Rezumatul tezei de doctorat -...

UNIVERSITATEA DIN BUCUREŞTI FACULTATEA DE GEOGRAFIE

Studiu de geomorfologie

Rezumatul tezei de doctorat

Coordonator ştiinţific: Prof. univ. dr. MIHAI IELENICZ

Doctorand:

Asist. univ. STUMBEA (TÎRLĂ) MARIA – LAURA

Bucureşti

2011

Bazinul hidrografic Olăneşti – Studiu de geomorfologie | 2

BAZINUL HIDROGRAFIC OLĂNEŞTI Studiu de geomorfologie

Rezumatul tezei de doctorat

Coordonator ştiinţific: Prof. univ. dr. MIHAI IELENICZ

Doctorand: Asist. univ. STUMBEA (TÎRLĂ) MARIA – LAURA

Bucureşti 2011


ISBN 978-973-0-11164-4


CUPRINS

Partea I. Individualitatea geomorfologică a bazinului hidrografic Olăneşti Capitolul 1. Bazele teoretice şi metodologice ale elaborării tezei / 5 Capitolul 2. Reflectarea bazinului hidrografic Olăneşti în literatura geografică

românească / 6 Capitolul 3. Poziţia geografică şi limitele / 7 Capitolul 4. Trăsăturile generale ale reliefului / 9

Partea a II-a. Morfografia şi morfometria bazinului Olăneşti Capitolul 5. Morfografia bazinului Olăneşti / 11 Capitolul 6. Analiza morfometrică a reliefului / 12

Partea a III-a. Evoluţia paleogeografică şi formarea sistemului hidrografic Capitolul 7. Evoluţia paleogeografică a regiunii / 16 Capitolul 8. Relieful policiclic / 18 Capitolul 9. Etapele formării reţelei de văi / 20

Partea a IV-a. Factorii de control în morfogeneză şi tipurile de relief asociate Capitolul 10. Relieful condiţionat de alcătuirea geologică şi mobilitatea

tectonică / 23 Capitolul 11. Relieful rezultat în urma acţiunii factorilor climatici / 33 Capitolul 12. Sistemul hidrografic actual şi relieful fluvial / 36 Capitolul 13. Vegetaţia – factor de stabilitate în desfăşurarea proceselor de

modelare actuală / 41 Capitolul 14. Solul – factor morfogenetic şi componentă condiţionată de relief / 42

Partea a V-a. Potenţialul de exploatare a reliefului şi dinamica actuală în condiţiile intervenţiei antropice

Capitolul 15. Condiţionarea geomorfologică a sistemului de aşezări umane şi căi de comunicaţie / 43 Capitolul 16. Procesele geomorfologice actuale şi consecinţele asupra spaţiului construit şi cu utilitate economică / 45 Capitolul 17. Efectele lucrărilor hidrotehnice asupra dinamicii de ansamblu a reliefului / 47 Capitolul 18. Sistemul ariilor protejate şi importanţa lor geomorfologică / 48

Concluzii / 50 Bibliografie selectivă / 55


Partea I. Individualitatea geomorfologică a bazinului hidrografic Olăneşti

CAPITOLUL 1. Bazele teoretice şi metodologice ale elaborării tezei

a. Concepte şi principii geomorfologice abordate

Ca element introductiv, am considerat necesară expunerea bazei teoretice

utilizate în elaborarea acestui studiu, prin înfăţişarea unor idei, concepţii şi opinii

formulate de-a lungul timpului asupra principalelor noţiuni întrebuinţate –

geomorfologie şi bazin hidrografic.

Noţiunea de geomorfologie, cu sens mai exact, a apărut în paralel cu cea de

morfologie, în lucrările lui A. Penck (1894), F. Richthofen (1900-1903) şi alţii. Trecerea

de la o noţiune la alta nu s-a făcut întâmplător, ci ea corespunde cu trecerea de la faza

descriptivă la faza explicativă. Exemplele sunt numeroase şi reflectă primele şi cele

mai importante principii ale geomorfologiei.

Primul om de ştiinţă care a sesizat principiul funcţionării unui bazin

hidrografic a fost geologul englez John Playfair, în anul 1802. Principiul enunţat de el a

devenit cunoscut mai târziu sub denumirea de „legea lui Playfair”.

Sistemele complexe de drenaj care alcătuiesc matricea funcţională a reliefului

s-au aflat în atenţia cercetătorilor geomorfologi începând din prima jumătate a

secolului al 20lea. Primele studii de amploare asupra proceselor desfăşurate în cadrul

bazinelor hidrografice şi asupra valenţelor sistemice ale acestora îi aparţin lui Horton,

începând din anul 1932 şi culminând în anul 1945, odată cu apariţia lucrării sale de

referinţă – O abordare hidrologică a bazinelor hidrografice (Horton, 1945). Acelaşi mod

de abordare a fost preluat ulterior de Strahler, care a completat şi perfectat metodele

sale de cercetare (1952).

În România, bazinul hidrografic a constituit iniţial obiectul studiilor

hidrologice, din necesităţi practice, pentru calculul elementelor morfometrice şi

stabilirea anumitor caracteristici.

Ion Zăvoianu elaborează prima lucrare românească dedicată studiului acestor

entităţi teritoriale – Morfometria bazinelor hidrografice (1978), publicată şi în

străinătate – Morphometry of drainage basins (1985), o lucrare analitică valoroasă şi

un îndrumător practic pentru geomorfologii care urmează această direcţie de studiu.

Edificatoare sunt rezultatele mai recente obţinute de Ioniţă Ichim, Maria

Rădoane, Nicolae Rădoane ş.a., expuse în lucrări bine fundamentate ştiinţific: Efectele

barajelor în dinamica reliefului (Ichim, Rădoane, 1986), Morfologia şi dinamica albiilor

de râuri (Ichim et al, 1989), Analiza cantitativă în geografia fizică. Metode şi aplicaţii

(Rădoane, Maria et al, 1996), Dinamica sedimentelor. Aplicaţie la râul Putna – Vrancea

(Ichim et al, 1998), Evoluţia geomorfologică a profilelor longitudinale (Rădoane, Maria

et al, 2001), Geomorfologia bazinelor hidrografice mici (Rădoane N., 2002) ş.a.


b. Demersurile metodologice şi baza informaţională

Elaborarea studiului geomorfologic al bazinului hidrografic Olăneşti

reprezintă rezultatul aplicării unor metode atât clasice, cât şi moderne de lucru în

geomorfologie. Suportul cartografic existent a fost îmbogăţit cu numeroase elemente

descriptive şi analitice în urma deplasărilor pe teren, desfăşurate în 17 campanii între

anii 2004 – 2011. Pentru măsurători şi cartări am folosit un receptor GPS, busolă

geologică şi ruletă, hărţi geologice şi topografice la diferite scări. Cu ajutorul acestora

am efectuat măsurători asupra direcţiei şi înclinării stratelor de rocă şi mecanoglifelor,

care au oferit detalii privind paleodrenajul şi tectonica, precum şi explicaţii asupra

realităţii din teren (orientarea cuestelor şi a flancurilor de sinclinal, predominarea

surpărilor pe anumite sectoare de versant, eroziunea diferenţială ş.a.). Am realizat

măsurători asupra elementelor teraselor inferioare (înălţimea podului, grosimea

stratului aluvionar), elementelor rulate din cadrul luncii, înălţimii abrupturilor

formate prin subminarea fluviatilă a versanţilor (Valea Plutii) sau în urma surpărilor

(Dealul lui Ionel, Vlădeşti), ravenelor (Valea lui Tobă), alunecărilor de teren (Vulpueşti,

Faţa Tisei, Valea Dosului – Olăneşti Sat, Vlădeşti, Livadia – Băile Olăneşti), asupra

elementelor de stratificaţie şi foliaţie ale rocilor (direcţie şi înclinare) şi asupra faliilor

(deschidere, săritură, orientare).

Activitatea de birou a vizat prelucrarea datelor colectate şi măsurate şi

integrarea lor în sistem digital. Construirea bazei de date s-a realizat pornindu-se de la

principiile analizei SIG (Sistemele geografice informaţionale), cel mai util instrument

de lucru actual în studiul bazinelor hidrografice. După elaborarea modelului digital al

terenului, acesta a fost prelucrat în programele ArcGis 9.2 (ArcMap şi ArcScene),

ArcView 3.2a, Landserf, Surfer 7, Global Mapper 9.0, Digem şi Corel Draw 14.0, pentru

a obţine rezultatele grafice şi analitice necesare. Analiza imaginilor satelitare Landsat

ETM+ (2000) s-a realizat în aplicaţia Envi 4.3.

Materialele grafice şi cartografice utilizate pentru obţinerea straturilor de

informaţie: hărţi şi planuri topografice la scări cuprinse între 1:100 000 şi 1:5 000,

hărţi geologice, silvice, hărţi geografice vechi, ortofotoplanuri cu rezoluţia de 0,5 m,

imagini satelitare cu rezoluţia de 28,5 m ş.a.

CAPITOLUL 2. Reflectarea bazinului hidrografic Olăneşti în literatura geografică românească

Primele lucrări în care apare menţionată valea Olăneşti (conceptul de bazin

hidrografic a fost adoptat mai târziu de către geografi) îi aparţin lui Gr. Munteanu-

Murgoci (1908), care face unele referiri în contextul redării cadrului tectonic al

Carpaţilor Meridionali şi Depresiunii Getice. Evoluţia sectoarelor carpatice din cadrul

bazinului a constituit însă o problemă intens discutată în lucrările de referinţă ale lui L.

Mrazec (1898) şi Gh. Munteanu-Murgoci (1902) privind formarea şi evoluţia


Carpaţilor Meridionali. Mai târziu, geologii care şi-au concentrat studiile către valea

Olăneştiului au fost V. Dragoş (1955) şi Gr. Popescu (1954, 1968), căutând să

descifreze în amănunt stratigrafia regiunii, îndeosebi a Cretacicului şi Paleogenului. N.

Mihăilă (1971) face precizări legate de structura şi tectonica regiunii Olăneşti, care pot

fi excelent corelate cu însemnările şi schiţele anterioare ale lui Gr. Popescu (1954). C.

Boldur, M. Iavorschi şi colaboratorii (1968, 1970) s-au ocupat de studiul

sedimentarului mezozoic din sudul Munţilor Căpăţânii.

Tectonica şi individualitatea crestei calcaroase Vânturariţa – Buila a captat

atenţia geografilor începând cu Emanuel de Martonne. Ilie D. Ion o încadrează în

complexul unităţilor calcaroase din nordul Olteniei în lucrarea sa de referinţă (1970).

Cristian Goran alcătuieşte o tipizare a reliefului calcaros din România în lucrarea Les

types de relief karstique de Roumanie, unde încadrează Masivul Vânturariţa-Buila în

categoria barelor calcaroase unitare. Alte lucrări importante aparţin lui Ilie, 1969,

1970; Călin, 1988; Badea et al, 1998; Ploaie, 1999, 2005. Numeroase cercetări

speologice au fost efectuate de către membrii Cercului de Speologie „Niphargus” din

Râmnicu Vâlcea (coordonator – Procopie Ghiţă), rezultatele fiind publicate în seria

Studii şi Cercetări de Speologie, apărută la Târgu Jiu (Ghiţă et al, 1978) şi Râmnicu

Vâlcea (Ghiţă şi Voicilă, 1982; Ghiţă et al, 1982; Ghiţă et al, 1983), precum şi în Studii şi

cercetări de ocrotire a naturii în Oltenia, 1984, apărută la Târgu Jiu (Ghiţă et al, 1984).

Lucian Badea a coordonat în cadrul Institutului de Geografie şi studiul

geomorfologic al Masivului Vânturariţa - Buila (1998), prima lucrare de acest fel

dedicată exclusiv acestui masiv.

Primele studii geomorfologice aprofundate asupra regiunii subcarpatice

vâlcene şi a Munceilor Olăneştiului au fost întreprinse de către Lucian Badea (1955,

1963), continuate mai târziu cu studii de sinteză asupra geomorfologiei Subcarpaţilor

Getici (1967, 1970, 1981). Mihaela Dinu (1999) a continuat în teza sa de doctorat

cercetările geomorfologice în bazinele Olăneşti, Govora, Otăsău şi Bistriţa, aferente

Subcarpaţilor Vâlcii.

Trebuie amintite şi subliniate contribuţiile profesorului Gheorghe Ploaie la

cunoaşterea geografică a Masivului Vânturariţa – Buila. Eforturile sale s-au concretizat

în două lucrări de referinţă pentru geografia spaţiului vâlcean – Natura sălbatică din

Vâlcea (1999) şi Masivul Vânturariţa – Buila (2005), cărora li se adaugă articole

publicate ca unic autor sau în colaborare, în ţară şi peste hotare (1996, 1998, 1999,

2001).

CAPITOLUL 3. Locul bazinului hidrografic Olăneşti în cadrul sistemului teritorial getic

Bazinul hidrografic Olăneşti este situat aproximativ în partea central-sudică a

teritoriului României, desfăşurându-se în cadrul a două unităţi fizico-geografice:


Munţii Căpăţânii şi Subcarpaţii Vâlcii (sectorul central al Subcarpaţilor Getici).

Suprafaţa totală a bazinului este de 234,7 km2, dimensiune care îl încadrează în

categoria bazinelor hidrografice mijlocii (Rădoane, 2002). Distribuţia suprafeţei

bazinale pe tipuri de unităţi de relief este bine echilibrată (137 km2, reprezentând

58,37% în Carpaţi şi 97,7 km2, adică 41,63% în Subcarpaţi), fapt care se reflectă în

morfologia şi morfodinamica sa.

Poziţia matematică este definită de coordonatele geografice: se desfăşoară pe

25’ latitudine, între 45006’25” N şi 45031’25” N şi pe 31’25” longitudine, între

24006’25” E şi 24037’50” E. Consecinţele acestei localizări, precum şi proximitatea

celor două arce importante (paralela de 450 N şi meridianul de 250 E) se reflectă în

primul rând în tipul climatic – climat temperat continental moderat.

Sistemul de drenaj este format din râul Olăneşti şi afluenţii săi. La rândul său,

Olăneşti este unul dintre afluenţii importanţi ai Oltului pe partea dreaptă, în sectorul

mijlociu al acestuia. Bazinul său reprezintă numai 0,97% din suprafaţa totală a

bazinului hidrografic al Oltului (24 010 km2). În aval de confluenţa cu râul Govora (la

14,48 km spre sud de vărsarea Olăneştiului în Olt) începe cursul inferior al Oltului

(Ujvári, 1972). Direcţia drenajului – de la nord-vest către sud-est – a fost impusă de

nivelul de bază coborât, respectiv cursul Oltului, la circa 220-230 m altitudine absolută

la sud de Subcarpaţii Vâlcii. Ea a condiţionat forma şi orientarea bazinului, morfologia

de ansamblu, configuraţia văilor afluenţilor şi expunerea versanţilor.

Fig. 3.1. Poziţia geografică a bazinului hidrografic Olăneşti în cadrul sistemului getic (Carpaţii Meridionali şi Subcarpaţii Getici)


Bazinul Olăneşti se învecinează cu 13 bazine hidrografice, dintre care 6 sunt

tributare direct Oltului (Bistriţa, Govora, Sărata, Bujoreanca, Muereasca şi Lotrişor),

iar 7 aparţin bazinului Lotrului (Valea lui Stan, Valea Suhaiului, Saşa, Sturişori,

Pleştioara, Izvorului şi Grotului).

Limitele unui bazin hidrografic sunt date de cumpăna de ape, care defineşte

linia celor mai mari înălţimi de pe teritoriul său şi separă două bazine hidrografice.

Cumpăna de ape a bazinului Olăneşti corespunde unor interfluvii carpatice şi

subcarpatice secundare, transversale, ramificate din sistemul central longitudinal.

În sectorul montan se subscrie aliniamentelor de culmi Piciorul Mărului (878

m) – Dl. Ticărel (997,9 m) – Cracul Tisei (942 m) la vest şi Comanca Est (943,3 m) – Vf.

Gropile (943,5 m) – Picuiul Câinelui (1221,3 m) – Dosul Pământului (1219 m),

aparţinând Munceilor Olăneştilor, apoi Plaiului Builei – Vf. Buila (1849 m) – Plaiului

Netedu – Vf. Netedu (1871,7 m) – Muntelui Zănoaga – Vf. Govora (1957,7 m) – Vf.

Preota (1953,6 m) – Vf. Gera (1886 m) – Vf. Folea (1647,1 m) – Vf. Cândoaia (1449,8

m) – Vf. Olăneştilor (1415,5 m).

În sectorul subcarpatic urmăreşte două aliniamente de dealuri: Dl. Licura

(362,3 m) – Curături Voreţe (499,7 m) – Coasta Mare (658,3 m) – Coasta Ponoarului

(654,6 m) – Şuviţa Cacovei (675,7 m) la vest şi Dl. Capelei (401,8 m) – Dl. Pătroaia – Dl.

Iuga (574,1 m) – Dl. Lacul Frumos (753,4 m) – Dl. Brezaia (695,1 m) – Dealul Mic

(695,4 m) la est.

CAPITOLUL 4. Trăsăturile generale ale reliefului Bazinul hidrografic Olăneşti se desfăşoară pe direcţie nord-vest – sud-est pe o

lungime de 37,5 km şi o lăţime maximă de 10,25 km în sectorul montan. Bazinul este

foarte simetric şi uniform dezvoltat atât în sectorul superior, carpatic, cât şi în cel

inferior, subcarpatic (unde lăţimea maximă atinge 8,2 km în arealul depresiunii

Păuşeşti - Măglaşi). Altitudinea maximă din cadrul bazinului este de 1978,8 m (Vf.

Ionaşcu din Culmea Căpăţânii), iar cea minimă ajunge la 226 m la confluenţa

Olăneştiului cu râul Olt, situată la contactul Subcarpaţilor cu Podişul Getic. Rezultă o

energie medie de relief de 1753 m. Raportată la lungimea întregului bazin, această

valoare determină o pantă medie a bazinului de 41,42‰.

Alcătuirea litologică şi mobilitatea tectonică au contribuit la actuala

configuraţie hipsometrică şi morfografică a bazinului Olăneşti. În sectorul superior

predomină şisturile cristaline ale seriei de Sebeş – Lotru, care au impus în relief

altitudini cuprinse în medie între 1400 şi 2000 m. Valori ridicate se întâlnesc şi la

periferia cristalinului, în arealul ocupat de creasta Vânturariţa – Buila, formată din

calcare jurasice masive intens tectonizate. În partea centrală, altitudinile maxime

marchează flancul nord-vestic, puternic înălţat al crestei: Vf. Buila (1849 m) – Vf.

Vânturariţa (1885 m) – Vf. Vioreanu (1866 m). Treptat, ele scad spre nord-est, dar se


menţine aspectul de cupole izolate, masive ale fragmentelor de creastă: Stogu (1494

m), Stogşoarele (1295 m) etc. Caracterul de molasă al sedimentarului cretacic de la

sud, în care predomină marnele şi gresiile, a influenţat vizibil şi hipsometria regiunii:

în Munceii Olăneştiului altitudinile scad brusc până la 900 – 1000 m, rezultând o

denivelare enormă de peste 600 m între aceştia şi Creasta Vânturariţei. Doar pe

alocuri, acolo unde apar intercalaţii de conglomerate masive (cu precădere în sectorul

Rădiţa - Mânzu), martorii de eroziune sub formă de cupole şi „căciuli” se înalţă până la

peste 1200 m altitudine deasupra nivelului general de 950 m.

În sectorul depozitelor paleogene altitudinile se menţin în jur de 700 – 800 m

pe conglomerate şi 550 – 650 m pe marne. Depresiunile de contact şi eroziune

diferenţială Cheia, Băile Olăneşti şi Păuşeşti – Măglaşi sunt formate pe astfel de

formaţiuni în general marnoase, care devin predominante în sectorul inferior al

bazinului. Conglomeratele burdigaliene din seria de Măţău menţin ridicate altitudinile

în Dealul Lacul Frumos (753,4 m), dar spre sud, unde predomină faciesurile marnoase

ale Miocenului, ele scad şi se păstrează în jurul valorilor de 550 – 650 m, iar în

apropierea confluenţei cu Oltul chiar 450 m (Dl. Licura – 462 m). În arealul

Sarmaţianului marno-nisipos care constituie umplutura sinclinalului Bodeşti – Teiuş –

Urzicari (în versantul drept al văii Olăneşti), altitudinile sunt constante, în jur de 600

m.

Ciclurile orogenetice şi erozive care s-au succedat au generat o serie de trepte

de nivelare: cea de 650 – 700 m în arealul subcarpatic, „care corespunde suprafeţei

generale a Piemontului Getic, racordată perfect cu partea sudică a podişului” (Badea,

1955); treapta de 950 – 1160 m, corespunzătoare ultimului nivel de denudaţie din

Carpaţi, în regiunea Munceilor Olăneştiului.

Suprafaţa medie carpatică se păstrează bine în Creasta Vânturariţei, deşi este

puternic deformată, cuprinsă între 1450 – 1750 m altitudine (pe Muntele Buila şi

Muchia Frumoasă). Mult mai bine este evidenţiată în Culmea Căpăţânii, pe interfluvii

prelungi, pe alocuri mult îngustate de adâncirea puternică a văilor: 1350 – 1600 m pe

Plaiul Hădărău, 1550 – 1600 m şi 1650 – 1750 m pe Plaiul Netedu, 1450 – 1550 m pe

Plaiul lui Stan şi Cândoaia. Suprafaţa carpatică veche (Borăscu) se regăseşte în cel mai

înalt sector al bazinului, la 1750 – 1850 m (pe Culmea Căpăţânii, între vârfurile

Ionaşcu – Preota – Gera – Bărbătescu – Căprăreasa). În Creasta Vânturariţei se menţine

doar pe un petic foarte restrâns, aflat între vârfurile Vânturariţa (1885 m) şi Buila

(1849 m), în rest fiind puternic fragmentată (de exemplu în sectorul Vioreanu, unde,

cu toate că altitudinile depăşesc 1800 m, este dificil de presupus în relief existenţa

unei suprafeţe de nivelare, datorită tectonizării şi proceselor geomorfologice intense

care au secţionat puternic creasta).

Extinderea bazinului hidrografic Olăneşti în proporţii relativ echilibrate în

arealul carpatic şi în cel subcarpatic (58,37%, respectiv 41,63%), precum şi trecerea

graduală de la altitudini joase (225 m) la altitudini mari (1800 – 1900 m) au

determinat simetria generală a bazinului. Totuşi, diferenţierile morfologice impuse de


marea varietate a litologiei şi de tectonica activă au permis individualizarea unor

sectoare în cadrul bazinului: Culmea Căpăţânii, Masivul Vânturariţa – Buila, Munceii

Olăneştilor şi Subcarpaţii Vâlcii.

Partea a II-a. Morfografia şi morfometria bazinului Olăneşti CAPITOLUL 5. Morfografia bazinului Olăneşti

În acest capitol sunt expuse problemele privind structura orografică a

bazinului, dezvoltarea cumpenei de ape şi principalele elemente morfografice –

configuraţia interfluviilor şi văilor, vârfurile şi înşeuările.

5.1. Cumpăna de ape. Dezvoltarea cumpenei de ape s-a manifestat spaţial în

două direcţii: altimetric şi în plan orizontal. În timp ce dinamica în plan orizontal a

cumpenelor (dreaptă şi stângă) a condiţionat forma şi suprafaţa bazinului hidrografic,

dezvoltarea lor pe verticală evidenţiază o serie de martori de eroziune (sub forma

unor vârfuri izolate), înşeuări şi plaiuri – interfluvii prelungi, încadrate în anumite

intervale altitudinale; aceste suprafeţe pot fi racordate, punându-se astfel în evidenţă

extinderea spaţială a unor suprafeţe de nivelare în arealul montan şi a unor nivele

geomorfologice în cel subcarpatic.

Punctele extreme ale bazinului Olăneşti sunt Vf. Govora (1958 m) şi confluenţa

cu râul Olt (226 m). Faţă de acestea, cumpăna de ape poate fi divizată în – cumpăna

stângă (46,9 km) şi cumpăna dreaptă (47,1 km). Între lungimile celor două cumpene

de ape ale bazinului Olăneşti diferenţa este de numai 200 m (bazinul având un

perimetru de 94 km) – dovedind o dezvoltare simetrică. Sinuozităţile cumpenelor de

ape în plan orizontal reflectă extinderea şi forma suprafeţelor bazinale cu tendinţe de

expansiune sau de restrângere, în raport direct cu bazinele hidrografice învecinate.

Valorile obţinute ale coeficientului de sinuozitate sunt de 1,317 pentru cumpăna

stângă şi uşor mai ridicată, 1,323 pentru cumpăna dreaptă, diferenţă neglijabilă la

nivelul suprafeţei totale a bazinului hidrografic.

5.2. Structura sistemului orografic. Sistemul de văi şi interfluvii are o

structură predominant paralelă, principală – transversală şi secundară – longitudinală,

faţă de cadrul structural geologic al bazinului. Se individualizează trei aliniamente

principale de interfluvii, două corespunzătoare cumpenelor de ape şi unul central,

desfăşurat între văile Cheia şi Olăneşti. Interfluvii secundare transversale importante

sunt cele cuprinse între văile Cheia şi Debrădet şi Olăneşti – Rădiţa.

În Culmea Căpăţânii sunt dominante interfluviile rotunjite, versanţii convecşi şi

înşeuările largi, formate pe roci cristaline de tipul paragnaiselor şi micaşisturilor.

Versanţii drepţi sau concavi corespund unor benzi de roci foarte dure (migmatite,

amfibolite, eclogite) şi unor vechi linii de fractură. Interfluviile ascuţite sunt asociate

hogback-urilor formate pe sedimentar jurasic şi cretacic – Masivul Vânturariţa – Buila

şi Munceii Olăneştilor, având cel mai adesea aspect de creastă. Crestele din Munceii


Olăneştilor reprezintă nivele de gipfelflur – resturi ale unei suprafeţe de nivelare –

Gornoviţa – restrânse la nivelul unor interfluvii cu aceeaşi altitudine. Acolo unde

crestele au fost fragmentate, apar martori de eroziune de tipul humurilor (Stogu,

Vioreanu) turnurilor, „cuşmelor”, cu aspect antropomorf sau zoomorf (caracteristice

reliefului dezvoltat pe conglomerate din Munceii Olăneştilor).

În Subcarpaţi sunt caracteristice interfluviile rotunjite, cu aspect masiv,

versanţi afectaţi de surpări şi alunecări de teren, iar văile sunt de tip torenţial, puternic

adâncite şi cu dinamică activă manifestată prin eroziune laterală, liniară şi regresivă.

Vârfurile sunt rotunjite în arealul cristalinului, cu altitudini cuprinse între 1648

m (Vf. Folea) şi 1979 m (Vf. Ionaşcu), menţinându-se în general între altitudini de

1800 – 1950 m. În Subcarpaţi au de asemenea aspect rotunjit, având altitudini

cuprinse între 450 – 650 m. Se remarcă nodul orografic al Dealului Lacul Frumos (753

m), corespunzător unei înălţări anticlinale. Vârfurile ascuţite sunt grefate pe roci dure:

gnaise (Vf. Olăneştilor – 1415 m), calcare (Vf. Vânturariţa – 1885 m, Vf. Vioreanu –

1866 m, Vf. Stogu – 1494 m) sau conglomerate (Vf. Piatra Tăiată – 919 m, Picuiul

Câinelui – 1221 m, Prislopel – 1020 m, Muscalu – 1015 m, Şuviţa – 820 m, Piscul

Gurguiata – 823 m ş.a.).

În Munceii Olăneştilor, înşeuările corespund capetelor de strate marno –

grezoase sau marnoase, care au fost mai puternic erodate decât conglomeratele: Şaua

La Lac şi Şaua Prislopel sunt situate pe interfluviul central şi constituie puncte de

reper importante pe traseul turistic către Muntele Stogu – Cantonul Cheia.

În cadrul văilor principale (Olăneşti şi Cheia), prezenţa formaţiunilor de roci

friabile (marne) a permis sculptarea unor bazine depresionare la contactul cu muntele

– Băile Olăneşti – Livadia, respectiv Cheia. În Subcarpaţi, la confluenţa cu pârâul

Debrădet, s-a format Depresiunea Păuşeşti – Măglaşi, mult mai largă şi cu posibilităţi

mai mari de valorificare a teritoriului.

CAPITOLUL 6. Analiza morfometrică a reliefului 6.1. Forma bazinului hidrografic. Unul dintre parametrii cei mai utilizaţi în

studiul bazinelor hidrografice este indicele de formă. Acesta se poate calcula raportând

forma bazinului cel mai adesea la un cerc, rezultând astfel indicele sau raportul de

circularitate (raportul dintre perimetrul bazinului şi perimetrul unui cerc având

aceeaşi suprafaţă – 234,7 km2), stabilit de Gravelius în 1911. Pentru bazinul

hidrografic Olăneşti, valoarea indicelui de formă este 1,73, semnificând o formă foarte

alungită. Aceasta reflectă condiţiile în care bazinul s-a grefat pe suprafaţa topografică

iniţială (o suprafaţă înclinată, care a determinat un grad de sinuozitate redus al văii şi

o capacitate de eroziune ridicată). Totodată, arată o scădere relativ rapidă a nivelului

de bază, care a favorizat dezvoltarea liniară a bazinului în detrimentul celei laterale,

mai ales în sectorul subcarpatic.


6.2. Încadrarea dimensională a bazinului hidrografic Olăneşti. La nivel

global, se consideră că bazinele hidrografice mici sunt cele care au o suprafaţă de până

la 1000 km2 (Measnicov et al, 1967). Totuşi, sub aspectul modelării reliefului prin

procese torenţiale, fluviale şi gravitaţionale, se constată o intensitate mult mai mare a

acestora în bazinele torenţiale, cu suprafeţe de până la 100 km2, de cele mai multe ori

cu mult sub această valoare. Prin urmare, adoptăm ideea emisă de N. Rădoane,

conform căreia bazinele hidrografice mici sunt cele care au o suprafaţă mai mică decât

valoarea prag de 100 km2 şi ordinul de mărime V (Rădoane, 2002). Bazinul hidrografic

Olăneşti este un bazin mijlociu, având o suprafaţă de 234,7 km2.

6.3. Modelul morfometric al reţelei de drenaj. Ierarhizarea reţelei

hidrografice în sistem Horton – Strahler a evidenţiat existenţa a 7 ordine de mărime,

astfel:

Ordinul Numărul segmentelor de râu

I 4598

II 997

III 203

IV 40

V 6

VI 2

VII 1

Tabelul 6.1. Numărul segmentelor de râu de diferite ordine

Numărul total al segmentelor

de râu (N) este de 5843.

Gradul de realizare al bazinului

Olăneşti, reprezentând raportul dintre

numărul segmentelor de ordine

inferioare şi valoarea raportului de

confluenţă, este redus (43%).

În afara numărului de

segmente de râu, elementele de

lungime ajută la întocmirea modelului

morfometric al drenajului pentru o

suprafaţă bazinală. Legea lungimilor

însumate este dată de lungimea totală

a segmentelor de râu din fiecare ordin

(I – VII). Raţia progresiei are valoarea

de 2,08. Legea lungimilor medii se

obţine în urma stabilirii progresiei

elementelor anterioare, reprezentând

0,1

1

10

100

1000

10000

0 2 4 6 8

Fig. 6.1. Modelul morfometric al reţelei de drenaj

RL=2,08

Rc=4,72

rl=2,27


raportul dintre lungimea totală a segmentelor de râu şi numărul acestora, pentru

fiecare ordin în parte – 2,27. Valoarea raportului de confluenţă este 4,72. Cele trei

drepte formează un triunghi (în coordonate semilogaritmice), al cărui vârf format de

dreptele reprezentând legea lungimilor însumate şi pe cea a lungimilor medii, indică

ordinul de mărime al bazinului hidrografic – 6,44.

6.4. Panta medie a bazinelor hidrografice. Bazinul Olăneşti are o suprafaţă

proiectată în plan de 234,7 km2, iar panta medie este de 48‰. Suprafaţa sa reală este

de 235,4 km2, rezultând o diferenţă de 0,7 km2, neglijabilă la nivelul întregului bazin,

deoarece este subunitară şi în general pentru diferenţele subunitare nu se mai impune

realizarea corecţiilor unghiulare.

Dacă însă calculăm panta medie pentru suprafeţe bazinale desfăşurate în

întregime în spaţiul carpatic sau pentru bazine secundare, dezvoltate lateral, situaţia

se schimbă. În tabelul 6.2 sunt prezentaţi parametrii morfometrici ai unor bazine

hidrografice de diferite ordine:

Bazinul

hidrografic

Hmax

(m)

Hmin

(m)

ΔH

(m)

L (m) Panta

medie

(‰)

Fc

(km2)

Fr

(km2)

ΔF

(%)

Tipul de rocă

din substrat

Căprăreasa 1978 870 1108 7935 139 22,17 22,71 2,38 Migmatite

Valea

Ezerului

919 470 449 3356 133 4,1 4,19 2,15 Conglomerate/

marne

Valea

Câmpului

943,5 500 443,5 3254 136 3,18 3,25 2,15 Şisturi

argiloase/gresii

Valea Stânii 829 410 419 2164 193 1,48 1,55 4,5 Marne/marne

nisipoase

Tabelul 6.2. Parametrii morfometrici ai unor bazine hidrografice eşantion

6.5. Coeficientul de asimetrie al bazinelor hidrografice. Asimetria bazinului

relevă direcţia sa predominantă de dezvoltare, sectoarele predispuse captărilor

laterale de către bazinele vecine şi sectoarele foarte dinamice, care realizează la rândul

lor captări pe seama bazinelor

adiacente. Coeficientul de

asimetrie al bazinului hidrografic

Olăneşti este relevat de

dezvoltarea diferită a suprafeţelor

bazinale faţă de axa principală de

drenaj: suprafaţa bazinală

dezvoltată în partea stângă a

cursului principal este de 145

km2, iar cea dezvoltată pe partea

dreaptă de 90 km2. Rezultă un

rl=2,27

13%

28%

25%

14%

6%

5%

4% 3% 2%

< 400 m

400-600

600-800

800-1000

1000-1200

1200-1400

1400-1600

1600-1800

> 1800

Fig. 6.3. Ponderea intervalelor hipsometrice


coeficient de asimetrie de 0,46.

6.6. Analiza hipsometrică. Localizarea bazinului Olăneşti într-o regiune

parţial muntoasă, parţial deluroasă a condiţionat o dezvoltare altitudinală apreciabilă,

diferenţa de nivel între altitudinea maximă (Vârful Ionaşcu – 1979 m) şi cea minimă

(la confluenţa cu râul Olt – 226 m) fiind de 1753 m. S-au evidenţiat 9 trepte

hipsometrice, la interval de aproximativ 200 m, având ponderi cuprinse între 2% -

28%. Curba hipsografică în unităţi absolute arată că cele mai frecvente altitudini se

încadrează în clasele delimitate de curbele de nivel de 400 şi 700 m (cu o pondere

cumulată de 41,34%). Alte categorii de intervale hipsometrice bine reprezentate în

cadrul bazinului sunt cele de 300 – 400 m şi 700 – 800 m, în proporţii apropiate

(10,4%, respectiv 11,35%), precum şi cel de 800 – 900 m, cu 8,53%.

Altitudinea medie a bazinului Olăneşti este de 759,01 m, iar a unităţilor de relief

componente astfel: Culmea Căpăţânii – 1418,75 m; Masivul Vânturariţa – Buila –

1237,4 m; Munceii Olăneştilor – 922,8 m; Subcarpaţii Vâlcii – 460,5 m.

6.7. Declivitatea suprafeţelor (pantele). Pentru evidenţierea variaţiilor

declivităţii suprafeţelor din cadrul bazinului hidrografic Olăneşti, a fost întocmită o

hartă cu 7 intervale de valori,

reprezentative pentru unităţile de

relief componente. Pantele cu

valorile cele mai mari (45° - 60°) se

formează pe roci cu rezistenţă mare

la eroziune: calcare, roci

metamorfice, conglomerate, gresii.

6.8. Orientarea versanţilor.

În bazinul hidrografic Olăneşti,

suprafeţele orizontale,

cvasiorizontale şi versanţii cu

orientare sudică şi sud – estică primesc cea mai mare cantitate de energie calorică de

la soare, în timp ce versanţii nordici şi nord – vestici înregistrează cele mai mici valori

ale radiaţiei solare. În schimb, faţă de dinamica maselor de aer, versanţii nordici şi

nord-vestici, urmaţi de cei sudici şi sud – estici, sunt cei mai expuşi vântului, datorită

direcţionării maselor de aer în lungul principalelor culoare de vale (Olăneşti şi Cheia)

sau din cauza barierelor orografice (Culmea Căpăţânii şi Masivul Vânturariţa - Buila).

De aceea, orientarea versanţilor constituie un parametru esenţial în calcularea altor

elemente morfometrice – gradul de insolaţie al suprafeţelor (numai în intervalele cu

cer senin şi în funcţie de pantă şi orientarea versanţilor) – distribuţia valorilor termice

medii, expunerea la acţiunea vântului (formarea cornişelor în timpul iernii) şi a

maselor de aer umede cu rol în apariţia unor procese de alterare şi generarea unor

forme de relief de tipul taffonilor ş.a.

rl=2,27

2%

8%

25%

29%

23%

10%

3%

0 - 2

2.1 - 7

7.1 - 15

15.1 - 25

25.1 - 35

35.1 - 45

45.1 - 60

Fig. 6.4. Ponderea suprafeţelor cu declivitate diferită


Partea a III-a. Evoluţia paleogeografică şi formarea sistemului hidrografic

CAPITOLUL 7. Evoluţia paleogeografică a teritoriului

7.1. Etapa prealpină a orogenului carpatic. Cele mai vechi formaţiuni

geologice din bazinul hidrografic Olăneşti sunt cuprinse în Cristalinul de Sebeş – Lotru

din alcătuirea Munţilor Căpăţânii. Depozitele terigene – arcoze, gresii arcoziene, argile

grezoase şi mai rar argile – au generat paragnaise cu biotit, paragnaise cu muscovit şi

biotit şi micaşisturi. Vulcanitele bazice s-au transformat prin metamorfism în

amfibolite şi gnaise amfibolice. Complexele de şisturi cristaline au fost afectate de

procese de migmatizare diferenţială în funcţie de compoziţia lor iniţială. Sistemele de

fracturi, paralele cu direcţia foliaţiei, au favorizat punerea în loc a corpurilor de

eclogite şi amfibolite eclogitice. Vârsta metamorfismului este antehercinică, eventual

hercinică (Oncescu, 1965).

Următoarele depozite, în ordine cronologică, sunt cele care aparţin Jurasicului

mediu – stiva compactă a calcarelor de tip Stramberg de vârstă Kimmeridgian –

Tithonic, cu o grosime de 250 – 300 m, care formează bara calcaroasă a Masivului

Vânturariţa - Buila.

7.2. Etapa alpină. În timpul Cretacicului, unitatea structurală a Depresiunii

getice a constituit domeniul de acumulare a unor formaţiuni sedimentare de tipul

conglomeratelor şi gresiilor cu grosimi mari (10 000 – 12 000 m), consecinţă a

frământărilor tectonice generate de diastrofismul laramic. În Paleogen, modelarea

subaeriană a cristalinului Căpăţânii a avut drept consecinţă sculptarea suprafeţei de

nivelare Borăscu şi depozitele corelative din bazinul marin – conglomeratele şi gresiile

eocene.

În Miocen, fazele savică şi stirică duc la înălţarea şi individualizarea Carpaţilor,

concomitent fiind formată suprafaţa Râul Şes. Este puternic deformată în Buila (de

mişcările ulterioare, attice dar mai ales valahe). Cel mai probabil, pachetele

sedimentare cretacice din regiunea munceilor au fost ridicate tot atunci. În faza attică

se desfăşoară procesele sculpturale în regiunea munceilor cretacici (suprafaţa

Gornoviţa), materialul regăsindu-se în sinclinalul sarmaţian de pe dreapta văii Olăneşti

(Bodeşti – Teiuş - Urzicari) şi pe stânga văii, la nord de Aranghel.

În Pliocen, ale cărui depozite lipsesc în bazinul Olăneşti, se realizează

sculptarea nivelelor de vale (văile largi ale Oltului şi afluenţilor săi, cu lunci care

ajungeau la 3 – 5 km lăţime – Dinu, 1999), a Subcarpaţilor (nivelul de 600 – 800 m –

Badea, 1955) şi a Piemontului Getic.

În Cuaternar au avut loc principalele evenimente morfotectonice şi

morfoclimatice care şi-au lăsat cel mai puternic amprenta asupra reliefului actual.

Acestea au constituit premise ale modelării periglaciare a reliefului şi ale formării


sistemului de terase al râului Olăneşti. Oscilaţiile climatice, desfăşurate pe fondul unei

mobilităţi tectonice accentuate, au generat în sectorul montan procese de crio –

nivaţie în urma cărora au rezultat acumulări masive de grohotişuri.

Cicluri Orogenetice

(6) Sculptogenetice (6) Depoziţionale (8)

I Faza austrică Suprafaţa albiană (nu s-a păstrat)

Depozite vraconian - cenomaniene

II III

IV

Faza laramică

(Danian - Eocen)

Pediplena carpatică

Depozite coniacian - santoniene Depozite senoniene (cele mai

consistente: cp - ma) Depozite eocene

V

VI

VII

Faza savică

Faza stirică

Suprafaţa medie carpatică Râul Şes I

(oligocen - burdigaliană)

Râul Şes II (nivelările preponţiene,

suprafaţa badenian - sarmaţiană)

Depozitele oligocene (conglomeratice) şi rupelian –

acvitaniene (marnoase)

Piemonturile acvitanian – burdigaliene

(conglomeratele burdigaliene)

Helveţian activ, Badenian calm (transgresiune)

VIII

Faza attică

Piemonturile sarmaţiene Sarmaţianul mixt

faciesuri deltaice, neritice (nisipuri, pietrişuri în

alternanţe)

Suprafaţa carpatică de bordură (950 – 1160 m)

IX Faza valahă Suprafaţa nivelelor de vale şi a piemonturilor 600 –

800 m

Lacună de sedimentare

Tabelul 7.1. Etape morfogenetice (cicluri orogenetice, sculpturale şi depoziţionale)

Analiza structurilor depoziţionale cu ajutorul stratigramelor. În versantul

drept al văii Olăneşti s-au analizat din punct de vedere stratigrafic şi paleogeografic

două deschideri ale Sarmaţianului inferior (Buglovian – Volhynian) şi mediu

(Bessarabian): Dealul Iorgului (322 m), situat la vest de satul Buda şi Dealul lui Ionel

(509 m), la sud de acumularea Vlădeşti. Nisipurile au favorizat circulaţia apei bogate în

săruri solubile carbonatice şi sulfatate, care au contribuit la cimentarea lor

punctiformă şi dezvoltarea unor concreţiuni grezoase de tipul trovanţilor. În general,

trovanţii s-au format la baza stratelor nisipoase, având deseori formă aplatizată la

partea inferioară. Cimentarea nisipurilor a permis conservarea bazei de eroziune

generată de dinamica curenţilor submarini pe un substrat pelitic. Amprenta bazei de

eroziune pe suprafaţa inferioară a trovanţilor oferă indicii importante pentru

descifrarea proceselor sedimentologice de la sfârşitul Sarmaţianului în sectorul inferior

al bazinului Olăneşti. Aceste forme erozionale sunt denumite în terminologia

sedimentologică mecanoglife - structuri generate de acţiunea mecanică a curenţilor

subacvatici (Dumitriu, 1967). Măsurătorile cu ajutorul busolei geologice şi


interpretarea stratigramelor realizate după profilul aflorimentelor au relevat

caracteristicile paleodrenajului din timpul Sarmaţianului – pe o direcţie similară cu cea

actuală (NV - SE), într-un mediu liniştit, lagunar – deltaic, cu rare episoade torenţiale

marcate prin acumulări de pietrişuri cu structură încrucişată, parţial cimentate

(conglomeratele sarmaţiene).

Fig. 7.1. Mecanoglife postdepoziţionale deltoidale (a,b) şi circonvolute (c)

CAPITOLUL 8. Relieful policiclic

Evoluţia paleogeografică a Munţilor Căpăţânii şi a Subcarpaţilor Vâlcii a lăsat în

relief urme evidente, sub forma unor nivele de eroziune dispuse în trepte în cadrul

bazinului Olăneşti (desfăşurarea lor fiind controlată şi de morfografie), având şi

caracter repetitiv. Astfel, treptele de eroziune descresc altitudinal de la nord spre sud

în Culmea Căpăţânii, iar situaţia se repetă odată cu interpunerea Masivului Vânturariţa

– Buila ca un enorm prag morfologic, structural şi litologic. Suprafeţele de nivelare se

desfăşoară numai în cadrul sectorului carpatic (Munţii Căpăţânii). În Subcarpaţi,

condiţiile genetico – evolutive de la sfârşitul Pliocenului şi din Pleistocen nu au

îngăduit formarea unor suprafeţe extinse de tipul peneplenelor sau pediplenelor,

rezumându-se la prezenţa unor nivele de umeri desfăşurate în lungul văilor principale.

În sectorul montan al bazinului hidrografic Olăneşti se deosebesc trei suprafeţe

de nivelare, fiecare având câte două – trei trepte şi trei nivele carpatice de vale, după

cum urmează:

Pediplena carpatică (Borăscu I şi II): 1850 – 1950 m şi 1700 – 1800 m.

Suprafaţa carpatică medie (Râul Şes I, II şi III): 1550 – 1650 m; 1350 –

1450 m; 1200 – 1300 m.

Suprafaţa carpatică de bordură (Gornoviţa I, II şi III): 1100 – 1150 m; 900

– 1000 m; 750 – 850 m.

Nivelele de umeri de vale: 650 – 700 m; 550 – 600 m; 450 – 500 m.

Pediplena carpatică este prezentă pe culmile cele mai înalte ale Munţilor

Căpăţânii, cu două trepte: 1850 – 1950 m şi 1700 – 1800 m. Treapta superioară

imprimă Culmii Căpăţânii un profil larg ondulat, pe alocuri aproape neted, întrerupt

doar de proeminenţele vârfurilor Ionaşcu, Govora, Preota şi Gera. Şeile sunt foarte

largi, atacate de procese de eroziune în adâncime (ravenare) la obârşiile văilor, la fel ca

versanţii puţin înclinaţi ai acestor martori.


Fig. 8.1. Suprafeţele de nivelare Borăscu şi Râul Şes în bazinul hidrografic Olăneşti

Declivitatea redusă favorizează formarea unei scoarţe de alterare in situ,

profunde, peste care se află o cuvertură groasă de materiale deluviale provenite din

acţiunea glacio – nivală din Pleistocen. Treapta inferioară (Borăscu II) realizează

racordul între arealele ocupate de nivelul Borăscu I, prezente insular în Culmea

Căpăţânii.

În Munceii Olăneştilor suprafaţa de nivelare Râul Şes lipseşte complet, întregul

areal al acestora fiind supus nivelării într-o etapă ulterioară, ciclul de eroziune

Gornoviţa, care s-a desfăşurat în Pliocen, în intervalul Ponţian – Dacian (Posea, 1997).

8.2. Nivelele de umeri de vale, suprafeţele şi nivelele colinare. În Munceii

Olăneştilor şi mai ales în Subcarpaţi au fost identificate trei nivele de umeri de vale

bine dezvoltate:

Nivelul dacian la 750 – 800 m.

Nivelul levantin la 650 – 700 m, care a constituit un culoar carpatic larg, a

cărui prezenţă în Defileul Oltului de la Turnu Roşu – Cozia dovedeşte legătura care a

existat în Pliocen între bazinul transilvan şi bazinul getic (Popescu, 1972). În

Subcarpaţi apare la 550 – 650 m.


Nivelul villafranchian la 450 – 600 m, foarte extins în sectorul subcarpatic

inferior al bazinului Olăneşti, în apropierea confluenţei cu Oltul.

Nivelul de eroziune de ±600 m apare îndeosebi în vecinătatea muntelui şi

aparţine Pliocenului superior (Ielenicz, 1983). În el s-a produs, la sfârşitul Pliocenului

şi începutul Cuaternarului, incizia văii Olăneştiului şi de aici a început formarea

teraselor.

Fig. 8.2. Profil geomorfologic transversal prin valea Olăneşti

Terasele superioare şi racordul cu nivelele de umeri de vale. Pentru

bazinul Olăneşti, profilele geomorfologice transversale îmbină caracterele topografice

cu cele litologice şi structurale (fig. 8.2). Ele au fost realizate la două scări diferite şi

redate asociat. În primul caz, a fost exagerată scara altitudinii cu un raport de 5/1 faţă

de cea a distanţelor, punându-se astfel în evidenţă suprafeţele şi nivelele de eroziune,

martorii de eroziune şi înşeuările.

În al doilea caz, s-a respectat scara proporţiilor între altitudini şi distanţe (1/1),

pentru o redare cât mai fidelă a realităţii din teren şi pentru a evidenţia mai bine

relaţia dintre structura şi morfologia reliefului (grefarea frunţilor de cuestă pe

capetele de strat şi a spinărilor pe planurile de stratificaţie).

CAPITOLUL 9. Etapele formării reţelei de văi

9.1. Condiţionări litologice, tectonice şi morfostructurale preliminare.

Existenţa platformei carbonatice din sud-estul Munţilor Căpăţânii, evoluată mai întâi

ca o culme uşor rotunjită şi transformată treptat într-o unitate proeminentă de tipul


barelor calcaroase, a avut un rol important în organizarea reţelei de văi. Condiţiile

morfostructurale au determinat iniţial formarea unor văi principale consecvente, care

asigura drenajul de suprafaţă predominant către sud şi sud-est. Acestea reprezentau

continuarea văilor cu obârşia în Culmea Căpăţânii şi a căror direcţie actuală indică

traseul lor probabil şi pe suprafaţa platformei calcaroase.

Pe măsură ce culmea Builei a început să se detaşeze, iar reţeaua hidrografică s-

a adâncit, s-au conturat cursurile unor văi subsecvente la baza abruptului nordic şi a

unor văi obsecvente pe suprafaţa care reteza capetele de strat. Prin formarea acestor

văi subsecvente, cu obârşii deosebit de active, s-au creat condiţiile realizării unor

captări succesive, de la est la vest, pe fondul înălţării generale a Munţilor Căpăţânii sub

efectul mişcărilor tectonice. În paralel cu drenajul de suprafaţă s-a dezvoltat şi o reţea

subterană în masivul calcaros, din ce în ce mai activă pe măsură ce masivul se înălţa

tot mai mult şi energia de relief se accentua.

Modificările generate de mişcările tectonice sinorogene au determinat

diferenţe ale nivelelor de bază ale sistemelor de drenaj, ceea ce a creat condiţii

favorabile realizării unor captări în sectorul Munceilor Olăneştilor. Nicolae Popescu a

sesizat existenţa unui astfel de caz în apropiere de satul Cheia, pe Valea Purcăriilor

(Popescu, 1983).

Fig. 9.1. Nivele litologice pe Valea Muşa

În bazinul hidrografic Olăneşti, o categorie aparte de captări, caracteristică

mediilor carstice, a dus la formarea Cheilor Recea (Cheile Cheii) şi Cheilor Folea

(Cheile Mânzului) din Masivul Vânturariţa - Buila.


Ele au rezultat în urma acţiunii erozive şi de disoluţie a reţelei hidrografice de

suprafaţă şi subterane. Nivelele de galerii suprapuse, cu unele abateri laterale care au

dat peşterile din pereţii Clăii Strâmbe, Stogşoarelor şi Stogului, au facilitat formarea

văilor prin prăbuşirea tavanului lor. Este exclusă formarea cheilor doar pe seama

adâncirii succesive, antecedente a cursurilor Căprăresei şi Mânzului, fără a ţine cont de

evoluţia reţelei de drenaj subterane, tipică regiunilor carstice. Acest tip de evoluţie

duce la încadrarea acestor sectoare de chei în categoria cheilor de captare carstică

subterană (Cocean, 1988).

Influenţa litologiei asupra evoluţiei reţelei hidrografice este evidentă în

cazul văii Muşa (în Subcarpaţi, afluent pe dreapta al văii Olăneşti), care dezvoltă o serie

de meandre încătuşate foarte pronunţate. Sistemul hidrografic ce drenează bazinul său

s-a adâncit în formaţiunile predominant nisipoase, cu nivele cimentate, de vârstă

Sarmaţian superior (fig. 9.1).

9.2. Organizarea reţelei de văi în intervalul Cretacic – Pliocen. Prima etapă

în care a început schiţarea reţelei hidrografice corespunde cu individualizarea

Depresiunii Getice şi formarea unui bazin marin la sud care colecta apele continentale,

ape ce drenau la vremea respectivă arealul sectorului cristalin şi calcaros al Munţilor

Căpăţânii.

La început diferenţa de nivel nu era semnificativă (marnele şi argilele aduse la

verticală din apropierea contactului tectonic cu calcarele). Treptat, falia din nordul

Depresiunii Getice a devenit din ce în ce mai activă, rezultând un taluz continental

foarte abrupt, ceea ce a impulsionat eroziunea şi a generat pachetele de conglomerate

grosiere vracono-cenomaniene.

Drenajul principal se realiza predominant către sud şi sud – est. Pe de o parte,

altitudinea şi suprafaţa redusă a a Masivului Vânturariţa – Buila, o culme calcaroasă

care putea fi traversată cu uşurinţă de apele ce izvorau din sectorul cristalin; pe de altă

parte, dispunerea succesivă a unor coturi ale văilor Recea şi Mânzu (posibile coturi de

captare), în acceaşi direcţie – direcţia drenajului este mai întâi NV – SE sau N – S, apoi

devine brusc V – E, în ambele cazuri. Existenţa unui drenaj predominat extern în faza

iniţială a evoluţiei reţelei hidrografice este justificată şi de endocarstul destul de slab

dezvoltat sub aspectul evoluţiei galeriilor. Majoritatea sunt puse pe seama tectonizării

relativ recente a masivului (postpliocen). Doar două aliniamente ale reţelei de drenaj

din arealul masivului s-au menţinut: Valea Căprăreasa (Cheia) şi Valea Mânzului

(Olăneşti), care formează două din cele mai spectaculoase sectoare de chei din Carpaţii

Meridionali: Cheile Recea şi Cheile Folea, formate atât prin adâncire epigenetică, cât şi

prin evoluţie endocarstică (speleoepigeneză – Constantinescu, 2009). În Cretacic, văile

aveau în general cursuri rectilinii, datorită energiei mari de relief, iar panta profilului

longitudinal era accentuată, favorizând o rulare puternică a materialului erodat.

Drenajul s-a menţinut pe aceeaşi direcţie şi în Terţiar, aflat direct sub controlul

exercitat de nivelul de bază al bazinului marin de la sud, care s-a restrâns treptat la

nivelul lacului getic.


Schimbările climatice şi mişcările tectonice care s-au produs în Cuaternar pe

teritoriul României s-au reflectat în mare măsură în morfodinamica reliefului. Bazinele

torenţiale de ordinele III şi IV, aparţinând afluenţilor văii Olăneşti, au fost modelate cu

precădere în Cuaternar, prin adâncirea reţelei de văi, ca reflex al acestor mişcări

tectonice.

Evaluarea volumului de material erodat din aceste bazine torenţiale a permis

reconstituirea suprafeţei topografice iniţiale (suprafaţa pliocenă), de la nivelul căreia a

început adâncirea reţelei hidrografice şi descifrarea evoluţiei paleogeografice a

teritoriului în Cuaternar.

În acest scop au fost analizate 14 bazine hidrografice de ordinul 4 din sectorul

subcarpatic al bazinului Olăneşti (Tabelul 9.1). Bilanţul geomorfologic este exprimat ca

raport între rata denudaţiei şi cea a mişcărilor tectonice pozitive, rezultând valori

cuprinse între +1,7 mm/an şi +2,46 mm/an. Acestea indică înălţarea generală a

teritoriului bazinului Olăneşti, întrucât eroziunea exercitată de agenţii externi (în

principal apele curgătoare) are un aport mai redus decât forţele interne, tectonice,

relevate de măsurătorile geofizice recente (Zugrăvescu et al, 2000).

Nr. crt.

Bazinul hidrografic

Vârsta suprafeţei

iniţiale (ani)

Rata eroziunii (m3/km2/an)

Rata denudaţiei (mm/an)

Mişcări neotectonice

(mm/an)

Bilanţ geomorfologic

(mm/an) 1 Mosoroasa 700 000 71,0 0,071 +2,5 +2,43

2 Racorenilor 700 000 41,6 0,042 +2,5 +2,46

3 Cătăleşti 700 000 37,4 0,037 +2,5 +2,46 4 Valea Plutii 700 000 66,5 0,067 +2,5 +2,43

5 Pleaşa 700 000 62,4 0,062 +2,5 +2,44 6 Tulburea 700 000 74,5 0,075 +2,5 +2,43

7 Aranghel 700 000 69,4 0,069 +2,5 +2,43 8 Pietroasa 700 000 53,3 0,053 +1,8 +1,75

9 Cristeiul 700 000 100 0,1 +1,8 +1,7 10 Glâmboaca 700 000 65,3 0,065 +1,8 +1,74

11 Muşa 700 000 45,7 0,045 +1,8 +1,76

12 Buda 700 000 32,9 0,033 +1,8 +1,77 13 Poenari 700 000 36,9 0,037 +1,8 +1,76

14 Inăteşti 700 000 36,0 0,036 +1,8 +1,76

Tabelul 9.1. Valorile calculate ale parametrilor necesari pentru aflarea volumului de material

erodat

Partea a IV-a. Factorii de control în morfogeneză şi tipurile de relief asociate

CAPITOLUL 10. Relieful condiţionat de alcătuirea geologică şi mobilitatea tectonică

10.1. Diversitatea geologică. Vârsta formaţiunilor şi repartiţia lor. Pe

teritoriul bazinului Olăneşti se deosebesc astfel câteva zone morfologice principale în

care se desfăşoară aceste formaţiuni geologice:


a) Regiunea montană este reprezentată de sectorul estic al Culmii Căpăţânii,

cuprinzând Cristalinul Getic, creasta calcaroasă a Vânturariţei şi sedimentarul cretacic

al Munceilor Olăneştilor.

b) Regiunea subcarpatică din bazinul Olăneşti este alcătuită din depozite

paleogene şi neogene, iar în cadrul văilor predomină formaţiunile cuaternare.

Seria de Sebeş – Lotru cuprinde formaţiuni mezometamorfice: faciesul

amfibolitelor, zonele cu granat, staurolit şi disten, sillimanit. În constituţia ei intră

următoarele tipuri de roci: paragnaise biotitice, paragnaise biotito-amfibolice, gnaise

cuarţo-feldspatice, gnaise cu silimanit, gnaise amfibolice, migmatite şi eclogite

(conform hărţii geologice 1: 50 000, 126.a).

Formaţiunile calcaroase aparţin, din punct de vedere structural,

sedimentarului Pânzei Getice. Majoritatea au fost depuse înaintea şariajului principal

al Pânzei Getice, considerat a fi avut loc între Neocomian şi Cenomanian (Cretacic

inferior)1. Din alcătuirea Masivului Vânturariţa-Buila fac parte calcare organogene

recifale şi perirecifale, cele din prima categorie fiind predominante, masive, într-un

pachet ce atinge 250 – 300 m grosime (Dragastan, 1980). Formaţiunile brecioase sunt

frecvente, cele mai recente aflorând pe faţada sudică a masivului, fiind prezente sub

prima serie conglomeratică a Neocretacicului. Ele sunt legate de şariajul Pânzei Getice

peste formaţiunile Autohtonului de la sfârşitul Cretacicului. Breciile tectonice se pot

observa la ieşirea din Cheile Folea, fragmentele angulare de calcar fiind prinse într-un

ciment carbonatic roşiatic.

Formaţiunile cretacice alcătuiesc un compartiment foarte bine dezvoltat în

bazinul Olăneşti. Grosimea maximă a suitei sedimentare atinge circa 10 000 m pe

aliniamentul NV-SE, între Vf. Cândoaia şi satul Andreieşti din bazinul Muereasca. Ea a

fost descrisă de Gr. Popescu şi D. Patrulius (1968): 1. Orizontul inferior de gresii şi

conglomerate; 2. Orizontul inferior marno – argilos; 3. Orizontul superior de

conglomerate; 4. Orizontul superior marno – argilos.

Paleogenul este reprezentat numai prin Eocen şi Oligocen. Contactul dintre

Cretacic şi Paleogen este marcat prin înşeuări şi aliniamente de cueste, iar pe văile

Cheia şi Olăneşti prin depresiunile erozivo-acumulative omonime. Depozitele

paleogene au caracter de molasă litorală, formată prin acumularea piemontană a

materialului detritic provenit din erodarea cristalinului de Lotru, după emersiunea

corespunzătoare fazei orogenetice laramice. Sunt caracteristice conglomeratele

eocene, care formează munceii de la bordura Carpaţilor şi marnele în care au fost

sculptate bazinele depresionare de la contactul cu Subcarpaţii (Băile Olăneşti – Livadia

şi Cheia). Oligocenului îi corespund conglomeratele de Cheia, pe care s-au format

dealurile subcarpatice înalte cu structură monoclinală, la fel cu cele eocene.

Depozitele miocene sunt extrem de variate şi se succed de la nord către sud în

sectorul subcarpatic mediu şi inferior al bazinului Olăneşti, astfel:

1 N. Oncescu, Geologia României, Bucureşti: Editura Tehnică, 1965, p. 321.


- marne roşietice gipsifere şi din marne cenuşii nisipoase, cu intercalaţii de

gipsuri (Aquitanian);

- un facies conglomeratic grosier bine reprezentat în dealurile Lacul Frumos şi

Cheia (Burdigalian);

- conglomerate cu intercalaţii nisipoase, pietrişuri mărunte, nisipuri grezoase

şi marne argiloase cu tufuri albicioase, urmate de o alternanţă de depozite nisipoase-

grezoase roşii, pietrişuri cu structură torenţială, precum şi nivele de marne cu

concreţiuni grezoase (Helveţian). Aflorează pe arii extinse în Dealul Lacul Frumos şi în

bazinul văii Debrădet;

- orizontul tufului cu globigerine, orizontul depozitelor lagunare (depozitelor

cu sare), orizontul şisturilor cu radiolari şi orizontul marnos cu Spirialis, aparţinând

Badenianului (Popescu, 1954);

- două serii distincte (seria marnoasă şi seria nisipoasă cu trovanţi) atribuite

Sarmaţianului, cu mare dezvoltare pe dreapta văii Olăneşti, între Cacova şi confluenţa

cu Oltul.

Depozitele cuaternare sunt alcătuite din pietrişuri rulate, nisipuri grosiere şi

fine, mâluri, cu grosimi ce ating 2 – 5 m, acoperite cu luturi sau luturi loessoide. Sunt

răspândite în culoarele văilor, unde alcătuiesc luncile şi terasele, ca şi glacisurile şi

conurile aluviale de la baza versanţilor (la Vlădeşti şi Aranghel). Conurile şi trenele de

grohotiş care jalonează baza Masivului Vânturariţa – Buila sunt rezultatul modelării

periglaciare intense din Pleistocenul superior. Majoritatea sunt fixate, unele însă, aflate

la baza jgheaburilor active, au încă o mobilitate destul de accentuată – în Cheile Recea,

Cheile Folea, la baza versantului nordic (sub Culmea Demonilor şi sub Vârful Buila), la

baza Muntelui Stogu etc.

10.2. Relieful petrografic. Diversitatea litologică a bazinului hidrografic

Olăneşti, de la rocile metamorfice ale cristalinului Munţilor Căpăţânii, la sedimentarul

extrem de heterogen al unităţilor mai tinere, a determinat o varietate tot atât de mare

a tipurilor şi formelor de relief asociate, a căror modelare subaeriană s-a desfăşurat

sub controlul factorului petrografic. Cu excepţia rocilor magmatice, în alcătuirea

litologică a bazinului Olăneşti se întâlnesc majoritatea categoriilor de roci, care au

putut fi grupate în funcţie de tipul dominant de relief pe care l-au condiţionat, după

cum urmează:

Rocile metamorfice, din care ponderea cea mai mare revine paragnaiselor şi

micaşisturilor din cristalinul seriei de Sebeş – Lotru, al căror areal îl constituie Culmea

Căpăţânii;

Calcarele şi rocile calcaroase (dintre care dominante sunt breciile);

Conglomeratele şi gresiile, asociate în complexe litologice;

Rocile argiloase (cu pondere ridicată a marnelor);

Nisipurile şi pietrişurile.

Rocile vulcanice ocupă o suprafaţă extrem de redusă, fiind reprezentate numai

de tufurile dacitice badeniene şi sarmaţiene, întâlnite în Subcarpaţi.


10.2.1. Relieful dezvoltat pe roci metamorfice. Relieful caracteristic format

pe roci cristaline este reprezentat de culmi prelungi, cu aspect masiv, interfluvii largi,

puternic netezite în cadrul unor etape îndelungate de modelare subaeriană (ciclurile

sculpturale Borăscu şi Râul Şes). Versanţii sunt în general convecşi, cu excepţia

sectoarelor afectate de nivaţie (sau glacio – nivaţie în Pleistocen) sau traversate de

falii. Aceste particularităţi, la care se adaugă masivitatea (fragmentarea este foarte

redusă) sunt proprii culmii centrale, desfăşurate între Vf. Folea şi Vf. Govora. Vârfurile

proeminente, versanţii concavi cu pante mai accentuate, abrupturi de falie asociate cu

nişe sau circuri nivale sunt caracteristice culmilor secundare, care se desprind de sub

Vf. Gerea, Preota şi Govora. Aliniamentul masivelor Netedu (1822 m), Bărbătescu

(1865 m) şi Bogdanu (1880 m) pe direcţie SV – NE ridică problema existenţei unei

fracturi profunde care a constituit factorul de control în configuraţia lor morfologică.

În lungul faliei bănuite există fâşii subţiri de roci diferite de masa paragnaiselor şi

micaşisturilor. Este vorba de migmatite şi eclogite, cărora li se asociază gnaise

amfibolice.

10.2.2. Relieful dezvoltat pe calcare (relieful carstic). Relieful carstic din

bazinul hidrografic Olăneşti este legat de prezenţa Masivului Vânturariţa – Buila, pe

flancul sud-estic al Culmii Căpăţânii, pe al cărei cristalin se sprijină discordant. Sunt

prezente aici cele mai variate forme ale exocarstului şi endocarstului, unele aflate într-

un stadiu avansat de degradare (carst evoluat): doline (pâlnii deschise), jgheaburi

(hornuri), lapiezuri, chei, peşteri şi avene active şi parţial expuse. Din punct de vedere

morfogenetic, carstul din Masivul Vânturariţa – Buila este un carst de tranziţie între

holocarst şi merocarst (Ilie, 1970, citat de Călin, 1988). Cele două tipuri de modelare

carstică sunt adesea asociate şi evoluează integrat. Puternica tectonizare a pachetului

de calcare jurasice (Kimmeridgian - Tithonic) a determinat apariţia unui sistem

complicat de litoclaze – falii, fisuri.

Dintre văile carstice se remarcă văile de recul, caracteristice sectoarelor de

obârşie ale bazinelor hidrografice Valea Lungă şi Izvorul Frumos (Pahomie), pe

versantul sudic al Muntelui Buila, respectiv al Munţilor Ştevioara şi Vânturariţa. Ele

sunt asemănătoare cu valea de tip vlăduşcă, noţiune ce îi aparţine lui Traian

Constantinescu şi prin care autorul a definit particularităţile văilor carstice tipice din

Masivul Piatra Craiului, după cea care le întruneşte cel mai bine – Valea Vlăduşca

(Constantinescu, 2009). La obârşii, văile sunt largi, pereţii calcaroşi la baza căror se

formează având aspect de amfiteatru. Sunt caracteristici torenţii de pietre, apa

circulând temporar pe la baza acestora şi formându-şi cursul în aval, la circa 0,3 – 0,5

km distanţă. Spre aval, versanţii devin foarte abrupţi, prăpăstioşi, iar valea se

îngustează foarte mult (pe alocuri având aspect de horn). Acest lucru dovedeşte

originea sa endocarstică, vechile căi de drenaj subteran urmând cu precădere planele

de stratificaţie ale calcarelor.


Văile care traversează complet bara calcaroasă au format sectoare de chei

adânci: Cheile Folea (Mânzului) pe valea Olăneşti şi Cheile Recea (Cheii) pe pârâul

Cheia.

Cheile Recea (Cheile Cheii) se desfăşoară pe o distanţă de numai 1 km între

Masivul Stogşoarelor (1271 m) şi Claia Strâmbă, altitudinea la nivelul albiei fiind

cuprinsă între 750 – 900 m. Profilul văii în sectorul cheilor prezintă numeroase

praguri, cel mai mare având peste 15 m. Blocurile calcaroase acumulate în albie

stăvilesc cursul repede al pârâului şi reţin spre amonte cantităţi mari de aluviuni

grosiere (mai ales bolovănişuri), modificând astfel panta şi rezultând un profil

longitudinal în trepte (dat de alternanţa unor bazinete de acumulare şi a pragurilor).

Baza abrupturilor calcaroase, care se înalţă cu peste 400 – 500 m deasupra talvegului,

este jalonată de trene groase de grohotiş, mai ales sub pereţii Clăii Strâmbe.

Cheile Folea (Cheile Mânzului) delimitează Masivul Vânturariţa – Buila spre

nord, dincolo de cursul pârâului Olăneşti regăsindu-se ultimul fragment calcaros, cu

altitudini modeste. Profilul longitudinal al văii înregistrează o pantă mult mai redusă

în comparaţie cu Cheile Cheii. În schimb, pe toată lungimea cheilor poate fi observată

stratificaţia calcarelor şi tectonizarea puternică, în unele sectoare fiind redresate la

verticală (la ieşirea din chei), în altele având poziţie orizontală (în amonte, la intrarea

în sectorul cheilor). În versantul drept se deschide gura Peşterii Arnăuţilor, cea mai

cunoscută din Cheile Folea, pe o denivelare puternică aflată la 15 – 20 m înălţime faţă

de talveg.

Lapiezurile sunt caracteristice îndeosebi pe suprafeţele cu dezvoltare mare

(M. Ştevioara, Buila, Vânturariţa), dar nu lipsesc nici pe muchiile de pe versantul sudic

(Muchia Frumoasă).

Fig. 10.1. Uvala din Muntele Buila (schiţă de teren)

Prezenţa unui număr foarte mare de doline în Masivul Vânturariţa – Buila a

fost favorizată de cadrul structural. Treptele de cuestă au asigurat scurgerea

superficială pe capetele de strat, respectiv pe suprafeţele de stratificaţie, apa ajutând


astfel la detaşarea cuestelor şi determinând, prin infiltraţiile în subteran, formarea

unor sisteme de doline polietajate, precum cele de la obârşia Văii Lungi, în Muntele

Buila. În general, ele sunt prezente în sectoarele de obârşie ale văilor carstice, pe

cumpenele de apă, sau pe traseul acestora (Călin, 1988). Au dimensiuni cuprinse între

5 – 10 m în diametru şi 0,5 – 1,5 m adâncime.

Uvalele sunt direcţionate în lungul aliniamentelor structurale (cuestelor) care

le condiţionează parţial formarea. Suprafaţa topografică prezintă discontinuităţi,

ondulări generate de prezenţa dolinelor de coroziune. În bazinul Olăneşti, o astfel de

formă de relief carstic a fost identificată pe Muntele Buila, între două cueste etajate

(fig. 10.1).

Peşterile din Masivul Vânturariţa – Buila au dimensiuni modeste, cu galerii în

general scurte, înguste şi fără concreţiuni spectaculoase. Aceste caracteristici indică

dominanţa proceselor tectono – structurale asupra celor carstice, o particularitate ce a

determinat încadrarea Masivului Vânturariţa – Buila în categoria barelor calcaroase

unitare (Goran, 1983, 1998). Geneza lor este pusă pe seama evoluţiei carstice a văilor

Cheia şi Olăneşti în contextul tectono – structural local, fapt pentru care sunt grupate

în vecinătatea sectoarelor de chei ale acestor văi care traversează masivul calcaros. În

total, în sectorul nord-estic al Masivului Vânturariţa – Buila au fost identificate până în

prezent 38 de peşteri (Badea et al., 1998). Dintre acestea, 31 de cavităţi au fost

descoperite şi cartate între anii 1978 – 1981 de către membrii Cercului de Speologie

„Niphargus” din Râmnicu Vâlcea (Ghiţă și Voicilă, 1982). Cele mai multe aparţin

sistemului hidrocarstic al Văii Cheia (29 de peşteri), Olăneştiului revenindu-i doar 9

peşteri (Badea et al., 1998), dintre care cea mai cunoscută este Peştera Arnăuţilor

(Goran, 1982). Altitudinea lor este cuprinsă între 900 m şi 1350 m.

Avenele sunt numeroase mai ales acolo unde condiţiile morfologice au permis

scurgerea în suprafaţă, iar tectonica a favorizat infiltraţia prin crearea căilor de

pătrundere ale apei în masa de calcare. Predomină în culoarele carstice formate pe

Muntele Buila, dar şi pe platoul cuprins între Şaua Ştevioara şi Vârful Vânturariţa. La

vest de Vârful Buila, la marginea hornului deschis la baza unui culoar carstic, am

identificat resturi de speleoteme – o stalagmită şi un fragment de draperie (scurgere

parietală), expuse modelării subaeriene în urma prăbuşirii unei galerii de peşteră. Ea

comunica, cel mai probabil, cu avenul din care a rezultat hornul respectiv, prin evoluţie

carstică. Interesantă este însă prezenţa lor la altitudinea de 1820 m, situată cu mult

deasupra altitudinii maxime la care se găsesc în prezent cele mai vechi sisteme

carstice, de 1000 – 1100 m (Bleahu, 1982; Ploaie, 2005).

Culoarele carstice (bogazurile) de pe Muntele Buila. În Muntele Buila, la

altitudini cuprinse între 1820 – 1845 m se constată prezenţa unor culoare paralele, de

dimensiuni apreciabile şi cu o mare abundenţă de forme carstice. Aceste forme au

apărut prin fenomene de disoluţie dezvoltate pe litoclaze de ax (de cută). În bolta de

anticlinal formată prin îndoirea capetelor de strat ale calcarelor apar o serie de

litoclaze generate de forţele de tracţiune dezvoltate în timpul cutării, iar mişcarea


diferenţială pe feţele de stratificaţie favorizează deschiderea lor (Gèze, 1965; citat de

Bleahu, 1974). Originea tectonică a litoclazelor din Muntele Buila este dovedită şi de

orientarea lor (NE - SV) – paralel cu direcţia stratelor. Astfel de lapiezuri de diaclază

foarte evoluate sau culoarele de lapiezuri, cu lungimi de zeci de metri, adâncimi de 4 –

5 m şi lăţimi de cel mult 1 – 2 m au fost denumite bogazuri, termen sloven care

desemnează un culoar sau un coridor carstic, format prin disoluţie în lungul unei

litoclaze, în esenţă un lapiez gigantic.

Fig. 10.2. Harta bogazurilor din Muntele Buila

S-a constatat corespondenţa subterană a culoarelor carstice cu văile de recul de

la obârşia bazinului Valea Lungă. În partea superioară a versantului sudic al Muntelui

Buila se constată existenţa unei reţele externe de drenaj foarte slab conturate. Mai jos,

în partea medie şi inferioară a versantului, văile torenţiale sunt bine conturate, ceea ce

ne îndreaptă spre o singură concluzie. Lapiezurile de diaclază constituie căi de acces

foarte bune ale apei din precipitaţii; aceasta a pătruns prin diaclaze şi a urmat


preferenţial direcţia suprafeţelor de stratificaţie a calcarelor, astfel că este foarte

posibilă existenţa unei reţele interne de drenaj la nivele superioare, de unde apa

formează apoi prin exurgenţe, obârşia a numeroase văi torenţiale de pe versantul

sudic (Valea Lungă).

10.2.3. Relieful dezvoltat pe gresii şi conglomerate. În sectorul central al

bazinului hidrografic Olăneşti, cele două tipuri de roci formează patru benzi aproape

continui, întâlnindu-se dependent unul faţă de celălalt în alternanţe ritmice. Acestora li

se adaugă spre sud pachetul de conglomerate burdigaliene care formează osatura

Dealului Lacul Frumos.

Relieful caracteristic este cel ruiniform, cu martori de eroziune de tipul clăilor,

turnurilor, cupolelor, „cuşmelor”, „babelor” etc. Gradul ridicat de cimentare (ciment

predominant carbonatic), frecvenţa elementelor cristaline mari, de dimensiuni uneori

metrice şi suprametrice (cuarţite, gnaise, micaşisturi ş.a.), dispunerea monoclinală şi

tectonizarea au constituit premisele formării unui astfel de relief. Eroziunea fluvială,

coraziunea, alterarea şi disoluţia au continuat procesele de modelare. Microrelieful

este reprezentat de două categorii de forme: martorii de eroziune detaşaţi din masa

conglomeratelor (forme pozitive) şi excavaţiile de tipul grotelor şi taffonilor, rezultate

în urma alterării, disoluţiei şi coraziunii (forme negative).

În Subcarpaţi, pe conglomeratele burdigaliene au fost modelaţi versanţi foarte

abrupţi, rezultaţi fie în urma alunecărilor masive de teren, fie ca rezultat al subminării

laterale de către reţeaua hidrografică; versanţi cu declivitate accentuată datorită

eroziunii regresive; creste formate pe orizontul cel mai vechi şi mai puternic cimentat

de conglomerate, dispus peste pachetele de marne ale Oligocenului superior –

Aquitanianului.

10.2.4. Relieful format pe argile şi marne. În bazinul hidrografic Olăneşti

rocile argiloase au o mare extindere, mai ales marnele, cu diferite varietăţi (marne

nisipoase, marne gipsifere). Ele se întâlnesc în ambele benzi de depozite – atât

paleogene, cât şi neogene. Argilele propriu-zise se întâlnesc local (Tisa), subordonat

marnelor, gresiilor sau conglomeratelor slab cimentate. Predominarea rocilor

argiloase, argilo-nisipoase şi luturi nisipoase a dus la dezvoltarea proceselor de

deplasare în masă şi la evoluţia rapidă a versanţilor. De aceea, în aval de Păuşeşti –

Măglaşi, versanţii au pantă lină, sunt foarte extinşi (de exemplu Dealul Lacul

Frumoasei, Dealul Pleşii etc.). În schimb, rocile rezistente la eroziune (conglomerate,

gresii, tufuri) se înscriu în relief prin forme proeminente, dar supuse unor procese de

dezagregare, năruire, eroziune torenţială (alunecările – surpări de mică amploare de la

Băile Olăneşti, văile secundare cu caracter torenţial din amonte etc.). În sectoarele în

care aflorează depozitele marno-argiloase configuraţia reliefului este dominată de

profilul mai domol al versanţilor, existenţa unor sectoare de lărgire în cadrul văilor,

chiar a bazinelor depresionare sau a depresiunilor (Băile Olăneşti – Livadia, Cheia,

Păuşeşti – Măglaşi) şi a înşeuărilor pe interfluvii.


10.2.5. Relieful format pe depozite nisipoase şi pietrişuri. Culmile formate

pe astfel de depozite sunt în general mai înalte, dominând unităţile din jur. Altitudinea

variază între 400 – 500 m în apropierea confluenţei Olăneştiului cu râul Olt şi 550 –

650 m în regiunea subcarpatică înaltă din vecinătatea contactului cu munţii. Profilul

versanţilor prezintă rupturi de pantă, accentuate la contactul dintre Sarmaţianul

superior nisipos şi depozitele predominant marnoase ale Sarmaţianului inferior.

Prăbuşirile şi surpările se produc frecvent şi, acolo unde vegetaţia lipseşte pe o

suprafaţă mare de versant, evoluţia acestuia se realizează prin retragerea sa paralel cu

el însuşi. Sunt caracteristice interfluviile prelungi şi înguste, relativ netede şi care

păstrează local vârfuri proeminente, martori de eroziune ai unor suprafeţe nivelate

mai vechi. Caracteristice sunt interfluviile paralele din regiunea Cacova – Zmeurătu:

Dealul Înalt (537 m) şi Dealul Zmeurătu (585 m). Pe alocuri au aspect de creastă, la fel

ca interfluviile secundare care se desprind din ele, care separă obârşiile active ale unor

ravene extrem de adânci (20 – 50 m). Nivelele cimentate sunt cele care conferă

rezistenţă versanţilor şi favorizează modelarea unui relief ruiniform, cu martori de

eroziune.

Văile au profilul transversal foarte îngust, versanţi foarte abrupţi şi obârşii

prăpăstioase, caracterizate de o evoluţie regresivă. Pe măsură ce talvegul se umple cu

materialele coluviale şi panta albiei se atenuează, torentul începe să acţioneze şi

lateral, subminând versanţii şi cauzând declanşarea unor procese gravitaţionale de

tipul surpărilor, prăbuşirilor şi rostogolirilor. Prezenţa nivelelor puternic cimentate,

formând adevărate poliţe structurale, a determinat modelarea unor forme de relief

rezidual de tipul turnurilor, pilelor (pilaştrilor), lamelor sau crestelor ascuţite.

Trovanţii rezultaţi în urma cimentării nisipului şi pietrişului au o prezenţă

restrânsă, cu precădere în bazinul hidrografic Valea lui Tobă, o vale tributară Pârâului

Debrădet (sau Valea cu Brazi). Au în general formă ovoidală, dar se întâlnesc şi

structuri amorfe unitare sau polinucleate, în funcţie de natura cimentului şi de gradul

de saturaţie în carbonaţi.

10.3. Unităţile structurale şi tectonica regională. Unităţile structurale

majore peste care se suprapune bazinul hidrografic Olăneşti sunt Carpaţii Meridionali

(Pânza Getică, formată din cristalinul seriei de Sebeş – Lotru şi sedimentar jurasic;

Unitatea Supragetică) şi Depresiunea Getică (al cărei fundament susţine depozitele

molasei cretacice şi terţiare).

Dispunerea principalelor linii tectonice pe direcţie vest-est, aproape paralel cu

marginea blocului cristalin, corespunde cu linia de ruptură în lungul căreia are loc

scufundarea ariei de la periferia Carpaţilor. Faliile din arealul cristalinului sunt în

general paralele, orientate pe o direcţie NE – SV. Majoritatea au preluat direcţii

rupturale anterioare, unele foarte vechi, prehercinice sau hercinice, sincrone

metamorfismului regional.

În Masivul Vânturariţa – Buila, sistemele de falii paralele afectează depotrivă

cristalinul şi sedimentarul calcaros. Hornurile şi torenţii carstici atestă prezenţa lor,


grefându-se preferenţial pe liniile de fractură. Falia Stogului este cea mai importantă, o

falie inversă cu săritură mare, de circa 100 – 150 m.

În regiunea Munceilor Olăneştiului au fost semnalate două falii importante, cu

desfăşurare aproximativ paralelă cu direcţia stratelor: falia Cheia şi falia Olăneşti –

Năruţiu (Boldur et al, 1969; fig. 58 şi fig. 66.a), deduse iniţial pe baza repetărilor de

faciesuri, apoi identificate în Valea lui Stan, văile Olăneşti şi Cheia. Falia Olăneşti –

Năruţiu este cea mai importantă, datorită săriturii foarte mari (circa 1500 m) şi

desfăşurării pe o distanţă mai mare, iar existenţa ei a fost corelată cu punerea în loc a

unităţii supragetice şi a reluărilor postsenoniene (Boldur et al, 1969).

În satul Tisa, o alunecare de teren masivă a fost cauzată parţial de mobilitatea

tectonică ridicată şi rigiditatea sectorului conglomeratic de la nord de aliniamentul

bazinelor depresionare Băile Olăneşti – Livadia şi Cheia. Originea tectonică a râpei de

desprindere este dată şi de caracterul său liniar.

Mobilitatea tectonică accentuată, cu deosebire în Subcarpaţii Vâlcii, a

condiţionat permanent modelarea reliefului. Ca reflex, eroziunea activă a transformat

Subcarpaţii într-o unitate de relief foarte fragmentată, cu diferenţieri locale evidente,

ca urmare a manifestării modelării relativ diferenţiate pe bazine hidrografice, într-un

ritm condiţionat de mobilitatea neotectonică locală (Dinu, 1999). Sistemul complicat

de falii accelerează procesele de eroziune şi favorizează captările locale, determinând

în acelaţi timp declanşarea sau reactivarea alunecărilor de teren, iar ulterior

remanierea rapidă a reţelei hidrografice secundare.

10.4. Relieful structural. Din analiza raporturilor dintre structură şi relief se

conturează prezenţa a trei unităţi morfostructurale:

Relieful dezvoltat pe formaţiuni metamorfice puternic cutate, prezent în bazinul

superior al Olăneştiului, în Culmea Căpăţânii.

Relieful dezvoltat pe formaţiuni jurasic-miocene cu structură monoclinală (sau

foarte slab ondulate) cuprinde unitatea montană – Masivul Vânturariţa – Buila şi

Munceii Olăneştilor – şi dealurile subcarpatice aflate în vecinătatea acesteia, până la

confluenţa pâraielor Cheia şi Olăneşti. În Subcarpaţi, relieful dominant este cel de

dealuri înalte (500 – 800 m) şi depresiuni de eroziune diferenţială, condiţionate

litologic. Monoclinul ocupă o fâşie largă la est de Valea Cheii (afluentă a Văii Olăneşti),

îngustându-se apoi către nord-vest, conform restrângerii ariei burdigalian –

badeniene.

Relieful dezvoltat pe structuri miocene cutate este caracteristic părţii inferioare

a bazinului hidrografic Olăneşti, cu dezvoltare mai mare în versantul drept al văii.

Formele cele mai frecvente sunt cele care reprezintă un relief conform cu structura,

adică de dealuri dezvoltate pe anticlinale şi depresiuni (Vlădeşti, Păuşeşti – Măglaşi)

înscrise în sinclinale (condiţionate litologic sau în arii de afundare). Apar însă şi unele

inversiuni de relief (butoniere şi văi de anticlinal, sinclinale suspendate etc.), care

determină varietatea reliefului.


CAPITOLUL 11. Relieful rezultat în urma acţiunii factorilor climatici

11.1. Factorii morfoclimatici. Radiaţia solară. Fluxul energetic pe care

suprafaţa bazinului Olăneşti îl primeşte în cursul unui an de la soare este cel

caracteristic regiunilor montane şi subcarpatice din România, variind între 120 - 125

kcal/cm2/min (Valea Olăneştiului) şi 95 – 100 kcal/cm2/min (Munţii Căpăţânii).

Circulaţia maselor de aer. Dinamica sezonieră a centrilor barici care

acţionează deasupra Europei se reflectă în circulaţia atmosferică din nordul Olteniei.

Configuraţia suprafeţei topografice poate interveni fie ca factor de blocaj (barajul

orografic al Carpaţilor), fie ca element de direcţionare a maselor de aer (culoarul de

vale al Oltului). În culoarul subcarpatic al Oltului predomină circulaţia nordică şi nord-

vestică, mai intensă în sezonul cald (20% la Râmnicu Vâlcea), urmată de cea sudică şi

sud-vestică (8-12%), predominantă în restul anului. Este evident aportul ciclonilor

mediteraneeni, mai activi iarna (cu consecinţe asupra regimului pluviometric).

Temperatura. Valorile termice medii anuale sunt cuprinse între 10,50C

(Râmnicu Vâlcea) şi 1-20C (Munţii Căpăţânii). Relieful, prin altitudine, orientarea

versanţilor, pante şi morfografie, condiţionează distribuţia temperaturii medii anuale

pe suprafaţa bazinului hidrografic Olăneşti.

Precipitaţiile medii anuale prezintă valori cuprinse între 700 mm (Râmnicu

Vâlcea) şi peste 1200 mm (pe vârfurile cele mai înalte din Culmea Căpăţânii şi pe

versantul nordic al Masivului Vânturariţa - Buila). Sunt estimate chiar cantităţi mai

mari, de până la 1400 mm/an, de natură orografică (Urban, Dragotă, 2002).

Stratul de zăpadă influenţează procesele climatice şi morfogenetice din

bazinul Olăneşti pe mai multe căi: retenţia unei cantităţi însemnate de apă în timpul

iernii, cu precădere în sectorul montan; protejează substratul de îngheţ; determină

creşterea şi menţinerea albedoului la valori de peste 90%; pe versanţii abrupţi,

acumularea în exces a zăpezii duce la declanşarea avalanşelor, mai ales către finalul

sezonului rece şi în cel vernal (faţada sudică a Masivului Vânturariţa – Buila, unele

sectoare de versant din Culmea Căpăţânii). Cornişele formate deasupra abrupturilor

de falie sau în sectoarele de obârşie ale ravenelor din Culmea Căpăţânii generează

microclimate de adăpost şi implicit o încetinire a proceselor de modelare actuală.

Grosimea medie a stratului de zăpadă la staţia meteorologică Râmnicu Vâlcea este de

8,9 cm şi se menţine în general din luna decembrie până cel mai târziu în luna aprilie.

Durata strălucirii soarelui este un element climatic care influenţează direct o

serie de alte fenomene climatice şi procese morfogenetice desfăşurate la nivelul

suprafeţei subiacente (temperatura aerului, temperatura solului, evapotranspiraţia,

procesele fizico-chimice determinate de variaţiile umidităţii din sol şi din rocă etc.).

Anual, se înregistrează la Râmnicu Vâlcea o sumă de 2047 ore, comparativ cu doar

1765 ore în regiunea montană. În acelaşi timp, amplitudinea medie anuală este mult

mai ridicată în culoarul Oltului (212 ore) faţă de sectorul montan mijlociu (140 ore).


Vântul. În decursul unui an, regiunea montană şi deluroasă căreia i se

circumscrie bazinul hidrografic Olăneşti intră sub incidenţa unor mase de aer cu

origine şi proprietăţi diferite. Factorul cel mai concludent care ilustrează cinematica

acestor mase de aer (prin frecvenţă şi viteză) este vântul. Frecvenţa cea mai mare o

prezintă masele de aer nordice şi nord-vestice, urmate de cele sudice. La Râmnicu

Vâlcea, culoarele de vale ale Oltului şi Olăneştiului determină canalizarea aerului de

provenienţă vestică (atlantică) şi nordică (baltică) pe firul acestora (frecvenţele cele

mai mari ale vântului dinspre nord – 17,3% şi nord-vest – 14,1%). Viteza medie a

vântului este foarte redusă la Râmnicu Vâlcea (sub 3 m/s) şi echilibrată pe direcţii. Pe

culmile muntoase, configuraţia orografică imprimă mişcărilor aerului viteze mai mari,

de până la 4,3 m/s.

11.2. Relieful glaciar. Studiile sumare realizate până în prezent asupra

Munţilor Căpăţânii şi cele de ansamblu asupra morfologiei Carpaţilor Meridionali nu

oferă informaţii clare şi cuprinzătoare privind prezenţa şi desfăşurarea reliefului

glaciar în acest masiv. Treptat însă, pe măsură ce problema limitei zăpezilor

persistente şi a formării gheţarilor în vecinătatea ei a fost aprofundată (Niculescu,

1965; Iancu, 1969), au apărut noi opinii. Introducerea noţiunii de circ glacio – nival a

lărgit sfera posibilităţilor de abordare a acestei probleme (Niculescu, 1965; Urdea,

2002).

Condiţiile orografice şi morfologia nucleului estic al Munţilor Căpăţânii indică

posibilitatea formării unor astfel de circuri în vecinătatea vârfurilor înalte, la peste

1800 – 1850 m, fapt pe care am încercat să îl argumentez, prin prisma informaţiilor

disponibile în literatură, a cercetărilor proprii pe teren şi a analizei digitale.

Considerăm că este posibil ca aceste suprafeţe să se fi aflat sub incidenţa fie a unor

mase de gheaţă efemere, fie a unor acumulări de firn, care nu au persistat o perioadă

destul de îndelungată şi nu au avut condiţiile climatice necesare pentru a ajunge la

dimensiunile unui gheţar, nici nu au avut puterea de eroziune a acestuia.

O serie de factori au contribuit la crearea unui cadru propice pentru

dezvoltarea unor circuri şi nişe glacio – nivale pe versantul sudic al Culmii Căpăţânii, în

arealul bazinului hidrografic Olăneşti. Printre cei mai importanţi am considerat

altitudinea, expunerea versanţilor, panta, temperatura medie a lunii iulie şi precipitaţiile

solide medii anuale în Pleistocenul superior, direcţia şi viteza vântului (în aceeaşi

perioadă), curbura în plan şi curbura în profil a versanţilor.

O aplicaţie în mediu GIS prin care se integrează aportul fiecăruia dintre factorii

mai sus menţionaţi a permis realizarea unei hărţi care indică favorabilitatea

oroclimatică pentru formarea circurilor şi nişelor glacio – nivale în timpul ultimei faze

glaciare. Poziţia circurilor glacio – nivale corespunde în cea mai mare parte cu cea a

suprafeţelor care întruneau condiţiile optime pentru formarea lor, din punct de vedere

al topografiei şi climatului. Rezultatele au fost confruntate cu realitatea din teren, care

a permis eliminarea definitivă a erorilor. De exemplu, pe versanţii sudici ai munţilor


Bărbătescu şi Bogdanu nu s-a dovedit existenţa unor astfel de circuri, chiar dacă harta

indică acest lucru.

Fig. 11.1. Circurile glacio – nivale din bazinul Olăneşti

(cifrele indică denumirile circurilor, care se regăsesc în tabelul 11.1)

Nr. Denumirea Altitudinea (m) Diametrul (m) Suprafaţa

(ha) Număr ravene

1 Zănoaga 1950 – 1860 660 29,7 3 2 Ionaşcu I 1920 – 1810 390 10,2 1 3 Ionaşcu II 1960 – 1860 430 14,3 2 4 Preota I 1920 – 1850 370 8,2 1 5 Preota II 1850 – 1710 700 23,1 2 6 Preota III 1880 – 1750 770 24,2 2 7 Gera I 1840 – 1740 550 18,2 2 8 Gera II 1800 – 1750 380 8,6 1 9 Gera III 1800 – 1750 370 9,0 1

10 Gera IV 1850 – 1730 320 9,0 1 11 Gera V 1750 - 1700 360 9,5 2

Tabelul 11.1. Elemente morfometrice ale circurilor glacio – nivale din bazinul Olăneşti

11.3. Relieful periglaciar (crio - nival). În Pleistocen, la altitudini inferioare

limitei zăpezilor perene, dar şi în etajul glacio - nival, se desfăşurau procesele

periglaciare, areal corespunzător Munţilor Căpăţânii (bazinele superioare ale văilor

Cheia şi Olăneşti). Cele mai importante sunt: alternanţa proceselor de îngheţ – dezgheţ

(gelivaţia), dezagregarea rocilor (gelifracţia), procesele gravitaţionale rapide

(prăbuşiri, rostogoliri) şi lente (solifluxiune, glisare/reptaţie) şi nivaţia. Relieful


criogen este reprezentat prin forme reziduale (creste, ace, turnuri, pilaştri) şi forme de

acumulare (pânze şi conuri de grohotişuri, blocuri reptante ş.a.). Relieful nival este

prezent ca forme de eroziune - circurile nivale, care prezintă o largă dezvoltare la

altitudini de 1550 – 1650 m. Condiţiile locale generate de expoziţia versanţilor,

altitudine şi tectonică (prezenţa faliilor) au determinat formarea unor circuri nivale de

mari dimensiuni, precum cele de pe versanţii estici ai Munţilor Bogdanu şi Bărbătescu

(între 560 m şi 720 m diametru). Ca microforme de relief, sunt frecvente pragurile şi

valurile de origine nivală, formate prin alunecări ale scoarţei de alterare. Dezvoltarea

stratului muscinal (Politrichum sp.) şi descompunerea lentă a litierei (ace de molid)

contribuie la creşterea acidităţii solului şi la podzolirea acestuia. La baza abrupturilor

de falie din munţii Bogdanu, Căprăreasa, Bărbătescu şi Netedu, procesele nivale au

favorizat formarea unor complexe periglaciare de tipul nişelor nivale (nişa de sub

abruptul estic al Muntelui Bogdanu). Un alt complex nival se găseşte în Poiana Stâna

Bătrână, la izvoarele văii Olăneşti, pe versantul estic al Muntelui Gera (1886 m).

CAPITOLUL 12. Sistemul hidrografic actual şi relieful fluvial

12.1. Apele subterane şi de suprafaţă. Substratul geologic al bazinului

Olăneşti are un conţinut bogat în ape subterane cu circulaţie liberă sau captive. În

Subcarpaţi, existenţa stratelor de marne sau roci pelitice în general, care suportă

pachete groase de nisipuri şi pietrişuri, a creat un mediu favorabil circulaţiei libere a

apelor subterane (freatice), prin formarea unui pat impermeabil cu diferite înclinări pe

care se realizează scurgerea subterană. Acolo unde stratele alternează, s-au creat

condiţiile formării unor strate acvifere captive, care cel mai adesea ajung la suprafaţă

prin intermediul izvoarelor, în dreptul capetelor de strat pe care se grefează versanţii

sau pe linii de falie. La Olăneşti, zăcământul hidromineral este legat de prezenţa

orizontului inferior de conglomerate de vârstă eocenă, cu grosime cuprinsă între 800 –

1000 m. Circulaţia apelor se realizează printr-un sistem complex de fracturi şi fisuri

care favorizează o pătrundere rapidă a apelor superficiale, cât şi debitele mari

înregistrate la unele surse, în legătură directă cu volumul de precipitaţii căzute. La

Băile Olăneşti au fost identificate până în prezent 32 de izvoare minerale (Catrina,

1982).

Sistemul hidrografic de suprafaţă este reprezentat de cursul râului Olăneşti,

care constituie principala axă de drenaj a bazinului, primind ca afluenţi mari pe

dreapta pâraiele Cheia şi Debrădet. Începând de la sud de Depresiunea Păuşeşti –

Măglaşi, unde are loc confluenţa cu Debrădetul, şi până la vărsarea sa în Olt, râul

colectează doar afluenţi neînsemnaţi, majoritatea având cursuri temporare. Râul

Olăneşti are o lungime totală de 42,75 km. Izvorăşte din versantul sud – estic al

Muntelui Gerea, la altitudinea de 1820 m, şi se varsă în râul Olt la altitudinea de 226 m,

pe teritoriul municipiului Râmnicu Vâlcea. Până la confluenţa cu pârâul Cheia, cele


două cursuri de apă au lungimi şi caracteristici hidrologice asemănătoare. Văile

acestora prezintă o morfologie similară, având o desfăşurare paralelă şi traversând

sectorul montan şi cel subcarpatic înalt.

Scurgerea medie. Debitul mediu multianual al râului Olăneşti la s.h. Râmnicu

Vâlcea este de 3,45 m3/s. La Olăneşti Băi (la 20,75 km de la izvor) are valoarea de 1,21

m3/s, iar pe pârâul Cheia (la 27,4 km de la izvor, amonte de confluenţa cu râul

Olăneşti) debitul lichid mediu multianual este de 1,65 m3/s. Pâraiele înregistrează, la

ieşirea din sectorul montan, în medie, un debit lichid cuprins între 1 – 1,5 m3/s, sub

controlul direct al condiţiilor climatice locale şi îndeosebi al cantităţilor de precipitaţii

căzute. Scurgerea medie sezonieră evidenţiază contribuţia surselor de alimentare ale

râurilor Olăneşti şi Cheia în funcţie de condiţiile climatice specifice fiecărui anotimp în

parte. Pentru întregul bazin al râului Olăneşti reiese o scurgere maximă de primăvară

de circa 38 – 40%, însă pentru suprafeţele bazinale secundare (la s.h. Băile Olăneşti şi

s.h. Cheia) rezultă o pondere mai ridicată a scurgerii medii lichide în decursul

primăverii (39 – 44%), în timp ce vara valorile nu reprezintă mai mult de 18 – 24%.

Ploile torenţiale locale produc viituri însemnate în bazinele hidrografice mici şi

medii, cu suprafeţe de până la 200 – 300 km2 (Marinică, 2006), categorie în care se

încadrează bazinul Olăneşti, cu 234,7 km2. Faţă de valea Oltului, mult mai largă (3 – 4

km) şi amenajată în vederea controlului undelor de viitură (unul dintre scopurile

construcţiei sistemului de baraje şi lacuri de acumulare în anii 1970 - 1980), valea

Olăneştiului prezintă un grad de risc mai ridicat la viituri. Cele mai importante viituri

produse pe râul Olăneşti la Râmnicu Vâlcea au avut loc în anii 1969 (3 viituri: 13 –

18.VI, 6 – 8.VII şi 10 – 15.VII), 1970 – 1971 (30.XII – 2.I), 1975 (1 – 4.VII), 1976 (19 –

22.XI) şi 1981 (23 – 29.XII).

Numărul lacurilor este extrem de mic, majoritatea găsindu-se în Subcarpaţi.

Acumulările naturale sunt mici, foarte multe fiind bălţi cu caracter permanent sau

temporar, situate în general în microdepresiunile formate în spatele valurilor de

alunecare. Cel mai important lac natural cantonat într-o astfel de microdepresiune a

fost Lacul Frumos, situat pe interfluviul dealului omonim, la altitudinea de 700 m. În

timp, vegetaţia abundentă şi acumularea muşchiului de turbă a determinat însă

transformarea lacului într-o mlaştină cu caracter mezooligotrof, cunoscută sub

denumirea de Mlaştina Mosoroasa. Lacurile antropice au fost create pe râul Olăneşti în

scop hidroenergetic, la Băile Olăneşti şi Vlădeşti. Cele două acumulări şi

microhidrocentralele şi-au încetat activitatea definitiv, în urma colmatării cu material

aluvionar de către râul Olăneşti.

12.2. Relieful fluvial. Sistemul de terase şi lunci. Terasele văii Olăneşti

aparţin sistemului de terase ale Subcarpaţilor Getici, diferenţiat în funcţie de marile

artere colectoare Jiu, Olt şi Argeş, a căror dinamică, strâns corelată cu mişcările

tectonice cuaternare, a condiţionat evoluţia reţelelor de văi tributare, evoluţie

reflectată în mare măsură de dispunerea, extinderea şi gradul de fragmentare a

nivelelor de terasă. Nu putem realiza o analiză a distribuţiei şi caracteristicilor


teraselor râului Olăneşti fără racordarea lor cu terasele Oltului, colectorul său, care a

constituit în acelaşi timp nivelul de bază pentru întregul sistem de drenaj al

Olăneştiului, încă de la individualizarea sa în Pliocen. Sunt menţionate 7 nivele de

terasă ale Oltului şi o treaptă de luncă (Badea, 1983), terasa veche (210 – 240 m) fiind

racordată cu nivelul inferior de eroziune subcarpatic din bazinul Olăneşti.

Olt Altitudinea relativă a

teraselor Oltului Olăneşti Altitudinea relativă a

teraselor Olăneştiului T7 210-240 m Nivel de vale 180-200 m

T6 150-160 m T5 120-140 m

T5 120-140 m T4 75-100 m

T4 80-100 m T3 30-40 m

T3 30-40 m T2 18-20 m

T2 18-20 m T1 4-10 m

T1 6-10 m TL (terasa de luncă)

2-2,5 m

TL (terasa de luncă)

2-2,5 m - -

Tabelul 12.1. Corelarea sistemelor de terase ale râurilor Olt şi Olăneşti

Evoluţia văii Olăneşti a avut un rol important în direcţionarea cursului Oltului.

În Holocen, Olăneştiul devenise un râu cu capacitate mare de transport al aluviunilor,

pe care le depunea la vărsare, rezultând un vast con aluvionar care obtura albia

Oltului. Acesta a fost nevoit să se deplaseze continuu spre stânga (unde terasele sale

inferioare nu se mai păstrează), transportând o parte din materialul aluvionar al râului

Olăneşti. În dreptul confluenţei, lunca şi terasele T1-2 ale Oltului s-au format exclusiv pe

seama conului aluvial al Olăneştiului. Spre sud, acelaşi efect l-a avut şi conul comun al

pârâului Sâmnic şi al afluentului său, Sâmnicel.

În lungul văii subcarpatice a Olăneştiului s-a format un sistem de 5 terase

(inclusiv nivelul format în Pliocen superior – Cuaternar inferior, care constituie cea

mai veche terasă) + 1 terasă de luncă, corelat cu sistemul de terase al Oltului.

Sistemul de terase al Olăneştiului (T1 – T5) este mai bine conturat în Subcarpaţi

şi cu totul fragmentar în Munceii Olăneştiului, în bazinetele depresionare şi deasupra

meandrelor încătuşate. Către amonte, terasele trec treptat în nivele de vale care se

termină „în fund de sac”, asemenea nivelelor de eroziune subcarpatice. Singura care

prezintă continuitate este T1, pe văile Olăneştiului şi afluenţilor săi principali, Cheia şi

Debrădet. T1 apare în lungul văilor pe măsură ce terasele superioare trec în nivele de

vale şi se reduc până la dispariţie.

O caracteristică a teraselor subcarpatice ale Olăneştiului: terasele inferioare

(T1-T3) sunt acoperite de cele mai multe ori de deluvii (de alunecare) şi depozite

proluviale (conuri de dejecţie ale afluenţilor Olăneştiului, în cea mai mare parte văi

torenţiale). În schimb, terasele superioare (T4-T5) sunt puternic fragmentate; mai bine

păstrată în relief este terasa veche (superioară).


Fig. 12.1. Harta teraselor văii Olăneşti

Podurile teraselor sunt arareori netede, cu excepţia terasei 1. Terasele

superioare (T4-5) au podul puternic înclinat, din care se detaşează mici suprafeţe în

profil transversal, fapt ce indică deformări de natură tectonică. Rupturile de pantă din

profilul teraselor nu sunt prezente de-a lungul întregii văi subcarpatice a Olăneştiului,

ci doar acolo unde mişcările tectonice pozitive au fost mai intense (dealurile Lacul

Frumos, Pătroaia, Petrişor şi Licura). În cazul teraselor inferioare, aşa cum am

menţionat anterior, podul este acoperit frecvent cu materiale coluviale sau deluvii de

alunecare, ce pot ajunge la zeci de metri grosime şi creează confuzii în identificarea

fragmentelor de terasă.

Numărul teraselor în Subcarpaţii Vâlcii: 6-7 pe Olt (Badea, 1983; Ielenicz,

1983), 3 pe Muereasca (Ielenicz, 1983), 5 pe Olăneşti (+1 terasă de luncă).


Fig. 12.2. Terasele râurilor Olt şi Olăneşti la confluenţă


CAPITOLUL 13. Vegetaţia – factor de stabilitate în desfăşurarea proceselor de modelare actuală

Bazinul hidrografic Olăneşti face parte din regiunile carpatică şi subcarpatică

ale României, în care relieful este factorul condiţional principal în distribuţia

elementelor fito-pedo-climatice. Poziţia geografică a bazinului în sudul Carpaţilor

Româneşti a determinat întrepătrunderea pe teritoriul său a elementelor

biogeografice caracteristice provinciilor dacice şi moesice (Călinescu, 1969).

Etajele fitogeografice caracteristice şi intervalele de altitudine medii cărora

acestea le corespund sunt următoarele:

a) Etajul nemoral (subetajul gorunului, al amestecului gorun – fag, subetajul

fagului) între confluenţa cu Oltul şi 1200 – 1400 m;

b) Etajul de amestec fag – răşinoase (molid, tisă, brad) între 1200 – 1400 m;

c) Etajul molidului între 1400 m – 1750 m;

d) Etajul subalpin între 1750 - 1850;

e) Etajul alpin la peste 1850 m.

Arealul în care s-au păstrat cele mai multe dintre speciile vegetale endemice de

pe teritoriul bazinului hidrografic Olăneşti este Masivul Vânturariţa – Buila.

Abrupturile calcaroase au constituit veritabile obstacole în calea răspândirii naturale a

plantelor, astfel încât pe crestele sale s-au păstrat încă din Pleistocen numeroase

relicte glaciare. Au fost descrise peste 36 de specii endemice (Ciurchea, 1963), între

care numim: albăstriţa (Centaurea pinnatifida) – specie aflată în pericol de extincţie,

inclusă pe lista roşie a IUCN, cornuţul (Cerastium transsilvanicum), micsandra sălbatică

(Erysimum saxosum), sparteta de munte (Onobrychis transsilvanica), trandafirul de

Cozia (Rosa coziae), pătlagina de munte (Plantago atrata ssp. carpathica), inul galben

(Linum uninerve) etc.

Suprafeţele ocupate de pădure sunt mult mai extinse în sectorul montan

comparativ cu cel subcarpatic, unde habitatul uman a avut condiţii prielnice de

instalare şi menţinere de timpuriu. Însă, spre deosebire de alte regiuni ale ţării,

exploatarea pădurii în spaţiul montan nu a atins cote extreme în secolele XVIII – XIX,

aşa cum o arată hărţile din 1790 – 1791 şi 1864 şi fotografiile vechi de la începutul

secolului al XX-lea. Cantităţi mai importante de lemn s-au extras doar din bazinul

superior al pârâului Olăneşti (Bardaşu şi Simeanu, 1973; citaţi de Ploaie, 1999); în alte

bazine (de exemplu Cheia) accesul dificil a îngreunat exploatările. Consecinţa acestui

fapt şi a unei gospodăriri silvice relativ corespunzătoare după 1948 este menţinerea în

bune condiţii a suportului pedologic, ceea ce explică în parte gradul mare de acoperire

cu păduri în prezent în spaţiul montan, chiar şi pe versanţii cu pante accentuate.

În spaţiul subcarpatic, pădurile de fag se dezvoltă pe versanţii nordici, nord-

estici şi nord-vestici la altitudini de 450 – 650 m. Pe versantul drept al văilor Olăneşti

şi Debrădet, dezvoltaţi pe nisipuri sarmaţiene cu marne, argile şi tufuri, făgetele se


dezvoltă pe suprafeţe întinse şi au rol decisiv în fixarea substratului. Totuşi, se produc

uneori surpări şi alunecări de teren de tip rotaţional, iar eroziunea regresivă la

obârşiile văilor a creat sisteme de ravene (Valea Glâmboaca, Valea lui Tobă). Reţeaua

de drumuri de care a favorizat concentrarea scurgerii, iar cu timpul s-a adâncit chiar şi

cu 2-3 m. Pădurea are rolul de a încetini procesele de eroziune. Accesul dificil la vârful

ravenelor şi umiditatea ridicată permite refacerea rapidă a vegetaţiei pe fundul

ravenelor, încetinind viteza de scurgere a apei şi eroziunea pe firul acestora; totuşi,

acest lucru nu se produce şi în zona vârfului ravenei, care este permanent atacat.

Pe grohotişurile şi stâncăriile calcaroase din Masivul Vânturariţa – Buila,

jneapănul (Pinus mugo) are rol decisiv în formarea învelişului de sol, mai întâi prin

fixarea gelifractelor, iar ulterior prin crearea unui microclimat favorabil instalării

substratului muscinal, care reţine seminţişurile. Cu timpul, dacă panta permite, se

acoperă cu vegetaţie forestieră. Procesul poate dura însă sute sau mii de ani. Rolul

important al jnepenişurilor în acest sens a fost dovedit în urma studiilor efectuate de o

seamă de specialişti în masivele carpatice din România: V. Soran (1960, 1979), N.

Boşcaiu (1975), A. Popova-Cucu (1975), Gh. Coldea (1980) ş.a.

CAPITOLUL 14. Solul – factor morfogenetic şi componentă condiţionată de relief

14.1. Scoarţa de alterare. Rocile care constituie suportul pedogenetic se

alterează în mod diferit, în funcţie de alcătuirea lor mineralogică. Aceasta

condiţionează direct procesul de solificare şi tipul de sol, prin particulele minerale pe

care roca le eliberează şi care participă la formarea profilului de sol. Aşadar, partea

minerală a solului rezultă în urma unui proces îndelungat de dezagregare şi alterare în

primul rând a rocilor metamorfice, iar în al doilea rând a rocilor sedimentare, rezultate

pe seama celor dintâi prin procese diagenetice.

În Munţii Căpăţânii, tipul predominant de scoarţă de alterare este cel rezidual.

Doar în bazinetele depresionare formate în amonte de Cheile Recea şi Folea apare o

scoarţă de alterare acumulativă. Suprafeţele relativ plane ale nivelelor de denudaţie

sunt foarte extinse în Culmea Căpăţânii şi pe Plaiurile Netedu, Lespezi şi Hădărău, aici

fiind dominante districambosolurile şi prepodzolurile cu profil bine dezvoltat şi

scoarţă de alterare reziduală groasă.

În Subcarpaţi, condiţiile morfografice determină o diferenţiere a proceselor

pedogenetice, astfel: pe culmile alcătuite din roci mai dure şi compacte (gresii,

conglomerate) care sunt de obicei mai proeminente (Dealul Mic, Dealul Lacul Frumos,

Culmea Şuviţa ş.a.), se formează o scoarţă de alterare reziduală subţire; pe versanţii

inferiori scoarţa de alterare este acumulativă. Pe culmile în care predomină argilele şi

marnele, cu versanţi domoli, alunecările de teren au determinat amestecul

materialului din scoarţa de alterare cu cel solificat şi cu roca nealterată. În consecinţă,


solul prezintă o varietate mare de tipuri şi stadii de evoluţie ale aceluiaşi tip genetic. În

depresiuni, pe depozite proluviale sau aluvio-proluviale s-a format o scoarţă de

alterare acumulativă, cu o alcătuire texturală variată în funcţie de distanţa faţă de locul

de provenienţă a materialului dezagregat şi alterat şi de vârsta depunerii acestuia

(Chiţu, 1975).

14.2. Solurile din bazinul Olăneşti şi distribuţia lor spaţială. Solul cel mai

răspândit pe suprafeţele împădurite din bazinul hidrografic Olăneşti este

eutricambosolul (solul brun eumezobazic tipic, S.R.C.S., 1980), pe o suprafaţă de 4755,1

ha (47,55 km2) şi o pondere de 63,58%. Este dominant în Subcarpaţi, pe roci

sedimentare variate – conglomerate, gresii, marne, argile şi roci intermediare între

acestea, sub pădurile de gorun şi fag. Secundar, în regiunea subcarpatică se mai

întâlnesc solurile brune de pădure, luvosolurile, luvisolurile albice şi faeoziomurile. În

Munceii Olăneştilor predomină cu ponderi echilibrate eutricambosolurile şi

districambosolurile. În Masivul Vânturariţa – Buila, prezenţa calcarelor a determinat

formarea rendzinelor şi a solurilor rendzinice. Culmea Căpăţânii se caracterizează prin

răspândirea a două tipuri principale de soluri: districambosolurile sub pădurile de

molid, la altitudini cuprinse între 1200 şi 1650 m şi prepodzolurile spre limita

superioară a pădurii şi în etajul subalpin, la altitudini de peste 1650 m.

Partea a V-a. Potenţialul de exploatare a reliefului şi dinamica actuală în condiţiile intervenţiei antropice

CAPITOLUL 15. Condiţionarea geomorfologică a dezvoltării sistemului de aşezări umane şi căi de comunicaţie

15.1. Sistemul de aşezări umane şi căi de comunicaţie. În cadrul bazinului

hidrografic Olăneşti se găsesc 24 de aşezări: 1 municipiu – reşedinţă de judeţ, 1 oraş

(staţiune balneoclimaterică) şi 22 de sate. Ele sunt organizate teritorial într-o reţea

extinsă cu precădere pe văile principale (Olăneşti, Cheia şi Debrădet), cu unele

ramificaţii laterale şi areale disipate fragmentar pe interfluviile deluroase şi (mai

puţin) montane.

Axa principală urmăreşte valea râului Olăneşti de la vărsarea acestuia în Olt şi

până în depresiunea submontană de eroziune diferenţială Băile Olăneşti – Livadia.

Importanţa economică a staţiunii (de nivel naţional) este dovedită de categoria căii de

acces rutier – drumul naţional 64A, Râmnicu Vâlcea – Băile Olăneşti. Prin dezvoltarea

teritorială a localităţilor în lungul acestuia, intravilanul a devenit aproape continuu (cu

mici excepţii între satele Vlăduceni – Păuşeşti – Măglaşi, Valea Cheii – Olăneşti şi între

Olăneşti – Băile Olăneşti). Majoritatea aşezărilor sunt grupate în spaţiul subcarpatic, cu

excepţia unor sate de munte izolate (Gurguiata, Comanca şi Pietrişu). Alte localităţi se

găsesc la contactul dintre Carpaţi şi Subcarpaţi, în depresiunile de eroziune


diferenţială sau pe interfluvii: Băile Olăneşti, Livadia, Cheia şi Tisa. Staţiunea Băile

Olăneşti a fost întemeiată în secolul al XIX-lea pe locul unde au fost descoperite

izvoarele minerale, cunoscute cu mult înainte de localnici. Satele însă au existat pe

aceste locuri cel puţin din perioada medievală românească (secolele XV - XVI), aşa cum

atestă documentele vremii (Petrescu, 2008).

15.2. Factori favorizanţi şi restrictivi. Stabilirea locurilor unde au fost

întemeiate aşezările umane nu s-a realizat la întâmplare, ci în funcţie de anumite

caracteristici (mai ales geomorfologice) cu grad ridicat de favorabilitate. Principalii

factori cu rol în distribuţia sistemului de aşezări umane din cadrul bazinului

hidrografic Olăneşti sunt: alcătuirea geologică, declivitatea suprafeţelor (panta),

gradul de însorire sau insolaţie, configuraţia văilor şi interfluviilor (morfografia) şi

procesele geomorfologice actuale (tipuri, răspândire). Altitudinea reliefului deţine un

rol secundar, însă în general aşezările sunt situate la altitudini sub 600 m, rar depăşind

această limită (Comanca, Gurguiata).

15.3. Controlul morfografic şi particularităţile formelor de relief din

cadrul văilor cu importanţă în distribuţia aşezărilor umane. Desfăşurarea

sistemului de văi şi interfluvii în cadrul bazinului hidrografic Olăneşti constituie

factorul principal de control al distribuţiei aşezărilor umane şi căilor de comunicaţie.

Cele două artere hidrografice principale, Cheia şi Olăneşti, precum şi cea a colectorului,

râul Olt, au permis stabilirea majorităţii aşezărilor subcarpatice pe terasele inferioare

(T1-3). Există şi excepţii, când satele se extind pe versanţi şi gospodăriile ocupă nivelele

superioare ale teraselor, aşa cum s-a întâmplat în cazul satului Pietrari, care s-a extins

parţial pe un fragment al terasei a 5-a a Olăneştiului.

Conurile de depunere ale afluenţilor, în general văi torenţiale cu debit lichid

redus şi debit solid consistent, cu caracter temporar, au favorizat ramificarea satelor

pe văile secundare. Cel mai tipic exemplu este satul Vlădeşti, căruia morfografia

versantului sudic al Dealului Lacul Frumos (753 m) i-a îngăduit extinderea prin

ramificare pe conurile de depunere ale văilor torenţiale paralele care îl disecă aproape

complet.

Satele formate pe interfluvii sunt mai rare, dar explică în mare măsură

importanţa particularităţilor geomorfologice ale reliefului în stabilirea lor. De

exemplu, satul Priba, localitate componentă a municipiului Râmnicu Vâlcea, este

amplasat pe Dealul Iuga, între 550 – 570 m altitudine, pe aliniamentul interfluvial.

Satul Trundin ocupă în parte interfluviul încadrat de văile Trundina şi Valea Ursului.

Satele Pleaşa şi Fundătura se găsesc tot pe Dealul Lacul Frumos, pe interfluviul dintre

bazinele Olăneşti şi Muereasca, format pe deluvii de alunecare. Zmeurătu, un sat tipic

de interfluviu, liniar, urmează configuraţia dealului omonim alcătuit din nisipuri şi

pietrişuri sarmaţiene.


Fig. 15.1. Extinderea satului Vlădeşti pe conul de depunere al Văii Tulburea, pe versantul sudic al

Dealului Lacul Frumos

Din hărţile şi studiile de caz analizate reiese că poziţia aşezărilor în raport cu

relieful a fost favorizată de următoarele caracteristici:

Declivitatea redusă (sub 15°).

Orientarea predominant sudică (impusă parţial de structura monoclinală).

Extinderea fragmentară a teraselor şi conurilor aluviale: Râmnicu Vâlcea,

Vlădeşti, Aranghel, Poenari, Vlăduceni, Pietrari.

Configuraţia văilor, existenţa bazinelor depresionare: Băile Olăneşti, Olăneşti

– Sat, Valea Cheii, Cheia, Păuşeşti – Măglaşi.

Versanţi şi interfluvii modelate pe roci slab coezive, cu grad ridicat de

susceptibilitate la alunecări de teren (deluvii de alunecare parţial stabilizate): Pleaşa,

Trundin, Fundătura, Buda, Zmeurătu, Gurguiata, Comanca, Pietrişu, Tisa, Priba.

CAPITOLUL 16. Procesele geomorfologice actuale şi consecinţele asupra spaţiului construit şi cu utilitate economică

16.1. Principalele categorii de procese geomorfologice actuale manifestate

în bazinul Olăneşti sunt: procesele de meteorizaţie (dezagregarea – crioclastia sau

gelifracţia, hidroclastia şi bioclastia; alterarea; disoluţia calcarelor sau cimentului

calcaros), dominante în Culmea Căpăţânii, Masivul Vânturariţa – Buila şi Munceii

Olăneştilor; procesele torenţiale (pluviodenudaţia, scurgerea areolară, şiroirea,

torenţialitatea, ravenarea) – în Culmea Căpăţânii, Munceii Olăneştilor şi Subcarpaţi;

procesele fluviale (eroziunea, transportul şi aluvionarea) – în cadrul albiilor râurilor.

Procesele de meteorizaţie reprezintă o consecinţă a variaţiilor termice (diurne

şi sezoniere), a alternanţei stărilor de umezire – uscare sau a acţiunii vieţuitoarelor, cel

mai adesea prin dezvoltarea în lungul fisurilor a sistemelor radiculare ale plantelor.

Dezagregarea se manifestă în mod caracteristic pe calcarele din Masivul Vânturariţa –


Buila, gelifractele acumulându-se la baza versanţilor şi constituind fracţiunea activă a

pânzelor şi conurilor de grohotiş. Cu totul izolat afectează aflorimentele de roci

cristaline din Culmea Căpăţânii. Prin alterare rezultă formele alveolare dezvoltate pe

conglomeratele şi gresiile din Munceii Olăneştilor. Pe calcare, dar şi în Subcarpaţi, pe

conglomerate şi gresii, pătrunderea rădăcinilor arborilor (mai ales ale celor seculari)

în rocă, în lungul fisurilor, cauzează dezagregarea biotică.

Procesele torenţiale se manifestă la obârşiile tuturor bazinelor hidrografice mici

(sectoare de versant pe care se realizează organizarea reţelei hidrografice

superficiale), pe suprafeţele cu potenţial ridicat de infiltrare a apei meteorice, pe văile

înguste de ordine inferioare, puternic modelate în timpul căderii ploilor torenţiale. Un

rol foarte important în prevenirea eroziunii accelerate îl deţine gestiunea judicioasă a

fondului forestier în aceste bazine şi executarea corectă a lucrărilor hidrotehnice.

Ravenarea este caracteristică pe suprafeţele dezvoltate pe nisipuri şi pietrişuri (Dl.

Lacul Frumos, Dl. Negrosu ş.a.).

Procesele gravitaţionale cele mai frecvente sunt alunecările de teren, urmate de

surpări şi curgeri de pământ. Alunecările de teren se prezintă sub forma unor

complexe aparţinând unor generaţii diferite, dezvoltate pe formaţiunile friabile

marnoase de vârstă maastrichtiană (marnele de Căciulata), eocenă (marnele de

Olăneşti), oligocenă (faciesul de Pucioasa), helveţiană (orizontul superior) şi

sarmaţiană (orizontul inferior). Activitatea recentă (între anii 2004 – 2009) s-a

manifestat cu deosebire în bazinul depresionar Băile Olăneşti – Livadia (Valea Stânii),

în bazinele Tisa, Faţa Tisei, Valea Câmpului, Mosoroasa, Pleaşa şi Valea Plutii (în Dealul

Lacul Frumos), existând riscul unor reactivări în viitorul apropiat. Pentru fiecare

dintre aceste areale au fost întocmite studii de caz. Surpările sunt frecvente în

formaţiunile nisipoase, pe flancurile de sinclinal sau anticlinal din Subcarpaţi (Dealul

lui Ionel, Dealul Prisăcii, Steiului, Cheii ş.a.). Fisurile de natură tectonică, apărute la

partea superioară a versanţilor, constituie căi de pătrundere a apei, favorizând

declanşarea acestor procese.

16.2. Regionarea proceselor geomorfologice actuale. Riscul

geomorfologic. În funcţie de frecvenţa manifestării diferenţiate a proceselor de

modelare actuală a reliefului, s-a realizat regionarea lor pe unităţi de relief şi în raport

cu desfăşurarea spaţiului locuit. Alunecările de teren şi procesele torenţiale sunt

predominante în Subcarpaţi, constituind cel mai frecvent element de risc

geomorfologic. S-a constatat lipsa acţiunilor de prevenire a declanşării proceselor

gravitaţionale, de cele mai multe ori intervenţiile autorităţilor fiind superficiale şi fără

respectarea normelor impuse de caracteristicile geotehnice ale suprafeţelor de versant

afectate, cu toate că s-au efectuat studii în acest sens (la Băile Olăneşti, Vlădeşti şi

Păuşeşti – Măglaşi). Rezultatul constă în investirea unor sume foarte mari în acţiuni cu

efect trecător. La rândul lor, procesele torenţiale duc la pierderea prin eroziune

laterală şi regresivă a unor suprafeţe cu potenţial de utilizare (agricol, forestier, spaţiu


construibil), precum şi la aluvionarea intensă a sectoarelor de albie, a luncilor sau

glacisurilor.

În Munceii Olăneştilor domină procesele torenţiale, fluviale (eroziunea liniară)

şi de meteorizaţie (alterarea). Pe calcare se manifestă gelifracţia, disoluţia şi bioclastia.

În Culmea Căpăţânii, pe rocile cristaline se manifestă cu precădere alterarea (pe

suprafeţele acoperite cu sol şi vegetaţie ierboasă), gelifracţia (pe suprafeţele de

versant expuse) şi torenţialitatea (în cadrul ravenelor de obârşie ale văilor principale –

Recea, Căprăreasa, Olăneşti).

CAPITOLUL 17. Efectele lucrărilor hidrotehnice asupra dinamicii de ansamblu a reliefului

În secolul al XX-lea, intervenţia antropică asupra organismelor torenţiale şi

albiilor râurilor din bazinul Olăneşti a vizat controlul scurgerii superficiale prin

construirea unor baraje de retenţie a aluviunilor sau de acumulare (în scop

hidroenergetic şi de control al undelor de viitură), îndiguiri şi rectificări ale albiei

râului Olăneşti, amenajarea luncii şi terasei inferioare pentru extinderea spaţiului

construibil (între altele, a fost anulată derivaţia Iazul Morilor de pe teritoriul oraşului

Râmnic).

Barajele de retenţie a aluviunilor au fost construite pe văile torenţiale în scopul

reducerii intensităţii eroziunii regresive şi laterale (V. Pătulelor, V. Plutii din Dealul

Lacul Frumos), al preîntâmpinării efectelor distructive ale viiturilor asupra drumurilor

forestiere (V. Călăuzul Mare, V. Lupului) prin aterisarea talvegului în bieful aval al

barajelor. Aterisarea s-a produs în timp foarte scurt (10 – 15 ani, în unele cazuri şi mai

repede), profilul în trepte al văilor urmând a reduce eroziunea liniară şi evacuarea

unor cantităţi mari de material.

La Băile Olăneşti a fost construit un baraj cu înălţimea de 15 m şi o

microhidrocentrală pentru uzul local. Acumularea este colmatată complet cu material

aluvionar.

Amenajarea hidrotehnică cu impactul cel mai mare asupra dinamicii albiei

râului Olăneşti o constituie construirea barajului din anrocament (cu înalţimea de 11,5

m) şi crearea lacului de acumulare de la Vlădeşti, la 6 km distanţă de confluenţa cu

Oltul. Amenajarea nu mai îndeplineşte rolul pentru care a fost proiectată – furnizarea

de energie hidroelectrică şi controlul undelor de viitură, ea fiind colmatată integral

după 25 ani de funcţionare (anul P.I.F. - 1984). Circa 1 milion m3 de aluviuni constituie

în prezent umplutura cuvetei lacustre. Decolmatarea cuvetei şi renaturarea cursului

inferior al râului Olăneşti în primii 2 km de la confluenţa cu Oltul se află deocamdată în

stadiu de proiect.


Fig. 17.1. Dinamica albiei râului Olăneşti în urma construirii lacului de acumulare de la Vlădeşti

CAPITOLUL 18. Sistemul ariilor protejate şi importanţa lor geomorfologică

O parte din ariile protejate de pe teritoriul judeţului Vâlcea sunt cuprinse în

cadrul bazinului hidrografic Olăneşti. Fie că se găsesc în Masivul Vânturariţa – Buila

(care concentrează cele mai multe şi diversificate situri de acest fel), în Munceii

Olăneştilor, în împrejurimile staţiunii Băile Olăneşti sau chiar în dealurile subcarpatice

de la sud, importanţa lor este deosebită pentru patrimoniul naţional şi pentru

multitudinea de posibilităţi de recreere pe care o oferă.

Nr. Denumirea Categoria Codul F (ha) Actul declarării

1 Buila - Vânturariţa Parc naţional II.1. 4490,50 H.G. 2151/30.11.2004

2 Rădiţa - Mânzu Rezervaţie naturală 802 80,72 Dec. 348/2000 a C.P.J. Vâlcea 3 Muntele Stogu Rezervaţie naturală 804 21,5 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea

4 Peştera Arnăuţilor Monument al naturii 792 0,4 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea

5 Pădurea din V. Cheii Rezervaţie naturală 808 1,2 Dec. 205/1966 a C.P.R. Argeş

6 Valea Cheii Rezervaţie naturală 10 Dec. 348/1980 a C.P.J. Vâlcea

7 Mlaştina Mosoroasa Rezervaţie naturală 795 0,25 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea 8 Peştera Munteanu -

Murgoci Monument al naturii 786 0,1 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea

9 Peştera Caprelor Monument al naturii 783 0,5 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea 10 Peştera cu Lac Monument al naturii 790 0,1 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea

11 Peştera cu Perle Monument al naturii 791 0,5 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea

12 Peştera Pagodelor Monument al naturii 787 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea

13 Peştera Clopot Monument al naturii 793 0,1 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea

14 Peştera Rac Monument al naturii 788 0,2 Dec. 348/1983 a C.P.J. Vâlcea

Tabelul 18.1. Ariile naturale protejate din bazinul hidrografic Olăneşti (sursa: Agenţia de Protecţie a Mediului Vâlcea, 2010)


Gradul redus de accesibilitate a contribuit în bună măsură la conservarea

unora dintre situri (de exemplu, rezervaţia Muntele Stogu, Cheile Cheii sau Rădiţa-

Mânzu). Interesul pentru protecţia şi totodată popularizarea acestor arii naturale a

crescut în ultimii ani, culminând cu înfiinţarea celui de-al doilea parc naţional de pe

teritoriul judeţului Vâlcea şi singurul cuprins în bazinul Olăneşti, Buila – Vânturariţa.

Elemente protejate: geologice, geomorfologice (Rădiţa – Mânzu, Stogu, Vioreanu,

Cheile Cheii), botanice (Mosoroasa, lacurile cu nuferi din Băile Olăneşti, pădurea de

tisă din Valea Cheii) şi mixte (Parcul Naţional Buila - Vânturariţa).

Fig. 18.1. Rezervaţia naturală Muntele Stogu


CONCLUZII Bazinul hidrografic Olăneşti este un bazin tipic montan şi subcarpatic ce

aparţine sistemului teritorial getic, compus din Carpaţii Meridionali şi Subcarpaţii

Getici şi este subordonat proceselor geodinamice care guvernează acest areal. Reţeaua

sa de drenaj este formată din cursuri principale paralele (Olăneşti, Cheia şi Debrădet)

şi cursuri secundare cu adaptări structurale (văi torenţiale de ordine inferioare). Este

dezvoltat în proporţii echilibrate în Munţii Căpăţânii şi Subcarpaţii Vâlcii. Evoluţia

sistemului hidrografic şi a reliefului în ansamblu sub controlul exercitat de petrografie,

structură şi tectonică în intervalul Cretacic – Cuaternar a determinat individualizarea a

patru sectoare, aparţinând următoarelor subunităţi de relief:

Culmea Căpăţânii

Masivul Vânturariţa – Buila

Munceii Olăneştilor

Subcarpaţii Vâlcii (sau ai Olăneştiului)

Culmea Căpăţânii. Nucleul orohidrografic estic al Munţilor Căpăţânii, căruia i

se suprapune sectorul superior al bazinul hidrografic Olăneşti, are altitudini cuprinse

între 900 şi 1978 m, cuprinzând astfel treptele hipsometrice caracteristice spaţiului

montan românesc, mai puţin treapta superioară (între 2000 – 2500 m). Acest lucru s-a

reflectat în morfologia generală a masivului, în principal prin lipsa reliefului glaciar

propriu – zis (custuri, creste, praguri, morene, văi caracteristice cu formă parabolică

etc.). A fost constatată şi dovedită însă existenţa unor forme glaciare incipiente –

circuri glacio – nivale la obârşia văilor Recea, Căprăreasa şi Olăneşti.

Orografia generală a masivului este strâns legată de principalele dislocaţii

tectonice, care au dirijat mecanismul formării sale. Gh. Munteanu-Murgoci a constatat

existenţa unei fracturi profunde de-a lungul întregului lanţ al Carpaţilor Meridionali:

grabenul Cernei, continuat spre est cu Depresiunea Petroşani şi „sistemul faliilor Lotru

şi Brezoi”, care se pot urmări „până în extremitatea estică a Masivului Cozia”

(Săndulescu, 1984). Altitudinile nu sunt spectaculoase, cele mai înalte vârfuri abia

trecând de 1950 m, însă raportate la altitudinile medii ale unităţilor limitrofe (Valea

Lotrului – 395 m pentru sectorul de vale cuprins între Golotreni şi Mălaia, respectiv

Munceii Olăneştilor – 855 m), rezultă o energie de relief cuprinsă între 1000 m şi 1600

m.

Compartimentul înalt este marcat de aliniamentul vârfurilor Govora (1958 m)

– Ionaşcu (1979 m) – Preota (1954 m) – Gera (1886 m) – Folea (1648 m) – Cândoaia

(1500 m), iar în cea sudică de abruptul calcaros al masivului Vânturariţa – Buila.

Caracteristică este prezenţa suprafeţei de nivelare Borăscu, cu două trepte la 1700 –


1800 m şi 1850 – 1950 m şi a suprafeţei Râul Şes, cu trei trepte (1200 – 1300 m, 1350

– 1450 m şi 1550 – 1650 m). Către sud-est, legătura culmii principale cu masivul

calcaros se realizează prin intermediul unor culmi secundare prelungi (plaiuri), care

conservă foarte bine treapta inferioară a suprafeţei de nivelare Râul Şes, la 1450 –

1550 m altitudine: Plaiul Netedu, Lespezi şi Hădărău. Contactul cu Munceii Olăneştilor

este marcat în relief prin discontinuităţi (văi transversale, mici arii de confluenţă şi

înşeuări) datorate eroziunii diferenţiale.

Fig. C.1. Culmea Căpăţânii (fotografie panoramică)

Ca o privire generală asupra structurii sectorului cristalin al Munţilor Căpăţânii

în cuprinsul bazinului Olăneşti, desprindem trei trepte de relief: a) axul principal

nordic, pe care se găsesc cele mai mari altitudini (peste 1900 – 1950 m); b) un nivel

inferior marcat de Vf. Netedu – Bărbătescu – Căprăreasa – Folea – Cândoaia, între 1450

– 1880 m şi separat de nivelul superior al culmii printr-o serie de înşeuări; c) treapta cea

mai joasă, la nivelul şeilor principale din Plaiurile Lespezi şi Hădărău (1350 – 1550 m).

Masivul Vânturariţa – Buila se înscrie în ansamblul unităţilor montane

calcaroase care subliniază rama sudică a Carpaţilor Meridionali şi se desfăşoară

începând de la Valea Cernei până la Valea Oltului. Însă vârsta, structura şi mai ales

evoluţia paleogeografică a acestor sectoare este diferită şi au influenţat aspectul actual

al reliefului. Din punct de vedere tectono-structural, calcarele Masivului Vânturariţa –

Buila aparţin sedimentarului Pânzei Getice (Oncescu, 1965). Cu toate că grosimea

calcarelor recifale nu este mare (între 250 – 300 m), totuşi ridicările puternice de la

sfârşitul Pliocenului – începutul Cuaternarului ale blocului cristalin peste care sunt

dispuse discordant au determinat înălţarea flancului nord-vestic, conferindu-i aspectul

tipic de hogback. Suprafaţa structurală este astfel orientată către sud-est şi marchează

totodată în acest areal limita dintre orogenul carpatic şi Depresiunea Getică (Oncescu,

1965). Calcarele se afundă sub depozitele vracono-cenomaniene şi senoniene din

Munceii Olăneştilor.

În primul rând tectonica, iar în al doilea rând natura friabilă a molasei cretacice

au contribuit la formarea unei discontinuităţi remarcabile de 500 – 650 m între nivelul

general al crestei şi cel al munceilor. Energia de relief este mai atenuată faţă de culmile

cristaline care coboară dinspre nord-vest, în dreptul şeilor Lespezi şi Hădărău (200 –

300 m), dar contrastul morfologic este menţinut de abruptul grefat pe capetele de

strat.

b


Altitudinile maxime ating valori în jur de 1850 – 1880 m în partea centrală a

crestei: Vf. Buila (1849 m), Vf. Vânturariţa (1885 m) şi Vf. Vioreanu (1866 m), acolo

unde planul de stratificaţie se intersectează cu cel care retează capetele de strat. În

extremitatea nord-estică au valori medii (circa 1400 m – Vf. Stogu 1494 m), în schimb

în jumătatea sudică ele scad constant: Vf. Piatra (1643 m), Cacova (1525 m) şi Arnota

(1184 m). În bazinul Olăneşti este cuprins numai sectorul nord-estic, având o

suprafaţă mai restrânsă (9,43 km2), dar un grad mai accentuat de fragmentare şi

altitudini mai mari.

Masivul Vânturariţa – Buila este secţionat transversal la periferia nord-estică

de văile Cheia şi Olăneşti, care formează sectoare de chei speleoepigenetice: Cheile

Cheii, respectiv Cheile Folea. Acestea încadrează cupola izolată a Stogului (1494 m) şi

masivul Stogşoarelor (1271 m). Din punct de vedere structural, Stogul este un horst,

iar Stogşoarele formează un graben, cele două blocuri fiind separate de falia Stogului,

prima falie importantă semnalată de Gh. Munteanu – Murgoci în zona Vânturariţei

(Murgoci, 1907).

Fig. C.2. Sistemul de falii care secţionează Masivul Vânturariţa-Buila şi reflectarea lor în peisajul

geomorfologic (tectonica după Harta geologică 1:50 000, foaia 126a – Vânturariţa)

Cristalinul apare la zi în mai multe aflorimente în arealul masivului (la tunel, la

baza Stogului şi în Cheile Costeştilor, dar mai ales la baza abruptului nord-vestic, unde

suportă mase imense de grohotişuri). Aceasta se datorează tectonizării puternice,

numeroase falii secţionând transversal întregul masiv (fig. C.2). Accidentele tectonice

se reflectă deseori în morfologie. Abrupturile de falie cu oglinzi de fricţiune sunt

evidente în cazul faliilor de decroşare Stogu şi Buila – Pintenul lui Buia.

Cu excepţia văilor transversale menţionate, masivul este aproape lipsit de apă.

Foarte puţine resurse se găsesc în apropiere de stâna din Oale (un mic izvor poate fi

întâlnit chiar înainte de a ajunge la stână, dinspre Curmătura Oale, pe traseul marcat

cu punct galben) şi rareori la stâna Ştevioara. Apa din precipitaţii care se infiltrează în


masa calcarelor circulă printr-un sistem complicat de fisuri şi fracturi, pe care le

lărgeşte continuu şi apare la zi la baza masivului. Astfel, un şir întreg de izbucuri

jalonează baza calcarelor, cel mai important fiind Izvorul Frumos de lângă Schitul

Pahomie. Totuşi, reţeaua de văi torenţiale, subliniată de aşa-numiţii torenţi de pietre

sau râuri de pietre, este bine dezvoltată pe versantul sud-estic al masivului. Pe ea se

grefează în anotimpul rece culoarele de avalanşe, zăpada contribuind la modelarea lor.

Munceii Olăneştilor. Treapta cea mai joasă a Munţilor Căpăţânii se înfăţişează

ca un şir de culmi împădurite secţionate longitudinal de văile Cheii şi Olăneştiului şi

fragmentate transversal de multitudinea de afluenţi a acestora. Întreaga regiune pare a

fi retezată uniform la nivelul de 950 – 1160 m, care coboară constant dinspre baza

Masivului Vânturariţa – Buila, cu care se învecinează la nord-vest, către regiunea

subcarpatică din sud-est. Această suprafaţă de eroziune dominată pe alocuri de cupole

şi „căciuli” dezvoltate pe conglomerate este rezultatul modelării din ciclul pliocen

(Badea et al, 1998), fiind echivalentă suprafeţei carpatice de bordură sau Gornoviţa.

Fig. C.3. Munceii Olăneştilor – hogback-uri dezvoltate pe conglomerate cretacice în rezervaţia naturală Rădiţa – Mânzu (vedere de pe Muchia Frumoasă, Masivul Vânturariţa - Buila)

Uniformitatea reliefului se datorează în mare măsură şi alcătuirii litologice:

pachete alternante de gresii şi conglomerate senoniene, cu grosime totală de peste 10

000 m, dispuse monoclinal pe un plan relativ accentuat (350 - 450) şi favorizând astfel

dezvoltarea unui relief caracteristic de cueste simetrice (hogbacks).

În ansamblul geografic regional al teritoriului din nordul Olteniei, Munceii

Olăneştilor constituie excepţia de la regulă, un „accident” tectonic şi geomorfologic

care a determinat întreruperea şirului aproape continuu al depresiunilor submontane

care jalonează contactul dintre Carpaţii Meridionali şi Subcarpaţii Getici. Cea mai mare

parte este cuprinsă în bazinul hidrografic Olăneşti, iar consecinţele se reflectă în


gradul redus de accesibilitate. Aceasta explică şi lipsa aşezărilor umane, iar distanţa

apreciabilă (circa 18 – 20 km) care separă zonele locuite (satele Cheia, Gurguiata,

Comanca, staţiunea Băile Olăneşti) de Masivul Vânturariţa – Buila limitează numărul

turiştilor.

Subcarpaţii Vâlcii. După ce traversează Munceii Olăneştilor, văile Cheia şi

Olăneşti se lărgesc considerabil, făcând loc aşezărilor umane, căilor de comunicaţie şi

terenurilor agricole. Explicaţia o constituie schimbarea radicală a litologiei, locul

conglomeratelor dure senoniene şi paleogene fiind luat de cel al complexelor marno-

grezoase şi argiloase caracteristice Oligocenului superior şi Miocenului. Interfluviile

păstrează urmele nivelelor de eroziune formate în Cuaternarul inferior la 450 – 500 m,

550 – 600 m şi 650 – 700 m. Nivelul de eroziune de 210 – 240 m altitudine relativă se

racordează cu nivelul terasei vechi a Oltului în Subcarpaţi (T7). Vârfurile principale

sunt grefate pe roci dure (conglomerate şi gresii), dominând nivelele generale de

eroziune: Dl. Lacul Frumos (753 m), Dl. Cheia (657 m), Vf. Negrosu (622 m), Vf. Şuviţa

(820 m).

Pe cursul inferior al râului Olăneşti şi în bazinele depresionare se dezvoltă

sistemul de terase – 5 nivele la 4 – 6 m, 15 – 18 m, 30 – 40 m, 75 – 100 m şi 120 – 140

m. Terasele inferioare constituie suportul aşezărilor umane, în majoritate rurale, şi al

căilor de comunicaţie rutiere. Pe conurile aluviale care acoperă parţial unele

fragmente de terasă s-au extins recent noi construcţii rezidenţiale. Lunca Olăneştiului

a fost supusă unor lucrări hidrotehnice de amploare, care au produs modificări în

dinamica proceselor fluviale – construcţia acumulării de la Vlădeşti, rectificarea şi

îndiguirea cursului râului între Râmnicu Vâlcea şi valea Cheii pe anumite secţiuni ş.a.

Versanţii, majoritatea dezvoltaţi pe marne, marno-argile şi depozite marno –

nisipoase, sunt supuşi acţiunii proceselor gravitaţionale (alunecări de teren de

generaţii diferite) cu precădere în Dealul Lacul Frumos, bazinul pârâului Mosoroasa,

bazinele depresionare Băile Olăneşti – Livadia şi Cheia, precum şi interfluviul care le

separă (pe care sunt grefate bazinele hidrografice Tisa şi Faţa Tisei). Eroziunea

regresivă şi laterală se manifestă în cadrul văilor torenţiale dezvoltate în nisipuri şi

pietrişuri (Valea Pătulelor, Valea Plutii, Pleaşa, Valea Urşilor, Valea lui Zamfir,

Trundina ş.a.). Formaţiunile concreţionare de tipul trovanţilor (nisipoase sau psefitice)

sunt asociate acestor depozite şi apar cu precădere în versantul drept al văilor Olăneşti

şi Debrădet.

În ansamblu, deşi aceste sectoare ale bazinului Olăneşti sunt complet diferite ca

vârstă, mod de formare, alcătuire şi dinamica proceselor actuale (imprimând

diferenţieri şi în privinţa accesibilităţii şi gradului de antropizare), între ele există

legături de ordin genetico – evolutiv, tectonic şi petrografic. Sunt integrate procesului

de modelare exercitat de un sistem de drenaj unitar, funcţional (prin tripla acţiune

eroziune – transport – acumulare), dependent de nivelul de bază al văii subcarpatice a

Oltului.


BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ

1. Badea, Lucian (1955). Contribuţii la sudiul Piemontului Getic. Câteva observaţii

geomorfologice în regiunea Olăneşti-Cheia. În Probleme de Geografie II. Bucureşti: Editura Academiei R.P.R.

2. Badea, Lucian (1963). Depresiunea subcarpatică dintre Bistriţa Vâlcii şi Olt. În Probleme de Geografie IX. Bucureşti: Editura Academiei.

3. Badea, Lucian (1967). Subcarpaţii dintre Cerna Olteţului şi Gilort. Studiu de geomorfologie. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R.

4. Badea, Lucian (1983). Defileul Coziei şi valea subcarpatică a Oltului (suprafeţe de nivelare şi terase). În Studii şi cercetări de Geologie, Geofizică, Geografie – Geografie, XXX. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R.

5. Badea, Lucian, Gheorghe Niculescu, Sorin Roată, Dănuţ Călin şi Gheorghe Ploaie (1998). Masivul Vânturariţa – Buila. Caracterizare geomorfologică. În Buletinul Geografic 2: 3-36.

6. Bălteanu, Dan (1983). Experimentul de teren în geomorfologie. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R.

7. Bălteanu, Dan (1984). Relieful – Ieri, azi, mâine. Bucureşti: Albatros, 205 p. 8. Bălteanu, Dan, Mihaela Dinu şi Adrian Cioacă (1989). Hărţile de risc geomorfologic. În Studii

şi Cercetări de Geofizică, Geologie şi Geografie. Seria Geografie XXXVI. 9. Bleahu, Marcian (1957). Captarea carstică şi rolul ei în evoluţia regiunilor carstice. În

Probleme de Geografie V. Bucureşti: Editura Academiei R.P.R. 55-99. 10. Bleahu, Marcian (1974). Morfologia carstică. Condiţionarea geologică şi geografică a

procesului de carstificare. Bucureşti: Editura Ştiinţifică. 11. Bleahu, Marcian (1982). Relieful carstic. Bucureşti: Albatros. 12. Boldur, Cornel, Mihai Iavorschi şi D. Braşoveanu (1968). Câteva date noi privind stratigrafia

Jurasicului din Culmea Vânturariţa (Carpaţii Meridionali). În Dări de Seamă ale Institutului Geologic LIV/1, 1966-1967: 217-221. Bucureşti.

13. Boldur, Cornel, Alexandru Stilla, Mihai Iavorschi şi Ioan Dumitru (1970). Date noi în cunoaşterea stratigrafiei şi tectonicii sedimentarului mezozoic de la nord de Olăneşti (Carpaţii Meridionali). În Dări de Seamă ale Institutului Geologic LV/1, 1967-1968: 5-20. Bucureşti.

14. Boşcaiu, Nicolae (1975). Problemele conservării vegetaţiei alpine şi subalpine. În Ocrotirea naturii şi a mediului înconjurător, 19, 1: 17-22. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R.

15. Brook, G.A. & Ford, D.C. (1978). The nature of labyrinth karst and its implications for climaspecific models of tower karst. In Nature, 275: 493–96.

16. Catrina, S.C., Veronica Catrina (1982). Băile Olăneşti, izvor de sănătate. Iaşi: Junimea. 17. Călin, Dănuţ (1988a). Masivul Vânturariţa-Buila. Observaţii geomorfologice. În Studii şi

Cercetări de Geofizică, Geologie şi Geografie. Geografie XXXV: 91-96. 18. Călin, Dănuţ (1988b). Observaţii geomorfologice în unele perimetre afectate de degradări de

teren din Munţii Parâng – Căpăţânii. În Terra, 2: 38 – 42. 19. Chiţu, Constantin (1975). Relieful şi solurile României. Craiova: Scrisul Românesc, 267 p. 20. Chorley, Richard and Barbara Kennedy (1971). Physical Geography. A Systems Approach.

London: Prentice-Hall International Inc., 370 p. ISBN 13-669028-9. 21. Chorley, Richard, Stanley A. Schumm and David E. Sudgen (1984). Geomorphology.

Cambridge: University Press. ISBN: 0-416-32590-4. 22. Cioltan, Gheorghe (1939). Arboretul de tisă din pădurea Comarnic – Vâlcea. În Revista

Pădurilor, 7-8, 626-627.


23. Ciurchea, Maria (1963). Flora teritoriului raionului Vâlcea din dreapta Oltului. Teză de doctorat. Bucureşti: Universitatea din Bucureşti.

24. Cocean, Pompei (1988). Chei şi defilee în Munţii Apuseni. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R. 25. Coldea, Gheorghe (1980). Rolul termodinamic al jnepenişurilor în menţinerea echilibrului

natural al etajului subalpin din Carpaţii Româneşti. În Ocrotirea naturii şi mediului înconjurător 24, 2. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R.

26. Constantinescu, Traian (2009). Masivul Piatra Craiului. Studiu geomorfologic. Bucureşti: Editura Universitară. 163 p. ISBN: 978-973-749-676-8,

27. Coteţ, Petre (1971). Geomorfologie cu elemente de geologie. Bucureşti: Editura Didactică şi Pedagogică.

28. Cotton, C.A. (1958). Geomorphology. An Introduction to the Study of Landforms. Seventh Edition. Wellington: Whitcombe and Tombs Ltd., New Zealand.

29. Demeter, Traian (2004). Degradarea solurilor. Bucureşti: Editura Universităţii din Bucureşti. 169 p. ISBN 973-575-920-9.

30. Derruau, Max (1969). Les formes du relief terrestre (Notions de géomorphologie). Paris: Masson et Cie Éditeurs, 124 p.

31. Dinu, Mihaela (1999). Subcarpaţii dintre Topolog şi Bistriţa Vâlcii. Studiul proceselor actuale de modelare a versanţilor. Bucureşti: Editura Academiei Române.

32. Dinu, Mihaela (1996). Deplasările în masă şi impactul lor asupra modului de utilizare a terenurilor în Subcarpaţii Vâlcii. În Analele Universităţii “Ştefan cel Mare” din Suceava 5. Suceava.

33. Donisă, Ioan, Nicolae Boboc (1994). Geomorfologie. Chişinău: Editura Lumina. 34. Dragastan, Ovidiu (1980). Alge calcaroase în Mezozoicul şi Terţiarul României, Bucureşti:

Editura Academiei R.S.R. 35. Dragoş, V. (1955). Asupra structurii geologice a regiunii dintre Topolog şi Valea Olăneştilor.

Dări de Seamă ale Şedinţelor Institutului Geologic 39, (1953-1954). 36. Dumitriu, Cristina (1967). Noţiuni şi metode de sedimentologie. În Studii Tehnice şi

Economice, Seria I – Mineralogie – Petrografie, 3, 179 p., Bucureşti. 37. Ene, Marian (2001). Evaluarea eroziunii fluvio-torenţiale din timpul Cuaternarului în

regiunea subcarpatică vâlceană. Comunicări de Geografie. 155-159. Bucureşti: Editura Universităţii din Bucureşti.

38. Ene, Marian, Tîrlă, Laura, Osaci-Costache, Gabriela (2008), The collapses of Ocnele Mari, Proceedings of The 5th Turkey-Romania Geographical Academic Seminar: 101-110, June 5-15, 2007, Antalya-Turkey, printed by Inkilâp Kitabevi Baski Tesisleri, ISBN 978-975-00219-6-1.

39. Florea, Nicolae (1963). Curs de geografia solurilor cu noţiuni de pedologie. Bucureşti: Editura Didactică şi Pedagogică.

40. Ghiţă, Procopie, Ion Banu, Nicolae Năulea, Florica Marinescu (1978). Contribuţii privind cunoaşterea endocarstului din Cheile Recea (Masivul Buila – Vânturariţa). În Studii şi cercetări de ocrotire a naturii în Oltenia, Târgu-Jiu.

41. Ghiţă, Procopie, Nicolae Voicilă, Gheorghe Mănăilă (1983). Zona carstică Folea (Munţii Căpăţâna) cod 2041. În Studii şi cercetări de speologie, III: 17-24. Râmnicu Vâlcea: Tipografia Argeş.

42. Ghiţă, Procopie, Ion Banu, Nicolae Năulea, Nicolae Voicilă, Nicolae Dobre (1984). Contribuţii privind cunoaşterea endocarstului din cheile râului Cheia (Recea) – Masivul Buila – Vânturariţa (II). În Ocrotirea naturii în Oltenia – Studii şi cercetări. Râmnicu Vâlcea.

43. Ghiţă, Procopie, Traian Naum, Mirela Văcaru (2003). Forme de pseudocarst dezvoltate pe breciile şi conglomeratele Cretacicului superior din sud – estul Munţilor Lotru şi Căpăţânii. În Geografia judeţului Vâlcea – Teorie şi practică III. Râmnicu Vâlcea: Offsetcolor. ISBN: 973-86352-7-6.

44. Goran, Cristian (1983a). Catalogul sistematic al peşterilor din România. FRTA-CSSS. Bucureşti. 45. Goran, Cristian (1983b). Les types de relief karstique de Roumanie, en Les travaux de

l’Institut de Spéologie „Emile Racovitza”. Bucarest: 91 – 101.


46. Goran, Cristian (1999). Configuraţia şi dezvoltarea mediului carstic – Aspecte ale complexităţii mediilor naturale. Teză de doctorat. Bucureşti: Universitatea din Bucureşti.

47. Grecu, Florina (2004). Quantification of some elements of drainage basins in Romania. Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria 27. Torino, Italia: Comitato Glaciologico Italiano. 29-36. ISSN: 1724-4757.

48. Grecu, Florina (2008). Index of morphohydrographic basin completion by perimeters and areas. Case study in Romania. Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria 31. Torino, Italia: Comitato Glaciologico Italiano. 37-45. ISSN: 1724-4757.

49. Grecu, Florina (2009). Asupra noţiunii de bazin morfohidrografic ca entitate teritorială. În Comunicări ştiinţifice VIII, 379-380. Mediaş: Editura Samuel. ISSN: 1843-3324.

50. Gregory, K.J., D.E. Walling (1973). Drainage Basin Form and Process. A Geomorphological Approach. London: Edward Arnold (Publisher) Ltd. ISBN: 0-7131-5707-0.

51. Iancu, Silvia (1972). Câteva consideraţii asupra morfolitologiei Munţilor Parâng. Analele Universităţii din Bucureşti XXI. Geografie,105-121.

52. Ichim, Ioniţă şi Maria Rădoane (1986). Efectele barajelor în dinamica reliefului. Abordare geomorfologică. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R., 157 p.

53. Ichim, Ioniţă, Maria Rădoane, Dan Bătucă şi Didi Duma (1989). Morfologia şi dinamica albiilor de râuri. Bucureşti: Editura Tehnică. 408 p. ISBN: 973-31-0005-6.

54. Ielenicz, Mihai (1983). Observaţii geomorfologice în regiunea Muereasca-Seaca. În Analele Universităţii din Bucureşti. Geografie 32.

55. Ielenicz, Mihai (1984). Munţii Ciucaş – Buzău. Studiu geomorfologic. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R. 148 p.

56. Ielenicz, Mihai (1993). Suprafeţele de nivelare din regiunile de deal şi podiş ale României. În Analele Universităţii din Bucureşti – Seria Geografie, Anul XLII, 19 – 28. Bucureşti: Editura Universităţii din Bucureşti.

57. Ielenicz, Mihai (1999a). The terraces in the regions of hills and plateaus in Romania. In Analele Universităţii din Bucureşti.

58. Ielenicz, Mihai et al. (1999b). Dicţionar de geografie fizică. Bucureşti: Corint. ISBN: 973-9413-77-3.

59. Ion, Ilie D. (1970a). Carstul din nordul Olteniei. Rezumatul tezei de doctorat. Bucureşti: Universitatea din Bucureşti.

60. Ion, Ilie D. (1970b). Geomorfologia carstului. Bucureşti: Centrul de multiplicare al Universităţii din Bucureşti. 348 p. şi 37 planşe.

61. Ion, Ilie D. (1972). Contribuţii la tipizarea carstului din Carpaţii Meridionali. În Lucrările Simpozionului de Geografie Fizică a Carpaţilor – Bucureşti, Septembrie 1970: 165 – 181. Bucureşti: Institutul de Geografie al Academiei R.S.R.

62. Marin, Ion, Stumbea, Laura (2006). Alunecări de teren declanşate în anul 2005 în bazinul hidrografic Olăneşti. În Comunicări de Geografie X: 43-48. Bucureşti: Editura Universităţii. ISSN 1453-5483.

63. Marinică, Ion (2006). Fenomene climatice de risc în Oltenia. Teză de doctorat nepublicată. Bucureşti: Universitatea din Bucureşti.

64. de Martonne, Emmanuel [1906-1907](1981). Cercetări asupra evoluţiei morfologice a Alpilor Transilvaniei (Carpaţii Meridionali). Trad.: Gh. Niculescu. În Lucrări Geografice despre România I. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R.

65. Munteanu-Murgoci, Gh. (1907). Terţiarul din Oltenia. Analele Institutului Geologic din Bucureşti.

66. Niculescu, Gh. (1965). Munţii Godeanu. Studiu geomorfologic. Bucureşti: Editura Academiei R.P.R.

67. Oncescu, Nicolae (1965). Geologia României. Bucureşti: Editura Tehnică. 68. Petrescu, Eugen (2008). Vâlcea – Ţara lupilor getici sau Ţinutul vâlcilor. Râmnicu Vâlcea:

Conphys. Vol. I-II, 900 p. ISBN: 978-973-750-064-7. 69. Ploaie, Gheorghe (1999). Natura sălbatică din Vâlcea – Protecţie şi conservare. Râmnicu

Vâlcea: Prisma. 129 p. ISBN 973-99186-1-1.


70. Ploaie, Gheorghe (2005). Masivul Buila – Vânturariţa – Un spectacol al naturii. Râmnicu Vâlcea: Almarom. 164 p. ISBN 973-8467-46-2.

71. Popescu, Grigore (1954). Cercetări geologice în regiunea Govora – Râmnicu Vâlcea – Olăneşti. În Dări de Seamă ale Şedinţelor Institutului Geologic XXXVIII (1950-1951), Bucureşti, 118-136.

72. Popescu, Grigore şi Dan Patrulius (1968). Formaţiunile cretacice de pe marginea nordică a Depresiunii Getice, între Valea Oltului şi Masivul Vânturariţa (Carpaţii Meridionali). În Dări de Seamă ale Institutului Geologic LIV/1, 1966-1967. 313-334. Bucureşti.

73. Popescu, Nicolae (1972). Valea Oltului între Turnu Roşu şi Cozia. Observaţii geomorfologice. În Buletinul Societăţii de Ştiinţe Geografice din R.S.R. II (LXXII), 90-98. Bucureşti.

74. Popescu, Nicolae (1983). Un caz de captare laterală în valea Cheii. În Analele Universităţii din Bucureşti. Seria Geografie, 32. Bucureşti: Editura Universităţii din Bucureşti.

75. Popescu, Nicolae (1986). Evaluarea eroziunii fluvio-torenţiale pentru câteva văi din Piemontul Getic. În Analele Universităţii din Bucureşti XXXV, Geografie: 46-52. Bucureşti: Editura Universităţii din Bucureşti.

76. Popescu, Nicolae, Florina Folea (2002). Metode de evaluare indirectă a eroziunii fluvio-torenţiale prin determinarea volumului de material erodat. În Analele Universităţii din Bucureşti LI. Bucureşti: Editura Universităţii din Bucureşti.

77. Popescu, Nicolae, Mihai Ielenicz şi Grigore Posea (1973). Terasele fluviatile din România. În Realizări în geografia României. Bucureşti: Editura Ştiinţifică.

78. Popova-Cucu, Ana (1975). Rolul jnepenişurilor şi arinişurilor de munte în menţinerea echilibrului natural din Carpaţi. În Ocrotirea naturii şi a mediului înconjurător. Tomul 19, 1: 47-52. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R.

79. Posea, Grigore (1997). Planation surfaces and levels. In Revista de Geomorfologie I. Bucureşti: Editura Universităţii din Bucureşti.

80. Posea, Grigore, Nicolae Popescu şi Mihai Ielenicz (1974). Relieful României, Bucureşti: Editura Ştiinţifică.

81. Posea, Grigore, Mihai Grigore, Nicolae Popescu şi Mihai Ielenicz (1976). Geomorfologie. Bucureşti: Editura Didactică şi Pedagogică.

82. Rădoane, Maria, Dan Dumitriu şi Nicolae Rădoane (2001). Evoluţia geomorfologică a profilelor longitudinale. În Lucrările seminarului geografic „Dimitrie Cantemir” Nr. 19-20, 1999-2000. 13-34. Iaşi: Editura Universităţii „Al. I. Cuza”.

83. Rădoane, Nicolae (2002). Geomorfologia bazinelor hidrografice mici. Suceava: Editura Universităţii din Suceava. ISBN: 973-8293-69-3.

84. Stumbea, Laura, Marin, Marian, Ene, Marian, Nedeloaea, Iuliana (2005), Tipuri de alunecări de teren în bazinul Olăneşti. În Geografia judeţului Vâlcea. Teorie şi practică: 25–31. Râmnicu Vâlcea: Offsetcolor. ISBN 973-7743-21-0.

85. Surdeanu, Virgil (1984). Consideraţii asupra inventarierii alunecărilor de teren în vederea întocmirii hărţilor de risc. În Lucrările seminarului geografic „Dimitrie Cantemir” Nr. 5. 25-33. Iaşi: Editura Universităţii „Al. I. Cuza” din Iaşi.

86. Sweeting, M.M. (1972). Karst landforms. London: Macmillan and New York: Columbia University Press, 1973.

87. Ujvári, I. (1972). Geografia apelor României. Bucureşti: Editura Ştiinţifică. 88. Urdea, Petru (1996). Asupra unor microforme glaciare din Carpaţii Meridionali. În Studii şi

Cercetări de Geografie, tomul XLIII: 41 – 50. Bucureşti: Editura Academiei Române. 89. Urdea, Petru (2002). Opinion on the glacio – nival and glacio – nival cirque terms. În Analele

Universităţii „Valahia” din Târgovişte: 127 – 131. 90. Zăvoianu, Ion (1978). Morfometria bazinelor hidrografice. Bucureşti: Editura Academiei R.S.R. 91. Zugrăvescu, Dorel, Gabriela Polonic, Mihai Horomnea, Vasile Dragomir (1998). Recent

vertical crustal movements on the Romanian territory, major tectonic compartments and their relative dynamics. En Revue Roumaine de Géophysique 42, 3-14. Bucureşti: Editura Academiei Române.


ISBN 978-973-0-11164-4

Date post:	30-Aug-2019
Category:	Documents
Upload:	others
View:	7 times
Download:	0 times

Rezumatul tezei de doctorat -...

Documents