mare suprafaţă a podelei circului din sectorul studiat) şi slaba conturare, spre creasta din nord fiind adâncit iniţial numai cu câţiva metri. Originalitatea acestui circ constă în prezenţa, în cuprinsul primei trepte (cea mai extinsă) a rocilor mutonate de mari dimensiuni, care apar sub forma unor baraje perpendiculare pe firul văii (foto 4.3.9) şi a căror geneză a fost favorizată de caracterul obsecvent al circului. În cadrul treptei inferioare apar suprafeţe slab drenate, mlăştinoase cu o vegetaţie higrofilă. Pe partea dreaptă a văii glaciare se poate urmării o morenă laterală iar în spatele pragului terminal există o depresiune nivală care cantonează cel mai important lac de pe versantul sudic al Parângului (lacul Ieşu I).

Circul Gruiu este situat sub vârful Gruiu (2345m). Are o formă curbată, orientată iniţial spre sud-est, apoi spre est, astfel încât valea capătă caracter subsecvent.

În partea superioară apar suprafeţe însemnate cu haos de blocuri, depresiuni de subsăpare care aproape permanent cantonează două mici lacuri, praguri cu grohotiş. În partea inferioară, circul are o orientare estică, panta se accentuează, versantul drept este mai abrupt, iar cel stâng, domol şi prelung. Zănoaga se termină printr-o terasă glacio-fluviatilă de 10-20 m grosime.

Circul Groapa Mândrei este un circ de versant, schiţat între vârfurile Parângu Mare şi Mândra. Slab conturat şi foarte înclinat este segmentat în două de un prag structural oblic pe direcţia NV-SE. Similar circului Gruiu prezintă o terasă glacio-fluviatilă pe stânga văii.

Un circ glacio-nival de versant apare mai spre sud, în dreptul vârfului Tărtărău. Are orientarea estică, altitudinea sa variază între 1850-1700 m iar lungimea este de circa 500 m, fapt ce subliniază înclinarea lui accentuată.

Analiza morfometrică a celor zece circuri glaciare din bazinul Gilort a avut în vedere măsurarea şi calcularea unui set de variabile considerate importante în caracterizarea unui circ glaciar. Majoritatea variabilelor morfometrice au fost introduse în literatura de specialitate de Evans şi Cox (1995) (tabelul 4.3.1).

Tabelul 4.3.1 Variabilele morfometrice ale unui circ glaciar (după I.S. Evans, N. Cox, 1995)

Simbol Variabila morfometrică Unitatea de măsură Modul de calcul

Y1 Altitudinea minimă a podelei m măsurată Y2 Altitudinea maximă a podelei m măsurată Y3 Altitudinea medie a podelei m (Y1+Y2) / 2 Y4 Altitudinea crestei pe axa mediană m măsurată Y5 Altitudinea medie a circului m (Y1+Y4) / 2 Y6 Altitudinea maximă a crestei m măsurată Y7 Înălţimea pe axa mediană m Y4 - Y1 Y8 Denivelarea maximă a podelei m Y2 - Y1 Y9 Lungimea pe axa mediană m măsurată

Y10 Lăţimea maximă m măsurată Y11 Înălţimea peretelui pe axa mediană m Y4 – Y2 Y12 Coeficient de alungire - Y10 / Y9 Y13 Raportul lungime / înălţime pe axa mediană - Y9 / Y11 Y14 Perimetrul circului m măsurată Y15 Suprafaţa podelei circului km2 măsurată Y16 Suprafaţa circului km2 măsurată Y17 Mărime relativă km 1000 x (Y16 / Y11) Y18 Volumul măsurat al circului km3 (2 x Y16 x Y11 x 10-3) / 3 Y19 Volumul calculat al circului km3 (Π x Y9 x Y10 x Y11 x10-9) / 6 Y20 Indicele de circularitate - (4 Π x Y16) / (Y142 x 106) Y21 Azimutul circului grade măsurată Y22 Orientarea circului - măsurată Y23 Panta medie a circului grade [arctg (Y11 / Y9)] x (180 / Π) Y24 Tipul de circ în funcţie de structura geologică - determinat

44

Altitudinea minimă la care se găseşte podeaua circurilor glaciare din bazinul Gilort este cuprinsă între 1740 m (Tidvele-Galbenu) şi 1980 m (Pleşcoaia şi Groapa Mândrei) în timp ce altitudinea maximă pentru podeaua circurilor glaciare respective este cuprinsă între 1910 m (Tidvele-Galbenu) şi 2200 m (Setea Mică) (fig. 4.3.1).

Fig. 4.3.1 Altitudinea minimă şi maximă a podelei circurilor glaciare din bazinul

Gilort În concluzie, pe versantul

sudic al Parângului, relieful glaciar este reprezentat prin mici circuri de obârşie. Majoritatea sunt de formă alungită (denumite popular zănoage). Ele sunt bine conturate în amonte, datorită caracterului obsecvent. Partea inferioară, schiţată în general sub un prag preglaciar accentuat, are panta foarte înclinată, iar conturul estompat de procesele de versant holocene. Gradul de adâncire şi declivitatea podelei imprimă caracteristicile morfografice ale circului. Din acest punct de vedere se remarcă pentru versantul sudic al Parângului circurile (zănoagele) în pantă, dezvoltate mai mult în suprafaţă decât în adâncime şi

cu pantă foarte accentuată Morenele frontale lipsesc cu excepţia a trei morene stadiale în circul Mohoru (foto 4.3.10) cu o formă puternic arcuită, argumentată

de panta foarte mare pe care a avut loc depunerea de către gheţar a materialului acumulativ. În partea estică apar morene de fund (circul Galbenu) acolo unde gheaţa s-a topit pe loc fără a suferi o deplasare în acest interval şi ca urmare materialul acumulativ are aspectul respectiv. Morene laterale întâlnim în Parâng pe văile mai largi iar în bazinul studiat pe valea Ieşu.

Depozitele fluvio-glaciare şi cele glacio-fluviatile se întâlnesc în partea finală a majorităţii circurilor glaciare până la circa 1500 m altitudine, diferenţiate în raport cu rolul pe care l-a jucat gheaţa şi apa în stare lichidă, în procesul transportului şi acumulării. La circurile

Pleşcoaia, Setea Mică, Gruiu, Gaura Mohorului, Groapa Mândrei şi Ieşu, depozitele respective au aspect de terasă, terase glacio-fluviatile (Silvia Iancu, 1970), iar elementele grosiere prezintă un grad de rulare accentuat, caracterizate prin predominarea acţiunii de transport efectuată de torenţii subglaciari care au acţionat în suprafaţă şi ulterior de apele de suprafaţă în holocen. Ea a fost favorizată de expunerea sudică a circurilor şi de panta lor accentuată în jumătatea inferioară.

Circurile glacio-nivale au o expoziţie estică, efect al acţiunii vântului dominant de vest, care a favorizat acumularea zăpezii şi formarea gheţii pe versantul adăpostit.

Forma circurilor este în strânsă dependenţă cu înclinarea pantelor pe care au luat naştere. Unele circuri au treapta superioară slab înclinată şi versanţii abrupţi deoarece acestea au luat naştere în cadrul unor bazine torenţiale sau nişe nivale evoluate. Partea inferioară este puternic înclinată şi slab conturată, datorită faptului că aici gheţarul s-a axat pe un canal de scurgere în pantă şi puţin adâncit. Forma bazinelor de recepţie glaciare reflectă configuraţia morfologică preglaciară.

4.4. Relieful periglaciar

4.4.1. Consideraţii generale asupra sistemului periglaciar din masivul Parâng

Pe versantul sudic al masivului Parâng, în bazinul superior al Gilortului, elementele reliefului periglaciar cunosc o frecvenţă şi o diversitate remarcabilă. Prezenţa fenomenelor periglaciare este datorată îngheţului şi dezgheţului în sol şi rocă, acţiunii zăpezilor care persistă în unele locuri mai mult de 8 luni pe an, topirii zăpezii care înmoaie rocile mobile şi solul, şiroirii apei provenită din topirea zăpezii şi a gheţii, eroziunii eoliene.

Factorii care condiţionează trăsăturile şi distribuţia acestor elemente sunt: litologia şi structura geologică, factorii climatici, geodeclivitatea şi expoziţia, vegetaţia.

Constituţia şi structura geologică impune rocilor un anumit comportament faţă de procesele de îngheţ-dezgheţ. Astfel prezenţa în partea de nord şi nord-vest pe axa celor mai înalte vârfuri (Iezer, Mohoru, Pleşcoaia, Setea Mare, Gruiu, Parângul Mare) a granitelor şi granodioritelor explică existenţa unor blocuri prismatice de dimensiuni mari datorate sensibilităţii la modelarea climatică a acestor roci gelive.

Şisturile cristaline ce aparţin Autohtonului Danubian, situate la sud de aliniamentul granodioritelor şi granitelor dau naştere unor gelifracte în plăci, de dimensiuni mai mici aducând un aport de fragmente fine în depozitele superficiale şi solurile corespondente.

Regimul morfoclimatic periglaciar presupune evoluţia reliefului având ca limită inferioară izoterma de 30C şi este marcat de un număr anual considerabil al ciclurilor îngheţ-dezgheţ. Temperatura medie multianuală la staţia Parâng (situată în partea superioară a etajului pădurilor de conifere) este de 3,30C iar precipitaţiile de 968 mm. arealul studiat numărul ciclurilor îngheţ-dezgheţ este mai mare de 125 în cursul unui an (Urdea P., 2000). Precipitaţiile bogate (peste 1050 mm începând cu etajul subalpin) cad deseori sub formă de ninsoare numărul mediu cu strat de zăpadă este de 145 zile la staţia Parâng, numărul maxim atingând valoarea de 166 de zile la aceeaşi staţie. Numărul maxim de zile cu ninsoare a fost de 106 la staţia Parâng, 1585 m altitudine. Insolaţia diferită influenţată de expoziţia versanţilor a permis ca pe versantul sudic al crestei principale procesele periglaciare să se manifeste activ şi în timpul fazelor glaciare. Astfel formaţiunile detritice din bazinul superior al Gilortului au un grad mai înaintat de fixare şi de alterare decât cele de pe versantul nordic (Iancu Silvia, 1961).

Declivitatea accentuată in cadrul circurilor şi văilor glaciare (pante medii între 15 - 300 pentru circurile glaciare şi între 30-500 pentru pereţii circurilor şi ai văilor glaciare) favorizează apariţia diferitelor forme de grohotişuri gravitaţionale, culoarele de avalanşă, terasetele de solifluxiune, organisme torenţiale. Pe suprafeţele cvasiorizontale ale complexului sculptural Borăscu şi pe fundul circurilor

2000

1870

1770

1900

1960

1800 1800

17301770

1740

21202090 2100

2200

2130

1970

2190

2040

19301960

1500

1600

1700

1800

1900

2000

2100

2200

2300

Gro

apa

Mân

drei

Gru

iu

Ieşu

Sete

aM

ică

Pleş

coai

a

Moh

oru

cu A

pă

Moh

oru

Gau

raM

ohor

ului

Cio

ara

-Gal

benu

Tidv

ele

-Gal

benu

altitudinea minimă a podeleialtitudinea maximă a podelei

120

m

220

m

330

m

300

m

170

m

170

m

390

m

310

m

160

m

220

m

45

glaciare apar muşuroaie înierbate (marghile), pavaj de pietre, turbăriile şi lapiezurile nivale etc. Indiferent de declivitatea terenului apar restul elementelor periglaciare.

Vegetaţia are un rol hotărâtor în morfodinamica actuală din etajul alpin şi subalpin, prin reducerea sau stoparea proceselor periglaciare ce se dezvoltă în sectoarele lipsite de vegetaţie sau acoperite parţial de aceasta. Incendierile şi defrişările practicate pentru a mări suprafeţele de păşunat au distrus aproape în întregime tufărişurile subalpine din toate masivele carpatice inclusiv în Parâng astfel încât pădurea de conifere intră în prezent în contact direct cu pajiştile alpine. În locul jnepenişurilor (Pinus mugo) s-au dezvoltat pajişti secundare de iarba stâncilor (Agrostis rupestris) şi păiuş (Festuca supina), care ulterior din cauza suprapăşunatului au evoluat spre păşuni cu ţepoşică (Nardus stricta). Datorită accesibilităţii şi intervenţiei antropice ridicate limita superioară a pădurii a coborât continuu îndeosebi pe interfluviul dintre râurile Romanu şi Muşetoiu şi în partea vestică a bazinului. Limita superioară a pădurii oscilează astfel între 1440 m pe muntele Tărtărău şi 1760 m în valea Galbenu.

Foto 4.4.1 Râuri şi torenţi de pietre pe versanţii circului glaciar Gaura Mohorului

4.4.2. Forme de relief periglaciar (crionival) de suprafaţă

Formele actuale ale reliefului periglaciar diferă ca tip, mărime şi extindere spaţială şi altitudinală. Aceste forme sunt generate de manifestarea crioclastismului, nivaţiei, solifluxiunilor, creepului, elevaţiei periglaciare, În cadrul formelor de relief crionival intră formele de dezagregare (relieful rezidual), formele periglaciare de versant formele periglaciare pe suprafeţe plane şi elementele periglaciare de adâncime.

Principalele forme de relief periglaciar întâlnite în masivul Parâng şi localizarea celor din bazinul Gilort:

Forme de gelifracţie sunt custurile şi vârfurile ascuţite (sectorul Parângu Mare-Gruiu-Pâcleşa-Ieşu-Piatra Tăiată-Setea

Mică-Setea Mare) au fost modelate prin retragerea versanţilor situaţi deasupra gheţarilor pleistoceni în condiţiile etajului criogen supraglaciar. Această modelare se desfăşoară şi în prezent cu amploare mai redusă rezultând forme specifice.

Foto 4.4.3 Relief rezidual pe vârful Pleşcoaia (stânga) şi

pe vârful Piatra Tăiată (dreapta) Martorii de

gelifracţie (foto 4.4.3) se menţin pe creasta principală între vârfurile Parângu Mare şi Setea Mare sub forma unor blocuri cumpănite (blocuri pe cale de prăbuşire), colţuri, turnuri, ace izolate, creste crenelate, vârfuri reziduale de tip tor (mase

de gelifracte rezultate în urma dezagregării unui vârf în regim periglaciar şi rămase pe loc). Pereţii circurilor glaciare, versanţii văilor glaciare şi pragurile glaciare din bazinul superior al Gilortului sunt afectaţi de o serie de

procese crionivale şi fluvio-torenţiale ce generează o varietate de forme în funcţie de tipul rocii şi structura acesteia, pantă, expoziţie, grad de acoperire cu vegetaţie şi tipul acesteia.

Cele mai reprezentative forme de acumulare asociate gelivaţiei sunt grohotişurile, dând nota caracteristică în special pentru circurile şi pragurile glaciare din văile Pleşcoaia, Setea Mică, Gruiu şi Mohoru (foto 4.4.4). În cadrul acestora cea mai mare frecvenţă o deţin râurile de pietre, torenţii de pietre, conurile şi trenele de grohotiş.

Râurile de pietre apar în special mai sus de 1800 m, pe versanţi cu pante de până la 400 uneori mai mult, prezentându-se sub forma unor benzi mai mult sau mai puţin paralele, de lungimi şi lăţimi variabile, dispuse aproximativ paralel pe curbele de nivel. Sunt specifice arealelor ocupate de roci granitice şi se găsesc practic pe versanţii tuturor circurilor şi văilor glaciare din aria granitelor (la vest de interfluviul Latoriţa-Gilort).

Torenţii de pietre reprezentaţi de numeroasele făgaşe care brăzdează pereţii circurilor glaciare fiind locurile de scurgere ale sfărâmăturilor de rocă provenite din degradarea pantelor stâncoase se găsesc îndeosebi în circurile Mohoru, Pleşcoaia, Tidvele.

Foto 4.4.4 Conuri de grohotiş pe versantul Muntelui Urdele

Conurile şi trenele de grohotiş atenuează contactul între suprafeţele morfologice prin înlocuirea abruptului cu o suprafaţă înclinată

conform unghiului de taluz natural al gelifractelor. Acest unghi este de circa 33-380 la rocile granitice faţă de 26-360 la şisturile cristaline (Urdea P., 2000). Formele respective sunt dispuse la baza versanţilor şi a pragurilor glaciare, foarte frecvente în circurile Gaura Mohorului, Mohoru, Pleşcoaia, Ieşu.

46

Câmpurile de pietre – blocuri cu dimensiuni între 10 cm şi 1,5 m, dispuse haotic pe vârfurile Mohoru, Păpuşa, Piatra Tăiată, Pâcleşa-Ieşu. Predominarea blocurilor grosiere în câmpurile de pietre determină marea lor permeabilitate fapt pentru care reţeaua hidrografică permanentă lipseşte (Setea Mică, Setea Mare).

Foto 4.4.6 Solifluxiuni pe versanţii circurilor Gaura Mohorului

(a); Mohoru cu Apă (b); Ieşu (c) şi Tidvele (d)

Tăpşanele de grohotiş au aspectul unor trene de glacis în cazul în care s-au format prin acumulări succesive, relativ lente. Se prezintă sub formă de baraj, paralel cu baza versantului, când acumularea s-a produs brusc, adesea prin acţiunea unei deplasări în masă a grohotişului (Gaura Mohorului, Mohoru cu Apă). Barajul poate apărea sinuos, ca nişte ghirlande, cu concavitatea spre versant (întâlnite în circul Pleşcoaia).

Depozitele de gelifracţie pot rezulta din scoarţa de alterare prin rămânerea acesteia pe locul de formare (eluviu).

Formele de solifluxiune – constau în deplasarea lentă, în masă a unui strat de sol supraumectat pe un pat de rocă îngheţat şi a solului înţelenit şi fixat de rădăcinile covorului vegetal. Dintre solifluxiuni mai frecvent apar în bazinul studiat valurile de solifluxiune (dezvoltate îndeosebi pe dreapta zănoagelor Cioara şi Galbenu) şi pe cornetele suprafeţei Borăscu sau mai jos pe interfluviu dintre Galbenu şi Gilort (muntele Zănoaga-Cătălinu), în apropierea înşeuării dintre vârfurile Iezeru şi Mohoru, etc.

Terasete de solifluxiune rezultate prin suprapunerea valurilor de alunecare se găsesc pe versantul sud-vestic al muntelui Dengheru şi Urdele.

Ghirlande de grohotiş – apar când alunecările superficiale afectează un grup de blocuri (de obicei de dimensiuni mijlocii). Acestea produc pe versanţi ghirlande cu concavitatea în amonte aşa cum se întâmplă pe versantul sud-

vestic al vârfului Iezeru (foto 4.4.7)

Foto 4.4.7 Ghirlande de pietre pe treapta superioară a circului Gaura Mohorului Relieful nival rezultă din exercitarea acţiunii nivale de cele mai multe ori asupra scoarţei de

alterare şi a depozitelor deluviale pregătite prin acţiunea criogenă. Procesul este amplificat primăvara şi la începutul verii de acţiunea apei provenită din topirea zăpezii. Relieful este reprezentat prin forme de eroziune nivală: şanţuri nivale (pe versanţii de la obârşia circului Pleşcoaia), nişe nivale (la obârşia zănoagelor Ieşu şi Tidvele, pe versanţii circurilor sau la baza acestora în circul Pleşcoaia); văi plate nivale (pe muntele Gruiu, la nord de vf. Setea Mare, la vestul circului Ieşu). Acestea au lungimii de 15-30 m şi lăţimi de 2-3 m şi adâncimi de sub 1 m.

Culoarele de avalanşă – reprezintă forme ale eroziunii nivale cu aspect de jgheaburi, unde în funcţie de condiţiile de adăpost favorabile acumulării de expunerea versanţilor şi de existenţa unor făgaşe deja schiţate, avalanşele se pot produce în mod repetat, în aceleaşi locuri. În bazinul studiat culoaare de avalanşă există în circul Tidvele-Galbenu şi în circul Gaura Mohorului.

Foto 4.4.8 Lacuri de origine pluvio-nivală sub vf. Păpuşa (stânga) şi pe treapta inferioară a circului Ieşu (dreapta) Microdepresiunile nivale – reprezintă excavaţii închise, dezvoltate în eluviile grosiere ale rocilor granitice, prin acţiunea combinată

47

a tasării şi sufoziunii nivale, crioclastismului, şi deflaţiei. Le întâlnim la nordul şi vestul vârfului Setea Mare (foto 4.4.9), la vestul vârfului Mohoru, în înşeuarea dintre Mohoru şi Pleşcoaia, având aspectul unor depresiuni închise, adânci de 2-10 m şi lungi între 3 şi 20 m, dezvoltate în eluviile grosiere ale rocilor granitice.

Foto 4.4.9 Muşuroaie înierbate sub vârful Setea Mare (a) şi în şaua Pleşcoaia (c). Stadiul de distrugere avansat al

arghilelor în înşeuarea Mohoru-Setea Mare (b)

Muşuroaiele înierbate – uneori muşuroaiele au formă de con asimetric, plantele fiind orientate în drapel conform vântului dominant. Se pot da astfel de exemplu muşuroaiele de pe muntele Setea Mare. Pe înşeuarea Mohoru-Setea Mare, stadiul de distrugere este mai avansat, unele muşuroaie au aspect de crater, având pereţii fragmentaţi într-unul sau mai multe locuri.

Poligoanele de pietre au repartiţie sporadică (Munţii Păpuşa, Setea) şi ocupă suprafeţe mici (10-20 m2). Constituite din blocuri a căror lungime poate ajunge în mod excepţional la 40 cm. Frecvent sunt sub 15 cm lungime. Interiorul poligoanelor este format din sol înierbat sau grohotiş foarte fin. Diametrul lor oscilează între 1,5 – 2 m.

Solurile striate – reprezintă o variantă de pantă a solurilor poligonale. Constituite din grohotiş şi pământ ce formează o alternanţă de fâşii longitudinale. Direcţia dintre benzile de grohotiş poate varia între 0,5-3 m. Apar pe versantul sudic al crestei, pe Parângul Mare, muntele Gruiu.

Foto 4.4.11 Organisme torenţiale şi ravene pe versantul vestic al muntelui Dengheru Tasarea nivală, dezagregarea rocilor datorită îngheţului şi dezgheţului, deflaţia acţionând cumulat au condus la apariţia nişelor

periglaciare pe versanţii circurilor Tidvele, Pleşcoaia, Mohoru, Setea Mică. Pe suprafaţa complexului sculptural Borăscu între vârfurile Păpuşa (2136 m) şi Cioara (2146 m), în porţiunea de creastă dintre

vârfurile Muşetoaia (2078 m) şi Galbenu (2137), precum şi pe podeaua circului Ieşu apar pavaje de pietre (foto 4.4.3).

4.4.3. Elemente periglaciare de adâncime

Elementele periglaciare de adâncime sunt semnalate de Silvia Iancu în masivul Parâng la peste 1850 m. Acestea sunt evidenţiate în deschiderile naturale şi antropice de pe interfluviile dintre valea superioară a Lotrului şi cea a Latoriţei.

În deplasările noastre de teren am descoperit în bazinul superior al Gilortului astfel de elemente periglaciare de adâncime la altitudini mai mici (1630 m). Astfel printre excavaţiile executate pentru construcţia fundaţiilor la casele de vacanţă din staţiunea Rânca într-o deschidere realizată în aprilie 2006 au putut fi observate pentru prima oară pene periglaciare şi involute (foto 4.4.12).

Pe o înălţime de 1,80-1,90 m şi o lungime de 8,85 m au fost observate şi analizate şase pene periglaciare de mari dimensiuni care la suprafaţă tind să dea naştere la poligoane periglaciare. Distanţa dintre acestea variază între 0,45 m şi 1,15 m. Acestea prezentau aspect variat la suprafaţă şi în secţiune (unele aveau formă de pungă periglaciară). Structurile sunt generate de circulaţia gelifractelor în depozitele superficiale afectate de oscilaţia termică din sol prin contractarea din timpul iernii şi dilatarea din anotimpul cald. Diminuarea granulometrică o dată cu adâncimea este mai puţin evidentă fiind vorba de rocile mai dure din care i-au naştere aceste gelifracte (granitoide gnaisice).

Structurile respective au fost observate până la roca mamă, adâncime care corespunde dezgheţului anual din pătura de alterare. Gelifractele sunt dispuse într-o matrice nisipoasă.

Succesiunea menţionată poate fi interpretată ca rezultat al segregării materialului friabil din roca mamă şi circulaţiei acestuia pe verticală prin procese criogene.

În aval de aceste structuri, sub districambosoluri în asociaţie cu prepodzoluri, au fost observate trei orizonturi de involute în aceeaşi deschidere (foto 4.4.13). Lungimea acestor involute variază între 3,10 - 8,20 m iar grosimea între 0,25 – 0,75 m.

48

Foto 4.4.12 Pene periglaciare într-o deschidere artificială la Rânca (1680 m)

Foto 4.4.13 Involute într-o deschidere artificială la Rânca (1630 m)

49

4.5. Relieful structural

4.5.1. Relieful structurilor cutate din aria montană

În masivul Parâng suprapunerea mai multor faze de cutare cu axe diferite împreună cu structura intrusivă a granitelor pe cele trei

aliniamente descrise la cap.2, au generat particularităţi cu implicaţii structurale în configuraţia orografică a bazinului Gilort. Influenţele structurale din această arie sunt vizibile atât în relieful glaciar cât şi în relieful fluviatil şi la nivelul suprafeţelor de

nivelare. Tectonica rupturală a dus la reflectarea sistemului de falii în relieful masivului. În cadrul reliefului glaciar raportul dintre orientarea circurilor şi a cutelor diferă între cei doi versanţi ai masivului. Astfel pe versantul sudic, pe care se suprapune bazinul montan al Gilortului majoritatea circurilor sunt obsecvente datorită faptului

că acest versant deşi dezvoltat pe flancul sudic al anticlinalului culmii principale are o cădere spre nord pe aliniamentul circurilor glaciare Groapa Mândrei-Mohoru, adică la sud de culmea principală. Caracterul obsecvent al circurilor impune un aspect abrupt al versanţilor de obârşie şi apariţia unor praguri în contrapantă. Anumite circuri glaciare cu forme curbate au caracter mixt impus de schimbarea structurii de la un sector la altul (considerând de la obârşie spre aval circul Gruiu este astfel un circ obsecvent-subsecvent). Circul glaciar Ieşu prezintă un caz particular fiind un circ dispus transversal pe un ax de anticlinal.

Reţeaua hidrografică principală de pe versantul sudic are în general un caracter transversal. Caracterul transversal este reflectat în alternanţa sectoarelor mai largi cu sectoare mai înguste, implicaţie datorată într-o bună măsură şi adaptării văilor la natura rocilor. Adaptarea văilor tinere la structură a avut loc pe fondul genezei în condiţii de pantă şi de alimentare care să le permită această adaptare.

Cumpăna de ape de la vest de vf. Dengheru se suprapune în mare parte peste un anticlinal în timp ce aceeaşi culme între vârful Cioara (2146 m) şi Curmătura Olteţului (1615 m) corespunde axului unui sinclinal orientat V-E, deversat spre sud şi cu planul de cădere spre nord. Reflectarea structurii în relief este în acest caz minimă datorită suprapunerii acestui sinclinal peste suprafaţa de nivelare Borăscu I, acoperită de o scoarţă de alterare cu o grosime apreciabilă.

Pe formaţiunile monoclinale sedimentare de vârstă terţiară din sudul Parângului (depozite sarmaţiene) văile se adâncesc consecvent pe direcţia N-S, caracter reflectat de simetria versanţilor văilor Galbenu, Gilort, Aniniş, Cărpiniş, Crasna. În extremitatea nordică a depozitelor sarmaţiene văile prezintă încă scurte sectoare epigenetice unde se observă o schimbare a profilului versanţilor în sectorul cristalin prin accentuarea profilului în V al văilor.

4.5.2. Relieful structurilor cutate din aria subcarpatică

Deoarece regiunile subcarpatice şi piemontane au fost exondate relativ recent, acestea nu au cunoscut mai multe etape de denudare. Astfel eroziunea nu a putut scoate la zi structurile foarte vechi păstrând în relief pe cele mio-pliocene şi cuaternare. Se diferenţiază astfel două categorii de structuri:

• structură cutată, mio-pliocenă, la care cutele sunt largi, simetrice, puţin faliate şi decroşate, uneori antrenate în slabe recutări. Se remarcă două aliniamente de anticlinal puse în evidenţă de două şiruri de dealuri şi două aliniamente de sinclinal ce sunt evidenţiate în relief prin cele două şiruri de depresiuni;

• structură monoclinală de vârstă romanian-cuaternară, dezvoltată în sudul sectorului subcarpatic (piemontul); Zona subcarpatică a bazinului Gilort are în cea mai mare parte un relief dezvoltat pe structură cutată. Sistemul de cute este

reprezentat prin anticlinale şi sinclinale paralele cu marginea sudică a zonei cristalino-mezozoice iar relieful manifestă o concordanţă generală la structură în condiţiile susţinerii acesteia de către constituţia petrografică. Unele condiţii locale specifice au impus existenţa unor raporturi inverse între relief şi structură. Astfel apar în peisajul subcarpatic butoniere şi văi de anticlinal sau sinclinale suspendate cu dezvoltare locală.

Dealurile de anticlinal din sectorul subcarpatic manifestă concordanţă la structură şi sunt grefate pe formaţiuni miocene (Dealul Seciului, Ciocadiei, Mâţei) străbătute pe valea Blahniţei de conglomerate paleogene şi reprezintă regiunea cu cele mai mari înălţimi din bazinul subcarpatic. Formele structurale sunt slab reprezentate datorită formaţiunilor marno-nisipoase puţin rezistente la eroziune.

O a doua categorie de forme de relief o reprezintă dealurile dezvoltate pe formaţiuni pliocene (domină marnele meoţiene din care apar şi depozite sarmaţiene), cu o structură cutată şi cu numeroase linii de dislocaţie prezentând numeroase inversiuni de relief. Aceste dealuri manifestă o concordanţă cu structura, au altitudini mai scăzute, dar cu cea mai accentuată frământare tectonică din întreaga zonă subcarpatică. Dealurile respective sunt cuprinse între cursurile de apă Gilort, Galbenu şi Tărâia. Sunt formate din Dealurile Cârligeilor şi Sârbeştilor situate la nord de valea Câlnicului şi Dealurile Negoieştilor şi Hârnii suprapuse bazinelor Giovria şi Bârzeiului.

Dealul Cârligeilor a fost retezat de către eroziunea post villafranchiană şi acoperit de pietrişuri cuaternare, ceea ce îi imprimă un aspect de pod uşor bombat. Dealurile Negoieştilor şi Hârnii reprezintă două sinclinale suspendate, încadrate de butonierele Câlnicului, Giovriei şi Hârnii.

O altă categorie de dealuri sunt dealurile formate din depozite pliocene cu structură de ansamblu monoclinală (Dealul Burlanilor, Dealul Mare al Pruneştilor) formate în mare parte din depozite meoţiene.

Dealurile Copăcioasei şi Hăieştilor reprezintă dealuri joase, domoale, dezvoltate pe depozite pliocene cu structură monoclinală de flanc. Aceste dealuri sunt tăiate în flancul sudic foarte prelung al anticlinalului Voiteşti-Săcelu-Ciocadia şi sunt cuprinse între valea Amaradiei la vest şi nord şi valea Blahniţei la est.

Dealurile anticlinale dintre Jiu şi Gilort sunt dezvoltate pe depozite pliocene şi au o cuvertură de pietrişuri cuaternare fluviatile. Sunt reprezentate în regiune de Dealul lui Bran.

Ariile depresionare se dezvoltă în general longitudinal, dispuse în şiruri continue şi orientate de marile linii tectonice care au impus relieful cutat între care sunt prinse şi de condiţiile litologice care permit o modelare diferenţiată. Raporturile acestor zone joase cu structura nu sunt uniforme astfel încât apar în configuraţia reliefului subcarpatic atât depresiuni de sinclinal (depresiunea subcarpatică, depresiunea intracolinară), conforme cu structura cât şi depresiuni şi văi de anticlinal (depresiunea Prigoria-Zorleşti, butonierele Giovria şi Hârnea), aflate în raport invers cu structura care au fost în general condiţionate litologic.

Dacă în prima categorie, depresiunile au o orientare est-vest urmărind liniile de sinclinal de la sudul aliniamentului Baia de Fier-Novaci-Crasna respectiv Albeni-Ceretu-Budieni, butonierele Câlnicului au o dezvoltare alungită pe direcţia NE-SV.

Depresiunea Prigoria-Zorleşti, centrată pe valea Câlnicului are sectorul nordic mai dezvoltat ca urmare a densităţii mare de afluenţi ai Câlnicului în acest sector. Butoniera Giovria şi butoniera Hârnea de la sud de aceasta sunt mai restrânse ca dimensiuni având aspectul unor văi de anticlinal. Cele două văi prezintă în ax formaţiuni meoţiene, scoase la zi de eroziunea în adâncime iar suprapunerea lor peste liniile de dislocaţie şi de cutare a stratelor a făcut ca flancurile să se înscrie în relief sub formă de cueste dispuse faţă în faţă.

50

4.5.3. Relieful structurilor monoclinale piemontane

Zona piemontană are un relief dezvoltat pe structură monoclinală pliocen-cuaternară, înclinarea generală a formaţiunilor piemontane către S-SE impunând un caracter consecvent şi reţelei hidrografice majore. Marea majoritate a văilor secundare au un caracter semi-subsecvent (diagonal), din adâncirea acestora în suprafaţa monoclinală rezultând un relief cu abrupturi de tip cuestă, cu versantul nordic abrupt iar cel sudic prelung.

Relief dezvoltat pe structură monoclinală întâlnim în bazinul Gilort începând cu extremitatea sudică a ariei subcarpatice (Dealul Pruneştilor şi al Cărbuneştilor) şi continuând cu cea mai mare parte a dealurilor piemontane dintre Jiu şi Gilort la sud de valea Cioianei (Gruiurile Jiului) şi la sud de valea Bârzeiului (Dealurile Amaradiei).

Contactul dintre această zonă cu structură monoclinală şi zona cutată de la nord este bine exprimat în relief în lungul acestuia putându-se urmării un aliniament de cueste ce se desfăşoară din valea Cioianei până pe valea Hârnii şi la obârşiile Amaradiei (unde structura monoclinală înaintează spre nord cu 10-12 km).

Reţeaua hidrografică este paralelă şi consecventă. Eroziunea exercitată de aceasta în timpul cuaternarului a fragmentat aria respectivă în culmi deluroase paralele prelungite către sud pe zeci de kilometri (Dealul Muierii, Dealul Aglărău, Dealul Tuţoi).

Datorită constituţiei petrografice (domină rocile necimentate, puţin rezistente la eroziune) suprafeţele structurale monoclinale se dezvoltă pe suprafeţe restrânse, mai extinse fiind resturile din vechea suprafaţă de acumulare piemontană (Badea L., 1967).

În concluzie, relieful piemontan datorită stratelor cvasi-monoclinale care au o cădere de 4-50 spre sud şi sud-est şi a pânzei de pietrişuri acoperitoare care însă a fost îndepărtată în mare măsură de eroziunea fluviatilă, înscrie în peisaj interfluvii asimetrice de tip cuestă. În cadrul sectorului nordic, la contactul cu Subcarpaţii aceste cueste formate în zona de monoclin sunt dispuse în aliniamente succesive de la nord la sud, între care cuestele unghiulare (dispuse în linie frântă) predomină datorită dezvoltării unor văi oblice pe căderea generală a stratelor.

4.6. Relieful petrografic

Varietatea petrografică întâlnită în cadrul bazinului Gilort se răsfrânge şi asupra reliefului din această unitate geomorfologică. Formarea reliefurilor petrografice a avut ca suport un anumit tip de rocă, care deşi este un element pasiv în morfogeneză impune o notă distinctivă în peisajul geomorfologic în funcţie de reacţia sa specifică faţă de eroziune. Bazinul Gilort se dezvoltă pe suportul mai multor tipuri de roci, proprietăţile acestora (porozitate, permeabilitate, duritate, omogenitate, solubilitate, plasticitate etc.) implicând forme specifice unei anumite grupări de roci şi dezvoltarea în timp a unui relief distinct în peisajul sistemului analizat.

Fig. 4.6.1. Tipurile de roci care impun relieful petrografic din bazinul Gilort şi ponderea acestora

Răspunsul complexelor litologice la eroziunea agenţilor este influenţat de climat, gradul de acoperire cu vegetaţie, declivitate,

grosimea depozitelor acoperitoare, intervenţia antropică, etc. Extensiunea şi frecvenţa de apariţie a anumitor categorii de relief petrografic este dată de ponderea tipurilor de roci prezente în bazin. Astfel, ponderea cea mai mare o deţin pietrişurile şi nisipurile (57,2%) (depozite piemontane şi într-o proporţie mai mică în celelalte unităţi), urmate de argilele marnoase (13,8%), granite şi granitoide (12,2%), şisturi cristaline (7,8%), complexe de argile, nisipuri şi cărbuni (7,8%), calcare (0,78%), faciesuri argilo-nisipoase cu intercalaţii de marne (0,22%), depozitele loessoide (0,4%). Principalele tipuri de relief petrografic din bazinul studiat sunt: relieful dezvoltat pe rocile metamorfice ale Autohtonului Danubian din Parâng; relieful dezvoltat pe intruziunile magmatice din aceeaşi unitate; relieful dezvoltat pe calcare mezozoice ce staţionează pe cristalin în sudul masivului; relieful dezvoltat pe ansamblu de gresii şi conglomerate din dealurile mediane subcarpatice şi de pe marginea depresiunii subcarpatice; relieful dezvoltat pe faciesuri argiloase, argilo-marnoase şi argilo-nisipoase din întreg sectorul subcarpatic şi piemontan; relieful dezvoltat pe nisipuri şi pietrişuri îndeosebi în piemont dar şi în sud-estul unităţii subcarpatice; relieful dezvoltat pe depozitele loessoide din piemont.

4.6.1. Relieful dezvoltat pe roci cristaline

Şisturile cristaline aparţinând celor două serii prezente în Parângul sudic au o duritate inferioară intruziunilor granitice care le străbat pe trei aliniamente fapt ce se reflectă în talvegul văilor, la contactul dintre acestea apărând denivelări. În sectorul superior al Gilortului contactul dintre şisturile cristaline şi amfibolite corespunde cu înscrierea nivelului de eroziune la 1300-1400 m iar între vârfurile Tărtărău şi Molidviş cu o înşeuare foarte adâncă, şaua Groapa – 1530 m (foto 4.6.1).

Foto 4.6.1 Contactul dintre şisturile seriei de Lainici-Păiuş şi amfibolitele seriei de Drăgşanu corespunde cu înscrierea unei

înşeuări foarte adânci pe interfluviul Gilort-Sadu (Şaua Groapa, în ultimul plan)

La contactul şisturilor din seria Lainici-Păiuş cu granitoidele de Parâng se formează de asemenea înşeuări cum este cea de la nord

pietrişuri, nisipuri 57,23%

nisipuri, argile, marne 0,22% argile, nisipuri, cărbuni

7,80%

depozite loessoide, argilă roşcată 0,49%

conglomerate, gresii 0,30%

şisturi cristaline 7,85%

granite, granitoide 12,27%

argile marnoase 13,84%

calcare 0,78%

51

de vârful Corneşu sau de pe interfluviul Galbenu-Olteţ (şaua Plaiu Băii). În cadrul seriei de Drăgşanu amfibolitele joacă un rol important fiind localizate în zona înaltă a Parângului. Se diferenţiază faţă de şisturile sericito-cloritoase printr-o rezistenţă mult mai mare, în special când sunt masive.

4.6.2. Relieful dezvoltat pe granite şi granitoide

Datorită durităţii mari a rocilor granitice în comparaţie cu şisturile acestea se evidenţiază în relief ca martori de eroziune pe culmea principală a Parângului. Interfluviile înscrise pe granite au în cadrul aceluiaşi nivel de eroziune altitudini mai mari aşa cum întâlnim pe vârfurile Coarneşu şi Molidviş în cadrul versantului sudic.

În sectorul dintre Cernădia şi Baia de Fier, la contactul granitelor cu calcarele jurasice au apărut, în nordul barei calcaroase, mici bazinete dezvoltate mai mult în lungul văii Galbenului dar şi pe afluenţii mai mici, lucru ce semnifică predominarea scurgerii de suprafaţă

Procesele periglaciare desfăşurate în granite pe versanţii circurilor glaciare contribuie la menţinerea unor pante cu valoare ridicată, la apariţia unor forme de racord unghiulare cu suprafeţele interfluviilor în care se înscrie nivelul Borăscu (astfel de forme de racord am întâlnit în circurile Cioara, Gaura Mohorului şi Mohoru cu Apă). Prezenţa granitelor asociate cu aceleaşi procese crio-nivale contribuie şi la apariţia crestelor de intersecţie pe sectorul vf. Ieşu-Parângu Mare.

În partea central sudică a bazinului montan, pe peticele suprafeţei Gornoviţa I, la circa 1150 m de data aceasta pe granitele de tip Tismana se găsesc suprafeţe întinse afectate de dezagregarea substratului granitic. Rezultă astfel un relief ruiniform, cu martori de eroziune şi o arenă granitică (gruss) care îmbracă suprafaţa dezgolită de vegetaţie şi pe care se desfăşoară procese moderate de ravenare (foto 4.6.2).

Foto 4.6.2 Gruss (arenă granitică) pe interfluviul

Gilort-Galbenu (1136 m)

4.6.3. Relieful dezvoltat pe calcare

Calcarele sunt mult mai reduse ca extensiune (numai 0,78 % din total bazin sau 3,73% din suprafaţa unităţii montane) în comparaţie cu şisturile cristaline şi rocile intrusive. Acestea aparţin cuverturii mezozoice a cristalinului danubian şi introduc în geomorfologia regiunii o notă de varietate, impunând în acelaşi timp o evoluţie complexă în morfostructura Autohtonului Danubian.

În cadrul bazinului Gilort se înscriu calcarele jurasic-superioare, cretacic-inferioare impuse în relief între văile Gilorţelul Mare şi valea Olteţului care staţionează peste fundamentul cristalin al Autohtonului. Elementele calcaroase întâlnite în conglomeratele de Săcel arată că exhumarea calcarelor jurasic superioare – cretacic inferioare a început în paleogen, după şariajul Pânzei Getice (Tudor M., 1964). După o alternanţă de transgresiuni (aquitaniană, tortoniană, sarmaţiană) şi retrageri ale apelor marine regiunea rămâne

exondată după transgresiunea sarmaţiană, urmând ca în ponţian să înceapă să fie degajată de sub pătura sedimentară terţiară, proces care se continuă şi în prezent (Iancu Silvia, 1970).

Contactul dintre rocile magmatice intrusive şi calcarele jurasic-cretacice a impus în relief apariţia în nordul barei calcaroase a unui bazinet de eroziune diferenţială în lungul văii Galbenului a cărui geneză a fost favorizată de gradul redus de permeabilitate a granitelor, fapt ce a permis o bogată scurgere de suprafaţă, alimentarea afluenţilor şi o eroziune laterală mai accentuată ca urmare a reducerii scurgerii în cadrul sectorului de chei. Granitul, datorită impermeabilităţii de care dă dovadă a constituit nivelul de bază al carstificării pentru pachetele de calcare care staţionează deasupra lui.

Cheile Galbenului au un caracter mai evoluat decât cel al văilor din jur, fapt justificat şi de grosimea mai mică a calcarelor în acest sector. Prezenţa gurilor de peşteră aliniate pe câteva nivele suspendate, îndeosebi pe versantul stâng reflectă etapele stadiale de adâncire a văii Galbenului. Exondarea abruptului calcaros de sub pătura pietrişurilor şi nisipurilor sarmaţiene s-a produs concomitent cu adâncirea râului.

Cele mai semnificative forme de relief le întâlnim dezvoltate pe calcarele din cheile Galbenului şi în bazinele Rudi şi Cernăzioara.

Cheile Galbenului au o lungime de circa 1150 m şi o denivelare de circa 230 m (foto 4.6.3). Declivitatea pereţilor cheilor este mai mare de 700. Versantul stâng al cheilor are la bază o importantă trenă de grohotiş explicabilă prin căderea calcarelor în cute spre vest, motiv pentru care râul erodează puternic malul drept în timp ce versantul stâng a rămas în afara razei de acţiune directă a apei. Tot în cadrul cheilor apar foarte frecvente microlapiezuri care îmbracă o mare suprafaţă din versanţi.

Relieful subteran este reprezentat în cheile Galbenului prin 27 peşteri şi avene iar în bazinul Cernăzioara prin două peşteri. În Peştera Muierilor cu o lungime de 3665 m, echipele de speologi au descoperit noi galerii care urmează a fi cartate.

Foto 4.6.3 Cuptoare de var în cheile Galbenului

52

4.6.4. Relieful dezvoltat pe conglomerate şi gresii

Cea mai reprezentativă reflectare în relief a conglomeratelor şi gresiilor în sectorul subcarpatic al bazinului Gilort o întâlnim în dealurile mediane unde formaţiunile eocene sunt prezente în cadrul anticlinalului Săcelu. În talvegul şi pe versanţii văii Blahniţa, apar conglomerate cenuşii cu matrice argilo-nisipoasă, cu elemente din cristalin, gresii, argilite negre şi roci eruptive.

Deasupra staţiunii Săcelu se află o arie protejată (rezervaţie naturală) care conservă conglomeratele cu numuliţi şi orbitoizi şi situri istorice din epoca romană.

Fiind puternic afectate de eroziunea diferenţială, aceste formaţiuni capătă aspect de babe pentru care procesele dominante sunt prăbuşirile şi năruirile (foto 4.6.4). În ultimii cinci ani pe fondul unor furtuni foarte puternice o mare parte din aceste forme antropomorfe s-au prăbuşit, în prezent obiectivul pierzându-şi atractivitatea turistică.

Tot conglomerate de vârstă mai tânără (badeniene) găsim pe văile Cernădia şi Cernăzioara, depuse în excavaţiile calcarelor jurasice, peste care repausează conglomerate de mici dimensiuni şi marne cu globigerine.

Foto 4.6.4 Relief dezvoltat pe conglomerate la Săcelu

4.6.5. Relieful dezvoltat pe faciesuri argiloase, argilo- marnoase, argilo– nisipoase

Relieful dezvoltat pe faciesuri argiloase, argilo- marnoase şi argilo– nisipoase este caracteristic dealurilor subcarpatice şi piemontane, în care depozitele marnoase şi argiloase sunt bine reprezentate.

Foarte frecvent aceste roci se asociază cu nisipuri, pietrişuri şi gresii.

Datorită plasticităţii ridicate în stare umedă aceste formaţiuni dau naştere la frecvente alunecări de teren (Câlnic, Prislop, Bucşana, Prigoria, Dobrana, dealul Ciocadiei, Socu). În general în cadrul ulucului depresionar şi dealurilor subcarpatice depozitele mio-pliocene au generat un relief specific în care, alunecările de teren deţin un rol important. Depozite de marne fin stratificate cu intercalaţii de nisipuri şi marne nisipoase, se întâlnesc în depresiunea Novaci şi sudul anticlinalului Ciocadia – Săcel.

Marne cenuşi-albăstrui ponţiene care trec la marne nisipoase în care se intercalează treptat nisipuri argiloase ocupă partea vestică şi nord-vestică a depresiunii Câmpu Mare.

În bazinul Câlnic, pe valea Hârnea şi Giovria găsim marne cenuşii cu intercalaţii de nisipuri gălbui şi argiloase şi strate de cărbuni din dacian.

În dealurile care formează intrerfluviul dintre Gilort şi Amaradia există depozite argiloase galben-maronii sau roşcate.

4.6.6. Relieful dezvoltat pe nisipuri şi pietrişuri

Nisipurile şi pietrişurile sarmaţiene apar pe bordura muntelui între Cernădia şi Cărpiniş. Ele stau transgresiv peste şisturile cristaline.

Între valea Cărpiniş şi valea Stănceşti Larga aceste formaţiuni repauseasă pe roci granitoide. Aceste depozite sarmaţiene sunt reprezentate de pietrişuri slab cimentate în care se intercalează nisipuri şi marne.

Pe aceste nisipuri şi pietrişuri grosiere, cu intercalaţii subţiri marno-argiloase se dezvoltă ravenele pe care le întâlnim în versantul drept al văii Scăriţa, amonte de Novaci (Plaiul Mare, Dealul Scăriţa), în dealul Măgura (sat Berceşti), pe versantul stâng al Gilorţelului Mare, pe Plaiul Băii (Baia de Fier), valea Hirişeşti (versant stâng). De-a lungul fâşiei de sarmaţian care tiveşte rama nordică a depresiunii subcarpatice, apare o zonă îngustă în care eroziunea torenţială a creat văi adânci cu versanţi abrupţi, prăpăstioşi. Asocierea proceselor de spălare, şiroire şi eroziune torenţială din aceste porţiuni a determinat o accentuată degradare a unor suprafeţe întinse în zona localităţilor Novaci, Cernădia, Baia de Fier, Aniniş, Hirişeşti etc.

Limita între depozitele daciene care apar la zi şi cele romaniene începe de la Dealul lui Bran la vest, până în Dealul Negoesti la est. Nisipurile romaniene cu intercalaţii de lignit în sectorul nordic şi argile verzui sau gălbui se găsesc la sud de acest aliniament şi

până la confluenţa cu Jiul.

53

CAPITOLUL 5. Modelarea actuală a reliefului

5.1. Potenţialul morfodinamic

5.1.1. Condiţiile geologice şi morfologice

Stadiul actual de evoluţie geomorfologică a bazinului hidrografic Gilort reflectă adaptarea generală la structură, litologie şi neotectonică.

În raport cu structura Gilortul şi-a creat o vale transversală situată într-o arie de înălţare puternică a sedimentarului postorogenic (sectorul subcarpatic), antrenat de înălţarea blocului cristalin (masivul Parâng) dar în care s-au manifestat şi arii restrânse de relativă afundare, active în Cuaternar (depresiunile subcarpatice). Valea străbate astfel aliniamente de anticlinal şi sinclinal (apărând însă şi sisteme de cute vechi supuse unor mişcări de înălţare sau coborâre care au generat aliniamente de anticlinoriu şi sinclinoriu în sectorul carpatic).

Formele cele mai frecvente ale sectorului subcarpatic dezvoltat pe structuri mio-pliocene cutate sunt cele reprezentate de un relief concordant cu structura, adică de dealuri dezvoltate pe anticlinale (Săcelu, Ciocadia, Mâţa, Seciului) şi de două depresiuni dezvoltate pe sinclinale (condiţionate litologic sau în arii de afundare), dar apar şi unele inversiuni de relief care diversifică mult varietatea reliefului: butoniere şi văi de anticlinal (Câlnic, Giovria), sinclinale suspendate (Călugăreasa, Hârnea-Pruneşti).

În sectorul piemontan, structura cvasiorizontală în sud şi cu slabe ondulaţii în nord, demonstrează uşoare deranjări tectonice determinate de mobilitatea fundamentului şi a cutelor grefate pe acesta. Influenţa structurii monoclinale de aici este reliefată de reţeaua de văi subsecvente care a dus la apariţia reliefului de cueste de prezenţa cărora se leagă importante alunecări. La contactul dintre aria subcarpatică şi cea piemontană deplasările de mase şi procesele de ravenare se produc pe capul de strat al cuestelor sau subsecvent la obârşiile văilor torenţiale afluente văilor cu direcţia nord-sud.

Formaţiunile litologice au un comportament diferit la acţiunea agenţilor externi ca efect al condiţiilor de formare. Întâlnim astfel un complex litologic eterogen format din roci magmatice, metamorfice şi sedimentare (care la rândul lor se comportă diferit în funcţie de mediul în care au fost depuse: marin, lacustru, fluvio-lacustru, fluviatil).

În zona înaltă, pe granitoidele din masivul Parâng au loc procese de crionivaţie care modelează un relief periglaciar caracteristic pe versantul sudic prin frecvenţa şi dimensiunile gelifractelor iar în sud, unde apare un nou aliniament de intruziuni granitice, are loc dezagregarea rocilor sub acţiunea complexă a insolaţiei, gelivaţiei şi a forţelor de cristalizare a soluţiilor care circulă prin fisuri rezultând cele mai extinse suprafeţe cu gruss din bazinul Gilort.

Complexul şisturilor cristaline clorito-sericitoase care constituie partea superioară a seriei de Drăgşan (în nord) şi cu şisturile cristaline din seria de Lainici – Păiuş în sud (aliniamentul Stănceşti Larga – vf. Cerbu) formează un complex litologic în care şistozitatea, ca principală proprietate a rocilor, impune în relieful actual acolo unde roca apare la zi, abrupturi structurale, sectoare de chei şi văi obsecvente în trepte.

Sarmaţianul de la bordura Parângului are caracter transgresiv şi este format din pietrişuri, nisipuri grosiere, depozite conglomeratice slab cimentate situate deasupra depresiunii Novaci pe văile Scăriţa, Gilorţel, Hirişeşti, Aniniş şi Crasna. Şiroirea şi torenţialitatea sunt procesele actuale care se manifestă în aceste formaţiuni necoezive.

În sectorul subcarpatic, eroziunea intensificată printr-o mobilitate tectonică deosebită, a scos la zi formaţiuni sedimentare mai vechi pentru partea situată de-a lungul aliniamentului anticlinal al dealurilor mediane (conglomerate şi gresii eocene la Săcelu; marne, argile , calcare, tufuri tortoniene între Aniniş şi Gilort; argile marnoase din sarmaţianul inferior în dealurile Ciocadia, Mâţa, Săcelu).

Sectorul subcarpatic al Gilortului cuprinde de fapt alternanţa şi varietatea formaţiunilor sedimentare cunoscute în Depresiunea Getică de la eocen până la romanian, dispuse în fâşii orientate în general pe direcţia E-V şi cu vârste din ce în ce mai tinere spre sud, unde se continuă cu pietrişurile villafranchiene piemontane.

Cea mai mare partea a reliefului din sectorul subcarpatic este sculptată în aceste sedimente neogene (miocen şi pliocen). În relief apar versanţi în care predomină procesele de deplasare în masă, în special alunecările profunde, de mari dimensiuni şi

prăbuşirile. Succesiunea tipică a depozitelor în care au loc aceste procese este frecvent întâlnită în bazinele Câlnic şi Hârnea, unde formaţiunile ponţiene, daciene şi romaniene (fig. 5.1.2) constituie terenul în care se manifestă cele mai intens astfel de procese.

La est de Gilort, orizonturile de argile, marne, nisipuri şi pietrişuri romaniene (uneori cu cărbuni), întrerupte doar pe văi de cele cuaternare, se însciu în fâşia de contact a Subcarpaţilor cu dealurile piemontane al Amaradiei.

Formaţiunile cuaternare, în compoziţia cărora intră pietrişuri rulate, nisipuri grosiere şi fine, mâluri, cu grosimi de 2-5 m peste care sunt dispuse luturi loessoide, se desfăşoară în culoarele văilor, unde intră în alcătuirea luncilor, teraselor şi glacisurilor de la baza versanţilor.

Între factorii de natură geomorfologică densitatea fragmentării reliefului este o trăsătură morfometrică importantă care influenţează dinamica reliefului actual.

Densitatea fragmentării reliefului (planşa 3) variază foarte mult în raport cu unităţile şi subunităţile de relief în care se situează, culmi montane, dealuri subcarpatice sau depresiuni, dealuri piemontane. Densitatea minimă, aşa cum este de aşteptat, o întâlnim în depresiuni, începând cu cele mai mari cum sunt depresiunea subcarpatică, jumătatea sudică a depresiunii Câmpu Mare, sectorul dintre Gilort şi Blahniţa, unde predomină suprafeţele orizontale, nefragmentate ale teraselor, culoarul Gilortului.

Arealele cu cele mai scăzute valori (0-1,75 km/km2) corespund astfel depresiunilor, luncilor, teraselor, interfluviilor care păstrează fragmente ale suprafeţelor de nivelare Borăscu şi Râu Şes. Fragmentarea are valori reduse (1,75-2,75 km/km2) şi pe unele interfluvii din partea sudică a dealurilor subcarpatice mediane şi pe dealurile piemontane. În acelaşi timp la obârşiile văilor din generaţii mai noi ce izvorăsc la sud de aliniamentul vârfurilor Molidviş – Rotunda – Băileasa – Măgura şi pe limita nordică a ulucului depresionar, la contactul cu muntele, unde gruiurile piemontane au o desfăşurare largă, este caracteristică o fragmentare pe orizontală mult mai accentuată (2,75-4,00 km/km2), ca urmare a influenţei litologice şi a energiei mari de relief. Anumite porţiuni de dealuri au o fragmentare redusă (mai redusă chiar decât în cea mai mare parte a depresiunilor). Aşa de pildă în partea centrală şi nordică a Dealului Cârligeilor (terasa Cârligeilor), fragmentarea este mai redusă chiar decât partea de vest a depresiunii intracolinare Câmpu Mare.

Cele mai mari valori (4,75 – 6,27 km/km2) se găsesc la est de Gilort, în dealurile Câlnicului şi dealurile de la obârşia văilor Giovria şi Hârnea şi mai cu seamă în dealurile Cărbuneştilor la sud de valea Băcila şi în sectoarele de mijloc ale bazinelor piemontane Groşerea, Sterpoaia, Vladimir, acolo unde şiroirea şi torenţialitatea au o frecvenţă şi o intensitate ridicată. O densitate a fragmentării mare şi

54

dezvoltarea reţelei hidrografice temporare (ravene, ogaşe) este favorizată de prezenţa pietrişurilor şi rocilor nisipoase. O densitate a fragmentării mică se realizează pe formaţiunile marnoase şi argiloase unde au o frecvenţă mare alunecările.

Adâncimea fragmentării reliefului (planşa 4) reflectă gradul de adâncire al văilor în funcţie de nivelul de bază local depinzând de alcătuirea petrografică şi stadiul de evoluţie al regiunii.

Valorile cele mai mari (>470 m) se realizează în zona crestei principale a Parângului, sculptată periglaciar acolo unde procesele crionivale cunosc cea mai mare intensitate şi frecvenţă favorizată şi de energia mare de relief. În cadrul versanţilor văilor din etajul subalpin şi boreal energia de relief se încadrează în general între 280-470 m pentru ca la bordura muntelui să scadă până la 110-150 m.

Pentru sectorul subcarpatic analizat, energia dealurilor subcarpatice din sud (80-125 m) este mult mai mare decât energia ulucului depresionar (25-70 m). În depresiunea subcarpatică energia de relief este mai ridicat în lungul gruiurilor submontane (45-90 m) decât în restul depresiunii.

În dealurile de la sud de valea Câlnicului, puternic frământate tectonic avem o energie de relief de până la 164 m. Valori puţin mai scăzute (125-145 m) se realizează în nordul depresiunii subcarpatice, dealurile Cărbuneştilor între valea Ştefăneştilor şi pârâul Boia sau dealurile Rugetului, în faciesuri psamitice, caracterul fragmentării fiind mult diferit de cel din sectoarele în care predomină marno-argilele.

În culoarul de vale al Gilortului în sectorul piemontan energia scade sub 20 m în timp ce pe versanţii văilor din acest sector ea se menţine în medie la 100-125 m.

Pantele şi conformaţia versanţilor (planşa 5). În cuprinsul bazinului Gilort repartiţia valorilor declivităţii cunoaşte diferenţieri mari. Înclinarea versanţilor reflectă condiţiile litologice şi implicaţiile structurale, stadiile de evoluţie ale bazinelor hidrografice şi caracterul modelării. Declivitatea şi conformaţia versanţilor versanţilor condiţionează procesele actuale de modelare, reflectând şi modul lor anterior de acţiune. Înclinarea pantelor în depresiunea subcarpatică este relativ redusă atât faţă de dealurile subcarpatice din sud cât şi faţă de zona muntoasă din nord. În general, pantele din cadrul depresiunii au înclinări care se încadrează între sub 20, între 20-50, şi între 50-100.

Pantele de până la 20 sunt caracteristice depresiunilor subcarpatice, teraselor care cunosc o dezvoltare foarte mare în cadrul depresiunii intracolinare, la extremităţile sectorului piemontan şi culoarului de vale al Gilortului, în luncile şi terasele inferioare.

Pe podurile teraselor Gilortului şi afluenţilor săi, pe unele culmi joase, rotunjite sau plate, în cadrul suprafeţelor de nivelare, pantele au valori cuprinse între 2-50. Aceste suprafeţe sunt afectate de procese slabe de eroziune în suprafaţă. Cele din sectorul subcarpatic şi piemontan pot fi utilizate ca terenuri arabile, dar şi pentru construcţii şi căi de comunicaţie (şosele, căi ferate).

Pantele între 5-100 sunt caracteristice glacisurilor de la baza versanţilor la contactul cu lunca, frunţile teraselor parazitate cu materiale detritice, precum şi unele culmi secundare joase ce coboară în trepte. Versanţii cu astfel de înclinări, dezvoltaţi pe depozite marno-argiloase sunt afectaţi predominant de alunecări. Terenurile din sectorul subcarpatic şi piemontan cu astfel de pante sunt utilizate frecvent pentru livezi şi fâneţe.

Pantele între 10-170 şi 17-280 cunosc cea mai largă răspândire, ele fiind caracteristice dealurilor dezvoltate pe alternanţe de argile, marne, pietrişuri şi nisipuri. Versanţii suferă un înaintat proces de degradare prin deplasări în masă şi eroziune torenţială. Înclinările sunt proprii în cele mai frecvente cazuri sectoarelor mijlocii şi superioare ale versanţilor. Astfel de înclinări apar frecvent în regiunile cu structură monoclinală din partea nordică a piemontului. Suprafeţele sunt utilizate pentru livezi cu fâneaţă şi cu păşune, dar un procent ridicat, de obicei în părţile cele mai înalte, sunt împădurite.

Pante cu înclinări mari de 250 se realizează în sectorul montan unde predomină pantele de 28-350 sau în cadrul abrupturilor de obârşie sub formă de circuri din bazinul subcarpatic al Câlnicului la obârşia văilor Giovria şi Călugăreasa unde prăbuşirile în nisipuri daciene şi romaniene cunosc o dinamică pronunţată. Apar de asemenea în sectorul superior al versanţilor, râpe de desprindere, abrupturi structurale (cueste) afectate de procese de prăbuşire şi ravenare. Predomină rocile dure, conglomerate, gresii, marne, unde roca apare la zi sau pătura depozitelor acoperitoare este foarte subţire. Aceste suprafeţe sunt împădurite parţial dar în cea mai mare parte sunt terenuri puternic degradate.

Pante de peste 350 întâlnim în zona crestei principale a Parângului, în cadrul pereţilor circurilor glaciare iar pe porţiuni restrânse acestea corespund râpelor de desprindere de mari dimensiuni, bazinelor de recepţie ale unor organisme torenţiale din sectorul subcarpatic. Sunt prezente în granitoide, pietrişuri, conglomerate, gresii, marne, afectate de intense procese periglaciare, prăbuşiri şi ravenări.

5.1.2. Particularităţi climatice

Clima caracteristică bazinului Gilortului este una extrem de complexă ţinând cont de faptul că acesta se desfăşoară pe o suprafaţă vastă, pornind din sectorul montan înalt până în sectorul piemontan. Trebuie menţionat faptul că bazinul Gilortului nu este deservit direct de staţii meteorologice. Astfel, au fost selectate staţiile cele mai apropiate şi situate în condiţii de relief asemănătoare celor existente în perimetrul analizat: pentru arealul montan staţia Parâng (localizată însă pe versantul nordic), pentru arealul subcarpatic staţia Polovragi, pentru cel piemontan staţia Târgu Logreşti, iar pentru zona de vărsare staţia Craiova, situată la sud de punctul de confluenţă, în zona de contact dintre piemont şi câmpie (tabelul 5.1.1).

Regimul temperaturii aerului Temperatura aerului, fie că este vorba de mediile anuale sau lunare, ca şi în cazul celorlalţi parametrii meteorologici, înregistrează

valori neomogene la toate cele patru staţii localizate în imediata vecinătate a bazinului Gilortului. Temperatura medie anuală înregistrează variaţii ample ca urmare a diferenţelor de altitudine şi orientare a versanţilor, care impun

valorilor neuniforme ale bilanţului radiativ şi caloric, dar şi datorită formelor de relief accidentate care fac ca procesele advective să prezinte intensitate diferită. Astfel, valorile medii multianuale ale temperaturii aerului oscilează de la 3,5°C la staţia Parâng până la 11,1°C la Craiova. Valori intermediare se înregistrează în sectorul subcarpatic şi cel piemontan (9,2°C la Polovragi şi 9,6°C la Târgu Logreşti). Ca evoluţie pentru intervalul analizat, se poate constata că variaţiile termice de la un an la altul nu sunt caracteristice numai uneia dintre staţii dovadă a faptului că toate variaţiile temperaturilor medii anuale sunt generalizate, aşadar nu sunt impuse de condiţiile locale (tabelul 5.1.2).

Astfel, cele mai mari valori medii anuale s-au înregistrat la trei din cele patru staţii meteorologice, în acelaşi an de 2000, (Parâng – 4,8°C, Polovragi – 11,1°C, Craiova – 12,5°C). Cele mai mici valori medii anuale s-au înregistrat în ani diferiţi. Astfel, la staţia Parâng minima anuală a fost de 2,8°C şi s-a înregistrat în anul 1985, an destul de rece (şi la alte staţii din perimetrul Olteniei s-a produs cea mai scăzută valoare pentru intervalul analizat); la staţia Polovragi, minima a fost de 7,9°C, această valoare înregistrându-se atât în anul 1996, cât şi în 1997, în timp ce la staţia Craiova, cea mai scăzută valoare s-a produs în 1991 când nu s-au atins decât 10,1°C, adică cu 1°C mai puţin decât media multianuală. Media anului 1985 a fost de 10,2°C, iar a anilor 1996 şi 1997 de 10,3°C, valori foarte apropiate de valoarea anuală minimă absolută de 10,1°C (1991) a intervalului analizat.

Temperatura medie lunară (fig. 5.1.3), prezintă, în linii generale, aceeaşi tendinţă în întreg perimetrul analizat. Aceasta creşte gradual din luna ianuarie până în luna iulie (luna de maxim la toate cele patru staţii meteorologice; excepţie staţia Parâng unde valorile din luna iulie şi august sunt similare), după care scade treptat până în luna decembrie. Cea mai mare valoare medie lunară s-a înregistrat la staţia Craiova, 23,0°C în luna iulie, la celelalte staţii meteorologice valorile fiind mai mici (tabelul 5.1.3.), cea mai mică medie lunară înregistrându-se la staţia Parâng, aşa cum era şi normal (–5,3°C în luna ianuarie).

55

Temperaturile maxime şi minime absolute Pentru bazinul Gilortului, temperaturi extrem de ridicate s-au înregistrat şi în august 1993, când s-au depăşit 35°C (39,0°C la

Filiaşi, în data de 24 august 1993, 39,0°C la Craiova în data de 25 august 1993, 36,5°C la Târgu Logreşti la aceeaşi dată). De asemenea, în iulie 2000, valorile au fost extrem de ridicate: la staţia Craiova s-au atins 40,5°C, dar maxima absolută a rămas cea din 1916, la Târgu Jiu 40,6°C (ambele valori înregistrându-se la data de 4 iulie 2000). Vara anului 2000 a fost una dintre cele mai calde din istoria observaţiilor meteorologice de pe teritoriul ţării noastre. Astfel, chiar şi în zona montană înaltă, unde valorile maxime nu depăşesc în general 25°C, la staţia Parâng, la data de 22 august, s-a atins valoarea record de 27,4°C.

Temperaturile minime absolute au coborât la valori mai mici de -30°C datorită pătrunderii unor mase de aer continental rece, polar sau arctic. Valori mai scăzute de -20°C au fost semnalate şi în ianuarie 1985: -27,7°C la Işalniţa, -29,1°C la Târgu Logreşti, -29,6 la Târgu Jiu şi -21,8°C la Polovragi, toate valorile la data de 13 ianuarie, -23,5°C la staţia Parâng în data de 20 februarie. Valori apropiate de -20°C au fost semnalate şi în intervalul decembrie 1997 – ianuarie 1998, acestea fiind generate tot de pătrunderea unor mase de aer rece.

Tendinţa generală constatată şi din analiza valorile medii anuale şi lunare, precum şi din analiza valorile minime şi maxime absolute este aceea de creştere uşoară a temperaturii medii a aerului, precum şi scăderea valorilor minime şi creşterea celor maxime.

Regimul precipitaţilor atmosferice Distribuţia teritorială a cantităţilor medii anuale de precipitaţii Repartiţia teritorială a precipitaţiilor în bazinul Gilortului este dictată de factorii genetici ai climei, în principal de cei dinamici şi de

suprafaţa activă subiacentă. În această zonă predomină circulaţia vestică şi sudică în cea mai mare parte din an. Cantităţile medii anuale de precipitaţii variază în plan vertical, în sensul că cele mai ridicate medii anuale corespund staţiei Parâng

– 952,8 mm, iar cele mai reduse staţiei Craiova – 568,8 mm. În sectorul piemontan mediile oscilează între 600 mm, spre sud, la contactul cu câmpia şi 700 mm spre nord, la contactul cu Subcarpaţii: 663,5 mm la Târgu Logreşti şi 679 mm la Târgu Cărbuneşti. Cantitatea medie anuală creşte spre nord, în sectorul subcarpatic unde depăşeşte 800 mm: Polovragi – 827,5 mm. Bineînţeles, în zona montană înaltă, la peste 2300 m, de unde izvorăşte Gilortul cantitatea estimată depăşeşte 1000 mm.

Fig. 5.1.6 Mersul anual al cantităţilor lunare medii de precipitaţii (1961 - 2000)

Distribuţia teritorială a cantităţilor medii lunare de

precipitaţii. În luna de maxim cantităţile depăşesc 70 mm la toate staţiile, valoarea cea mai mare corespunzând staţiei Parâng (143,8 mm), iar cea mai redusă staţiei Craiova (70,4 mm). Pentru luna de minim, valorile oscilează mai puţin, diferenţa între cea mai mare (47,5 mm Parâng) şi cea mai redusă cantitate (35,1 mm Craiova) fiind de numai 12,4 mm (la nivelul lunii de maxim această diferenţă este de 73,4 mm) dovadă a marii uniformităţi a condiţiilor climatice.

Excesul de umiditate poate reprezenta un eventual fenomen cu risc climatic sporit.

Cantităţile maxime au depăşit la toate staţiile meteorologice 750 mm (tabelul 5.1.7), abaterile pozitive fiind în toate cazurile mai mari de 200 mm. Cea mai mare abatere

corespunde staţiei Parâng (380,2 mm) pentru anul 1975, iar cea mai mică staţiei Craiova (223,6 mm) în anul 1972. Chiar dacă valorile maxime s-au înregistrat în ani diferiţi, trebuie subliniat faptul că în toţi aceşti ani valorile au fost cu cel puţin 100 mm peste media multianuală, dovadă că excedentul nu a fost generat de factorii locali.

Cantităţile maxime de precipitaţii înregistrate în 24 de ore prezintă valori similare cantităţilor medii lunare, în multe cazuri însă depăşindu-le pe acestea (tabelul 5.1.9, fig. 5.1.9). Valorile maxime în 24 de ore sunt mai reduse în perioada rece a anului, când predomină masele de aer mai rece şi cu conţinut relativ redus de vapori de apă, în timp ce în semestrul cald, în special în lunile mai – iunie, acestea cresc ca urmare a intensificării activităţii frontale şi a convecţiei termice. Cantităţile maxime de precipitaţiile de precipitaţii în 24 de ore sunt extrem de importante atunci când se analizează vulnerabilitatea reliefului. Astfel de ploi torenţiale determină degradarea terenului (alunecări şi ravenări de mare amploare în sectorul carpatic şi piemontan), mai ales în arealele afectate de despăduriri masive, păşunat intensiv, construcţii de drumuri, cariere pentru exploatarea rocilor de construcţie sau a cărbunelui.

Fig. 5.1.9 Cantităţi maxime de precipitaţii în 24 de ore la staţiile meteo analizate Având în vedere dezvoltarea fără precedent a staţiunii turistice Rânca (1600 m) şi faptul că în unitatea montană Parâng-Cindrel nu

există decât două staţii meteorologice de altitudine, la o suprafaţă montană de 5360 km2, din care nici una pe versantul sudic, considerăm că se impune înfinţarea unei staţii meteorologice cu observaţii permanente la Rânca care să deservească staţiunea turistică şi să fie reprezentativă pentru întreaga parte sudică a unităţii montane Parâng-Cindrel.

0

20

40

60

80

100

120

140

160

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Parâng Polovragi Tg. Logreşti+Sheet1!$D$137 Tg. Cărbuneşti Craiova

Parâng

020406080

100120140160

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Cantitatea medie lunară de precipitaţii Cantitatea maximă în 24 de ore

Polovragi

020406080

100120140160

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Cantitatea medie lunară de precipitaţii Cantitatea maximă în 24 de ore

Târgu Logreşti

020406080

100120140160

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Cantitatea medie lunară de precipitaţii Cantitatea maximă în 24 de ore

Craiova

020406080

100120140160

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Cantitatea medie lunară de precipitaţii Cantitatea maximă în 24 de ore

56

5.1.3. Particularităţi hidrologice

Intensitatea şi ritmul modelării reliefului este influenţat în mare măsură de regimul scurgerii lichide şi solide. Stratele acvifere acumulate la baza depozitelor nisipoase care stau pe roci impermeabile argiloase sau marnoase, contribuie la rândul lor la declanşarea unor procese de deplasare în masă şi în special a alunecărilor de teren. În zonele cu alunecări de teren, apele freatice sunt afetate, cauzând prin obturare, secarea izvoarelor sau din contră, apariţia de izvoare, de obicei la baza materialului alunecat şi acumularea apei sub forma de bălţi. Creşterea rapidă a nivelului apelor freatice după topirea accelerată a zăpezii sau după ploi abundente, duce uneori la presiunea apei subterane asupra depozitelor deluviale şi provoacă deplasări de material pe versant. Subminarea versanţilor la viituri, provoacă prăbuşirea lor şi uneori alunecări de teren cum se întâmplă frecvent în culoarul piemontan al Gilortului în sectorul Tg. Cărbuneşti – Jupâneşti – Valea Socului. Viiturile provoacă de asemenea subminarea versanţilor ogaşelor şi ravenelor cu taluzuri abrupte şi înalte (Negoieşti, Burlani, Valea Mare-Mirosloveni, Valea Cireşului) iar în cursul mediu şi mai ales inferior al râurilor Gilort, Blahniţa, Vladimir, Cocorova, Valea lui Câine, aluvionarea albiei minore şi înmlăştinirea albiei majore.

Bazinul Gilort dispune de două staţii hidrometrice pe valea Gilortului (Tg. Cărbuneşti şi Turburea) care prin şirurile de date (41 ani reprectiv 86 ani), în majoritatea cazurilor, asigură o interpretare fundamentată a regimului scurgerii şi patru staţii hidrometrice pe afluenţii Gilortului (Galbenu, Ciocadia şi Blahniţa) care prin numărul relativ mic de ani cu observaţii nu pot fi concludente pentru interpretarea valorilor caracteristice multianuale (tabelul 5.1.10).

Scurgerea medie anuală reprezintă indicele cel mai general al resurselor de apă dintr un bazin. Valorile şirurilor de date (tabelul 5.1.11) au permis construirea setului de grafice comparative, prezentate în figurile 5.1.12 şi 5.1.13.

Şirurile integrale de date de care s-a dispus scoate în relief o variaţie sensibilă a scurgerii medii anuale în profil multianual. Aceasta este un indice important în aprecierea gradului de uniformitate a scurgerii râurilor în perioada multianuală. Variaţia ei este condiţionată de factorii meteorologici (precipitaţiile, temperatura aerului, etc.), dar şi de capacitatea de reţinere şi de restituţie a bazinul Gilort. Se cunoaşte faptul că ecuaţia bilanţului hidric anual cuprinde şi un termen Δu, care reprezintă variaţia rezervei de apă din bazin în timp de un an.

Tabelul 5.1.12 Caracteristici ale scurgerii medii multianuale şi anuale în bazinul hidrografic Gilort

Scurgerea medie maximă Scurgerea medie minimă Râul Staţia Q0 m3/s

q0 l/s.km2

W0 mil. m3 Qmax Kmax Anul Qmin Kmin Anul Cv

Tg. Cărbuneşti 7,54 11,96 237 16,92 2,24 1969 3,00 0,39 1993 5,7 Gilort Turburea 10,67 9,89 336 22,19 2,07 1976 4,06 0,38 1990 5,4

unde: Q0 – debitul mediu multianual; q0 – scurgerea medie specifică; W0 – volumul mediu de apă scurs; Kmax şi Kmin – coeficienţii moduli ai scurgerii; Cv – coeficient de variaţie a scurgerii medii anuale

Fig. 5.1.12 Variaţia debitelor medii anuale (m3/s) la staţia hidrometrică Tg. Cărbuneşti

Fig. 5.1.13 Variaţia debitelor medii anuale (m3/s) la staţia hidrometrică Turburea Din aceste date coeficienţii modul maximi (Qmax) variază în limitele 2,07 – 2,24. Acest fapt apare ca normal deoarece, se constată

unele mici particularităţi climatice de la un bazin la altul la care se adaugă şi influenţa naturii terenului, fragmentării reliefului şi gradului de împădurire a versanţilor. Coeficienţii modului minimi (Kmin) se înregistrază la staţia hidrometrică Turburea (Kmin = 0,38) şi reflectă o situaţie compensatorie a factorilor fizico-geografici determinanţi ai scurgerii.

Variaţia multianuală a scurgerii medii este şi mai bine reflectată în raportul acestor coeficienţi modul (Kmax / Kmin), care în cazul bazinului Gilort prezintă valori apropiate pentru cele două secţiuni (5,4 în secţiunea Turburea faţă de 5,7 în secţiunea Tg. Cărbuneşti). Din

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

1967

1968

1969

1970

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

1981

1982

1983

1984

1985

1986

1987

1988

1989

1990

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

2002

2003

0

5

10

15

20

25

1956

1957

1958

1959

1960

1961

1962

1963

1964

1965

1966

1967

1968

1969

1970

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

1981

1982

1983

1984

1985

1986

1987

1988

1989

1990

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

2002

2003

57

datele prezentate în acest tabel se poate considera că anii cu cele mai reduse precipitaţii (ani secetoşi) au fost 1990 şi 1993 în timp ce anii cu scurgerea cea mai bogată s-au înregistrat pe ansamblul bazinului în 1976 şi 1969.

Fig. 5.1.14 Variaţia scurgerii medii lunare multianuale (m3/s) pe râul Gilort Scurgerea medie specifică. Analiza scurgerii medii specifice (qo) cu altitudinea medie a bazinului (Hm) pune în evidenţă o

diferenţiere pe trepte de relief a sectoarelor de bazin desfăşurate amonte de cele două secţiuni. Valori ale scurgerii medii specifice multianuale în bazinul hidrografic Gilort sunt prezentate în tabelul 5.1.12.

Scurgerea maximă reprezintă sub aspectul importanţei în procesele de eroziune şi acumulare faza hidrologică cea mai importantă a scurgerii, atât sub aspectul efectelor (de cele mai multe ori negative) cât şi prin importanţa pe care o prezintă activităţile socio-economice.

Fig. 5.1.15 Variaţia scurgerii anotimpuale a râului Gilort (% din

volumul mediu multianual) Practic înregistrarea de viituri se poate realiza în orice

anotimp însă frecvenţa producerii celor mai mari viituri anuale pe râul Gilort este diferită în funcţie de sezon, astfel ea este de 36-48% primăvara (cu menţiunea că în luna mai se produc cele mai numeroase viituri); 29-34% vara (cele mai numeroase în iunie); 11-23% iarna şi 8-10% toamna (cu menţiunea că în luna septembrie nu a fost înregistrată nici o viitură) (tabelul 5.1.16). În timpul iernii de regulă în acest bazin nu se înregistrează viituri importante, iar atunci când se produc, luna decembrie este perioada cea mai probabilă.

Se remarcă de asemenea că viiturile de iarnă au o frecvenţă dublă în sectorul piemontan (23%) faţa de sectorul subcarpatic (11%), fapt justificat de natura precipitaţiilor pe timpul iernii în cele două zone în timp ce la viiturile de primăvară

se înregistrează o frecvenţă cu 75% mai redusă în piemont faţă de sectorul subcarpatic explicabilă prin suprapunerea topirii zăpezii din unitatea montană cu ploile de primăvară.

Procesele de versant şi de albie sunt cele mai dinamice pe timpul viiturilor, mărimea debitelor de aluviuni fiind direct proporţională cu panta versantului (sau a albiei), cu mărimea debitului de apă şi indirect cu intensitatea ploilor. Din analiza datelor putem remarca următoarele particularităţi ale scurgerii de aluviuni în suspensie: scurgerea medie multianuală prezintă valori mai ridicate pe râul Gilort în secţiunea Turburea (R=14,85 kg/s) ca urmare a faptului că în această secţiune se concentrează volumele de aluviuni aduse de majoritatea afluenţilor Gilortului din cele trei unităţi morfostructurale străbătute. Valori mai mici se realizează în secţiunea Tg. Cărbuneşti ca urmare a lipsei aportului de aluviuni în suspensie din sectorul piemontan (tabelul 5.1.18 şi fig. 5.1.16).

De subliniat faptul că valorile scurgerii medii specifice de aluviuni în suspensie (r) sunt mult mai apropiate între ele: 4,34 t/ha/an în secţiunea Turburea şi 3,40 t/ha/an în secţiunea Tg. Cărbuneşti iar turbiditatea este de 1,42 ori mai mare în sectorul piemontan decât în sectorul subcarpatic (tabelul 5.1.19).

Tabelul 5.1.19 Turbiditatea şi eroziunea specifică a apei în bazinul Gilort

Nr.crt Staţia hidrometrică Q (m3/s) R (Kg/s) ρ (g/m3) r (t/ha/an) 1 Tg. Cărbuneşti 7,54 6,80 901,8 3,40 2 Turburea 10,66 14,85 1393,0 4,34

În concluzie, procesele de eroziune şi de acumulare produse prin acţiunea cursurilor de apă, devin importante mai ales la viituri

ţinând seama de mărimea bazinelor hidrografice şi de multitudinea afluenţilor, cât şi de climatul caracterizat prin ploi torenţiale din primăvară până în toamnă. Aceste procese sunt amplificate de gradul de fragmentare ridicat, de prezenţa unor izvoare care alimentează reţeaua hidrografică şi a ponderii importante a aportului pluvial la formarea debitelor râurilor în sectorul subcarpatic şi piemontan. Râul Gilort evacuează în medie prin secţiunea Turburea o cantitate importantă de aluviuni de circa 468 300 tone/an.

Având în vedere complexitatea bazinului şi necesitatea întocmirii unor studii comparative pe bazine morfohidrografice în care variabilele de control în morfodinamica versanţilor şi a albiilor să fie raportate sistemic se impune înfiinţarea unei staţii hidrometrice la închiderea bazinului, amonte de confluenţa de la Capu Dealului, la Ţânţăreni, aceasta cu atât mai mult cu cât un studiu geomorfologic pe bazin oferă posibilitatea realizării unor modele şi a unor cuantificări precise, datorită delimitării clare prin intermediul cumpenelor de apă a suprafeţelor şi a variabilelor care se induc în sistem. Înfiinţarea acestei staţii hidrometrice este justificată şi din raţiuni socio-economice.

0

5

10

15

20

25

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Târgu Cărbuneşti Turburea

0% 20% 40% 60% 80% 100%

Tg. Cărbuneşti

Turburea

Primăvara Vara Toamna Iarna

58

5.1.4. Învelişul vegetal şi potenţialul morfodinamic

Gradul şi modul de acoperire al solului de către vegetaţie, structura acesteia, constituie un alt factor important care influenţează morfodinamica. Învelişul vegetal are rol de protecţie a versanţilor cu potenţial morfodinamic ridicat constituindu-se într-un strat protector interpus între agenţii de modelare şi învelişul edafic.

Pădurile de gorun nu se mai găsesc în starea lor naturală fiind înlocuite pe mari suprafeţe de fâneţele şi terenurile cultivate de la poala muntelui. Astfel în sectoarele de la baza muntelui, pe interfluviile dintre Novăcei şi Hirişeşti, Aniniş şi Cărpiniş, Ghia şi Crasna, locul pădurilor de gorun şi amestec de gorun cu fag a fost luat de pajiştile montane secundare cu păiuş roşu, iarba vântului şi ţepoşică (Agrostis – Festucetum montanum), terenurile fiind folosite ca păşune sau fâneaţă din jurul sălaşelor. Pe aceste terenuri se manifestă spălarea în suprafaţă şi apar mici rigole (Deasupra Coastei, Radoşi, Crasna din Deal) sau ogaşe (Plaiul Băii, Berceşti) care semnifică un stadiu incipient de concentrare a scurgerii.

Suprafeţe însemnate de păduri de fag au fost defrişate pe interfluviu Scăriţa-Gilorţel, terenurile fiind folosite pentru păşunat prin instalarea unor saivane de mari dimensiuni în urmă cu 30-40 ani sau pentru construcţia drumului Novaci-Rânca. Acolo unde pădurea a fost înlocuită cu pajiştile montane de altitudine medie, a fost lăsată cale liberă eroziunii sub multiple forme. Astfel pe muntele Scăriţa, muntele Măgura, Vermeghii, Plaiul Mare, Dâlma Măgura (de Blahniţa) apar rigole, ogaşe şi ravene de mari dimensiuni. Granitoidele şi gnaisele descoperite de sub pătura de sol şi vegetaţiei sunt supuse dezagregărilor sub acţiunea intensă a insolaţiei şi gelivaţiei rezultând arene granitice (gruss) pe suprafeţe însemnate în bazinul Scăriţa şi pe Măgura. Aceste arene granitice însoţesc martorii de eroziune granitici din zonă (martori de eroziune observaţi pe Plaiul Mare şi Priporul Măgurii).

Extinderea zonei de păşunat a coborât limita pădurii de confiere, uneori cu 200-250 m. La limita superioară a pădurii, mărirea suprafeţelor de păşunat în defavoarea spaţiului forestier a dus la apariţia de ravene şi torenţi,

îndeosebi pe văile Păpuşa, Coada Râncii şi Dâlbanu precum şi la vest de Gilort, pe muntele Plăsala, Molidviş-sud şi la obârşia văilor Ţiganu şi Cărpiniş.

Tufărişurile subalpine sunt dominate de jneapăn (Pinus mugo sinonim cu Pinus montana), ienupăr pitic (Juniperus nana) şi bujor de munte (Rhododendron kotschyi).

Incendierile şi tăierile jnepenişurilor din ultimul secol - practicate pentru a creşte suprafeţele de păşunat - au distrus aproape în întregime tufărişurile subalpine de pe versantul sudic al Parângului astfel încât pădurea de conifere intră deseori în contact direct cu pajiştile alpine (etajul alpin). În locul jnepenişurilor incendiate sau tăiate s-au dezvoltat pajişti secundare de iarba stâncilor (Agrostis rupestris) şi păiuş (Festuca ovina, Festuca supina), care ulterior din cauza suprapăşunatului au evoluat spre păşuni dominate de ţepoşică (Nardus stricta), plantă oligotrofă.

Cea mai afectată suprafaţă datorită îndepărtării tufărişurilor subalpine o reprezintă versantul vestic al interfluviului dintre Mohoru şi Latoriţa, între vârfurile Dengheru şi Păpuşa, unde torenţi de mari dimensiuni s-au dezvoltat afectând întreg versantul şi drumul care traversează la Obârşia Lotrului. Ogaşe importante se găsesc şi la obârşia pâraielor Păpuşa şi Coada Râncii iar trepte de solifluxiune apar pe Coasta Crucii.

Vegetaţia lemnoasă pionieră alpină precum arginţica (Dryas octopetala), salciile pitice alpine (Salix herbacea, Salix alpina), azaleea târâtoare de munte (Loiseleuria procumbens), prin păşunat şi datorită vânturilor puternice s-a degradat puternic găsindu-se azi doar sub formă de pâlcuri răzleţe în circurile glaciare sau pe interfluvii.

Sectorul subcarpatic al Gilortului se încadrează, datorită etajării generale a vegetaţiei, în etajul nemoral. Datorită influenţelor sudice apar în sudul sectorului subcarpatic al Gilortului şi cereto-gârniţete (Quercus cerris şi Quercus frainetto). Dealurile înalte cu expunere favorabilă ce aparţin dealurilor mediane şi externe sunt acoperite cu păduri de amestec (cvercinee şi fag), iar depresiunea subcarpatică şi depresiunea intracolinară, intens exploatate, sunt acoperite cu pajişti secundare, livezi, culturi sau vegetaţie azonală higrofilă.

Datorită presiunii antropice, realizate în unele areale din necesităţi economice (exploatarea cărbunelui, a materialelor de construcţii, petrol şi gaze, drumuri şi căi ferate etc) manifestate în special în sectorul subcarpatic şi piemontan, arealul pădurii s-a restrâns. Însă cea mai mare parte a arealelor au fost defrişate în vederea utilizării lor agricole (păşuni, livezi, cultura porumbului, fâneţe). Multe din suprafeţele defrişate constituie astăzi terenuri intens afectate de eroziune şi alunecări (Câlnic-Burlani, Câlnic-Giovria, Turbaţi-Sunătoarea, dealul Hăieşti, dealul Mogoşani, Valea Mare – Jupâneşti, sectorul Vidin-Frasin etc.)

În prezent pădurea ocupă suprafeţele cele mai întinse în dealurile înalte de la est de Gilort (Dealul Cârligei, Dealul Burlani, Dealul Seciului, Dealul Cărbuneştilor). În rest, arealele cu pădure sunt mici, localizate în partea superioară a versanţilor sau pe versanţii abrupţi ce nu pot fi utilizaţi în alte scopuri, unde pădurea are un rol important de fixare. Multe păduri şi-au pierdut compoziţia iniţială, fiind afectate de activităţile antropice, în urma cărora s-au plantat specii diferite, îndeosebi pe terenurile degradate, dar şi pe locul pădurilor exploatate. Principalele specii utilizate în plantaţii au fost pinul (Pinus sylvestris), salcâmul (Robinia pseudoacacia), molidul (Picea abies) şi uneori chiar mesteacănul (Betula pendula), cu rol important în fixarea versanţilor. Treptat, pădurea a fost înlocuită cu păşuni şi fâneţe, asociate cel mai adesea cu livezi de pruni, meri, nuci pe o mare suprafaţă a dealurilor gorjene. Există un mod de utilizare specific dealurilor subcarpatice: arabil pe podurile teraselor şi pe versanţii slab înclinaţi; livadă şi fâneaţă pe suprafeţele structurale afectate de alunecări superficiale; pădure pe culmi şi pe versanţii umbriţi.

Terenurile ocupate de livezi sunt situate cu precădere pe versanţii văluriţi de alunecări vechi şi noi în partea medie şi inferioară a versanţilor (dealurile Hăieşti, Săcelu, Bobu). Pajiştile folosite ca păşuni şi fâneţe reprezintă o vegetaţie naturală cu caracter secundar, menţinută ca urmare a activităţii antropice intense, care împiedică reinstalarea vegetaţiei forestiere. Păşunile şi izlazurile ocupă atât părţile superioare şi mijlocii ale versanţilor, cât şi spaţiile din jurul satelor. Acestea se află foarte des în diferite stadii de degradare, cu forme de eroziune şi alunecări evoluate. Se poate observa aproape o suprapunere a proceselor de degradare peste păşuni şi izlazuri (ca de exemplu în bazinele Giovria, Valea Fătului, Sunătoarea, Valea lui Câine, Sterpoaia, Socu, Bulbuceni, Cocorova, Arpadia).

În perioadele cu ploi torenţiale survenite în urma unor secete prelungite sau a unor ploi de foarte lungă durată, modelarea versanţilor devine extrem de violentă astfel încât vegetaţia nu mai poate apăra relieful de efectele proceselor de modelare, condiţionate îndeosebi de natura rocii şi de factorul climatic. Situaţii de distrugere a pădurii şi solului prin alunecări şi procese de înaintare regresivă a ravenelor întâlnim în bazinul Câlnicului (în sectorul subcarpatic); la est de Jupâneşti (pe Valea Mare), pe valea Vladimir, Groşerea şi pe Valea lui Câine (în sectorul piemontan).

Pe ansamblu întregului bazin din punct de vedere al acoperirii cu vegetaţie forestieră se diferenţiază unitatea montană unde în general avem un coeficient de împădurire ridicat în comparaţie cu unitatea subcarpatică şi piemontană unde coeficientul scade drastic cu variaţii locale de la un bazin secundar la altul (tabelul 5.1.20).

59

Tabelul 5.1.20 Coeficientul de împădurire al bazinelor de ordin inferior din bazinul Gilort

Bazinul Sectorul în care se încadrează Suprafaţa

totală bazin(ha)

Suprafaţa fondului forestier

(ha)

Coeficientul de împădurire

(%) Pleşcoaia montan 1100 897 81 Romanul montan 2600 1501 58

Gilorţelul Mare montan 1200 797 66 Hirişeşti montan 1800 873 49 Galbenu montan + subcarpatic 11 200 5221 47 Ciocadia montan + subcarpatic 11 600 5395 47

Câlnic subcarpatic 10 400 2977 27 Bârzei subcarpatic 1300 800 62

Ştefăneşti subcarpatic 2700 1175 43 Blahniţa montan + subcarpatic 22 000 6314 29

Socu piemontan 1300 860 66 Purcari piemontan 3500 2343 67

Vladimir piemontan 4600 1634 35 Sterpoaia piemontan 5000 2852 57

Groşerea (Daia) piemontan 5900 3209 54 Cocorova piemontan 2600 1058 41

Valea lui Câine piemontan 1800 675 37 Arpadia piemontan 1300 625 48

Valea Iepii piemontan 1700 30 1,7 GILORT montan + subcarpatic + piemontan 136 800 54 834 40

5.1.5. Solurile şi potenţialul morfodinamic

Învelişul edafic se înscrie în categoria factorilor care condiţionează frecvenţa şi intensitatea proceselor morfogenetice. Textura şi structura solului, capacitatea de înmagazinare a apei, permeabilitatea şi porozitatea influenţează procesele erozionale.

Fiecare dintre unităţile de relief pe care se grefează bazinul Gilort prezintă factori pedogenetici caracteristici, astfel că, învelişul de soluri va prezenta şi el un anumit specific.

Solurile din bazinul Gilort, după actualul sistem de taxonomie, sunt cuprinse în 7 clase, respectiv: protisoluri, cernisoluri, cambisoluri, luvisoluri, pelisoluri, hidrisoluri şi antrisoluri. Fiecare clasă cuprinde un număr mai mic sau mai mare de tipuri şi subtipuri.

Prezentăm în continuare răspândirea tipurilor de soluri din bazin cu precizarea implicaţiilor acestora în desfăşurarea proceselor morfogenetice.

Solurile din sectorul montan. În Masivul Parâng, învelişul de soluri este format pe diverse tipuri de şisturi cristaline majoritatea fiind roci acide şi pe intruziunile granitice care străbat aliniamentele şistoase. Se constată că există o zonare altitudinală, cauzată de schimbarea condiţiilor de relief, climă şi vegetaţie cu cât altitudinile sunt mai mari. Partea cea mai înaltă a masivului, cu altitudini absolute de peste 1900-2000 m, zona vârfurilor Parângu Mare, Ieşu, Mohoru, Urdele, Dengheru, Păpuşa, Muşetoaia, este dominată de prezenţa podzolurilor, la care se asociază adesea humosiosoluri, litosoluri şi stâncărie. Mai jos de această zonă, până către 1600-1500 m alt. solurile dominante sunt prepodzolurile, întâlnite mai ales pe culmi, prepodzoluri şi districambosoluri pe versanţii mai puţin înclinaţi şi o asociaţie de districambosoluri, prepodzoluri şi litosoluri pe versanţii cei mai abrupţi, ce mărginesc cursurile râurilor.

Solurile din sectorul subcarpatic şi piemontan sunt abordate împreună, pentru că cele mai multe tipuri de soluri se întâlnesc în ambele regiuni. Solurile din regiunea subcarpatică sunt formate pe depozite sedimentare de vârstă neogenă, alcătuite din pietrişuri, nisipuri, argile, argile marnoase şi marne. Iar cele din regiunea piemontană sunt formate pe argile, ce acoperă state de nisipuri pietrişuri şi cărbuni, unele din acestea ieşind la zi în versanţii văilor. Unele din aceste roci au imprimat învelişului de sol un anumit specific, în regiunea subcarpatică apărând soluri ca: faeoziomuri, rendzine sau alosoluri, iar în Dealurile Amaradiei din regiunea piemontană, sunt prezente vertosolurile. În afară de acestea, în cele două regiuni se mai întâlnesc: aluviosoluri, eutricambosoluri, preluvosoluri, luvosoluri, regosoluri şi erodosoluri.

În concluzie în bazinul Gilort există diferenţieri în privinţa componenţei învelişului edafic, diferenţieri care prin proprietăţile solurilor se răsfrâng şi în repartiţia proceselor actuale de modelare. Reducerea proceselor de eroziune a solului până la încetarea acestora sau prevenirea lor acolo unde există un potenţial favorabil declanşării, constituie un obiectiv care aparţine dezvoltării durabile. Este necesară urmărirea proceselor de degradare (frecvenţă, intensitate, arie afectată etc.) pe categorii de folosinţă a terenurilor şi schimbarea modului de utilizare prin împădurirea celor intens degradate (îndeosebi în bazinul Giovria, Valea lui Câine, Valea Mare, Scăriţa), înierbarea celor mai puţin degradate (versantul drept al Câlnicului, dealul Hăieşti şi dealul Ciocadia) şi aplicarea unor lucrări agricole adaptate terenurilor în pantă care să includă culturi adecvate ca structură (îndeosebi pe haldele de steril de la Ruget care au fost retrocedate localnicilor în locul vechilor amplasamente şi care au început cultivarea lor prin arături perpendiculare pe curbele de nivel accelerând astfel procesele de şiroire şi ravenare).

5.1.6. Influenţe antropice asupra modelării actuale şi relieful rezultat

Gradul de antropizare şi-a pus amprenta încă de timpuriu asupra peisajului din bazinul hidrografic Gilort. Defrişarea pădurilor seculare a dus la degradarea terenurilor şi accentuarea fragmentării reliefului. Diversificarea utilizării terenurilor şi intensificarea activităţilor agricole au modificat multe din aspectele naturale ale regiunii cu ar fi: vegetaţia şi solurile.

Creşterea semnificativă a populaţiei se datoreşte valorificării intensive a resurselor de cărbune (Albeni, Ruget, Seciuri), petrol şi gaze (Albeni, Turburea), dezvoltării unor ramuri industriale (exploatarea lemnului, industria materialelor de construcţii, industria construcţiilor de maşini) şi a axelor de transport sud-nord (Filiaşi – Tg. Cărbuneşt – Novaci - Rânca) şi est-vest (Rm. Vâlcea – Tg. Jiu).

Activităţile economice diversificate şi intensificarea activităţilor tradiţionale au modificat multe din aspectele naturale ale regiunii, în special configuraţia reliefului, vegetaţia,i solurile şi apele, rezultând o utilizare intensivă a terenurilor în bazinul studiat (planşa 13, fig.5.1.17).

Modificările antropice care au influenţat semnificativ aspectul mediului înconjurător şi în special al reliefului, se manifestă prin: defrişările pe suprafeţe întinse, extinderea culturilor agricole, industrializarea, exploatarea materiilor prime (lignit, petrol, gaze naturale, materiale de construcţii), construirea unor şosele şi căi ferate.

60

Fig. 5.1.17 Modul de utilizare al terenurilor în bazinul hidrografic Gilort

Dezvoltarea explozivă a turismului în ultimii

cinci ani la Rânca (masivul Parâng) a adus un suflu nou în relansarea regiunii dar şi modificări cu impact asupra mediului.

Astfel s-au înmulţit numărul balastierelor iar albia Gilortului pe o lungime de circa 4,5 km a devenit un adevărat ,,culoar transversal” din care excavatoarele îşi extrag pietrişul (foto 5.1.1).

În amonte de acest şantier, la intrarea în cheile Gilortului, versanţii alcătuiţi din roci cu textură şistoasă furnizează lespezi frumoase pentru placarea aleilor şi caselor de vacanţă de la Rânca, luând astfel naştere microcariere, marea majoritatea fără autorizaţie de mediu. Acelaşi fenomen se petrece şi în amonte de staţiune, sub

vârful Păpuşa, unde se exploatează piatră pentru construcţii printre tufărişuri subalpine cu jneapăn şi rododendron. Gropi de împrumut pentru roci de construcţii (foto 5.1.1) au apărut şi pe marginea drumului Novaci-Rânca.

Iar presiunea antropică nu dă semne că s-ar diminua, din contră, dacă se obţine finanţarea pentru modernizarea drumului care trece prin pasul Urdele, impactul asupra mediului va spori considerabil.

Foto 5.1.1 Impactul asupra mediului datorat dezvoltării staţiunii turistice Rânca Lucrările de barare cu diguri a unor torenţi din sectorul subcarpatic (Valea Mare, Cireşului, Blahniţei, Sunătoarea, Aniniş) şi

piemontan (Valea lui Câine, Vladimir, Groşera etc.) au dus la diminuarea degradărilor avale de acestea dar lucrări de întreţinere nu s au mai efectuat de circa 15-20 ani.

Construirea de drumuri şi şosele a necesitat rambleieri în unele porţiuni, sau crearea de deblee pe alte porţiuni, care au modificat regimul de scurgere al apelor pluviale pe versanţi şi au modificat profilul versanţilor. Construcţia de şosele a necesitat excavarea unor materiale nisipoase pentru rambleuri, din ceea ce constructorii denumesc ,,gropi de împrumut” (foto 5.1.1) care au facilitat cu timpul ravenarea versanţilor în aval de acestea.

Foto 5.1.2. Halde de steril la cariera Ruget

Exploatarea cărbunelui se face în aria subcarpatică studiată în partea de sud, pe linia de contact dintre Subcarpaţii Olteniei şi Piemontul Getic. Astfel au apărut întreprinderi miniere care, iniţial prin decopertare iar ulterior şi prin depozitarea sterilului şi a cantităţilor extrase, au adus

păduri de foioase şi de amestec; 46,5%

păşuni şi fâneţe; 4,9%

vii şi livezi; 3,4%

terenuri arabile; 30,8%

păduri de conifere; 3,8%

terenuri cu exces de umiditate

(turbării); 0,4%

unităţi acvatice; 0,7%

tufărişuri subalpine; 0,2%

exploatări miniere la suprafaţă; 0,1%

terenuri intravilane şi structuri

industriale; 5,9%pajişte alpină; 3,4%

61

modificări majore în peisajul subcarpatic şi la condiţiile de morfodinamică actuală. Pe haldele de steril care iniţial puneau doar problema amplasării, au apărut procese geomorfologice actuale între care alunecările şi

torenţialitatea deţin un loc important (foto 5.1.2). Pe interfluviu Gilort-Amaradia, în zona Ruget, au fost depozitate timp de 20 de ani importante halde de steril care au condus în final la supraîncărcarea versanţilor reprezentând factorul declanşator al alunecării de proporţii ce a distrus satul Seciurile în anul 2006.

Localitatea este în prezent strămutată pe un nou amplasament la Albeni, pe podul terasei Câmpu Mare.

Foto 5.1.3 Cariere şi căi de transport al lignitului pe aliniamentul Seciurile-Ruget-Albeni

În perimetrul localităţii Albeni extracţia se face în subteran pe Valea

Hârnii, dar şi aici peisajul este modificat notabil de depozitele acumulate la gura minei care aşteaptă transportul. Pentru transportul cărbunelui la termocentrale s a construit o cale ferată (Tg. Cărbuneşti – Albeni - Seciuri) pentru care au fost necesare modificări importante în relief (ramblee, deblee, viaducte, poduri, lucrări de drenare a apei, corectări de torenţi).

La rampa de încărcare a lignitului (pădurea Corbu) s a format astfel un relief antropic de proporţii constituit din cărbunele extras din bazinul superior al Amaradiei şi de pe intrefluviul Gilort-Amaradia (foto 5.1.3).

5.2. Procesele de modelare actuală şi formele de relief rezultate

5.2.1. Procesele de versant

O parte din procesele de modelare actuală care se manifestă la nivelul versanţilor sunt datorate gravitaţiei, ca forţă ce stă la baza structurării materiei având un rol important în geneza şi evoluţia reliefului (procesele de versant gravitaţionale, deplasările în masă pe versanţi). Modelarea versanţilor prin acţiunea intermitentă a apei provenită din precipitaţii se realizează cu ajutorul proceselor preponderent hidrice (procese de versant hidrodinamice) care formează o altă categorie a proceselor de versant.

În cadrul unor versanţi cu modelare complexă, procesele actuale se pot urmării teritorial sub aspectul frecvenţei, intensităţii manifestării şi impactului, rezultând o asociere a lor în cadrul unor sisteme (sisteme morfogenetice) în care domină o anumită categorie de procese. De exemplu, versanţii în care procesele dominante sunt acelea ale deplasărilor de pantă sub formă de alunecări se încadrează în ,,sistemul morfogenetic în care domină alunecările de teren” (Ielenicz M., 1998).

5.2.1.1. Procesele gravitaţionale (deplasările în masă)

În cuprinsul bazinului hidrografic Gilort procesele actuale de modelare a reliefului prezintă pentru sectorul subcarpatic cea mai accentuată intensitate şi dinamică fiind între cele mai afectate unităţi de relief în această privinţă. Aceste procese cunosc o frecvenţă ridicată şi în sectorul piemontan şi montan cu diferenţieri regionale şi locale de la un sector la altul impuse de etajele morfoclimatice, caracterele litologico-structurale şi implicaţiile tectonice în care se desfăşoară modelarea. Condiţiile litologice au influenţat natura proceselor de denudare şi prin aceasta frecvenţa şi diversitatea lor. Rocile dispuse în fâşii de vârste diferite, constituţia şi comportamentul diferit la eroziune, au generat apariţia unor forme şi procese specifice.

Dezvoltarea proceselor de deplasare în masă şi evoluţia rapidă a versanţilor a fost impusă de predominarea rocilor marno argiloase, argilo nisipoase şi a luturilor nisipoase. Rocile rezistente la eroziune (granite, conglomerate, gresii), se înscriu în relief prin forme proieminente, dar supuse unor procese de dezagregare, gravitaţionale, de eroziune torenţială etc. Relieful din partea înaltă a bazinului (vf. Parângu Mare – vf. Muşetoaia) este modelat de procese de crionivaţie care generează mase importante de gelifracte, analizate în cadrul reliefului periglaciar.

Tendinţa generală de ridicare a reliefului subcarpatic în cuaternar, a făcut posibilă creşterea diferenţei dintre nivelul suprafeţei terenului şi nivelul de bază şi prin aceasta realizarea unor valori ridicate ale adâncimii fragmentării. Înălţarea albiilor cu o viteză mai mare decât cea a adâncirii cursurilor de apă, a mărit panta de scurgere în general, condiţie pentru predominarea eroziunii liniare faţă de eroziunea laterală. Majoritatea cursurilor secundare din sectorul subcarpatic şi îndeosebi din piemont au carácter de văi torenţiale. Acestea păstrează încă un potenţial de eroziune ridicat pus în evidenţă de intensitatea şi frecvenţa proceselor actuale de modelare şi de cantitatea de materiale evacuate.

Procesele gravitaţionale afectează în general pătura de alterare, în care intră materialele alterate chimic şi fizic, dar foarte frecvent pentru arealul studiat sunt afectate şi masa rocilor nealterate ca marnele şi argilele şi depozitele acoperitoare.

În zona studiată, deplasările în masă au răspândirea cea mai mare pe versanţii dealurilor alcătuite din marno-argile acoperite de

62

complexe litologice cu pietrişuri, nisipuri, cărbune etc. O condiţie morfogenetică care determină apariţia deplasărilor în masă este legată de prezenţa marnelor şi argilelor impermeabile în

subsol, care prin înmuiere joacă rolul unui lubrifiant ce înlesneşte alunecarea sau, în cazul prăbuşirilor prezenţa rocilor uşor dislocabile. Marnele argiloase meoţiene şi ponţiene care aflorează frecvent în versanţii dealurilor subcarpatice interne sau în alte regiuni

creează multiple posibilităţi pentru apariţia proceselor gravitaţionale de versant. Totodată, prezenţa unor orizonturi groase de nisipuri şi pietrişuri cu coeziune slabă în dealurile piemontane, în care văile sapă versanţi puternic înclinaţi, favorizează apariţia prăbuşirilor.

Dezvoltarea în suprafaţă şi grosimea depozitelor de versant indică faptul că deplasările în masă au avut o mare forţă de acţiune asupra reliefului în cuaternar, simultan cu creşterea gradată a energiei reliefului (Badea L., Bălteanu D., 1982). Procesele gravitaţionale deţin rolul dominant în modelarea versanţilor dealurilor subcarpatice interne (ex: Dealul Pruneştilor, Dealul Hăieşti), al versanţilor ce mărginesc culoarul de vale al Gilortului în sectorul Tg. Cărbuneşti - Turburea şi pe versanţii lipsiţi de vegetaţie al unor văi piemontane (Valea lui Câine, Vladimir, Sterpoaia). Ele reflectă în ansamblu stadiul actual de evoluţie al acestor unităţi de relief. Declanşarea acestor procese are loc de cele mai multe ori aproape simultan sau în intervalul ce urmează perioadei cu maxim de precipitaţii şi topirii zăpezii din lunile martie-iunie, când se produce o supraumectare a solului şi accelerarea eroziunii implicând subminarea versanţilor la bază.

Alunecările de teren aparţin categoriei proceselor gravitaţionale de modelare a terenurilor în pantă. Prin rapiditatea cu care se declanşează şi se manifestă acestea sunt deplasări bruşte care contribuie la schimbarea aspectului morfologic al versanţilor. Termenul de alunecare defineşte atât procesul de deplasare cât şi forma de relief rezultată. Alunecările de teren, prin extensiune, intensitate şi amploare, reprezintă împreună cu ravenarea şi torenţialitatea principalele procese de degradare cu impact major asupra terenurilor prin modificarea, uneori radicală a configuraţiei reliefului. Alunecările sunt cele mai răspândite forme ale deplasărilor în masă din sectorul subcarpatic al bazinului Gilort iar zona piemontană o putem încadra în grupa regiunilor cu alunecări moderate (Ielenicz M., 1970). Alunecările cunosc o distribuţie diferenţiată în aria subcarpatică a bazinului având o mare frecvenţă datorită largii extensiuni a argilelor marnoase şi argilelor meoţiene în dealurile subcarpatice interne şi îndeosebi în bazinul Câlnicului.

Foto 5.2.1 Alunecări în bazinul Câlnic: pe fruntea terasei Cârligei (stânga) şi la nord de Dobrana (dreapta)

Considerăm că în cazul depresiunilor de la est de Gilort procesul dominant în evoluţia versanţilor a fost acela al deplasărilor pe pantă sub formă de alunecări. Acesta este motivul pentru care majoritatea versanţilor apar văluriţi şi acoperiţi cu depozite provenite din deplasarea pe pantă a materialelor aflate în diferite stadii de mobilitate (versantul drept al Câlnicului păstrează urmele a două generaţii de alunecări).

La vest de Gilort procesele de alunecare sunt mai puţin frecvente, datorită prezenţei într o măsură mai mică a celor două condiţii morfogenetice principale: rocă şi pantă. Ariile în care aceste procese capătă o extindere mai mare sunt: dealul Hăieştilor, dealul Ciocadiei şi într o măsură mai mică dealul Săcelu. În dealul Hăieştilor, alunecările masive care apar pe versantul văii Blahniţei în dreptul localităţilor Bobu, Mogoşani şi Hăieşti sunt favorizate de declivitatea ridicată şi de prezenţa argilelor marnoase ponţiene cu intercalaţii de nisipuri. Procesele de alunecare mai vechi au fost aici reactivate de despăduririle efectuate în zonă. Vegetaţia un a avut timp să se dezvolte suficient şi este deseori antrenată în mişcare împreună cu masa alunecată. Alunecările afectează jumătatea inferioară a versanţilor, partea superioară fiind afectată de eroziune areolară şi şiroiri. Spre nord, pe măsură ce pădurile acoperă din ce în ce mai mult versanţii dealului Săcelului, alunecările apar mai rar, dezvoltându se de a lungul unor râpe de desprindere evidenţiate în nord-estul staţiunii Săcelu.

Foto 5.2.2 Alunecare în dealul Hăieşti

La est de valea Gilortului o parte a alunecărilor mai vechi, parţial stabilizate dar cu un potenţial evident de reactivare menţionate

de L. Badea (1967) au fost reactivate în ultimele decenii aşa cum se observă pe Dealul Burlanilor, Dealul Cornetu, Dealul Frăsinet (deasupra satului Zorleşti), Dealul Mare al Pruneştilor. Alunecările actuale se întâlnesc mai ales în bazinele afluenţilor puţin evoluaţi sau acolo unde cursul Gilortului, Câlnicului şi Hârnea, acţionând lateral, au avut posibilitatea să submineze stabilitatea versantului şi prin aceasta să se declanşeze o generaţie nouă de alunecări, foarte tânără, cum este în sectorul Hârnea-Ştefăneşti. Acestea apar atât sub formă de pornituri izolate, dezvoltate numai în cadrul unor văi izolate preexistente, cât şi sub formă de pornituri ce afectează suprafeţe întinse. Atât procesele de alunecare cât şi cele de eroziune, pe măsura modelării versanţilor, au pus în mişcare cantităţi mari de material care s a acumulat la baza pantelor unde au format tăpşane netede uşor înclinate spre axul văii.

Marea majoritate a alunecărilor se produc pe capul de strat al cuestelor sau subsecvent la obârşiile văilor torenţiale afluente văilor principale cu direcţia nord-sud. Un exemplu tipic de manifestare a alunecărilor pe suprafaţa cuestelor este acela din butoniera Negoeştilor din lungul văii Giovriei, unde apare o întreagă gamă de forme de manifestare a alunecărilor prin acţiunea de subminare a pantelor de eroziune

63

torenţială. Cercetările de teren au pus în evidenţă existenţa unor alunecări vechi (holocene), stabilizate şi fixate şi a unor alunecări prezente

care reprezintă activări sau reactivări contemporane.

Foto 5.2.3 Alunecarea de la Vierşani (comuna Jupâneşti)

Foto 5.2.4 Alunecare veche, stabilizată, în monticuli de mari dimensiuni la confluenţa văii Socu cu Gilortul

Răspândite îndeosebi în dealurile subcarpatice şi pe marginea

depresiunii intracolinare dar şi la contactul dintre sectorul subcarpatic şi piemontan, alunecările vechi au o profunzime mare. La confluenţa pârâului Socu cu Gilortul, prezenţa monticulilor de alunecare de mari dimensiuni, adevărate glimee, unice în acest sector prin dimensiunile pe care le ating (foto 5.2.4), distruşi apoi parţial de eroziune indică faptul că în trecutul un foarte îndepărtat alunecările au avut un rol important în modelarea versanţilor acestor sectoare. Alunecările actuale pot fi reactivări de proporţii mai reduse ale deluviilor vechi de alunecare (versantul drept al Câlnicului, Hârnea şi Ştefăneşti) sau activări recente (unele profunde) ale unor versanţi neafectaţi anterior (alunecarea de la

Vierşani, Valea lui Câine, Cocorova-obârşie, etc.). Aspectul alunecărilor este foarte variat, de la cele sub formă de brazde (Dealul Frăsinet), lenticulare (Hăieşti, Bobu, Mirosloveni), până la cele de proporţii, care ajung să afecteze întregul versant (Giovria, Negoieşti).

Pentru sectorul subcarpatic şi piemontan al bazinului Gilort au fost stabilite următoarele categorii de alunecări în funcţie de caracteristicile acestora:

Alunecările superficiale se produc la suprafaţă, afectând pătura de sol (alunecări în pătura de sol) sau cea de alterare (alunecări în pătura de alterări) până la adâncimi de circa 1,5-2 m, se întâlnesc îndeosebi pe versanţi cu pante medii şi au distribuţia influenţată de modul de utilizare a terenurilor (pajişti, livezi). Alunecările superficiale din sectorul studiat se produc îndeosebi în jumătatea superioară a versanţilor atunci când sunt întrunite condiţiile potenţiale şi declanşatoare. Pe versanţii cu profil convex, acolo unde grosimea depozitelor superficiale este redusă, ajung până la contactul cu roca de bază (alunecări ce afectează roca în loc). Sunt însă foarte frecvente pe versanţii concavi şi pe glacisurile de la baza acestora, unde de regulă nu afectează întreaga pătură de alterare.

Foto 5.2.5 Alunecări superficiale pe valea Blahniţei la Mogoşani (sus) şi

pe valea Vladimir (jos)

64

Aceste alunecări le-am întâlnit pe majoritatea versanţilor, pe suprafeţe variabile, uneori pe aproape întregul versant (Mogoşani, Colibaşi, Burlani-vest, Ciocadia, Dumbrăveni, Cărpiniş-sud, valea Vladimir). Majoritatea alunecărilor au o mişcare de translaţie, o componentă rotaţională înregistrându-se la unele alunecări de la baza versanţilor favorizate de subminarea pantelor prin ravenare.

Alunecările superficiale dau nota dominantă a modelării actuale a reliefului în cadrul ulucului depresionar subcarpatic, în depresiunea intracolinară, mai ales pe latura estică a acesteia, pe versantul drept al văii Câlnicului, amonte de Zorleşti.

În categoría alunecărilor superficiale intră şi solifluxiunile, deplasări lente, preponderent pe versanţi puţin înclinaţi, la care patul de alunecare este situat la nivelul unui orizont îngheţat dintr-un sol sau la contactul cu roca de bază. Unii autori înţeleg prin acest termen toate deplasările superficiale ce au loc în pătura de alterare saturată cu apă.

Cele mai extinse suprafeţe acoperite de solifluxiuni se găsesc la altitudini de 1600-1700 m, sub culmea principală a Parângului între vf. Mohoru şi vf. Muşetoaia. Astfel pe versanţii văilor Cioara, Tidvele, Păpuşa, Rânca, Dâlbanu aceste microforme de relief sunt foarte frecvente, trecând în zona vârfurilor Dengheru şi Galbenu spre terasete de solifluxiune (planşa 11).

În sectorul subcarpatic apar microforme cu aspect de valuri, datorate solifluxiunii ce se întâlnesc în partea nord-estică, pe versanţii dealurilor înalte dintre Sunătoarea şi Ciocadia şi pe unii versanţi cu expunere nordică (versantul nordic al dealului Săcelu). Acestea se reactivează în timpul primăverii concomitent cu dezgheţul, realizându-se astfel o deplasare lentă, pe un strat încă îngheţat a păturii superficiale.

Alunecările cu profunzime medie şi mare prezintă o diversitate de forme şi o largă răspândire în sectorul subcarpatic şi piemontan al Gilortului.

Alunecările profunde afectează majoritatea versanţilor dezvoltaţi pe roci marno-argiloase, cu intercalaţii de nisipuri, cărbuni etc. Ariile lor de răspândire se suprapun peste cele ocupate de păşuni şi fâneţe (D. Ciocadia, D. Frăsinet, D. Burlani, D. Pruneşti, Sterpoaia, valea lui Câine etc.) dar uneori şi în perimetrul construit (satele Ruget, Prigoria, Dobrana, Vierşani, Aninoasa), pe terenuri agricole în pantă (Mogoşani, Dumbrăveni, Blahniţa de Sus), chiar sub pădure (Jupâneşti, Vidin, obârşia văii lui Câine). Întâlnite în variate condiţii în Subcarpaţi certifică faptul că ele reprezintă un proces normal de evacuare ritmică a deluviilor de pe versanţi.

Alunecările în movile sau monticuli antrenează pătura superficială şi pachete de rocă până la adâncimi de 15-20 m, uneori până la 30-35 m (la confluenţa văii Socu cu Gilortul).

În spatele unui aliniament de monticului apar depresiuni alungite care cantonează deseori o vegetaţie higrofilă. Alunecările profunde vechi în monticuli, stabilizate, au un aspect rotunjit, cu monticulii atacaţi de eroziunea în suprafaţă şi adâncime sau de alunecări superficiale, mai noi. Pe unii monticuli se găsesc copaci puternic înclinaţi (foto 5.2.4). Râpele de desprindere sunt bine conturate, la alunecările vechi majoritatea fiind înierbate. Se produc nu numai pe suprafeţe structurale slab înclinate, dar şi pe capete de strat, oprite în diferite poziţii pe versant acolo unde au întâlnit un obstacol.

Alunecările profunde active se întâlnesc în bazinele Câlnic, Sunătoarea, Valea Mare (de Crasna), Valea lui Câine, Valea Mare (Vierşani), Pârâu Boia, Cocorova, Arpadia etc.

Foto 5.2.6 Alunecare pe Valea lui Câine, în satul Gilort (sus) şi complex morfodinamic de versant la confluenţa văii Sterpoaia cu Gilortul (jos)

Cea mai avansată fază de evoluţie o deţin versanţii de

alunecare care au întregul profil acoperit de deluvii. Astfel de versanţi au profilul în trepte sau vălurit şi pot fi urmăriţi pe valea Sterpoaia, la confluenţa cu Gilortul.

Alunecările de vale, semnalate pentru prima oară la noi de Vintilă Mihăilescu (1942), formează complexe, care la anumite intervale îneacă întreaga vale şi ramificaţiile acesteia.

Se manifestă pe văile cu roci sedimentare depuse în strate subţiri, cu caracter nisipo-argilos şi fragmentate de o reţea densă de torenţi şi ravene (Ielenicz M., 2004). Materialele desprinse de la obârşii înaintează dintr-un ansamblu de văi laterale care alimentează corpul alunecării principale. Astfel de alunecări au fost identificate în unele văi ce străbat dealurile piemontane (Valea Cocorova, Arpadia, Groşerea, Valea lui Câine), unde blochează majoritatea văilor subsecvente mici, cu caracter torenţial.

Pânza freatică care este foarte aproape de suprafaţă şi aluvionarea deosebit de puternică a albiilor minore (foto 5.2.7), care la rândul ei permite infiltrarea apei la baza versanţilor afectează iniţial depozitele deluviale de pe versanţi iar ulterior se instalează la obârşii mici circuri de unde materiale sunt evacuate intermitent.

În sectorul subcarpatic procesele de modelare actuală cunosc o mare diversitate şi frecvenţă în cadrul bazinului Câlnic, afluent pe partea stângă al Gilortului (fig.5.2.1).

Sunt semnificative, prin intensitatea manifestării, frecvenţa şi impactul asupra utilizării terenurilor, alunecările, ravenările, şiroirea, eroziunea areolară. Pantele împreună cu condiţiile litologico-structurale pot fi considerate elementele determinante în repartiţia proceselor de versant. Analizând harta pantelor (planşa 5) în bazinul Câlnic - aria cea mai afectată de procese geomorfologice din întreg sectorul subcarpatic al bazinului Gilort – se remarcă câteva categorii de pantă care favorizează procesele de versant şi de interfluviu: 0-50; 5-100; 10-170; 17-280. Pantele cu înclinare de 0-50 (suprafeţe cvasiorizontale şi uşor

înclinate) caracterizează podul terasei Cârligei (mai puţin sectorul vestic afectat de procese de ravenare) şi o mare parte a luncii Câlnicului şi a afluenţilor acestuia. Pe aceste suprafeţe procesele cele mai frecvente sunt pluviodenudarea şi eroziunea în suprafaţă redusă. Pantele cu înclinare de 5-100 care domină în partea inferioară a versanţilor sunt afectate de eroziunea în suprafaţă moderată şi alunecări superficiale. Pantele cu înclinare de 10-170 din partea mediană a versanţilor sunt afectate în special de ravenare. Pantele cu înclinare de 17-280 sunt foarte frecvente la obârşia văilor iar acolo unde se formează circuri de obârşie şi în partea superioară a versatului stâng.

65

Foto 5.2.7 Alunecări de vale şi aluvionarea puternică a albiilor în piemont pe valea Cocorova (stânga) şi pe Valea lui Câine (dreapta)

Alunecarea de la Negoieşti Pe versantul stâng al văii Giovria, în dreptul satului Negoieşti, se află cea mai mare arie compactă din bazinul Gilort afectată de procese gravitaţionale şi procese hidrice. (foto 5.2.8)

În funcţie de condiţionări generale cum sunt parametri climatici sau prin intermediul potenţialului morfodinamic regional înţeles ca ,,asocierea regională a factorilor ce favorizează sau frânează anumite tipuri de procese geomorfologice actuale” (Popescu N., 1998), apar procese precum eroziunea în suprafaţă, şiroirea şi ravenarea, alunecările.

În cadrul bazinului Giovria, procesul dominant în evoluţia versanţilor este acela al deplasărilor de pantă sub formă de alunecări şi prăbuşiri încadrând aria studiată în ,,sistemul morfogenetic în care domină alunecările de teren” (Ielenicz M., 1998), specific sectorului subcarpatic al bazinului Gilort unde întâlnim depozite pliocene cu alternanţe de marne, argile şi nisipuri cu grad diferit de cimentare cuprinse într-o structură cutată şi faliată (anticlinalul Câlnic), marcată pe latura sudică de cuestele de la contactul cu zona piemontană.

Impactul tuturor acestor procese asupra versanţilor este radical, motiv pentru care arealul studiat poate fi încadrat în categoria de ,,complex morfodinamic de versant” (Ene M., 2004) aici întâlnindu-se o gamă diversă a proceselor de versant.

Alunecările din sectorul subcarpatic al Gilortului se produc pe capul de strat al cuestelor sau subsecvent la obârşiile văilor torenţiale afluente văilor cu direcţia nord-sud (Badea L., 1967). Procesele geomorfologice analizate la Negoieşti au loc pe fruntea de cuestă (Dealul Mare al Pruneştilor), structura acesteia (meoţianul şi parţial ponţianul) fiind mascată deasupra axului văii de numeroasele alunecări care au afectat partea inferioară a versantului. Masa alunecată îmbracă aici forma unor valuri uriaşe (foto 5.2.8).

Între cauzele potenţiale, pentru alunecările de teren din bazinul Giovria, un loc important îl deţine prezenţa depozitelor pliocene alcătuite din marne meoţiene, intercalaţii de marne şi argile vinete ponţiene precum şi nisipuri argiloase daciene puţin dislocate şi

66

nisipuri romaniene (fig. 5.2.2). Acestor cauze li se adaugă lipsa de protecţie a vegetaţiei (utilizarea întregului versant pentru păşunat). În aria studiată meoţianul se regăseşte în apropierea axului văii şi este reprezentat de marne între care se intercalează gresii, nisipuri

şi pietrişuri cu faună salmastră tipică. Grosimea maximă a depozitelor meoţiene este de 10-15 m. Depozitele ponţiene sunt alcătuite din marne vinete compacte şi argile vinete fosilifere în plăci ce alternează pe o grosime de circa 30 m cu înclinarea stratelor între 100-300SE (Ionescu-Argetoaia I.P., 1918).

Fig. 5.2.2 Profil transversal prin butoniera Giovria (după I.P. Ionescu-Argetoaia)

Dacianul începe cu un pachet gros de nisipuri

albicioase cu intercalaţii de pietrişuri mărunte, fosilifere. Urmează o alternanţă de marne vinete nisipoase cu nisipuri fine argiloase gălbui. Grosimea acestor depozite este de circa 80 m iar înclinarea este de 50SE. În continuare se întâlneşte un strat de lignit de 0,4-1 m care la sud de acest aliniament creşte în grosime fiind exploatat în subteran la

Mina Albeni. Romanianul este reprezentat de o alternanţă de nisipuri galbene roşcate şi pietrişuri mărunte. Grosimea stratelor atinge pentru romanian circa 20-22 m. În partea estică au fost observate, sub pătura de sol, pietrişuri de terasă bine rulate pe o grosime de 2-3m.

În ultimii ani, pe fondul alternanţei anilor ploioşi (1998-1999; 2003-2005, 2006) cu ani secetoşi (2000-2002, 2007) s-a creat posibilitatea supraumectării stratelor de rocă, alternativ cu o uscare diferenţiată. În urma analizei situaţiei din prezent şi din informaţiile obţinute de la localnici, rezultă că alunecarea de teren din dreptul satului Negoieşti s-a reactivat în urmă cu circa 50-60 de ani, iniţial în amonte de localitate. Pe măsură ce suprafaţa despădurită a fost extinsă şi în aval (sectorul vestic) alunecările au cuprins treptat şi această arie. Factorul care a condus la evoluţia rapidă a proceselor geomorfologice actuale pe versantul stâng al Giovriei a fost modul de utilizare a terenului (păşune comunală). A apărut astfel o întreagă gamă de forme de manifestare a deplasărilor de teren cu condiţionarea declanşării acestora prin acţiunea de subminare a pantelor de către eroziunea torenţială.

În urma precipitaţiilor abundente, de lungă durată, din vara anului 2005, s-a remarcat o dinamică pronunţată prin declanşarea unor prăbuşiri-alunecări şi alunecări de blocuri de mari dimensiuni în partea de vest a versantului, sub râpa de desprindere. S-au observat în acelaşi timp şi apariţia unor mari crăpături de alunecare, semicirculare, cu lungimi de 75-120 m, lăţimi de 1,2-2 m şi adâncimi de 0,5-1 m.

Între anii 2002-2007 am urmărit evoluţia alunecării, iar prin ridicarea schiţei geomorfologice (fig. 5.2.3) şi a profilelor transversale (fig.5.2.4) se evidenţiază modificarea versantului faţă de situaţia din urmă cu 25 de ani, situaţie ce rezultă din hărţile topografice la scara 1:25.000 realizate în perioada respectivă (1980).

Foto 5.2.8 Versantul stâng al Giovriei în dreptul localităţii Negoieşti Alunecarea de la Negoieşti este o alunecare profundă, în trepte, ce afectează un versant cu o înclinare medie de peste 280. Este o

alunecare de mari proporţii cu o lungime de 2090 m şi o lăţime medie de 780 m. Suprafaţa alunecării este de 94 ha cu o diferenţă de nivel cuprinsă între 175 şi 204 m.

Râpa de desprindere cu o lungime de peste 1460 m este o râpă liniară frântă (are două inflexiuni). Se prezintă ca un abrupt cu înălţimea de 18-22 m, cu pantă de peste 450, înierbată în partea de mijloc a versantului, reactivată parţial în est şi total în vest unde prăbuşirile de mase sunt foarte frecvente. Sub râpa principală de desprindere sunt dispuse încă două râpe secundare de 9 m respectiv 14 m afectate de ravenare.

Masa alunecată este supusă în întregime eroziunii în adâncime în cadrul treptelor de alunecare, eroziunii laterale, retragerii obârşiilor, colmatărilor temporare etc. În partea de est a versantului, parţial reactivată, apar o serie de monticuli în spatele cărora există microdepresiuni cu vegetaţie higrofilă. În partea inferioară a alunecării, pe treptele de alunecare, astfel de depresiuni cantonează mici ochiuri de apă.

Fruntea alunecării este terasată, alcătuită din fragmente teşite care aparţin unor foste valuri, prelungite la confluenţa văilor torenţiale cu conuri de dejecţie.

Foto 5.2.9 Râpe de desprindere în partea de vest a alunecării de la Negoieşti

67

Fig. 5.2.3 Schiţa geomorfologică a alunecării de la Negoieşti Din analiza profilelor transversale trasate pe direcţia nord-sud şi a schiţei geomorfologice se constată că zona studiată poate fi

împărţită în trei sectoare cu trăsături distincte:

Foto 5.2.10 Crăpături de alunecare în sectorul superior al alunecării de pe Valea Giovria

Sectorul vestic, cel mai dinamic în prezent,

caracterizat prin existenţa a trei trepte de alunecare active; primele două trepte sunt caracterizate de prăbuşirile de mase datorate versanţilor puternic înclinaţi care depăşesc 65-750. Alunecarea activă din partea superioară a versantului a realizat în urma ploilor abundente din vara lui 2005 un monticul de mari dimensiuni care a transportat cu el vegetaţia iar în spatele acestuia s-a format un mic lac. În râpa de desprindere se observă un strat de lignit (Dacian) cu grosimea de 0,8 m. Abruptul de cuestă este marcată de o eroziune regresivă foarte intensă în sectorul superior. Apare o ravenă cu două puncte de obârşie. Prezintă la bază mici conuri de dejecţie care barează albia minoră.

Sectorul central este caracterizat prin existenţa în partea superioară a alunecării a două trepte parţial stabilizate. În partea inferioară apare o vălurire puternică a masei alunecate. Sectorul prezintă două ravene liniare înguste în partea

inferioară şi foarte deschise la obârşii. Prin subminarea malurilor ravenelor s-au creat crăpături de alunecare în valurile de alunecare. Grosimea masei alunecate atinge în acest sector cea mai mare valoare (12-18 m). În partea de est a sectorului apar trei mici lacuri cantonate în microdepresiuni de alunecare şi un monticul în spatele unui mal abrupt.

Sectorul estic prezintă în partea superioară a versantului o râpă de desprindere de 18 m la baza căreia există un uluc depresionar mărginit spre aval de un aliniament de monticuli bine evidenţiaţi în relief. Ravene liniare care fragmentează masa de alunecare şi-au împins obârşiile până la aliniamentul următoarei râpe de desprindere cu care se confundă. Având în vedere larga extensiune a suprafeţei afectate şi degradările profunde cu implicaţii în valorificarea terenului se impune pentru o perioadă reducerea suprafeţei folosită ca păşune şi încercarea de stabilizare prin împădurire în sectorul estic, acolo unde alunecările de teren sunt relativ stabilizate. Acest lucru este greu realizabil deoarece întreaga suprafaţă de păşunat a satului se află în prezent în acest perimetru.

68

Foto 5.2.11 Prăbuşiri, râpe de desprindere şi valuri de alunecare în sectorul

central al alunecării de la Negoieşti

Foto 5.2.12 Ravenări în cadrul complexului morfodinamic de versant la Negoieşti

Fig. 5.2.4 Profile transversale prin versantul stâng al văii Giovria

69

Prăbuşirile şi rostogolirile Prăbuşirile şi rostogolirile aparţin categoriei deplasărilor în masă bruşte sub formă de căderi individuale sau de mase, în condiţiile

unor versanţi sau maluri abrupte (declivităţi de la 450 până la 900), sculptaţi în roci slab consolidate (nisipuri, pietrişuri) şi uneori roci dure (granite, conglomerate, gresii etc.), prin fragmentarea rocilor slăbindu-se stabilitatea versantului, afectat de meteorizare, prin eroziune şi subsăpare iar în zona înaltă îndeosebi prin procese criogene. Intervenţia antropică asupra versanţilor prin despăduriri sau deschiderea de căi de comunicaţie provoacă deseori prăbuşiri.

În funcţie de volumul deplasat şi de complexitatea procesului avem prăbuşiri individuale de blocuri, prăbuşiri sub formă de năruiri, prăbuşiri-alunecări.

Prăbuşirile individuale sunt caracteristice abrupturilor stâncoase din etajul alpin. Se întâlnesc foarte frecvent pe versantul sudic al Parângului, au loc pe abrupturile lipsite de vegetaţie prin dezagregarea granitoidelor sub efectul alternanţei îngheţ-dezgheţ care se produce sezonier sau diurn. Cele mai frecvente prăbuşiri individuale în acest sector au loc în pereţii circurilor glaciare sudice, acolo unde implicaţiile structurale (circuri obsecvente) amplifică efectele proceselor crionivale. Cei mai afectaţi versanţi cu prăbuşiri individuale sunt la obârşia văilor Mohoru cu Apă şi Setea Mică, acolo unde pereţii foarte abrupţi mărginesc podeaua circurilor glaciare.

Prăbuşirile individuale au loc şi sub formă de desprinderi şi rostogoliri granulare, îndeosebi în abrupturile şi malurile înalte nisipoase, pe râpele de desprindere ale tuturor ravenelor sculptate în nisipuri şi pietrişuri (complexe de roci necoezive). Prăbuşiri apar sporadic dar cu intensitate maximă la est de Gilort, în dealurile Pruneştilor (foto 5.2.11) şi Cârligei, asociindu-se cu ravenările în zona de obârşie a văilor torenţiale care fragmentează terasele respective. Aceate prăbuşirile sunt provocate şi în malurile Gilortului, acolo unde cursul de apă subminează versanţii sau fruntea unor terase din piemont.

Foto 5.2.13 Prăbuşiri în sectorul piemontan la Andreeşti (deschiderea în terasa săpată în propriile aluviuni evidenţiază patru stadii de depunere a acestora separate de orizonturi de sol)

În ariile de predominare a conglomeratelor şi gresiilor în bazinul Blahniţei, la Săcelu, versanţii sunt afectaţi şi de căderi de pietre

sau fragmente de rocă ce se rostogolesc spre partea inferioară a versantului, rămânând în diferite poziţii pe versanţi. Astfel de prăbuşiri au avut loc în ultimi patru ani deasupra staţiunii Săcelu. În formaţiunile eocene de conglomerate şi gresii, în punctul denumit de localnici ,,La Buha” s-au produs prăbuşiri individuale de blocuri de mari dimensiuni care au afectat rezervaţia naturală constituită pentru protejarea acestor formaţiuni zoomorfe (martori de eroziune diferenţială) şi a sitului istoric adăpostit de acestea (vestigii romane). Pe frunţile de cuestă cu declivitate ridicată şi neacoperite de vegetaţie din bazinul Ştefăneşti şi Bârzeiu se întâlnesc de asemenea prăbuşiri individuale.

Prăbuşirile sub formă de năruiri antrenează cantităţi însemnate de materiale, uneori chiar pachete de strate. Surpările de maluri reprezintă forma caracteristică de prăbuşire întâlnită pe malul drept (abrupt) al Gilortului în culoarul de vale, între Jupâneşti şi Bărbăteşti. Cursul Gilortului subminează versantul drept astfel încât în porţiunea concavă al albiei eroziunea malurilor declanşează deplasări bruşte de mase de mari dimensiuni. Prăbuşirile sub formă de năruiri afectează fie pătura superficială în alcătuirea căreia apar materiale necoezive, fie şi roca de bază. Surpările de maluri se datorează eroziunii laterale sau supraumezirii depozitelor la contactul cu albia minoră.

Prăbuşirea rocii în loc se poate produce şi pe abrupturile puternic înclinate în cadrul frunţilor de cuestă formate din nisipuri cu argile pliocene, subminate de văile subsecvente din bazinele Câlnic şi Hârnea. Astfel, sectorul subcarpatic este cel mai afectat de prăbuşiri sub formă de năruiri (versantul stâng al Câlnicului), pietrişurile, nisipurile, argilele, precum şi gresiile slab cimentate se umectează adânc de la precipitaţiile bogate din primăvară-vară, pierzându-şi mai repede consistenţa prin uscare, datorită slăbirii coeziunii între particule. Râpele de desprindere ale alunecării de la Negoieşti, în partea de vest a versantului, sunt afectate de prăbuşiri prin surpare, materiale dislocate formând mase cu configuraţie neuniformă ce acoperă o mare parte din treptele alunecării.

Tasarea Tasarea aparţine proceselor gravitaţionale lente ce se desfăşoară îndeosebi pe rocile afânate cu porozitate mare, ce permit

circulaţia apei pe verticală. Microdepresiunile formate pe podul terasei Câmpu Mare sunt datorate tasării realizate într-un orizont luto-nisipos cafeniu-roşcat cu grosimea de 100-110 cm ce acoperă pietrişurile de terasă. Deasupra acestui orizont este un sol cenuşiu brun podzolit. În aceste microdepresiuni sunt antonate mici ochiuri de apă în perioadele cu precipitaţii bogate urmând ca în perioadele secetoase fundul depresiunilor să fie ocupat parţial de plante higrofile şi noroi uscat.

Procesele gravitaţionale au un rol important în modelarea reliefului sectorului subcarpatic şi piemontan al bazinului constituind încă un factor de risc ridicat pentru anumite localităţi (Negoieşti, Ruget, Jupâneşti, Vierşani, Vidin). Cele mai importante destabilizări ale versanţilor se înregistrează în urma perioadelor cu precipitaţii excepţionale.

5.2.1.2. Procese preponderent hidrice (procesele datorate acţiunii intermitente a apei)

Procese preponderent hidrice sunt denumite în literatura de specialitate şi pluviodenudare (în sens larg), procese de versant hidrodinamice, procese datorate acţiunii intermitente a apei, procese generate de apele temporare. În categoria acestor procese intră pluviodenudarea, eroziunea în suprafaţă, eroziunea lineară (ravenarea şi torenţialitatea), ele regăsindu-se în totalitate la nivelul bazinului hidrografic Gilort.

În sectorul subcarpatic a bazinului Gilort, acţiunea intermitentă a apei care cunoaşte o intensitate ridicată are loc în formaţiuni preponderent friabile, pe versanţi cu pante medii şi mari şi energiei mare a reliefului. O mare parte a versanţilor din Subcarpaţi Gorjului şi Piemontul Getic sunt brăzdaţi de o reţea temporară densă, alimentată predominant din precipitaţii, ceea ce explică marea răspândire a

70

proceselor de eroziune. Aceasta se realizează prin desprinderea materialului (eroziunea propriu-zisă), transport şi acumulare (depunerea materialului în albii), astfel încât are loc transferul materialelor de pe versanţi în reţeaua de albii. În foarte multe cazuri văile torenţiale sunt scurte dar cu o energie de relief ridicată.

Apele temporare acţionează asupra versanţilor prin pluviodenudare, eroziune în suprafaţă, şiroire şi torenţi. Procesele de pluviodenudare şi de spălare în suprafaţă Prin impactul lor cu versanţii, picăturile de ploaie produc distrugerea solului şi a rocii prin desprinderea şi deplasarea la o anumită

distanţă a particulelor fine sau a unor fragmente de roci. Eficacitatea acestora depinde de mărimea şi viteza picăturilor, de cantitatea de precipitaţii căzută într-o repriză şi de durata acestora. Sectorul colinar se găseşte între ariile afectate frecvent de ploi torenţiale cu o agresivitate ridicată, concentrate pe un areal mic, afectând uneori doar suprafaţa unui bazin hidrografic mic. Acţiunea denudativă depinde de gradul de acoperire al solului. În bazinul Gilort, procesele de eroziune areolară sunt facilitate de răspândirea pe anumite terenuri a solurilor cu rezistenţă redusă datorită presiunii antropice (ex: în bazinul Câlnic şi Blahniţa, eroziunea în suprafaţă atacă eficient versanţii unde se practică un păşunat intensiv). Cele mai afectate porţiuni ale versanţilor, datorate pluviodenudării, se găsesc la partea superioară a acestora deoarece, spre partea inferioară energia apei este suficientă pentru a se concentra în mici şuvoaie (şiroire) care pun în mişcare particule aduse de sus.

Eroziunea areolară (spălarea în suprafaţă) se manifestă îndeosebi în dealurile Cârligeilor, Seciului şi Mâţei, în dealurile Cărbuneştilor, Licuriciului. La vest de Gilort, condiţiile pentru desfăşurarea intensă a proceselor de spălare (relief, grad de acoperire cu vegetaţie, petrografie) se întrunesc cel mai bine în Dealul lui Bran, unde şănţuleţe rezultate din şiroire formează o adevărată reţea, care îmbracă în special pantele fără vegetaţie (Roşu Al., 1967).

Procesele de ravenare Scurgerea apei concentrate în şuvoaie pe versanţi generează procesele de ravenare care sunt bine reprezentate prin diversitate, de la

cele incipiente (rigole, şanţuri, ogaşe) până la cele mai evoluate (ravene şi organisme torenţiale sau torenţi aflate în diferite stadii de evoluţie).

Rigolele, rezultate prin concentrarea apelor de şiroire din precipitaţii sau topirea zăpezii, apar în zona studiată, cu precădere, grefate în depozitele sarmaţiene, mai ales pe nisipurile care se întâlnesc în partea inferioară a interfluviilor ce separă văile care confluează în depresiunea subcarpatică (Aniniş, Hirişeşti, Novăcei, Scăriţa, Gilorţel, Galbenu), acolo unde pădurea a fost defrişată în scopul măririi suprafeţelor pentru păşunat.

Ogaşe mai numeroase se găsesc între 640-920 m altitudine, pe interfluviul dintre văile Scăriţa şi Gilort şi dintre Novăcei şi Gilort, arie unde apar şi râpe cu înălţimi de 12-16 m. În malul stâng al văii Scăriţa (afluent al Gilortului), la intrarea în sat apare o deschidere de circa 14 m în care se observă foarte bine orientarea şi înclinarea pietrişurilor şi se poate analiza granulometria depozitelor sarmaţiene.

O formă des întâlnită pe interfluviul dintre Galbenu şi Olteţ (Plaiul Băii) este aceea rezultată prin şiroirea apei pe nisipurile în general grosiere ale ogaşelor formate anterior. Apar piramide coafate, creste de cocoş, turnuri ascuţite, forme de relief create în nisipuri cu granulometrie diferită.

Cea mai mare frecvenţă a ravenărilor o întâlnim pe versanţii alcătuiţi din roci detritice slab consolidate (pietrişuri, nisipuri, gresii slab cimentate), dar şi ca procese secundare în sisteme morfogenetice în care domină alunecările de teren, constituind împreună cu acestea complexe morfodinamice de versant. Repartiţia şi dezvoltarea lor este determinată şi de alţi factori morfodinamici (particularităţi morfologice şi climatice, presiune antropică).

Pe versanţi, răspândirea ravenelor capătă forme diferite, de la cele mai simple, frecvente în treimea superioară a versantului, la cele înrămurate, rezultate din adunarea segmentelor simple din treimea medie şi cea inferioară. Gradul de înrămurare şi dimensiunile ravenelor depind de stadiul de evoluţie al acestora. Adâncimile cele mai mari apar în partea superioară (obârşii) sau mijlocie a versantului. Versanţii modelaţi predominant prin procese de ravenare ocupă suprafeţe reduse comparativ cu cei în care acestea se asociază cu procesele de deplasare în masă, având, evident, un efect distrugător mai eficace.

Foto 5.2.17 Ravenări în depozite sarmaţiene la Berceşti (Novaci)

În cele mai multe

cazuri, apariţia pietrişurilor şi nisipurilor pe versanţii cu pantă mare este asociată cu procesele de ravenare.

În bazinul Gilort cele mai frecvente şi intense ravenări se află în ariile în care predomină anumite complexe litologice:

- ravenări în arena granitică din sectorul montan al bazinului. În Masivul Parâng, pe granitoidele de la sud de vf. Măgurii (1161 m) (interfluviu Gilort – Galbenu), apar suprafeţele cele mai extinse cu gruss din bazinul Gilort (foto 5.2.15) ca urmare a dezagregării rocilor sub acţiunea complexă a insolaţiei, gelivaţiei şi a forţelor de cristalizare a soluţiilor care circulă prin fisuri. În acest areal s-au dezvoltat diverse formaţiuni torenţiale între care ravenele ocupă un rol important pe Dealul Măgurii, Dealul Vermeghii, Valea Ţigăncii, Botu Piscului. Alte procese de şiroire le întâlnim dezvoltate în pătura de alterare şi roca subiacentă pe muntele Plăsala şi Dâlma Măgurii (Blahniţa).

- ravenări în depozitele sarmaţiene (nisipuri şi pietrişuri grosiere uneori cimentate, cu intercalaţii subţiri marno-argiloase). Cele mai dezvoltate ravene le întâlnim în: versantul drept al văii Scăriţa, amonte de Novaci (Plaiul Mare, Dealul Scăriţa); dealul Măgura (sat Berceşti); versantul stâng al Gilorţelului Mare, amonte de confluenţa cu Gilorţelul Mic; Plaiul Băii (Baia de Fier); Pleşiţa (Stănceşti); valea

71

Hirişeşti (versant stâng). De-a lungul fâşiei de sarmaţian care tiveşte rama nordică a depresiunii subcarpatice, apare o zonă îngustă în care eroziunea torenţială a creat văi adânci cu versanţi abrupţi, prăpăstioşi. Asocierea proceselor de spălare, şiroire şi eroziune torenţială din aceste porţiuni a determinat o accentuată degradare a unor suprafeţe întinse în zona localităţilor Novaci, Cernădia, Baia de Fier, Aniniş, Hirişeşti etc.

Organismele torenţiale sunt mai numeroase şi mai înrămurate, observându-se o predominare a văilor seci faţă de cele cu apă. Ele manifestă o tendinţă accentuată de adâncire pe verticală, iar la gura lor se depun cantităţi mari de pietrişuri şi nisipuri provenite din depozitele sarmaţiene şi pliocene distruse (foto 5.2.17). Bazinul de obârşie al tuturor acestor văi este foarte puternic fragmentat, având un aspect prăpăstios, inaccesibil.

Depozitele sarmaţiene (pietrişuri şi nisipuri) depuse de transgresiunea sarmaţiană la bordura Parângului, deasupra aşezărilor de la poala muntelui până la circa 1080 m altitudine, au permis dezvoltarea unor ogaşe şi ravene în aceste formaţiuni. Apar astfel ravene, puţine la număr dar a căror dimensiuni pun în evidenţă eficacitatea eroziunii fluviatile. Cele mai afectate sunt bazinele Gilorţel, Scăriţa şi Cărpiniş. În bazinul Gilorţel, ravena din capătul nordic al satului Berceşti (Plaiul Măgura) ajunge la 24 m adâncime iar lungimea acesteia este de 370 m (foto 5.2.17).

- ravenări în depozitele pliocene (în special meoţiene cu nisipuri, pietrişuri fine, gresii slab cimentate cu intercalaţii subţiri de marne şi argile), în care procesele se manifestă pe cuestele şi la obârşia văilor subsecvente din butoniera Câlnic şi butoniera Giovria. Avem astfel ravene de mari dimensiuni pe versantul stâng al văii Giovria, unde procesele respective se asociază cu deplasările în masă, care le accentuează şi le diversifică (foto 5.2.8).

Ravenarea abruptului de cuestă pe valea Giovria este marcată de o eroziune regresivă foarte intensă în sectorul de obârşie (distrugerea râpelor de desprindere II şi III ale alunecării de la Negoieşti prin realizarea unui abrupt de obârşie de circa 46 m) concomitent cu adâncirea în masa alunecată. Apare în sectorul vestic o ravenă cu două puncte de obârşie, cu evoluţie regresivă la care canalele se unesc la 240 m de baza versantului. Lungimea ravenei este de 860 m iar lăţimea maximă de 112 m. Prezintă la bază mici conuri de dejecţie care uneori barează albia minoră a colectorului. În parte centrală a complexului morfodinamic de versant se înscriu alte două ravene liniare cu adâncimi de 14 m şi lungimi de 740 m, respectiv 625 m, înguste în partea inferioară (14-19 m) şi foarte deschise la obârşii (95-125 m). Prin subminarea malurilor ravenelor s-au creat crăpături de alunecare în valurile de alunecare. În sectorul estic, cele 5 ravene liniare care fragmentează masa de alunecare şi-au împins obârşiile până la aliniamentul râpei de desprindere cu care se confundă. Ravenele au lungimi între 470-560 m şi lăţimi între 12-74 m.

Ravene importante se găsesc şi în bazinul Hârnea (versant drept), sub Dealul Mare al Pruneştilor, pe valea Cireşului şi valea Mare, la sud de Mirosloveni (ravenări care afectează sectorul vestic al terasei Cârligei).

Un alt aliniament de maximă intensitate a eroziunii torenţiale este localizat la sud de depresiunea subcarpatică, în primul şir de dealuri (mai ales în dealurile Seciului şi Ciocadiei);

- ravenări în depozitele romaniene (argile, nisipuri, cărbuni) şi pleistocene în sectorul piemontan al Gilortului (aici procesele au loc atât în depozitele romaniene menţionate cât şi în pietrişuri şi nisipuri pleistocene) şi în structurile monoclinare din sud-estul sectorului subcarpatic. Cele mai dezvoltate ravene le întâlnim pe valea Pârâu Boia şi valea Mira iar la sud pe văile torenţiale scurte ce fragmentează dealurile Amaradiei, între valea Băcilei şi valea Tudoreasa. Formaţiuni torenţiale importante apar şi pe versantul drept al Gilortului în bazinele Valea lui Câine, Sterpoaia, Daia.

Cealaltă arie cu predominarea eroziunii torenţiale în astfel de depozite este ceva mai întinsă şi cuprinde fâşia de dealuri monoclinale din sudul bazinului studiat (sectorul piemontan), dealurile de la obârşia Giovriei şi Bârzeiului, dealurile Cărbuneştilor şi Dealul Ştefăneşti. Aici există o îmbinare mai accentuată a proceselor torenţiale cu cele de alunecare, în funcţie de apariţia orizonturilor marno-argiloase. De aceea eroziunea se dezvoltă în două situaţii distincte: în primul caz, organismele torenţiale sunt adâncite numai în nisipuri şi pietrişuri, iar în al doilea caz eroziunea se dezvoltă într-o mare varietate litologică, dată de alternanţa orizonturilor de nisipuri şi pietrişuri cu cele marno-argiloase. Valea Bârzeiului şi valea Ştefăneşti au spre obârşie versanţii atacaţi de procese de ravenare.

Bălteanu D., Taloescu Iuliana, (1978) identifică pentru regiunile deluroase subcarpatice şi de podiş câteva stadii în evoluţia eroziunii torenţiale: stadiul incipient de eroziune discontinuă; stadiul de formare a ravenelor discontinue; stadiul de integrare a ravenelor discontinue în ravene continue; stadiul de realizare a profilului de echilibru dinamic în care fundul ravenelor ajunse în echilibru dinamic este acoperit cu o cuvertură groasă de aluviuni care ajută la menţinerea echilibrului.

În stadiu în care covorul vegetal ocupă malurile şi fundul ravenei aceasta se transformă într-o formă relativ stabilizată (vâlcea, vale seacă). Prin modificarea condiţiilor care duc la deranjarea echilibrului dinamic ravena respectivă va fi reactivată. Implicaţiile tectonicii şi trăsăturile proprii ale reliefului subcarpatic impun deseori reactivarea unor formaţiuni torenţiale, ravenele active fiind o prezenţă foarte frecventă în peisajul dealurilor subcarpatice.

Văile în cadrul cărora versanţii sunt afectaţi de formaţiuni torenţiale cunosc o anumită tipologie în sectorul subcarpatic: O categorie de văi din butonierele Câlnicului şi Giovria prezintă cele mai caracteristice forme de eroziune cu aspect de circuri care

se pot observa la obârşia unora dintre văile torenţiale mai evoluate, cum sunt cele afluente Giovriei (Bănea şi Fătului) şi Câlnicului (Corbului, Iacovului şi Bucşana). Ele apar ca excavaţii circulare sau semicirculare cu diametrul de la câteva zeci de metri până la câteva sute de metri, delimitate de pereţi abrupţi, verticali, cu înălţimi de zeci de metri - ,,abrupturi de obârşie sub formă de circuri” (Badea L., 1967). La formarea lor participă atât eroziunea torenţială, care subminează abrupturile la bază, cât şi prăbuşirea aproape pe verticală a pachetelor de nisipuri şi pietrişuri foarte slab sau necimentate. Grămezile de materiale năruite sunt uşor înlăturate de şuvoaie, astfel că subminarea şi retragerea pereţilor se face în unele porţiuni destul de rapid.

Apariţia acestor forme este condiţionată şi de structura monoclinală, deoarece se observă localizarea lor mai ales acolo unde are loc o retezare a stratelor în cap.

O comparaţie între configuraţia obârşiilor acestor văi torenţiale în urmă cu 40 de ani (Badea L., 1967) şi cea actuală (observaţii şi cartări efectuate în perioada 2002-2007) ne relevă faptul că majoritatea circurilor de obârşie din acest sector au fost relativ stabilizate prin împădurire dirijată sau prin succesiunea naturală a fitocenozelor. Acţiunea de modelare actuală cu cea mai mare intensitate a trecut în prezent spre sectorul mijlociu al bazinelor, acolo unde alunecările de mari dimensiuni se asociază cu ravenările. Faptul se datorează pe de o parte schimbării modului de utilizare a terenului (defrişări pentru obţinerea de păşuni pe versanţii bazinului Câlnic) iar pe de altă parte ploilor de mare intensitate sau de lungă durată care s-au succedat în ultimele decenii (vezi cap. 5.1.2 şi 5.1.3) şi care s-au constituit în factori declanşatori ai proceselor descrise în bazinul Giovria şi Câlnic (sectoarele de mijloc).

O altă categorie de văi (sculptate în roci cu alcătuire variată) au versanţii cu profil în trepte care par mai evoluaţi din cauza apariţiei alunecărilor cu dimensiuni reduse. Bazinele de obârşie au o energie de relief mai redusă şi nu sunt supuse degradărilor într-o măsură mai puţin accentuată ca celelalte. Acumulările torenţiale provenite din evacuarea materialelor către suprafeţele depresionare (proluvii) sub formă de conuri sau de adevărate pânze la contactul cu dealurile au determinat în primul rând o înălţare a luncii şi a teraselor inferioare. Asemenea cazuri se întâlnesc pe toată rama estică şi nordică a Depresiunii Câmpu Mare (D. Seciului, D. Mâţa, D. Ulmetu, Maghereşti) şi în mai mică măsură pe marginea nordică a depresiunilor Cărpiniş-Novaci şi Baia de Fier-Polovragi.

72

5.2.2. Procesele de albie

În cadrul albiilor au loc cele mai intense procese de modelare rezultate prin acţiunea apelor curgătoare. Formaţiunile prezente în patul albiei sunt produsul complex al unor fenomene hidrologice, sedimentologice şi geomorfologice care concură la formarea lor.

În cadrul bazinului Gilort se regăsesc atât albii de eroziune al căror pat se formează pe rocile dure din masivul Parâng cât şi albii cu pat aluvial sau albii mobile prezente în sectorul subcarpatic şi piemontan, la care patul albiei este format din sedimentele depuse în timp prin eroziune, transport şi acumulare. Există şi o a treia categorie, albii semicontrolate de roca în loc (Grecu Florina, Palmentola G., 2003) la care există atât sectoare în rocă cât şi sectoare formate în depozite aluviale.

Modelarea albiilor de eroziune presupune în prima etapă fărâmiţarea rocilor din patul albiei şi apoi deplasarea şi depunerea acestora la o oarecare distanţă de local din carea au fost dislocate. Procesele care se manifestă sunt coroziunea (ansamblul acţiunilor fízico-chimice şi biochimice prin care se îndepărtează în mod diferenţiat materia de la suprafaţa rocilor) şi coraziunea efectuată de apă (şlefuirea patului cu ajutorul materialelor în suspensie şi a particulelor târâte).

În cadrul circurilor glaciare din Parâng foarte frecvent pragurile glaciare sunt secţionate de văi fluviatile holocene formându-se microsectoare de chei la care elementele din albie (blocuri, bolovani, pietriş) au un grad mic de rulare. Axul anticlinalului care trece pe la sud de culmea principală impune ca văile afluente Gilortului în sectorul alpin (Mohoru, Pleşcoaia, Setea Mică) să aibă caracter obsecvent. Acest fapt are implicaţii structurale şi în configuraţia patului albiilor de aici (apariţia de praguri structurale, trepte şi cascade).

În aval de confluenţa Romanu cu Gilortul, prezenţa granitelor de Novaci a impus formarea unor sectoare de vale îngustă cu aspect de chei. Cheile Gilortului săpate în granitul de Novaci sunt situate la 9 km amonte de Novaci. În cazul acestora apar acumulări de grohotiş pe versanţi sau la baza acestora, ajungând chiar în cursul de apă. În profil longitudinal, datorită schimbărilor litologice (alternanţă granite cu şisturi cristaline), apar praguri, trepte, săritori şi cascade. Mişcarea turbionară a apei şi a pietrişului antrenat de aceasta a format în partea inferioară a rupturilor de pantă, pe patul albiei acestui sector, marmite care, ulterior prin adâncirea văii au rămas suspendate pe maluri. Rotunjirea şi adâncirea acestora se realizează prin eroziune turbionară.

Văile de ordin inferior (I şi II în sistemul Horton-Strahler) au, în profil longitudinal, o declivitate mare ce impune scurgerea rapidă şi accentuarea eroziunii liniare. În cazul văilor de ordin superior, panta albiei scade permiţând astfel manifestarea eroziunii laterale. În profil transversal versanţii văilor elementare sunt evazaţi şi au declivitate mică, pentru ca în cazul văilor de ordin superior să existe versanţi abrupţi, de formă convexă.

Foto 5.2.19 Agradarea albiei Gilortului la ieşirea râului din sectorul montan

Majoritatea afluenţilor din sectorul subcarpatic îşi au

obârşia în zona montană a masivului Parâng. La ieşirea din această zonă când râurile întâlnesc roci mai puţin dure are loc o lărgire a albiilor şi producerea în cadrul acestora a celor mai dinamice procese de albie. Aluviunile transportate din zona de munte se regăsesc sub formă de bolovani, pietrişuri grosiere, de dimensiuni mari, nisipuri cu granulaţie mare etc. La ieşirea din munte profilul longitudinal al râului se modifică substanţial odată cu scăderea pantei astfel încât majoritatea aluviunilor grosiere sunt depuse în albie în sectoarele depresiunilor de contact de la marginea muntelui. Patul albiilor se înalţă, pentru un timp componenta principală a eroziunii devine eroziunea laterală, râurile meandrează puternic formând relief specific de albie. Râul cu cel mai puternic transport din zona studiată este Gilortul care la ieşirea din munte pe o distanţă de 8 km, până la sud de Pociovaliştea a depus un strat de pietrişuri grosiere care reprezintă şi cea mai importantă sursă de balast, materialul fiind folosit mult în construcţii.

La contactul dintre munte şi depresiunea subcarpatică, pe fondul unei scăderi pronunţate a pantei albiei apare astfel fenomenul de agradare (înălţarea suprafeţei reliefului prin depunerea de materiale noi, rezultată în urma proceselor fluviatile, atunci când valoarea încărcăturii devine mai mare decât competenţa de transport) (foto 5.2.19). Acest fenomen este foarte vizibil de-a lungul şoselei de pe valea Gilortului în dreptul cartierului Novăcei, până la microhidrocentrala Novaci II.

Foto 5.2.20 Albia aluvionată a Gilortului la Cărbuneşti (terasa joasă de luncă săpată în propriile aluviuni) Râul Gilort şi afluenţii acestuia prezintă albii caracteristice în sectorul de dealuri şi depresiuni în care apare lunca (albia majoră) şi

albia minoră şi în sectorul culoarului de vale. Modelarea albiilor aluvionate (albii cu pat aluvial) se face prin redistribuirea materialelor mobile sau a celor uşor mobilizate şi

73

ţine cont de dinamica aluviunilor motiv pentru care se mai numesc albii mobile (Grecu Florina, Palmentola G., 2003). Sedimentele transportate şi depuse de râu sunt rezultatul proceselor de eroziune în suprafaţă şi eroziune liniară.

Culoarul de vale al Gilortului în zona piemontană şi într-o măsură mult mai mică în cea subcarpatică prezintă cele mai largi albii aluviale din tot bazinul studiat. Acestea, în funcţie de sectorul de culoar în care se înscriu şi de morfologia de ansamblu a meandrelor au caracter de albii uşor meandrate, meandrate şi puternic meandrate.

Procesul meandrării este datorat eroziunii laterale a râului care atacă malurile imprimându-le o formă concavă în timp malurile opuse capătă o formă convexă datorită acumulărilor laterale. Evoluţia ulterioară este influenţată de procesul de autocaptare a meandrelor. Mendrele cunosc cea mai mare dezvoltarea pentru bazinul Gilort în piemont, acolo unde sectoarele de albie sunt apropiate de profilul de echilibru, atunci când eroziunea laterală domină în detrimentul eroziunii lineare. Local, în porţiunile unde râul Gilort subminează malul drept (între Jupâneşti şi Socu) se produc prăbuşiri şi alunecări al căror val frontal împinge cursul de apă spre malul opus favorizând apariţia unor meandre. Tot local mai apar meandre şi la confluenţele afluenţilor Gilortului (Câlnic, Blahniţa, Hârnea) cu organisme hidrografice de ordin inferior prin formarea unor conuri aluviale care modifică poziţia albiei.

Foto 5.2.21 Renii şi ostroave în albia Gilortului la Turburea

În sectorul piemontan meandrarea excesivă conduce la reducerea pantei şi a competiţiei curentului de apă de a transporta încărcătura de materiale. Astfel curentul de apă caută un alt făgaş care să permită evacuarea materialelor transportate. Prin îngustarea spaţiului dintre meandre acesta devine suficient de îngust încât la viituri apa

Gilortului să treacă direct dintr-un meandru în altul având loc autocaptarea (îndreptarea cursului de apă) vechiul meandru rămânând un curs părăsit în lungul căruia se păstrează sectoare cu exces de umiditate şi vegetaţie higrofilă. În morfologia albiei minore se pot reconstitui vechile meandre (meandre părăsite, belciuge, braţe moarte). Astfel de cursuri părăsite întâlnim foarte frecvent în culoarul de vale al Gilortului (la Rogojeni; la confluenţa cu ogaşul Tudoresei; în dreptul satelor Socu, Vierşani, Petreşti). În interiorul acestora rămân

martori de eroziune denumiţi popine sau grădişte care în bazinul nostru au denumiri sugestive (La Matcă, La Ocol, Şesul Generalului, Şesul Popii). Morfologia patului albiei prezintă uneori adâncituri şi praguri iar pe unele porţiuni bancuri de pietriş şi nisip.

Foto 5.2.22 Albia Cocorovei (versantul stâng al Gilortului) înecată în propriile aluviuni În afara formelor de eroziune şi formelor acumulative create în albii prin acţiunea de eroziune în adâncime, eroziune laterală şi

transport desfăşurată de apele permanente, există şi forme rezultate în urma acţiunii proceselor datorate apelor temporare asupra patului văilor torenţiale. În analiza cantităţilor de aluviuni acumulate temporar în albii avem în vedere ponderea pe care acestea o deţin în cadrul sectoarelor străbătute de Gilort (montan, subcarpatic şi piemontan) şi aprecierea modului în care aceste materialele vor fi reintegrate în mişcare. Sedimentele din albii şi din conurile de dejecţie prezente la baza versanţilor sunt reprezentate de aluviuni şi de materiale proluviale supuse periodic mişcării. Aceste materiale sunt repartizate neuniform în profilul longitudinal al văilor, ele se pun în mişcare periodic (la viituri), fiind transportate afară din bazine.

Analiza comparativă a ponderii aluviunilor de-a lungul bazinului Gilort am realizat-o prin estimări cu ajutorul valorilor debitului de aluviuni (debitul solid) ce se vehiculează prin secţiunile de control şi mărimii eroziunii specifice (tabelul 5.1.19) corelate cu altitudinea medie a bazinelor R [kg/s] = f (Hmed) şi r [t/ha/an]= f (Hmed).

Din analiza datelor rezultă că scurgerea medie de aluviuni în suspensie prezintă valorile cele mai ridicate în secţiunea Turburea (R=14,85 kg/s), valori mult mai mici realizându-se în secţiunea Tg. Cărbuneşti ca urmare a lipsei aportului de aluviuni în suspensie din sectorul piemontan.

Valorile scurgerii medii specifice de aluviuni în suspensie (r) sunt relativ ridicate, 4,34 t/ha/an în secţiunea Turburea la un debit mediu multianual de 10,67 m3/s, respectiv 3,40 t/ha/an în secţiunea Tg. Cărbuneşti la un debit lichid de 7,54 m3/s. Turbiditatea este cu 42% mai mare în secţiunea din piemont decât în cea din depresiunea intracolinară (tab. 5.1.19).

Astfel sectorul montan al Gilortului deţine 15-20% din cantitatea totală de aluviuni vehiculate. Predomină bolovani care nu pot fi transportaţi decât la viituri puternice şi acumulările formate la aceste viituri în spatele barajelor naturale, datorită obturării cu copaci

74

dezrădăcinaţi sau prăbuşiri. În sectorul subcarpatic sunt vehiculate între 30-40% din cantităţile de aluviuni care sunt depuse într-o cuvertură discontinuă

îngroşată la confluenţe şi aval de acestea. În sectorul piemontan sunt vehiculate cele mai mari cantităţi de aluviuni (circa 40-55%) fiind justificate de natura rocilor friabile,

de aportul văilor torenţiale de la sud de confluenţa cu Blahniţa, de fenomenele intense de erodare a malurilor, de modul de punere periodică în mişcare a materialelor la viituri. Dacă adăugăm materialele proluviale mai vechi, acestea cunosc în sectorul respectiv cea mai mare pondere din cantităţile totale de materiale existente în albia râurilor. În prezent tendinţa de creştere a cantităţilor de materiale proluviale eliminate din bazinele mici este se menţine şi chiar se accentuează.

5.2.3. Procesele de pe culmile interfluviale

În cadrul unităţilor morfologice şi funcţionale, culmile interfluviale reprezintă unitatea proceselor eluviale. Pe suprafeţele orizontale sau slab înclinate ale cumpenelor de apă, materialele rezultate din alterarea şi dezagregarea rocilor rămân pe locul de formare (in situ) dând naştere la eluvii cu grosime şi stabilitate mare.

Modelarea interfluviilor este controlată de agenţii şi procesele care se manifestă pe suprafeţe în mare parte slab înclinate, în diverse condiţii morfoclimatice (regim periglaciar, insolaţie puternică, alternanţa perioadelor de uscăciune cu perioade ploioase) precum şi de alţi factori ai potenţialului morfodinamic (litologie, gradul de acoperire cu vegetaţie, structura şi compoziţia acesteia, utilizarea terenurilor, învelişul edafic etc.).

Modelarea periglaciară a culmilor înalte În masivul Parâng, partea superioară a etajului alpin ocupă interfluviile situate la peste 2100 m. Suprafeţele cu roca la zi se

desfăşoară în partea de vest a culmii principale unde pe roci granitice au loc dezagregări intense rezultând un relief rezidual, martorii de gelifracţie menţindu-se pe creasta principală între vârfurile Parângu Mare şi Setea Mare sub forma unor blocuri cumpănite (Piatra Tăiată), colţuri, turnuri, ace izolate, creste crenelate (Vârful Gruiu), vârfuri reziduale de tip tor (vârfurile Pâcleşa, Ieşu, Coasta lui Rus, Pleşcoaia).

Pe podurile interfluviale situate la peste 1800 m apar microdepresiuni nivale (sub vârfurile Dengheru, Păpuşa, Setea Mare) şi pavaje de pietre (Galbenu, Muşetoaia, Păpuşa). Câteva din depresiunile nivale adăpostesc mici ochiuri de apă.

În înşeuările principale, acolo unde scoarţa de alterare prezintă grosimi mari se dezvoltă nişe nivale în cuvertura depozitelor eluvio-deluviale.

Depozitele de gelifracţie pot rezulta din scoarţa de alterare prin rămânerea acesteia pe locul de formare (eluviu). În cadrul interfluviilor formele de solifluxiune deţin o suprafaţă însemnată. Dintre acestea mai frecvent apar valurile de solifluxiune

(în şaua Iezeru, pe partea sud-estică a vârfurilor Mohoru, Muşetoaia, Cioara) şi pe cornetele suprafeţei Borăscu sau mai jos pe interfluviu dintre Galbenu şi Gilort (muntele Zănoaga-Cătălinu), etc. Terasete de solifluxiune rezultate prin suprapunerea valurilor de alunecare se găsesc pe versantul sud-vestic al muntelui Dengheru şi Urdele.

Pe suprafeţele cvasiorizontale ale complexului sculptural Borăscu apar muşuroaie înierbate (în şaua Pleşcoaia, şaua Ghereşu, şaua Zănoaga) unele dintre acestea găsindu-se într-un avansat grad de degradare.

În cadrul interfluviilor din partea estică a culmii principale i-au naştere microdepresiuni nivale, excavaţii închise, dezvoltate în eluviile grosiere ale rocilor granitice, prin acţiunea combinată a tasării şi sufoziunii nivale, crioclastismului, şi deflaţiei. Se remarcă la nordul şi vestul vârfului Setea Mare, la vestul vârfului Mohoru, în înşeuarea dintre Mohoru şi Pleşcoaia, având aspectul unor depresiuni închise, adânci de 2-10 m şi lungi între 3 şi 20 m, dezvoltate în eluviile grosiere ale rocilor granitice.

Unele dintre aceste microdepresiuni cantonează mici ochiuri de apă, îndeosebi în anii cu precipitaţii bogate. Modelarea interfluviilor din regiunile subcarpatice şi piemontane În cadrul interfluviilor din regiunile deluroase, depozitele superficiale constituie un strat de grosime variabilă ce rezultă în urma

proceselor de distrugere a scoarţei prin simpla alterare pe loc a rocilor. În acest tip de depozite se manifestă procesele actuale de denudare care generează depozite de altă natură în funcţie de agent şi de modul de acţionare al acestuia.

În funcţie de condiţiile litologice locale depozitele superficiale prezente pe interfluvii îmbracă câteva aspecte. În extremitaea sudică a dealurilor subcarpatice şi în sectorul piemontan prezenţa şi predominarea nisipurilor favorizează înaintarea

accelerată a eroziunii şi dezvoltarea unui relief cu pante accentuate în care se produc frecvente năruiri. În dealurile dezvoltate pe depozite predominant marno-argiloase de vârstă miocenă şi pliocenă deplasările în masă, lente sau bruşte

modifică configuraţia reliefului în partea superioară a versanţilor sub formă de valuri de alunecare şi într-o măsură mai mică sub formă de valuri de solifluxiune. Cele mai afectate sunt interfluviile de la obârşia văilor Câlnic şi Bârzeiu şi parţial pe dealurile Seciului şi Mâţei.

Un fenomen prezent la majoritatea interfluviilor constă în atacul lateral al obârşiilor unor văi torenţiale asupra acestora şi împingerea astfel a cumpenei apelor mai aproape de una din văi ceea ce se exprimă în relief prin culmi cu înfăţişare sinuasă şi văi cu asimetrie pronunţată. În unele sectoare interfluviile sunt modificate prin înaintarea regresivă accentuată a unor afluenţi şi formarea la obârşii a unor înşeuări, uneori de natură petrografică datorită alternanţelor de roci care au o rezistenţă diferită la eroziune. Suprafeţele structurale sunt afectate de alunecări care se reactivează în urma perioadelor cu precipitaţii abundente. Cuestele ce formează interfluviile secundare apar de asemenea în relief puternic fragmentate. În urma alterării care acţionează asupra suprafeţelor interfluviale cu declivitate redusă rezultă o scoarţă de alterare, procesul fiind cel care deschide calea pentru înaintarea eroziunii în suprafaţă şi şiroirii. Majoritatea interfluviilor care sunt lipsite de vegetaţia de pădure sunt afectate de spălare în suprafaţă şi şiroire, constatându-se o intensificare a acestor procese de la nord la sud, paralel cu dezvoltarea depozitelor romaniene şi cuaternare predominant nisipoase.

Suprafeţe afectate de către eroziunea în suprafaţă şi şiroire se află pe interfluviile dintre Valea Largă şi Blahniţa, Sunătoarea şi Valea Largă, Cărpiniş şi Aniniş, Purcărelu şi Sterpoaia.

75

CAPITOLUL 6. VULNERABILITATE ŞI RISC ÎN BAZINUL HIDROGRAFIC GILORT

Datorită faptului că o mare parte a bazinul Gilort se suprapune peste aria dealurilor subcarpatice şi piemontane, areal recunoscut pentru problemele dinamicii de versant unde apar numeroase zone susceptibile la risc geomorfologic care duc la modificarea geometriei versanţilor ceea ce schimbă echilibrul natural şi aduce constant prejudicii socio-economice.

Riscul geomorfologic se datorează în special proceselor de versant precum alunecările de teren, prăbuşirile, ravenările, torenţii şi în general degradării terenurilor. Deşi fenomenele amintite nu au îmbrăcat forme catastrofale impactul asupra mediului sunt destul de vizibile în anumite sectoare ale bazinului, motiv pentru care se impune o cuantificare atât a proceselor actuale surprinse de harta geomorfologică cât şi de harta riscului geomorfologic.

În abordarea metodologiei de evaluare a riscului geomorfologic a fost nevoie să plecăm de la corelarea fiecărui factor de control cu harta proceselor geomorfologice actuale şi să stabilim ponderea de influenţă a acestuia. Analizând determinarea în fiecare celulă a gridului de 1 kmp, am apreciat că ponderile acestor variabile pot fi considerate aproximativ egale. În tabelul 6.1 şi 6.2 prezentăm categoriile de vulnerabilitate (clase) pentru fiecare indicator considerat după criteriul expunerii la risc şi pe baza observaţiilor din teren şi coeficientul de risc (CR) aferent fiecărei categorii. Numărul maxim de categorii este 8 pentru utilizarea terenurilor.

Tabelul 6.1 Clasificarea indicatorilor pe categorii de vulnerabilitate

Indicator Clasa 1 Clasa 2 Clasa 3 Clasa 4 Clasa 5 Clasa 6 Clasa 7 Clasa 8

Utilizarea terenurilor

Păduri, livezi

Arbuşti, terenuri cu exces de umiditate Pajişti alpine Culturi

agricole Teren arabil Teren intravilan,

structuri industriale

Păşuni, Fâneţe, Izlazuri

Exploatări miniere la suprafaţă

Litologie Argile marnoase

Argile, nisipuri, cărbuni

Nisipuri, argile, marne

Pietrişuri, nisipuri

Depozite loessoide

argile roşcate

Gresii, conglomerate

Calcare, granite, granitoide, şisturi

cristaline -

Declivitate 0-70 7-150 15-250 >250 - - - -

Tabelul 6.2 Tabelul coeficienţilor de risc pentru indicatorii determinanţi Clasa 1 Clasa 2 Clasa 3 Clasa 4 Clasa 5 Clasa 6 Clasa 7 Clasa 8 Indicator

Coeficientul de risc Utilizarea terenurilor 1 2 3 4 5 6 7 8

Litologie 1,14 2,28 3,42 4,56 5,7 6,84 8 - Declivitate 2 4 6 8 - - - -

Pentru obţinerea hărţii riscului geomorfologic s a utilizat programul ArcGIS 9.2. S au reclasificat stratele folosite conform

categoriilor de vulnerabilitate, fiecărui strat pixel atribuindu se un grad de vulnerabilitate corespunzător. Fiecare strat clasificat a fost salvat ca un nou raster. Rasterurile obţinute s au însumat cu Spatial Analyst - Raster Calculator după

formula:

Rasterul final rezultat a necesitat o nouă reclasificare pe clase de risc în funcţie de particularităţile bazinului studiat şi de scara hărţii, astfel încât prezentarea grafică să fie sugestivă şi să reprezinte o sintetizare a vulnerabilităţii terenului. (vezi fig. 6.1).

Harta obţinută a fost confruntată cu harta proceselor geomorfologice actuale întocmită pe baza observaţiilor din teren, remarcându se o bună corespondenţă cu frecvenţa şi tipologia acestor procese. Harta riscului geomorfologic astfel obţinută (fig.6.2) este una dintre hărţile cu aplicabilitate practică ce face obiectul cercetării globale a riscului, cercetare axată pe sistematizarea şi tipizarea fenomenelor de risc.

Harta riscului geomorfologic a fost realizată pentru sectorul subcarpatic şi piemontan al bazinului Gilort având în vedere dinamica proceselor actuale în acest spaţiu.

Am evidenţiat patru categorii de risc (foarte scăzut, scăzut, mediu şi ridicat). Arealele cu risc ridicat se întâlnesc acolo unde se suprapun categorii de vulnerabilitate ridicată. Astfel în dealurile piemontane cei

mai expuşi versanţi la risc se întâlnesc în bazinele Valea lui Câine, Purcărelu şi Vladimir şi pe văile torenţiale cuprinse între Valea Mare şi Valea Cailor (versantul stâng la Gilortului). În aria subcarpatică zonele expuse la risc ridicat le întâlnim în bazinul Câlnic, Blahniţa şi în dealurile subcarpatice interne (Ciocadia, D. Seciului, D. Săcelu, D. Mâţa).

Pentru stabilirea corectă a ponderii indicilor de vulnerabilitate trebuie avut în vedere că unii factori de control pot căpăta local o importanţă crescută. Astfel în sectorul subcarpatic al Gilortului am identificat pentru câteva areale factorii care concură decisiv la declanşarea unor alunecări, ravenări sau la producerea de viituri cu efecte negative asupra activităţii populaţiei. Prezentăm câteva exemple de astfel de factori determinanţi care deţin o importanţă locală ridicată în zona studiată, în vederea găsirii de soluţii pentru menţinerea sub control a fenomenelor de risc care pot afecta major comunităţile locale. Între factorii cu o importanţă locală crescută avem: modul de utilizare a terenurilor şi practicile agricole improprii acestora (ex: exploatări miniere învecinate unor localităţi cu grad ridicat de vulnerabilitate, lucrări agricole neadecvate pe versanţi, defrişări pentru mărirea suprafeţelor de păşunat etc).

În sectorul subcarpatic al bazinului Gilort alunecările reprezintă cele mai răspândite forme ale deplasărilor de mase între cauzele producerii acestora numărându se condiţiile litologice, pantele, modul de utilizare al terenurilor, implicit artificializarea peisajului. Prin decopertarea şi depozitarea sterilului şi a cantităţilor extrase, s au adus grave modificări mediului care au condus de declanşarea unor alunecări de mari proporţii cu efecte dezastruoase asupra aşezărilor din zonă. Localităţile Ruget, Corbu, Roşia de Amaradia, Seciurile, situate de o parte şi de alta a cumpenei de ape dintre Gilort şi Amaradia au fost cele mai afectate.

Exploatările de lignit cu efecte asupra peisajului sunt localizate pe interfluviul respectiv pe direcţia Seciurile – Ruget – Roşia de Amaradia situat în zona de contact a celor două bazine vecine (Câlnic - afluent al Gilortului şi Amaradia). Pe haldele de steril care iniţial puneau doar problema amplasării, au apărut procese geomorfologice actuale între care alunecările deţin un loc important.

[ ] [ ] [ ] [ ]vegetreclassxslopereclassxrasterrocahartarisc _48_

78

+⎟⎠⎞

⎜⎝⎛+⎟

⎠⎞

⎜⎝⎛ −=

76

77

Foto 6.1 Depozitarea haldelor de steril pe interfluviul Gilort-Amaradia (exploatarea Ruget) a condus la supraîncărcarea versanţilor şi declanşarea alunecărilor de teren

În zona Ruget, au fost depozitate timp de 20 de ani importante halde de steril care au condus în final la supraîncărcarea versanţilor

reprezentând factorul declanşator al alunecării de proporţii ce a distrus satul Seciurile în anul 2006. Populaţia acestui sat a trebuit să fie strămutată pe valea Gilortului la Câmpu Mare.

Altă zonă cu grad ridicat de vulnerabilitate la alunecări care afectează populaţia prin reducerea drastică a suprafeţelor de păşunat se află în bazinul Câlnic, pe versantul stâng al văii Giovria. Complexul morfodinamic de versant din Dealul Pruneştilor reduce suprafaţa păşunabilă cu circa 100 ha astfel încât locuitorii sunt nevoiţi să folosească terenuri cu altă destinaţie pentru această activitate.

Foto 6.2 Efecte ale alunecărilor de teren la Seciurile Efectuarea lucrărilor agricole perpendicular pe curbele de nivel duce la trecerea de la eroziune în suprafaţă la concentrarea scurgerii

pe versanţi şi apariţia formel incipiente de şiroire care ulterior pot afecta întregul versant. Pe valea Giovria versantul stâng este afectat profund de procesele de versant (alunecări, ravenări) în timp ce versantul drept

datorită lucrărilor agricole neadecvate prezintă o vulnerabilitate ridicată (foto 6.3). În aria piemontană păşunatul intensiv pe unele văi din Gruiurile Jiului (Valea lui Câine, Sterpoaia, Groşerea) şi din Dealurile

Amaradiei a favorizat declanşarea unor procese care au afectat întregul versant. Putem da exemple: lucrările agricole de la Negoieşti şi Ruget şi cele de pe Valea lui Câinecare au avut un impact puternic asupra versanţilor văii.

Riscurile hidrologice reprezintă un ansamblu major de ameninţări asupra populaţiei şi bunurilor fiind strâns determinate şi legate de riscurile geomorfologice şi atmosferice. Diverse fenomene climatice (ploi torenţiale, topirea bruscă a zăpezilor, furtunile puternice etc) implică o creştere a nivelurilor şi debitelor peste valorile normale, ducând la revărsarea apelor în arealele limitrofe şi producând uneori viituri extreme. O astfel de viitură s a înregistrat în bazinul Gilort în anul 1999 când populaţia de la marginea nordică a localităţii Novaci a fost grav afectată iar distrugerea unor poduri peste râurile Gilorţel şi Scăriţa a perturbat grav activităţile de transport. Ulterior malurile acestor afluenţi ai Gilortului au fost amenajate împotriva inundaţiilor cu ajutorul gabioanelor plasate pe o lungime de circa 150 m pe râul Scăriţa (foto 6.4). Foto 6.5 Distrugerea lucrărilor de amenajare antierozională a albiilor

pe Valea lui Câine (Gruiurile Jiului)

78

CONCLUZII

Suprafaţa bazinului hidrografic Gilort se desfăşoară pe trei unităţi de relief distincte şi bine individualizate: zona carpatică,

respectiv versantul sudic al munţilor Parâng, zona subcarpatică respectiv Subcarpaţii Gorjului care aparţin Subcarpaţilor Getici şi zona piemontană respectiv Piemontul Getic cu două subunităţi: Gruiurile Jiului, pe dreapta Gilortului şi Piemontul Olteţului pe partea stângă a văii Gilortului. Acest fapt ne arată marea diversitate şi complexitate a condiţiilor fizico-geografice, a proceselor geomorfologice care se manifestă în acest areal şi a formelor de relief rezultate şi în acelaşi timp ne prezintă complexitatea problemelor de ordin ştiinţific care se ridică din punct de vedere geomorfologic pentru această regiune.

În cadrul studiului geomorfologic asupra bazinului Gilort, după consultarea lucrărilor geografice de specialitate elaborate pentru această regiune şi pentru întreg ansamblu căreia îi aparţine, pe baza analizelor morfometrice şi morfografice şi în baza a numeroase observaţii de teren am evidenţiat câteva probleme de ordin geomorfologic între care: suprafeţele şi nivelele de eroziune, terasele, relieful glaciar şi periglaciar de pe versantul sudic al Parângului, reflectarea implicaţiilor structurale şi petrografice în relief, procesele geomorfologice actuale.

Suprafeţele de nivelare. În masivul Parâng se conservă trei suprafeţe complexe, descrise şi paralelizate cu cele din restul Carpaţilor Meridionali. Suprafeţele de nivelare complexe sunt:

1) pediplena carpatică (suprafaţa Borăscu sau platforma vârfurilor înalte – Emm. de Martonne, 1907) cu două nivele în Parâng (1900 – 2200 m şi 1700 - 1900 m);

2) suprafaţa culmilor medii carpatice (suprafaţa Râu Şes – Emm. de Martonne, 1907) cu două nivele în Parâng (1500 – 1600 m şi 1350-1430 m);

3) suprafaţa carpatică de bordură (suprafaţa Gornoviţa sau platforma pliocenă - Emm. de Martonne, 1907) cu mai multe nivele pe versantul sudic al masivului Parâng (1150 – 1250 m; 1000 – 1100 m; 800 – 900 m; 700 – 750 m).

Pe clina sudică a masivului Parâng, sub nivelul de 650 m, micile trepte care apar în lungul văilor Gilort (amonte de microhidrocentrală) şi Galbenu (amonte de Peştera Muierilor) aparţin acestor nivele. Sub acestea apar mici fragmente de terasă, suspendate la 2-4 m; 5-12 m deasupra văilor actuale ale Galbenului şi Gilortului (chiar 20-25 m în cazul Galbenului).

Relieful sectorului subcarpatic a fost modelat policiclic şi conservă petice din suprafeţele de eroziune, îndeosebi pe marginea muntelui sau nivele locale de eroziune ce se înscriu într-o primă fază de eroziune cuaternară. La sfârşitul pleistocenului inferior se încheie faza de acumulare a câmpiei piemontane getice (realizată în villafranchian-pleistocen inferior) şi începe treptat ridicarea şi transformarea acesteia în podiş piemontan. Suprafaţa rezultată este fragmentată în mai multe etape separându-se patru generaţii de văi piemontane, preponderent torenţiale. Iniţial suprafaţa este fragmentată de către cursul Gilortului în prima parte a pleistocenului mediu urmată de o nouă înălţare impusă de mişcările pasadene (în Mindel-Riss) care declanşează o fragmentare mai accentuată a suprafeţei piemontane astfel încât sfârşitul pleistocenului mediu corespunde cu momentul începerii adâncirii văilor torenţiale din prima generaţie. În partea a doua a pleistocenului superior şi-au început adâncirea văile din generaţia a doua care fragmentează sistemul de terase deja format (terasele de 50-60 m, 30-40 m, 20-25 m). La sfârşitul pleistocenului îşi încep adâncirea văile piemontane din generaţiile III şi IV (văi torenţiale de ordinul 1 şi 2). Acestea fragmentează numai fruntea şi podul unor terase.

Terasele. Pe versanţii văii montane a Gilortului pot fi urmăriţi câţiva umeri de terasă scurţi ce se desfăşoară din aval de confluenţa Gilortului cu Romanu. Aval de cheile Gilortului devin relativ frecvenţi umerii tăiaţi în rocă la o altitudine relativă de 15-20 m iar mai jos de confluenţa Gilortului cu Cerbu se remarcă umerii unei terase la 8-10 m. Aval de prima microhidrocentrală de pe Gilort, pe dreapta văii se poate urmări un fragment de terasă situat la circa 15 m de talveg. Mai jos, la trecerea spre depresiunea subcarpatică se pot urmări fragmente ce aparţin unor niveluri de terasă de 2-3 m, 8-15 m, 20-30 şi 45-50 m. Pe valea Galbenu, din amonte de Peştera Muierii şi până la confluenţa acestuia cu Gilortul există un număr de 4 terase (2-4 m, 5-12 m, 20-25 m. 27-40 m) din care trei nivele corespondente galeriilor din Peştera Muierilor.

Susţinem existenţa unui număr de opt terase în bazinul Gilort, cu nivele bine reprezentate şi aparţinând unor faze de evoluţie distincte. Altitudinea relativă a acestora este 2-3 m, 4-8 m, 13-15 m, 30-40 m, 50-60 m, 75-85 m, 110-120 m, 140-160 m. Terasa 8 (terasa Cârligei) ridică problema descifrării rolului pe care l-au avut cele două râuri, Gilortul şi Galbenu în geneza ei. Considerăm că este o terasă de confluenţă (confluenţa Galbenului cu Gilortul), acesta din urmă la ieşirea din munte se abate puţin de la direcţia N-S căpătând pentru scurt timp direcţia NE-SV (porţiunea Novaci-Pociovaliştea) după care se îndreaptă din nou spre sud traversând aliniamentul anticlinal între delurile Seciului şi Mâţa. Râul iese dintre dealuri la Bălceşti aproape la mijlocul podului Şesul Cârligeilor sub un unghi de 450 pe care îl face cu direcţia de dezvoltare a terasei de 140 m. Considerăm şi noi că Gilortul şi afluenţii principali au avut la traversarea ulucului depresionar şi a dealurilor mediane un traseu transversal, adâncindu-se prin epigeneză şi antecedenţă în anticlinalul Săcelu - Ciocadia - Dealul Seciului deoarece văile Blahniţei, Gilortului şi Galbenului la traversarea dealurilor mediane prezintă terase corelabile cu cele din depresiunile submontane fapt ce demonstrează menţinerea lor pe aceeaşi direcţie iar aspectul de îngustare şi adâncire este de asemenea un indiciu al antecedenţei.

În concluzie considerăm că Gilortul şi afluenţii acestuia care traversează depresiunea subcarpatică şi dealurile subcarpatice mediane s-au format, păstrând aceeaşi direcţie, odată cu definitivarea cuverturii fluvio-torenţiale a Piemontului Getic în pleistocenul inferior impunându-se epigenetic şi urmărind consecvent înclinarea acesteia.

Mişcările valahe târzii din pleistocenul mediu şi superior au ridicat dealurile mediane sub forma unor anticlinale iar cursurile de apă din bazinul Gilort s-au adâncit antecedent căpătând un caracter transversal. În cadrul văilor transversale eroziunea lineară s-a accelerat iar în spatele aliniamentului anticlinal în faciesuri mai puţin rezistente la contactul cu muntele au luat naştere depresiuni. Epigeneza şi antecedenţa caracterizează evoluţia reţelei hidrografice în aceste compartimente fără să excludem unele captări la nivelul unor afluenţi secundari la ieşirea acestora din unitatea montană.

Relieful glaciar şi periglaciar. La obârşia afluenţilor Gilortului în sectorul alpin sunt grupate opt circuri glaciare (complexe şi simple) dispuse sub forma unui arc de cerc în jurul unor văi glaciare scurte (circurile glaciare complexe Tidvele-Galbenu şi Mohoru; circurile glaciare simple Pleşcoaia, Setea Mică, Ieşu, Gruiu, Groapa Mândrei). Circurile complexe (conjugate) au în compunere la rândul lor compartimente bine individualizate (Tidvele şi Cioara respectiv Gaura Mohorului, Mohoru şi Mohoru cu Apă).

Morfologia patului acestor circuri şi văi glaciare este caracterizată de apariţia unor praguri, trepte, depresiuni de subsăpare, conuri de grohotiş, torenţi nivo-fluviatili, şanţuri periglaciare, microsectoare de chei, etc.

Altitudinea circului glacio-nival de sub Vf. Tărtărău (1959 m) este un argument în stabilirea limitei zăpezilor permanente având în

79

vedere că aceste circuri se dezvoltă în general, în imediata vecinătate a acestei limite. În masivul Parâng majoritatea circurilor glaciare poartă denumirea populară de căldări sau găuri (Gaura Mohorului, Groapa

Mândrei), au formă semicirculară sau semieliptică iar raportul dintre lungime şi lăţime este de la 1/1 până la 1 ½. Când lungimea depăşeşte acest raport circurile devin alungite. Pentru acest tip de circuri se foloseşte popular (îndeosebi în Parâng) termenul de zănoagă.

În partea centrală a crestei aspectul văii Mohoru la obârşie pune în evidenţă două etape în sculptarea circurilor glaciare de aici. Există un circ suspendat în partea superioară a văii pus în evidenţă de umerii glaciari. Acesta este mai nou, sculptat ulterior circului de bază şi este poziţionat pe o treaptă glaciară schiţată periglaciar şi accentuată glaciar (Silvia Iancu, 1963). Astfel de trepte apar în majoritatea circurilor de pe versantul sudic al Parângului.

Pe versantul sudic al masivului Parâng datorită prezenţei unor gheţari de mici dimensiuni şi văilor glaciare foarte scurte morenele frontale lipsesc, cu excepţia unor mici morene stadiale (arcuite) care au fost identificate pe valea Mohoru cu Apă şi a unei morene de confluenţă aparţinând celui mai extins circ glaciar (Tidvele-Galbenu). Morenele laterale apar în general pe văile glaciare mai largi, fapt confirmat şi pe latura sudică a Parângului prin prezenţa unei morene laterale bine dezvoltată în circul Ieşu, cel mai evazat circ din bazin.

În cadrul circurilor şi văilor glaciare din Parângul sudic determinarea precisă a originii materialelor acumulative întâmpină uneori dificultăţi mai ales datorită lipsei unor deschideri actuale, cât şi faptului că o parte dintre acestea provin din şisturi cristaline şi deci analiza morfometrică a blocurilor componente nu este edificatoare. Morenele arcuite identificate pe valea Mohoru între 1800-2000 m pot avea o semnificaţie stadială, reprezentând trei stadii glaciare, aşa cum susţine şi Silvia Iancu, ele formându-se în faze de progresie moderată a gheţarilor, care antrenează frontal eluviul preparat anterior de acţiunea chimică şi de gelifracţie.

Pe versantul sudic al masivului Parâng, în bazinul superior al Gilortului elemente ale reliefului periglaciar cunosc o frecvenţă şi o diversitate remarcabilă. Prezenţa fenomenelor periglaciare este datorată îngheţului şi dezgheţului în sol şi rocă, acţiunii zăpezilor care persistă în unele locuri mai mult de 8 luni pe an, topirii zăpezii care înmoaie rocile mobile şi solul, şiroirii apei provenită din topirea zăpezii şi a gheţii, eroziunii eoliene. În deplasările noastre de teren am descoperit în bazinul superior al Gilortului elementele periglaciare de adâncime la altitudinea de 1680 m. Astfel într-o deschidere artificială din staţiunea Rânca au putut fi observate, descrise şi analizate morfometic pentru prima oară în masivul Parâng pene periglaciare şi involute.

Implicaţii structurale şi petrografice Influenţele structurale din aria montană sunt vizibile atât în relieful glaciar cât şi în relieful fluviatil şi la nivelul suprafeţelor de

nivelare. Tectonica rupturală a dus la reflectarea sistemului de falii în relieful masivului. În cadrul reliefului glaciar raportul dintre orientarea circurilor şi a cutelor diferă între cei doi versanţi ai masivului.

Astfel pe versantul sudic, pe care se suprapune bazinul montan al Gilortului majoritatea circurilor sunt obsecvente datorită faptului că acest versant deşi dezvoltat pe flancul sudic al anticlinalului culmii principale are o cădere spre nord pe aliniamentul circurilor glaciare Groapa Mândrei-Mohoru, adică la sud de culmea principală. Caracterul obsecvent al circurilor impune un aspect abrupt al versanţilor de obârşie şi apariţia unor praguri în contrapantă. Anumite circuri glaciare cu forme curbate au caracter mixt impus de schimbarea structurii de la un sector la altul (considerat de la obârşie spre aval circul Gruiu este astfel un circ obsecvent-subsecvent). Circul Ieşu prezintă un caz particular fiind un circ dispus transversal pe un ax de anticlinal. Reţeaua hidrografică principală de pe versantul sudic are în general un caracter transversal. Caracterul transversal este reflectat în alternanţa sectoarelor mai largi cu sectoare mai înguste, implicaţie datorată într-o bună măsură şi adaptării văilor la natura rocilor. Adaptarea văilor tinere la structură a avut loc pe fondul genezei în condiţii de pantă şi de alimentare care să le permită această adaptare.

Pe formaţiunile monoclinale sedimentare de vârstă terţiară din sudul Parângului (depozite sarmaţiene) văile se adâncesc consecvent pe direcţia N-S, caracter reflectat de simetria versanţilor văilor Galbenu, Gilort, Aniniş, Cărpiniş, Crasna. În extremitatea nordică a depozitelor sarmaţiene văile prezintă încă scurte sectoare epigenetice unde se observă o schimbare a profilului versanţilor în sectorul cristalin prin accentuarea profilului în V al văilor.

Extensiunea şi frecvenţa de apariţie a anumitor categorii de relief petrografic este dată de ponderea tipurilor de roci prezente în bazin. Astfel, ponderea cea mai mare o deţin pietrişurile şi nisipurile (57,2%) (depozite piemontane şi într-o proporţie mai mică în celelalte unităţi), urmate de argilele marnoase (13,8%), granite şi granitoide (12,2%), şisturi cristaline (7,8%), complexe de argile, nisipuri şi cărbuni (7,8%), calcare (0,78%), depozitele loessoide (0,4%).

Procesele geomorfologice actuale Alunecările actuale se întâlnesc mai ales în bazinele afluenţilor puţin evoluaţi sau acolo unde cursul Gilortului, Câlnicului şi

Hârnea, acţionând lateral, au avut posibilitatea să submineze stabilitatea versantului şi prin aceasta să se declanşeze o generaţie nouă de alunecări, foarte tânără, cum este în sectorul Hârnea-Ştefăneşti. Acestea apar atât sub formă de pornituri izolate, dezvoltate numai în cadrul unor văi izolate preexistente, cât şi sub formă de pornituri ce afectează suprafeţe întinse. Atât procesele de alunecare cât şi cele de eroziune, pe măsura modelării versanţilor, au pus în mişcare cantităţi mari de material care s-a acumulat la baza pantelor unde au format tăpşane netede uşor înclinate spre axul văii.

Marea majoritate a alunecărilor se produc pe capul de strat al cuestelor sau subsecvent la obârşiile văilor torenţiale afluente văilor principale cu direcţia nord-sud. Un exemplu tipic de manifestare a alunecărilor pe suprafaţa cuestelor este acela din butoniera Negoeştilor din lungul văii Giovriei, unde apare o întreagă gamă de forme de manifestare a alunecărilor prin acţiunea de subminare a pantelor de eroziune torenţială. În porţiunile cu cea mai mare dezvoltare a alunecărilor (de-a lungul Giovriei şi Hârnii, în bazinul Câlnicului) se observă două sau trei generaţii de alunecări, constituind două sau trei trepte mari, bine individualizate. Denivelările dintre ele sunt provenite din unirea râpelor de desprindere într-un singur abrupt mai mult sau mai puţin festonat, în raport cu stadiul de evoluţie al alunecărilor. Cele mai tipice trepte de alunecare se întâlnesc la Burlani şi Negoieşti.

În sectorul subcarpatic procesele de modelare actuală cunosc o mare diversitate şi frecvenţă în cadrul bazinului Câlnic, afluent pe partea stângă al Gilortului. Sunt semnificative, prin intensitatea manifestării, frecvenţa şi impactul asupra utilizării terenurilor, alunecările, ravenările, şiroirea, eroziunea areolară. Pe versantul stâng al văii Giovria, în dreptul satului Negoieşti, se află cea mai mare arie compactă din bazinul Gilort afectată de procese gravitaţionale şi procese hidrice (94 ha).

În cadrul bazinului Giovria, procesul dominant în evoluţia versanţilor este acela al deplasărilor de pantă sub formă de alunecări şi prăbuşiri încadrând aria studiată în sistemul morfogenetic în care domină alunecările de teren, specific sectorului subcarpatic al bazinului Gilort unde întâlnim depozite pliocene cu alternanţe de marne, argile şi nisipuri cu grad diferit de cimentare cuprinse într-o structură cutată şi faliată (anticlinalul Câlnic), marcată pe latura sudică de cuestele de la contactul cu zona piemontană.

Impactul tuturor acestor procese asupra versanţilor este radical, motiv pentru care arealul studiat poate fi încadrat în categoria de complex morfodinamic de versant aici întâlnindu-se o gamă diversă a proceselor de versant.

Procesele geomorfologice analizate la Negoieşti au loc pe fruntea de cuestă (Dealul Mare al Pruneştilor), structura acesteia (meoţianul şi parţial ponţianul) fiind mascată deasupra axului văii de numeroasele alunecări care au afectat partea inferioară a versantului. Masa alunecată îmbracă aici forma unor valuri uriaşe.

În bazinul Gilort cele mai frecvente şi intense ravenări se grupează pe areale în care predomină anumite complexe litologice: - ravenări în arena granitică din sectorul montan al bazinului. În Masivul Parâng, pe granitoidele de la sud de vf. Măgurii

80

(1161 m) (interfluviu Gilort – Galbenu), apar suprafeţele cele mai extinse cu gruss din bazinul Gilort ca urmare a dezagregării rocilor sub acţiunea complexă a insolaţiei, gelivaţiei şi a forţelor de cristalizare a soluţiilor care circulă prin fisuri. În acest areal s-au dezvoltat diverse formaţiuni torenţiale între care ravenele ocupă un rol important pe Dealul Măgurii, Dealul Vermeghii, Valea Ţigăncii, Botu Piscului. Alte procese de şiroire le întâlnim dezvoltate în pătura de alterare şi roca subiacentă pe muntele Plăsala şi Dâlma Măgurii (Blahniţa).

- ravenări în depozitele sarmaţiene (nisipuri şi pietrişuri grosiere uneori cimentate, cu intercalaţii subţiri marno-argiloase). Cele mai dezvoltate ravene le întâlnim în următoarele arii: versantul drept al văii Scăriţa, amonte de Novaci (Plaiul Mare, Dealul Scăriţa); dealul Măgura (sat Berceşti); versantul stâng al Gilorţelului Mare, amonte de confluenţa cu Gilorţelul Mic; Plaiul Băii (Baia de Fier); Pleşiţa (Stănceşti); valea Hirişeşti (versant stâng). De-a lungul fâşiei de sarmaţian care tiveşte rama nordică a depresiunii subcarpatice, apare o zonă îngustă în care eroziunea torenţială a creat văi adânci cu versanţi abrupţi, prăpăstioşi. Asocierea proceselor de spălare, şiroire şi eroziune torenţială din aceste porţiuni a determinat o accentuată degradare a unor suprafeţe întinse în zona localităţilor Novaci, Cernădia, Baia de Fier, Aniniş, Hirişeşti etc.

Organismele torenţiale sunt mai numeroase şi mai înrămurate, observându-se o predominare a văilor seci faţă de cele cu apă. Ele manifestă o tendinţă accentuată de adâncire pe verticală, iar la gura lor se depun cantităţi mari de pietrişuri şi nisipuri provenite din depozitele sarmaţiene şi pliocene distruse. Bazinul de obârşie al tuturor acestor văi este foarte puternic fragmentat, având un aspect prăpăstios, inaccesibil.

Depozitele sarmaţiene (pietrişuri şi nisipuri) depuse de transgresiunea sarmaţiană la bordura Parângului, deasupra aşezărilor de la poala muntelui urcă în prezent până la circa 1080 m altitudine şi au permis dezvoltarea unor ogaşe şi ravene în aceste formaţiuni. Apar astfel ravene, puţine la număr dar a căror dimensiuni pun în evidenţă eficacitatea eroziunii fluviatile. Cele mai afectate sunt bazinele Gilorţel, Scăriţa şi Cărpiniş.

- ravenări în depozitele pliocene (în special meoţiene cu nisipuri, pietrişuri fine, gresii slab cimentate cu intercalaţii subţiri de marne şi argile), în care procesele se manifestă pe cuestele şi la obârşia văilor subsecvente din butoniera Câlnic şi butoniera Giovria. Avem astfel ravene de mari dimensiuni pe versantul stâng al văii Giovria, unde procesele respective se asociază cu deplasările în masă, care le accentuează şi le diversifică.

Ravenarea abruptului de cuestă pe valea Giovria este marcată de o eroziune regresivă foarte intensă în sectorul de obârşie (distrugerea râpelor de desprindere II şi III ale alunecării de la Negoieşti prin realizarea unui abrupt de obârşie de circa 46 m) concomitent cu adâncirea în masa alunecată. Apare în sectorul vestic o ravenă cu două puncte de obârşie, cu evoluţie regresivă la care canalele se unesc la 240 m de baza versantului. Lungimea ravenei este de 860 m iar lăţimea maximă de 112 m. Prezintă la bază mici conuri de dejecţie care uneori barează albia minoră a colectorului. În parte centrală a complexului morfodinamic de versant se înscriu alte două ravene liniare cu adâncimi de 14 m şi lungimi de 740 m, respectiv 625 m, înguste în partea inferioară (14-19 m) şi foarte deschise la obârşii (95-125 m). Prin subminarea malurilor ravenelor s-au creat crăpături de alunecare în valurile de alunecare. În sectorul estic, cele 5 ravene liniare care fragmentează masa de alunecare şi-au împins obârşiile până la aliniamentul râpei de desprindere cu care se confundă. Ravenele au lungimi între 470-560 m şi lăţimi între 12-74 m.

Ravene importante se găsesc şi în bazinul Hârnea (versant drept), sub Dealul Mare al Pruneştilor, pe valea Cireşului şi valea Mare, la sud de Mirosloveni (ravenări care afectează sectorul vestic al terasei Cârligei).

Un alt aliniament de maximă intensitate a eroziunii torenţiale este localizat la sud de depresiunea subcarpatică, în primul şir de dealuri (mai ales în dealurile Seciului şi Ciocadiei);

- ravenări în depozitele romaniene (argile, nisipuri, cărbuni) şi pleistocene în sectorul piemontan al Gilortului (aici procesele au loc atât în depozitele romaniene menţionate cât şi în pietrişuri şi nisipuri pleistocene) şi în structurile monoclinare din sud-estul sectorului subcarpatic. Cele mai dezvoltate ravene le întâlnim pe valea Pârâu Boia şi valea Mira iar la sud pe văile torenţiale scurte ce fragmentează dealurile Amaradiei, între valea Băcilei şi valea Tudoreasa. Formaţiuni torenţiale importante apar şi pe versantul drept al Gilortului în bazinele Valea lui Câine, Sterpoaia, Daia.

Cealălaltă arie cu predominarea eroziunii torenţiale în astfel de depozite este ceva mai întinsă şi cuprinde fâşia de dealuri monoclinale din sudul bazinului studiat (sectorul piemontan), dealurile de la obârşia Giovriei şi Bârzeiului, dealurile Cărbuneştilor şi Dealul Ştefăneşti. Aici există o îmbinare mai accentuată a proceselor torenţiale cu cele de alunecare, în funcţie de apariţia orizonturilor marno-argiloase. De aceea eroziunea se dezvoltă în două situaţii distincte: în primul caz, organismele torenţiale sunt adâncite numai în nisipuri şi pietrişuri, iar în al doilea caz eroziunea se dezvoltă într-o mare varietate litologică, dată de alternanţa orizonturilor de nisipuri şi pietrişuri cu cele marno-argiloase. Valea Bârzeiului şi valea Ştefăneşti au spre obârşie versanţii atacaţi de procese de ravenare.

În urma realizării hărţii riscului geomorfologic pentru sectorul subcarpatic şi piemontan al Gilortului am pus în evidenţă vulnerabilitatea versanţilor la procesele actuale, procese care pot afecta comunităţile locale. Harta obţinută a fost confruntată cu harta proceselor geomorfologice actuale realizată pe baza observaţiilor din teren, remarcându-se o bună corespondenţă cu frecvenţa şi tipologia acestor procese.

81

Bibliografie selectivă

ANASTASIU N., IORDACHE Livia, (1993), Faciesurile depoziţionale ale Neogenului superior dintre văile Topolog şi Olt (Depresiunea Getică), St. Cercetări de Geologie, tom 38, Bucureşti

ARMAŞ Iuliana, DAMIAN R., ŞANDRIC I., OSACI-COSTACHE Gabriela (2003), Vulnerabilitatea versanţilor la alunecări de teren în sectorul subcarpatic al văii Prahova, Editura Fundaţiei „România de Mâine”, Bucureşti

ARMAŞ Iuliana (2006), Risc şi vulnerabilitate. Metode de evaluare aplicate în geomorfologie, Editura Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

AUR N., (1996), Piemontul Olteţului – studiu geomorfologic, Editura Universitaria, Craiova

BADEA L. (1961), Rolul tectonicii şi neotectonicii în formarea reliefuluidepresiunii intracolinare Câmpul Mare, Comunic. Acad. Române, tom XI, nr. 1, Bucureşti

BADEA L. (1966), Asupra platformelor de eroziune din Subcarpaţii Getici, SCGGG, Geografie, XIII, 1.

BADEA L. (1967), Subcarpaţii dintre Cerna Olteţului şi Gilort. Studiu de geomorfologie, Editura Academiei, Bucureşti.

BADEA L. (1967), Les terrasses des Subcarpates Gétiques, RRGGG-Géogr., XI, 2, Bucureşti.

BADEA L., (1970), Terasele fluviatile din Oltenia, SCGGG, Geografie, tom XVIII, nr.1, Bucureşti

BADEA L., (1971), Valea Jiului, Editura Ştiinţifică, Bucureşti

BADEA L., (1997), Rolul morfogenetic al mişcărilor neotectonice, Revista de Geomorfologie, nr. 1, Asociaţia Geomorfologilor din România, Bucureşti

BADEA L., (2007), Depresiunile din Subcarpaţii Gorjului, Gorjul Geografic, nr. 3, Editura Universitaria, Craiova

BADEA L., BĂLTEANU D., (1978), Influences néotectoniques et lithologiques dans les Subcarpates Gétiques à l΄ouest de l΄Olt, St. geom. Carp.-balc., XII.

BADEA L., BĂLTEANU D., (1989), Asupra evoluţiei reliefului de la contactul dintre munţi şi Subcarpaţii Vâlcii, SCGGG, Seria Geografie, tom XXXVI, Editura Academiei, Bucureşti

BADEA L., BĂLTEANU D., (1992), Le mobilité tectonique et les processus géomorphologiques actuels des Subcarpates de la Roumanie, Cuadernos de Investigation Geografica, 8, Logrono

BĂLTEANU D. (1974), Some investigation on Present Day Slope Processes in the Romanian Subcarpathians, RRGGG. – Geogr., 19, 1, Bucureşti.

BĂLTEANU D. (1982), Observaţii asupra surselor de aluviuni pentru reţeaua de albii din Subcarpaţii Buzăului, BSGGG., 6, Bucureşti

BĂLTEANU D. (1983), Experimentul de teren în geomorfologie. Aplicaţii în Subcarpaţii Buzăului, Editura Academiei, Bucureşti.

BĂLTEANU D. (1986), The importance of mass movements in the Romanian Subcarpathians, Zischr. 7 Geomorph. Suppl. Bd. 58.

BĂLTEANU D., TALOESCU Iuliana, (1978), Asupra evoluţiei ravenelor. Exemplificări din dealurile şi podişurile de la exteriorul Carpaţilor, SCGGG, seria Geografie, tom XXV, Bucureşti

BĂLTEANU D., DINU Mihaela, CIOACĂ A. (1989), Hărţile de risc geomorfologic. Exemplificări din Subcarpaţii şi Podişul Getic, SCGGG, Seria Geografie, t XXVI, Bucureşti.

BĂLTEANU D., BADEA L., DINU Mihaela, CIOACĂ A., SANDU Maria, CONSTANTIN Mihaela (1994), Geomophological hazards in the Romanian Subcarpathians, Institutul de Geografie, Bucureşti.

BOENGIU S. (2005), Piemontul Bălăciţei. Geneza, evoluţia cuaternară şi modelarea actuală a reliefului, Teză de doctorat, Bucureşti.

CĂLUGĂRU Corina, (2003), Modificările mediului în bazinul subcarpatic şi piemontan al Jiului – sectorul situat la nord de Filiaşi. Rezumatul tezei de doctorat, Institutul de Geografie, Bucureşti

CONSTANTIN Mihaela, (2006), Prognoza alunecărilor de teren. Abordări actuale, Editura Agir, Bucureşti

COMĂNESCU Laura, (2004), Bazinul morfohidrografic Casimcea. Studiu geomorfologic, Editura Universităţii din Bucureşti

COTEŢ P., (1956), Piemonturile de acumulare şi importanţa studiului lor, Probleme de Geografie, vol. VIII, Bucureşti

COTEŢ P., (1957), Câmpia Olteniei, Editura Ştiinţifică, Bucureşti

DINU Mihaela (1999), Subcarpaţii dintre Topolog şi Bistriţa Vâlcii, Editura Academiei Române, Bucureşti.

DRAGOTĂ Carmen, BĂLTEANU D., (2000), Intensitatea precipitaţiilor extreme pe teritoriul României, Revista Geografică, tom. VI, Bucureşti

ENACHE C., (1976), Geologia şi hidrogeologia regiunii dintre Motru şi Jiu, cu privire specială asupra zăcământului de cărbune, Teza de doctorat, Bucureşti

ENACHE C., (2007), Geologia Olteniei, Editura Universitaria, Craiova

ENCIU P., (2007), Pliocenul şi cuaternarul din vestul Bazinului Dacic. Stratigrafie şi evoluţie paleogeografică, Editura Academiei Române

ENE M., (2004), Bazinul hidrografic Râmnicu Sărat. Dinamica reliefului în sectoarele montan şi subcarpatic, Editura Universitară,

82

Bucureşti

EMBLETON C., KING C. (1968), Glacial and Periglacial Geomorphology, Edward Arnold Ltd., Edinburgh.

EVANS, S. I. (1969), The Geomorphology and Morphometry of Glacial and Nival Areas, Water, Earth and Man, Editura R. J. Chorley, Mathuen

EVANS, S. I. (1977), World wide Variations in the Direction and Concentration of Cirques and Glacier Aspects, Geogr. Ann, 59 A.

EVANS, S. I., COX, N. (1974), Geomorphometry and Operationnal Definition of Cirques, Area, 6 (2).

EVANS, S. I., COX, N. (1995), The Form of Glacial Cirques in the English Lake District, Cumbria, Z. Geomorph, 39, 2, Berlin-Stuttgart

FRENCH H.G. (1996), The Periglacial Environment, Editura Longman, Harlow, Essex, Marea Britanie

GRECU Florina, (1992), Bazinul Hârtibaciului. Elemente de morfohidrografie, Editura Academiei, Bucureşti.

GRECU Florina, (1999), Teoriile morfologice – semnificaţia reliefogenă, Comunicări de Geografie, vol. III, Editura Universităţii din Bucureşti

GRECU Florina (2006), Hazarde şi riscuri naturale, Editura Universitară, Bucureşti

GRECU Florina, COMĂNESCU Laura (1997), Determinări cantitative ale riscului geomorfologic în sisteme hidrografice, SCGGG, Seria Geografie, XLIII, Bucureşti.

GRECU Florina, COMĂNESCU Laura (1998), Studiul reliefului. Îndrumător pentru lucrări practice, Editura Universităţii Bucureşti, Bucureşti.

GRECU Florina, COMĂNESCU Laura (1998), Starea dinamică a reliefului bazinelor hidrografice determinată prin raportul pantelor, Comunicări de Geografie, vol. II, Editura Universităţii Bucureşti.

GRECU Florina, COMĂNESCU Laura (2001), Hierarchical anomaly index (Horton-Strahler system) for the Casimcea and Hârtibaciu drainage basins, Revista de Geomorfologie, vol. III, Bucureşti.

GRECU Florina, PALMENTOLA G. (2003), Geomorfologie dinamică, Editura Tehnică, Bucureşti.

GRECU Florina, GRIGORE M., COMĂNESCU Laura (2004), Geomorphological risk in Romanian geographical research. A theoretical and applied view, Analele Universităţii Bucureşti, LIII, Bucureşti.

GRIGORE M. (1979), Reprezentarea grafică şi cartografică a formelor de relief, Editura Academiei, Bucureşti.

GRIGORE M., POPESCU N., IELENICZ M., GRIGORE M. (1987), Harta proceselor geomorfologice actuale, Sinteze de Geografie, Tipografia Universităţii Bucureşti, Bucureşti.

GRIGORE M. (1990, 1991-1992), The regions of the geomorphological contact on the Romanian territory. The Carpathian contact-depressions and passings of middle mountaineous valleys (I, II), Analele Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

GRIGORE M. (1991-1992), Caractéristiques concernant les conditions morphogénétiques, la morphologie d’ensemble et le groupage des secteurs des défilés, des gorges et des vallées de type canon de Roumanie, Analele Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

GRIGORE M. (1996), Geomorphic research of mountainous massifs in Romania, Analele Universităţii Bucureşti, XLV, Bucureşti.

GRIGORE M. (1998), Torenţii şi modelarea torenţială în România, Analele Universităţii Bucureşti, Bucureşti.

GRIGORE M. (1998), Tipologia alunecărilor de teren din România, Analele Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

GRIGORE M., ACHIM F. (2003), Iniţiere şi date generale privind alunecările de teren şi unele elemente specifice ale acestora pe teritoriul României, Editura Universitară, Bucureşti.

HAIDU I., (1998), S.I.G. – Analiză spaţială, Editura HGA, Bucureşti

HUICĂ I., (1965), Raport de prospecţiuni pentru argilă refractară în zona Polovragi – Novaci, Arhiva Comitetului Geologic, Bucureşti

HUICĂ I., (1977), Studiul geologic al depozitelor miocene şi pliocene dintre V. Sohodol şi V. Blahniţa, jud. Gorj, Anuarul Institutului Geologic, vol 51, Bucureşti

HUICĂ I., ILIE I., (1967), Evoluţia paleogeografică a regiunii Polovragi-Novaci (Oltenia de Nord), Analele Universităţii din Bucureşti, Seria Şt. Nat., Geologie-Geografie, nr. 2, Bucureşti

IANCU Silvia, (1958), Câteva aspecte litologice şi structurale în morfologia glaciară a masivului Parâng, Revista Natura, anul X, nr. 3, Bucureşti

IANCU Silvia, (1961), Elemente periglaciare în masivul Parâng, Probleme de Geografie, vol. VIII, Bucureşti

IANCU Silvia, (1963), Consideraţii asupra formării circurilor glaciare în trepte, Probleme de Geografie, vol. X, Bucureşti

IANCU Silvia, (1970), Treptele din profilul longitudinal şi cel transversal al văilor glaciare din Munţii Parâng, în Lucrările Simpozionului de Geografia Carpaţilor, Bucureşti

IANCU Silvia (1970), Munţii Parâng – studiu geomorfologic, Manuscrisul tezei de doctorat, Cluj-Napoca.

IANCU Silvia (1973), Realizări în studiul reliefului glaciar din Carpaţii Româneşti, Realizări în geografia României, Bucureşti.

ICHIM I. (1980), Probleme ale cercetării periglaciarului în România, SCGGG, Seria Geografie, t. XXVII, Bucureşti.

ICHIM I., BĂTUCA D., RĂDOANE Maria, DUMA D. (1989), Morfologia şi dinamica albiilor de râuri, Editura Tehnică, Bucureşti.

IELENICZ M. (1984), Munţii Ciucaş-Buzău. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti.

83

IELENICZ M. (1988), Terasele din Carpaţi, Terra, X, 3-4, Bucureşti

IELENICZ M. (1990), Consideraţii privind podişurile României, Terra, XII, 1-4, Bucureşti.

IELENICZ M. (1992), Suprafeţele de nivelare din regiunile de podiş extracarpatic, Analele Universităţii Bucureşti, XL-XLI, Bucureşti.

IELENICZ M. (1993), Suprafeţele de nivelare din regiunile de deal şi podiş ale României, Analele Universităţii Bucureşti, XLII, Bucureşti.

IELENICZ M. (1997), Terasele din regiunile de dealuri şi podişuri din României, Revista de Geomorfologie, tom I, Bucureşti.

IELENICZ M. (1998), Sisteme de modelare a veranţilor în Subcarpaţii de Curbură şi impactul manifestărilor asupra peisajului, Comunicări de Geografie, vol. II, Editura Universităţii Bucureşti, Bucureşti.

IELENICZ M. (1999), Dealurile şi podişurile României, Editura Fundaţiei „România de Mâine”, Bucureşti.

IELENICZ M. (1999), Reliefuri petrografice individualizate în regiunile dealurilor şi podişurilor României, Terra, XXIX, Bucureşti.

IELENICZ M. (2001), Contactul dealurilor şi podişurilor României cu regiunile limitrofe, Comunicări de Geografie, vol. V, Editura Universităţii Bucureşti, Bucureşti.

IELENICZ M. (2001), Problema suprafeţelor şi nivelele de eroziune în Subcarpaţi, Revista de Geomorfologie, vol. 3, Bucureşti.

IELENICZ M. (2004), Geomorfologie, Editura Universitară, Bucureşti.

IELENICZ M., PĂTRU Ileana, GHINCEA Mioara (2003), Subcarpaţii României, Editura Universitară, Bucureşti.

IELENICZ M. (2006), Sistemul de văi din România – geneză şi evoluţie, Comunicări de Geografie, vol. X, Editura Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

ILIE I.D., (1972), The study of correleted deposits by oscillogram, rhythmogram and rose-diagram (with exemples from North Oltenia), RRGGG-Géogr., 16,1, Bucureşti

ILIE I.D., (1964), Suprafaţa poligenetică de nivelare Crasna-Drăgoeşti, Analele Universităţii din Bucureşti, Seria Geologie-Geografie, XIII, 2, Bucureşti

ILIE I.D., LUPU Silvia (1963), Contribuţii la studiu geomorfologic al Peşterii Muierilor, Analele Universităţii din Bucureşti, Seria Geografie, XII, Bucureşti

IONESCU-ARGETOAIA I.P., (1918), Pliocenul din Oltenia, Anuarul Instit.Geol. Rom., vol VIII, Bucureşti

IMBROANE AL., (1999), Iniţiere în GIS şi Teledetecţie, Editura Presa Universitară Clujeană, Cluj-Napoca

KRÄUTNER TH., (1929), Die Spuren der Eiszeit in Ost-und Süd-Karpaten, Verhandl. Des Siebenbürg. Karp. Vereins für Nat. Zu Hermannstadt, 79

MAC, I. (1986), Elemente de geomorfologie dinamică, Editura Academiei, Bucureşti

MARINESCU E., (2006), Aspects of the periglaciar relief within the upper drainage basin of the Gilort, Analele Universităţii din Craiova, seria Geografie, vol IX, Craiova

MARINESCU E., (2006), Aspects of the relief dynamics in the Subcarpathian sector of the Gilort basin, Analele Universităţii din Craiova, seria Geografie, vol. IX, Craiova

MARINESCU E., (2007), Suprafeţele de nivelare din sectorul montan al bazinului Gilort, Revista Forum Geografic, nr. 5, Editura Universitaria, Craiova

MARINESCU E., (2007), Caracteristici morfometrice şi morfografice ale bazinului Gilort, Revista Forum Geografic, nr.5, Editura Universitaria, Craiova

MARTONNE EMM. De., (1904), La période glaciaire dans les Karpathes Méridionales, C.R. Congrés international de Géol. de Vienne, 1903

MARTONNE EMM. De., (1907), Recherches sur l'evolution morphologique des Alpes de Transylvanie (Karpates Méridionales), Revue de géogr. annuelle, II, 1906-1907

MARTONNE EMM. De., (1981), Lucrări geografice despre România. Cercetări asupra evoluţiei morfologice a Alpilor Transilvaniei, vol. I, Editura Academiei, Bucureşti

MARTONNE EMM. De. (1985), Lucrări geografice despre România, vol. II, Editura Academiei, Bucureşti.

MIHĂILESCU V. (1966), Dealurile şi câmpiile României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti.

MÎNDRESCU M., (2007), Geomorfometria circurilor glaciare din Carpaţii Româneşti, Editura Junimea, Iaşi

MUICĂ Cristina, PĂTROESCU Maria, POPOVA-CUCU Ana (1981), Tipuri de mediu din Carpaţii Româneşti, Analele Universităţii Bucureşti, vol. XXX, Bucureşti.

MUICĂ N. (1998), Observaţii geomorfologice în Subcarpaţii Olteniei dintre Jiu şi Galben - Gilort, Gorjul Geografic, vol I, Tg. Jiu.

MUICĂ N. (2000), Observaţii geomorfologice în ulucul submontan dintre Jiu şi Gilort, Gorjul Geografic, vol II, Tg. Jiu.

MURGOCI G. M., (1898), Masivul Parângu. Dare de seamă asupra cercetărilor geologice din vara 1897, Bul. Soc. Inginerilor, II, Bucureşti

MURGOCI G. M., (1899), Grupul superior al cristalinului în masivul Parângu. Dare de seamă de cercetări geologicevara 1898, Bul. Soc. Inginerilor, III, Bucureşti

84

MURGOCI G. M., (1907), Terţiarul din Oltenia, cu privire la sare, petrol şi ape minerale, An. Inst. Geol. Rom, vol I, Bucureşti

NEDELEA A. (2004), Suprafeţe de nivelare şi evoluţia Munţilor Făgăraş, Comunicări de geografie, vol. VIII, Editura Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

NEDELEA A. (2004), Valea Argeşului în sectorul montan. Studiu geomorfologic, Teză de doctorat, Universitatea din Bucureşti.

NEDELEA A. (2005), Procese periglaciare în sectorul montan al văii Argeşului, Comunicări de Geografie, vol. IX, Editura Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

NEDELCU E. (1959), Aspecte structurale şi litologice în morfologia glaciară a Munţilor Făgăraş, Probleme de geografie, nr. VI, Bucureşti.

NICULESCU GH., NEDELCU E., IANCU Silvia (1960), Nouvelle contribution a l’étude de la morphologie glaciaire des Carpates Roumaines, Recueil d’études geographiques concernant le territoire de la R.P.R., Editura Academiei, Bucureşti.

NICULESCU GH. (1996), Le modele des hauts sommets des Carpates meridionales pendant le Pleistocene, Geographical International Seminars, nr.3, Academia Română, Institutul de Geografie, Bucureşti.

NICULESCU GH., (2007), Masivul Parâng, unitate a Carpaţilor Meridionali, Gorjul Geografic, nr. 3, Editura Universitaria, Craiova

NISTOR C., (2007), Influenţa activităţilor de exploatare a lignitului asupra evoluţiei reliefului din Dealurile Jilţului, Rezumatul tezei de doctorat, Universitatea din Bucureşti, Facultatea de Geografie

PARASCHIV D. (1965), Piemontul Cândeşti, Studii tehnice şi economice, Seria H, Geologia cuaternarului, nr.2, Bucureşti.

PASSOTI J. (1994), Research on periglaciar phenomena on Southern Carpathians a relation between air and ground temperature, Geographica Timisiensis, III, Timişoara.

PAVELESCU L., PAVELESCU M., (1964), Cercetări geologice şi petrografice în capătul de est al Autohtonului Carpaţilor Meridionali, Dări de Seamă ale şedinţelor, vol. L / 1962 – 1963, Comitetul Geologic, Bucureşti

PETREA D., (1998), Pragurile de substanţă, energie şi informaţie în sistemele geomorfologice, Editura Universităţii din Oradea

POPESCU GR., (1955), Cercetări geologice în regiunea Ciocadia-Piţicu-Baia de Fier (Dep. Getică), Dări de seamă geologie, vol. XXXIX, Bucureşti

POPESCU N., (1986), Evaluarea eroziunii fluvio-torenţiale pentru câteva văi din Piemontul Getic, Analele Universităţii din Bucureşti, Seria Geografie, Bucureşti.

POPESCU N. (1990), Ţara Făgăraşului. Studiu geomorfologic, Editura Academiei Române, Bucureşti.

POPESCU N. (1999), Zonalitatea proceselor geomorfologice actuale, Terra, nr. 1-2, Bucureşti.

POPESCU N., (2000), Antecedenţă şi captare în Subcarpaţii Olteniei, Lucrările Seminarului Geografic ,,Dimitrie Cantemir,, nr. 19-20, Iaşi

POPESCU N. (2001), Cuaternarul – perioada marilor glaciaţiuni, Terra 1-2, Bucureşti.

POPESCU N., IELENICZ M., POSEA GR., (1973), Terasele din România, în vol. Realizări în geografia României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti

POPESCU N., IELENICZ M. (1981), Evoluţia versanţilor în regim periglaciar în partea centrală a Munţilor Făgăraş, Analele Universităţii Bucureşti, Geografie, Anul XXX.

POPESCU N., FOLEA Florina (2000), Rolul nivelelor de bază locale şi regionale în evoluţia reliefului depresiunilor intramontane din Carpaţii Meridionali, Analele Universităţii din Bucureşti, Seria Geografie, Bucureşti.

POPESCU N., IELENICZ M., ENE M. (2001), Direcţionări tectogenetice şi morfogenetice în evoluţia Carpaţilor Româneşti, Comunicări de Geografie, vol. V, Editura Universităţii Bucureşti, Bucureşti.

POPESCU-VOITEŞTI I., (1925), Privire generală asupra trecutului geologic al Olteniei, Arhivele Olteniei, an IV, nr. 17, Craiova

POSEA GR. (1997), Suprafeţe şi nivele de eroziune, Revista de Geomorfologie, Asociaţia Geomorfologilor din România, Bucureşti.

POSEA GR. (2002), Geomorfologia României, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti.

POSEA GR., POPESCU N. (1973), Scara morfocronologică a evoluţiei teritoriului României, Realizări în geografia României, Bucureşti.

POSEA GR., POPESCU N., IELENICZ M. (1974), Relieful României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti.

PUCHLEITNER S., (1901), Die Eiszeit Gletscherspuren in den Südkarpathen, Mitt.d.k.k. Geogr. Gesellschaft Wien, t. LII, Graz.

RĂDOANE Maria, RĂDOANE N., IONIŢĂ I., SURDEANU V. (1999), Ravenele. Forme, procese, evoluţie, Editura Presa Universitară Clujeană, Cluj-Napoca.

RĂDOANE Maria, DUMITRIU D., RĂDOANE N., (2000), Evoluţia geomorfologică a profilelor longitudinale, Lucrările Seminarului Geografic ,,Dimitrie Cantemir”, nr. 19-20, Iaşi.

ROŞU AL., (1956), Aspecte morfologice din zona de confluenţă a Jiului cu Motrul şi Gilortul, Probleme de geografie, vol. III, Bucureşti

ROŞU AL., (1961), Unele consideraţii paleogeografice în Subcarpaţii Getici dintre Motru şi Gilort privind Levantinul Superior şi Cuaternarul, Probleme de geografie, vol. VIII, Bucureşti

ROŞU AL., (1967), Subcarpaţii Olteniei dintre Motru şi Gilort. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti

REUTHER Anne, GEIGER C., URDEA P., NILLER H.P., HEINE K., (2004), Determining the glacial equilibrium line altitude (ELA) for the Northern Retezat Mountains, Southern Carpathians and resulting paleoclimatic implications for the last glacial cycle, Analele Universităţii de Vest din Timişoare, Seria Geografie, vol XIV, Timişoara

85

SANDU Maria (2001), Diversitate de conţinut şi scară în reprezentarea grafică a proceselor de versant, Comunicări de Geografie, vol. V, Editura Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

SAULEA Emilia şi colab., (1964), Harta litofacială a Sarmaţianului inferior şi mediu. Scara 1:1 500 000, Institutul Geologic, Bucureşti

SAULEA Emilia şi colab., (1964), Harta litofacială a Pannonianului S.S. Scara 1:1 500 000, Institutul Geologic, Bucureşti

SAULEA Emilia şi colab., (1963), Harta litofacială a Meoţianului. Scara 1:1 500 000, Institutul Geologic, Bucureşti

SAULEA Emilia şi colab., (1964), Harta litofacială a Ponţianului inferior. Scara 1:1 500 000, Institutul Geologic, Bucureşti

SAULEA Emilia şi colab., (1964), Harta litofacială a Ponţianului superior - Dacianului. Scara 1:1 500 000, Institutul Geologic, Bucureşti

SAULEA Emilia şi colab., (1964), Harta litofacială a Levantinului. Scara 1:1 500 000, Institutul Geologic, Bucureşti

SÂRCU I., SFICLEA V., (1956), Câteva observaţii geomorfologice în munţii Parângului şi Şureanului, Analele Univ. “Al. I. Cuza” Iaşi, Secţ. II (Şt. Nat.), 2.

SCHOVERTH Ecaterina, FERU M., ŞERBĂNESCU Venera, TODOR R., (1963), Observaţii asupra Villafranchianului din bazinul mijlociu al Jiului, Com.Geol.Şt.Tehn.Econ., Seria E, nr. 6, Bucureşti

SIMONI Smaranda (2007), Studiu geomorfologic al bazinului Râului Doamnei, Teză de doctorat, Universitatea din Bucureşti, Facultatea de Geografie

STĂNOIU I., (2001), Noi aspecte ale problematicii suprafeţelor de nivelare din Carpaţii Meridionali, Comunicări de Geografie, vol V, Universitatea din Bucureşti

STĂNOIU I., POVARĂ I. (2001), Controlul structural şi litofacial asupra hipsografiei şi hipsometriei Carpaţilor Meridionali, Comunicări de Geografie, vol. V, Editura Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

STROE R., (2003), Piemontul Bălăciţei. Studiu geomorfologic, Editura MondoRo, Bucureşti

SUGDEN D.E., JOHN B.S. (1976), Glaciers and Landscape. A Geomorphological Approach, Editura Edward Arnold, Londra.

SURDEANU V., (1998), Studiul alunecărilor de teren, Revista de Geomofologie, nr.1, Editura Universităţii Bucureşti, Bucureşti.

SURDEANU V., (1998), Geografia terenurilor degradate, Editura Universitară Clujeană, Cluj-Napoca.

TEODORESCU V. (2001), Morfodinamica versanţilor din bazinele hidrografice mici. Aplicaţii asupra dealurilor subcarpatice şi piemontane ale Argeşului, Editura Fundaţiei „România de Mâine”, Bucureşti.

TEODORESCU V. (2005), Denudarea dealurilor piemontane argeşene şi măsurile de protecţie antierozională, Comunicări de Geografie, vol. IX, Editura Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

TOMA, Smaranda (2001), Morfometria circurilor glaciare din sectorul central al Masivului Făgăraş, Editura Argonaut, Cluj-Napoca.

TUDOSE C., VIŞAN M. (2001), Modele digitale ale alunecării de teren. Studiu de caz alunecarea „Steaua” din bazinul Cricovului Sărat, Comunicări de Geografie, vol. V, Editura Universităţii din Bucureşti, Bucureşti.

TUFESCU V. (1966), Modelarea naturală a reliefului şi eroziunea accelerată, Editura Academiei, Bucureşti.

TUFESCU V. (1968), Subcarpaţii, Editura Ştiinţifică, Bucureşti.

TUFESCU V. (1971), Vechile suprafeţe nivelate din Carpaţi, SCGGG, Seria Geografie, t. XVIII, 1-2, Bucureşti.

URDEA, P. (1993a), Modalităţi de depistare a permafrostului montan cu exemplificări din România, Geographica Timisiensis, 2.

URDEA P. (1996), Asupra unor microforme glaciare din Carpaţii Meridionali, Studii şi cercetări de geografie, t. XLIII, Bucureşti.

URDEA P. (2000), Munţii Retezat. Studiu geomorfologic, Editura Academiei Române, Bucureşti.

URDEA P.,VUIA F., (2000), Aspects of Periglaciar Relief in the Parâng Mountains, Revista de Geomorfologie, vol.2, Bucureşti

URDEA P. (2005), Gheţarii şi relieful, Editura Universităţii de Vest, Timişoara.

URDEA P., VUIA F., ARDELEAN M., VOICULESCU M., TOROK-OANCE M. (2003), Consideraţii asupra elevaţiei periglaciare în etajul alpin al Carpaţilor Meridionali, Revista de Geomorfologie, nr. 4, Bucureşti.

URDEA P., VUIA F., ARDELEAN M., VOICULESCU M., TOROK-OANCE M. (2003), Investigations on some present-day geomorphological processes in the alpine area of the Southern Carpathians (Transylvanian Alps), Balkan Conference on Geomorphology.

VELCEA Valeria (1973), Modelarea torenţială în Carpaţii Româneşti, Terra, Bucureşti.

VELCEA Valeria (1973), Procesele morfologice actuale din România, Realizări în geografia României, Bucureşti.

VELCEA Valeria, SAVU AL. (1982), Geografia Carpaţilor şi a Subcarpaţilor Româneşti, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti.

VIŞAN GH. (1998), Muscelele Topologului, Editura Universităţii Bucureşti.

VOICULESCU M. (2002), Studiul potenţialului geoecologic al Masivului Făgăraş şi protecţia mediului înconjurător, Editura Mirton, Timişoara.

VOICULESCU M. (2002), Fenomene geografice de risc în Masivul Făgăraş, Editura Brumar, Timişoara.

VUIA F., (2003), Utilizarea hărţilor digitale în studiul unor circuri glaciare din Munţii Parâng, Revista de Geomorfologie, nr. 4-5, Bucureşti

86

WASHBURN A.L., (1973), Periglacial processes and environments, Ed. Arnold, London

ZĂVOIANU, I. (1978), Morfometria bazinelor hidrografice, Editura Academiei, Bucureşti.

* * *, (1992), Atlasul cadastrului apelor din România., Bucureşti.

* * *, (1971), Râurile României, Monografie hidrologică, Institutul de meteorologie şi hidrologie, Bucureşti.

* * *, (1973), Piemonturile, Tipografia Universităţii din Bucureşti.

* * *, (1975), Harta geologică a României., scara 1:200000, foile 33 - Tg. Jiu, 41- Craiova, 26 - Orăştie, Inst. Geol. şi Geofiz., Bucureşti.

* * *, (1983), Geografia României, I, Editura Academiei, Bucureşti.

* * *, (1987), Harta geologică a României, scara 1:50000, foaia Mândra, Inst. Geol., Bucureşti.

* * *, (1987), Geografia României III, Carpaţii Româneşti şi Depresiunea Transilvaniei, Editura Academiei Române, Bucureşti, 472 p.

* * *, (1992), Geografia României, IV, Regiunile pericarpatice, Editura Academiei, Bucureşti.

* * *, Date climatice şi hidrologice furnizate de Direcţia Apelor Jiu – Craiova şi Olt – Rm. Vâlcea.

* * *, (1982-1990), România. Harta solurilor, sc. 1: 200 000, Editura Academiei, Bucureşti

* * *, (2005), Lucrări şi rapoarte de cercetare, volumul I, Centrul de Cercetare ,,Degradarea Terenurilor şi Dinamică Geomorfologică”, Universitatea din Bucureşti, Facultatea de Geografie, Editura Universităţii din Bucureşti