2. BAZINUL NIRAJULUI – A ȘEZARE GEOGRAFIC Ă, LIMITE ȘI ELEMENTE DE INTEGRARE TERITORIAL Ă 2.1. Pozi ția geografic ă și limite Teritoriul studiat,… [601213]

20 
2. BAZINUL NIRAJULUI – A ȘEZARE GEOGRAFIC Ă, LIMITE ȘI
ELEMENTE DE INTEGRARE TERITORIAL Ă

2.1. Pozi ția geografic ă și limite

Teritoriul studiat, reprezentat de bazinul hidr ografic al râului Nira j, este situat în
partea central estic ă a Depresiunii Transilvaniei, în tre bazinul hidrografic al Mure șului în
nord și bazinul Târnavei Mi ci, în sud (fig. 2.1).
Datorită caracterului integrat al studiului de fa ță, ce are ca obiectiv studiul
geomorfologic aplicativ din bazinul Niraju lui, pentru delimitarea regiunii s-a urm ărit
identificarea cumpenei de ap ă. În longitudine, acesta se extinde în emisfera estic ă, între
meridianele de 24° 25’ (dealul Recea) în vest și 25°04’ (dealul Digul de Sus) în est.
Longitudinal, paralela de 46°41’(dealul Denis) în nord, respectiv 46°27’ (dealul Vâlcele) în
sud încadreaz ă această regiune. Teritoriul se încadreaz ă unei suprafe țe de 658 km².

Fig. 2.1: Încadrarea în teritoriu a b azinului hidrografic al Nirajului

21 Locul de obâr șie al râului Niraj se afl ă pe versantul vestic al Mun ților Gurghiului la o
altitudine de 1249 m pentru Nirajul Mare și 1363 m pentru Nirajul Mi c. Având o lungime de
82 km, dup ă confluen ța Nirajului Mic cu Nira jul Mare, acesta dreneaz ă depresiunile D ămieni
și Măgherani, formând în aval de localitatea Eremitu un adev ărat culoar de vale.
Râul Niraj face parte din afluen ții de stânga ai Mure șului, primind la rândul s ău un
număr de 24 afluen ți permanen ți de dreapta: Pârâul Cald, Pârâul Rece, Hodo șa, Valea spre
Șardu etc., și 23 de stânga: S ăcădad, Aluni șul, Pârâul Litigios, Supl acul, Oaia, Bene, Tirimia
etc.
2.2. Elemente de individualitate și subordonare geografic ă
Caracterul unitar al regiunii studiate deriv ă din caracteristicile specifice precum:
 înclinarea general ă a reliefului de la NE la SV, care canalizeaz ă fluxurile energetice în
aceeași direcție;
 succesiunea formelor de relief altitudinal: relief montan în bazinul superior (>1000
m), relief de deal înalt (4 00,1-550 m) în bazinul mijlociu și dealuri joase (284-400 m)
spre zona de v ărsare, de unde deriv ă panta accentuat ă a bazinului hidrografic, care va
impune o toren țialitate mai mare a viiturilor și va influen ța timpii de concentrare a
acestora, precum și o canalizare a energiilor cauzatoa re de procese modelatoare ale
reliefului;
 râul Niraj, primind un aport semnificativ de ap ă prin intermediul afluen ților care î și au
obârșia în zona montan ă prezintă un regim de alimentare pluvio-nival ;
 bazinul hidrografic este supr apus zonei de reactivare a fr onturilor atmosferice; Masele
de aer de origine vestic ă, care determin ă precipita ții însemnate pe versantul vestic al
Apusenilor, dup ă traversarea Depresiunii Tran silvaniei, în zona Subcarpa ților
Transilvaniei, se reactiveaz ă determinând c ăderea unor cantit ăți mai mari de
precipitații odată cu creșterea altitudinii;
Componentele geografice men ționate anterior dau unitate ansamblului teritorial
analizat, îns ă unele diferen țieri permit individualizarea a dou ă sectoare: spa țiul montan și
piemontan, respectiv sectorul sub carpatic reprezentat prin alternan ța arealelor deluroase și a
celor depresionare, diferen țiate prin alc ătuire geologic ă, morfologia reliefului, caracteristici
climatice și implicit hidrologice pe care le vom trata în cele ce urmeaz ă.
Pentru a identifica corect limita dintre zona montan ă și Depresiunea Transilvaniei,
Mac, I., 1972, propune nivelul cute i anticlinale precarpa tice. În flancul cutei sunt prezente
depresiuni și bazinete de eroziune, modelate ca v ăi de anticlinal (butoniere) și inversiuni de

22 relief, iar o serie de v ăi torențiale, ogașe, ravene și pe alocuri alunec ări de teren fragmenteaz ă
abruptul platoului vulcanic (Irimu ș, 1998).
În aceast ă zonă, Szakács, Rus, Petrea, 2012, identific ă fenomenul de vulcano-
spreading pentru care Mac, I., în anul 1972 constata „ înclinarea platoul ui în sectorul
Homorodul Mare – Niraj în sens invers pantei structurale specific ă depunerilor produselor
vulcanice .” Acest fenomen este identificabil și la nivelul profilului l ongitudinal al râului (fig.
2.2).

Fig. 2.2: Profil longitudi nal pe râul Niraj
Regiunea analizat ă aparține majoritar Depresiunii Transilvane, a c ărei regionalizare a
suferit numeroase diferen țieri de la un autor la altul. Existen ța unui relief de tip subcarpatic în
estul Transilvaniei a fost sus ținută în diferite cercet ări de către Mihăilescu, V., (1936),
Martiniuc, C. (1946), David, M., (1945), Gârbacea, V., (1957), Trufescu, V., (1966), Mac, I.,
(1972). Apartenen ța la aceast ă categorie de form ă de relief este într-o oarecare m ăsură
subiectivă, fiind astfel necesar ă cunoașterea exact ă a specificului geog rafic a regiunii.
Relieful de tip subcarpatic reprezint ă o zonă complex ă formată dintr-un șir de culmi
cu altitudini de peste 900 m în alternan ță cu depresiuni de natur ă tectono – eroziv ă, dispuse
longitudinal, situate la marginea vulcanismului neogen (mun ții vulcanici ai Gurghiului).
Raportul dintre structur ă și morfologie se realizeaz ă pe baza culmilor deluroase, a cutelor
diapire și prin prezen ța unor anticlinale suspendate (Grigor, P., 2001).
Subcarpații Transilvaniei sunt reprezenta ți în zona de studiu prin compartimentul
sudic al Dealurilor Reghinului (compartimentul Teleacului între Valea Mure șului și valea
Nirajului) și de Dealurile dintre Niraj și Olt. Pentru cel din urm ă compartiment, apartenen ța la
Subcarpații Transilvaniei este sus ținută în Geografia Români ei, volumul III, 1987,
remarcându-se dou ă caracteristici aparte: existen ța unui platou de lave vulcanice și
aglomerate ale acestora din Mun ții Gurghiului, împinse spre vest, acoperind forma țiuni mai

23 vechi și existența unor altitudini mai ridicate decât în dealurile Reghinului, ajungând și
depășind uneori 1000 de metrii care duc la separarea a dou ă compartiment: Dealurile
Sângiorzului de P ădure (ce apar țin arealului studiat) și dealurile Odorheiului și Homoroadelor
(fig. 2.3).
În ceea ce prive ște denumirea de dealurile Târnavei Mici se remarc ă dublarea
acestora: Grigor Pop (2001) denume ște dealurile Târnavei (Praid ului) sectorul dealurilor
Sângiorzului de P ădure – Sovata, îns ă în Geografia României (1987) dealurile Târnavei Mici
reprezintă întreg sectorul dintre Mure ș și Târnava Mare.

Fig. 2.3: Harta subdiviziunilor de relief din cadrul bazinului Nirajului (pe baza regionaliz ării
realizate de Posea, Gr. și Badea, L., 1984)

Dealul Bichi ș, cu altitudine de 1079 m., situat între valea Nirajului și valea Târnavei
Mici reprezint ă un sinclinal suspendat care închide de presiunea Sovata-Praid, altitudinea
ridicată fiind o consecin ță a protejării zonei de c ătre piroclastitele ajunse în zon ă în perioada
de manifestare a vulcanismului neogen. Datorit ă rolului determinant în istoria microregiunii,
zona este denumit ă “Bekecsalija” (poalele muntelui Bechecs). Mih ăilescu, V., (1936) și
Tufescu, V., (1966), includ masivul Bichi ș zonei montane a Gurghiului datorit ă naturii
litologice (aglomerate vulcanice), a al titudinii mai mari de 1000 de metri și a masivit ății
ridicate. Din punct de vedere structural, acesta poate fi considerat o adev ărată inversiune de

24 relief (sinclinal suspendat), apar ținând sinclinalului S ărățeni – Firtu ș, fiind caracterizat printr-
un grad mai ridicat la eroziunea care a afectat în special anticlin alul diapir învecinat, ca
urmare a protec ției oferite de aglomeratele vulcani ce (Mac, I., 1972). Acesta este inclus
muscelelor subcarpatice dezvoltate pe forma țiuni Miocen-Pliocene și piroclastite vulcanice
cutate, formate ca urmare a eroziuniii accentuate a axului anticlinalului diapir Corund-Sovata
de care este separat pr in defileul de la S ăcădad, format anterior evolu ției rețelei hidrografice
actuale. Depresiunile D ămieni (pe Niraj) și Măgherani (pe Nirajul Mic) sunt formate în
formațiuni panoniene (nisipuri, gresii, argile și orizonturi sub țiri de tuf vulcanic).
În zona culoarului M ăgherni – Chibed, V. Mih ăilescu, 1966, se remarc ă faptul că
eroziunea s-a exercitat mai slab în depresiunile de contact, ca urmare a pragurilor tectonice
puse în calea apelor de c ătre cutele majore, r ămânând astfel suspendate fa ță de văile largi ale
cursurilor principale. Depresiunea D ămieni – M ăgherani este închis ă de culmea anticlinal ă
Trei Sate- Șoimușu Mare. Depresiunea intracolinar ă Eremitu-D ămieni apar ține ulucului
depresiunilor intracolinare care delimiteaz ă zona de podi ș de zona subcarpatic ă Dămieni –
Chibed – Reghin, fiind delimitat ă spre sud de cuesta de dreapta a Nirajului, rezultat ă ca
urmare a ac țiunii afluen ților principali.
Din categoria depresiunilor și a bazinetelor sculptat e la contactul cu podi șul, Mac,
1972, aminte ște depresiunea Mo șuni și Miercurea Nirajului, cea din urm ă fiind sculptat ă în
cadrul domurilor situate în zona marginal ă a podișului. Se remarc ă existența structurilor
cutate în domuri gazeifere cu z ăcământ de gaz metan la Miercurea Nirajului și
brahianticllinale în vestul bazinului și cute strânse în est în Subcarpa ți (fig. 2.4).
La intrarea Nirajului în Podi șul Transilvaniei se remarc ă apariția convergen țelor
hidrografice dintre Niraj și Nirajul Mic, dezvoltarea conurilor de dejec ție, a teraselor și
luncilor destul de largi. Datorit ă friabilității formațiunilor amintite, procesele de versant sunt
bine reprezentate prin alunec ări de teren, ravene și torenți (Anexa 1).
Dealurile Târnavei Mici s ituate între valea Nirajului și valea Târnavei Mici apar țin
Podișului Târnavei. Adaptarea re țelei hidrografice, la tectonic a de fundament este observabil ă
prin înclinarea reliefului și a rețelei hidrografice de la est spre vest observându-se un
paralelism al râurilor (Niraj, Târnava Mic ă și Târnava Mare) și al culmilor deluroase
interfluviale. Relieful de cueste este dezvoltat pe partea stâng ă a Mureșului precum și pe partea
dreaptă a Târnavei Mici, astfel în dreapta Nirajului se dezvolt ă frontul cuestei Mure șului, iar
în stânga Nirajului reversul cuestei Târnavei Mici. Al ături de arterele hidrologice majore din
Depresiunea Transilvaniei, Nirajul prezint ă o adaptare la structura geomorfologic ă.

25 Analizând profilele transversale, se observ ă caracterul de asimetrie al v ăii datorită
mișcărilor de ridicare din Podi șul Hârtibaciului și cele de l ăsare neotectonic ă din zona
centrală a văii Mureșului. Accelerarea pro cesului de eroziune și adâncire este pus ă pe seama
structurilor diapire din Cuveta Transilvaniei și a gradului redus al ciment ării depozitelor
neogene, în contextul în ălțării lanțului carpatic. Relieful, prin caracteristicile sale
morfogenetice și morfostrcturale, imprim ă rețelei hidrografice un caract er divergent în zona
montană și un pronun țat caracter rectangular în unit ățile de relief joase.

Fig. 2.4: Harta Morfostructural ă (prelucrat ă după Harta Morfostructural ă a Bazinului
Transilvaniei, Irimu ș, I.A., 1998)

1. Mun ți Vulcanici 6. Areale de subsiden ță
2. Glacis 7. Anticlinal
3. Relief de platouri joase 8. Sinclinal
4. Areale cu vârfuri din platourile de aglomerate vulcanice 9. Abrupt tectonic
5. Domuri 10. Depresiuni centrale.

26 În aval de Miercurea Nirajului, pân ă la confluen ța Nirajului cu Mure șul, lunca
Nirajului este dezvoltat ă, atingând l ățimi de pân ă la 2 km. Astfel se individualizeaz ă un
adevărat culoar al Nirajulu i în care densitatea a șezărilor omene ști este crescut ă.
Dacă lunca stâng ă se continu ă c u t e r a s e d e l u n c ă, partea dreapt ă este îngust ă și abruptă,
formând frontul cuestei Mure șului.
Modelarea actual ă a reliefului va fi analizat ă în raport cu regimul precipita țiilor, al
debitului, al ritmului de schimbare a m odului de utilizare al terenului, datorit ă creștereii
gradului de implicare a factorul ui antropic în mediul înconjur ător.
2.3. Considera ții generale asupra originii și evoluției reliefului

2.3.1. Evolu ția paleogeografic ă
Evoluția teritoriului analizat este stâns legat ă de evolu ția geologico-geomorfologic ă a
Depresiunii Transilvaniei și a munților vulcanici ai Gurghiului.
La sfârșitul CRETACICULUI, ca urmare a disloca țiilor tectonice (din timpul cut ărilor
laramice), la nivelul sistemelor de pânze carpatice preter țiare se formeaz ă bazinul tectonic al
Transilvaniei a cărui adâncire continu ă până în PLIOCENUL SUPERIOR, proces urmat de
sedimentarea acestuia în direct ă dependen ță cu denudarea ariei carp atice învecinate, pân ă la
sfârșitul DACIANULUI, când începe modelarea exogen ă subaerian ă (Vancea, A., 1960).
Modelarea exogen ă a teritoriului a început dup ă retragerea apelor pannoniene.
Formarea re țelei hidrografice ini țiale, conform , Mac, 1972, are loc la finele Dacianului, prin
organizarea de-a lungul celor mai mari pante, a denivel ărilor morfologice și a contactelor
litologice. Vechile cursuri formate se reg ăsesc doar par țial actualelor configura ții.
Analizând evolu ția paleogeomorfologic ă a Subcarpa ților Transilvaniei dintre Mure ș și
Olt, Mac, identific ă trei faze de formare a reliefului actual: faza form ării pedimentelor
pliocen-pleistocene, faza degrad ării pedimentelor distruc țio-deluviale prin procese
periglaciare și faza model ării actuale. Dup ă retragerea m ărilor miocen-pliocene, pân ă la
sfârșitul PLIOCENULUI, se formeaz ă două suprafețe de eroziune, de 800-900 m și 550-650
m (nivelul de eroziune lava ntin pleistocen) care se p ăstrează izolat la nivelul interfluviilor sub
forma martorilor de eroziune (Anexa 1).
Formarea lan țului carpatic C ălimani-Gurghiu-Harghitei a jucat un rol primordial în
formarea reliefului zonei an alizate începând din SARMA ȚIANUL INFERIOR și MEDIU
până în PONȚIANUL SUPERIOR și DACIAN. Odat ă cu erupțiile vulcanice MIOCENE,
produsele vulcanice s-au depus peste forma țiunile Depresiunii Transilvaniei, la nivelul c ărora
acționează transgresiuni și regresiuni marine.

27 Aglomeratele vulcanice din zona limitrof ă a munților Gurghiului s-au depus peste
vechea suprafa ță de eroziune conducând la formarea unei suprafe țe de eroziune poligenetic ă
drenată de văi consecvente orientate spre vest.
Gârbacea, V., 1960 identific ă la nord de valea Niraju lui un piemont de acumulare
format din produse vulcanice rulate toren țial, la sud de valea Nirajului, ca urmare a erup țiilor
vulcanice mai târzii, acesta fiind înlocuit de platouri vulcanice și glacisuri mai tinere.
Modelarea continental ă din SARMA ȚIAN conduce la formarea suprafe ței de eroziune Poiana
Mărului/Platforma Luetei la o altitudine de 800- 900 m în sectorul delu ros, care se prelungea
spre interiorul Depresiunii Transilvaniei cu o pant ă accentuat ă care va imprima re țelei
hidrografice o orientare nordic ă, nord-vestic ă spre o arie de subsiden ță situată l a n o r d d e
actualul curs al Mure șului.
La Nord de valea Nirajului, Gârbacea, V., 1963, citat de Mac, I., 1972, remarc ă
existența unui piemont vulcanic situat în prelungirea mun ților Gurghiului, care la sud de Niraj
are o extindere mai limitat ă ca urmare a desf ășurării mai târzii a erup țiilor vulcanice din
compartimentul sudic comparativ cu cel nordic. În LEVANTINUL SUPERIOR și PLEISTOCENUL INFERIOR, întreg arcul carpatic
a suferit un proces de ridicare în bloc, ia r zonele limitrofe un proces de cutare. Odat ă cu
regresiunea apelor salmastre dins pre NV spre SV, s-a format o re țea hidrografic ă primară
care a condus la redistribuirea sedi mentelor în aria depresionar ă și la o mișcare a să
rii dinspre
zonele de maxim ă presiune spre cele de presiune minim ă. În aceea și perioadă s-au format
structurile gazeifere de tip dom și brachianticlinal care complic ă din punct de vedere
structural zona analizat ă (Irumiș, I., A., 1998).
În CUATERNAR se disting dou ă perioade cu rol important în formarea reliefului:
– faza periglaciar ă: începând cu cel de-al doilea paroxism al mi șcării valahice, care se
corelează cu scăderea nivelului de baz ă în Depresiunea Transilvaniei și coincide cu trecerea
de la o re țea consecvent ă, cu caracter toren țial, care urm ărea liniile de denivelare tectonic ă și
contactele litologice, la o re țea organizat ă a scurgerii. Sc ăderea nivelului de baz ă a condus la
o adâncire a re țelei hidrografice cu peste 100 de metri și la formarea teraselor înalte de 100
respectiv 75-80 m (în unele sectoare ati ngând 65-68 m) ca urmare a debitului lichid și solid
scăzut pe fondul climatului secetos și uscat de la sfâr șitul PLIOCENULUI.
Trecerea de la climatul secetos la un climat rece ca urmare a glacia țiunilor instalate în
nordul Europei a imprimat permanen tizarea scurgerii, astfel un ro l primordial în modelare era
reprezentat de c ătre eroziunea liniar ă. Aceasta este perioada form ării terasei de 50-65 m, slab
evidențiată în zona analizat ă.

28 – faza glaciar ă: ca urmare a instal ării glaciarului au loc prefacer i hidrografice la nivelul de
65-70 m și o lărgire a albiei v ăilor la nivelul terasei de 50-60 m (p ăstrată în defileul de la
Săcădade, 591 m). Aceasta este perioada în care un curs longitudinal curgea peste în șeuarea
de la Eremitu (ca urmare existen ța pietrișurilor fluviatile la nivelul acestuia) din Țara
Praidului pân ă în zona de subsiden ță din zona Reghinului, pe actualul traseu al v ăii Beica
(Mac, I., 1978). În PLEISTOCENUL INFERIOR, odat ă cu încheierea pedimenta ției distruc țio-
deluvială, ca urmare a schimb ărilor climatice de la un climat semiarid de tip mediteraneean la
răcirea progresiv ă, sub influen ța glaciațiunilor din nordul Europei și a mișcărilor
epirogenetice pozitive din zona montan ă, a avut loc o tendin ță de adâncire a râurilor. Aceast ă
alternanță de perioade c ălduroase și umede cu perioade mai reci și uscate a condus la
sculptarea teraselor fluviatile, ca produs al denud ării versan ților al glacisurilor. În ceea ce
privește perioada de formare a albiei râului, Vitalis, I., 1913, preconizeaz ă începutul acesteia
odată
cu sfârșitul PLIOCENULUI, sedimentarea mate rialelor aluviale continuând pân ă în
PLEISTOCEN și CUATERNAR.
Observa ții asupra teraselor râului Niraj se reg ăsesc în lucr ările lui: Opreanu, S.,
(1929), Mih ăilescu, V., (1929 și 1936), Tövisi, I., ( 1958) care identific ă opt nivele de teras ă
între 2-3 m și 130-140 m, Morariu, T., și Gârbacea, V., (1960) și Mac, I., (1972). Aceste
studii relev ă faptul că râurile din Transilvania erau fi xate la începutul CUATERNARULUI,
evoluția ulterioar ă a acestora fiind legat ă concomitent de mi șcările neotectonice și de
schimbările climatice specifice (Tabelul 2.1).
În timpul ciclului de 60 m (terasa a V I-a), ca urmare a efectului conjugat al în ălțărilor
tectonice și al schimb ărilor climatice, cursul Nirajului și al Târnavei Mici a fost împins în
zona subcarpatic ă, descompunând vechea re țea de râuri longitudinale, fixându-se pe traseul
actual. Aceste evenimente sunt puse pe baza activit ății erozionale din interglaciarul
MINDEL-RISS, care a condus la adâncirea accentuat ă a râurilor României, urmat ă de
umplerea cu sedimente echivalent ă glaciarului WURM-cea mai rece perioad ă a întregului
PLEISTOCEN (Irimu ș, I., A., 1998).
În timpul genezei terasei de 30 de m, cant itatea de aluviuni aduse la nivelul albiilor
este mare, aceasta fiind perioada în care râurile încep procesul de meandrare, l ățindu-și albiile
și distrugând par țial terasele mai înalte (Mac, I., 1972).
Ca urmare a înc ălzirii climatului, apare vegeta ția ierboas ă și arboricol ă care schimb ă
regimul scurgerii, terasa de 30 m este t ăiată pe alocuri, la nivelul versan ților acționând
alunecările de teren, iar în sectoarele de contact litologic se formeaz ă glacisurile.

29  Perioadei Wurm II îi este atribuit ă umplerea de la nivelul terasei de 15-20 m de
masive conuri de dejec ție ca urmare a aportului afluen ților.
Manifestările climatice din HOLOCEN conduc la adaptarea formelor de relief la
structura cutat ă în anticlinale și sinclinale, precum și la umplerea luncilor, ca efect al
perioadei pre și postglaciare.
Periglaciarul din zona limitrof ă a munților Gurghiului s-a mani festat prin depunerea
unor trene glaciare deluviale în vecin ătatea abruptului pl atoului vulcanic și în jurul masivului
Bichiș și prin apari ția alunecărilor de teren masive de tipul glimeelor de la Sardu Nirajului și
Măgherani începând din PLEISTOCEN și CUATERNAR (conform an alizelor de polen
efectuate la nivelul turb ăriilor din spatele valurilor de al unecare realizate de Morariu, T., și
Gârbacea, V., 1968).
Aceste efecte, cumulate cu ajust ările cursurilor de ap ă, cu formarea terasei de 8-10 m
și cu a celei de lunc ă precum și a proceselor de meandrare, tr ădează aspectul de îmb ătrânire
al reliefului dependent de sistemul fluviatil.

Tabelul 2.1: Sintez ă asupra altitudinii relative a tera selor râului Niraj conform studiilor
anterioare
Terasa Morariu, T. și
Gârbacea, V. 1960 Tövissi, I.
1958 Mac. I.
1972 Perioada
I 2 – 3 m (de lunc ă) 2 – 3 m 2 – 3/4 m Holocen
II 6 – 10 m 10 m 10 m Pleistocen Würm II
III 15 – 25 m 20 – 26 m 18 – 20 m Pleistocenul superior Würm I
IV 30 – 40 m 30 – 40 m 30 – 40 m Pleistocenul mediu Riss
V 50 – 55 m 50 m – Pleistocenul inferior Mindel
VI 70 – 75 m 60 – 80 m 60 – 70 m Pleistocenul inferior Günz
VII 90 – 110 m 110 – 120 m 100 – 110 m Începutul Pleistocenului
VIII 130 – 140 m 130 – 140 m –

Terasele râului Niraj domin ă ariile depresionare acordând o not ă specifică teritoriului
analizat (Anexa 1), fiind util izate atât pentru locuire cât și ca teritorii agricole.
Terasele înalte de la 110-55 m (pli ocene) sunt de origine orogenetic ă, formate ca
urmare a adâncirii râurilor odat ă cu mișcările pozitive ale zonei car patice învecinate, pe când
cele joase de la 40 m la 10 sunt de origine climatic ă (cuaternare) (Morariu, T. și Gârbacea,
V., 1960).

30 Terasele se schi țează imediat dup ă ieșirea râului din zona montan ă, în amonte de
localitatea Câmpu Cet ății, până în dreptul localit ății Eremitu, acestea fiind dispuse simetric,
având podul înclinat și frunțile estompate de glacisurile deluviale (Mac, I., 1972).
În aval de localitatea Eremitu, terasele râului Niraj prezint ă o asimetrie de dreapta: din
zona de confluen ță a râului Niraj cu pârâul S ăcădad până în dreptul localit ății Dămieni, pe
partea dreapt ă predomin ă terasa de 30 de m sub forma unor resturi conservate dintr-un vechi
con de dejec ție, pentru ca partea stâng ă să fie dominat ă de terasa de 20 de m care are aspectul
unui glacis coluvial.
Terasa superioar ă (de 95-100 m) și terasa de 60 m domin ă pe partea dreapt ă în aval de
localitatea D ămieni, versantul stâng fiind dominat de frontul de cuest ă. După confluen ța cu
pârâul Hodo șa, până în amonte de ora șul Miercurea Nirajului, vers antul stâng este dominat de
terasa de 60 de m fragmentat ă local, versantul drept individua lizând foarte bine terasele de
30-40 m, respectiv terasa de 20 m și cea de 10 m care realizeaz ă o trecere spre terasa de lunc ă
(nivelul de 3-4 m), ca urmare a slabei coliziuni a substratului care nu a reu șit să mențină
treapta fluviatil ă.
Oscilațiile climatice pleistocene și ulterior cuaternare, precum și manifest ările
neotectonice au condus la perfectarea nivelelor de eroziune la nivelul Depresiunii
Transilvaniei. În ceea ce prive ște numărul acestora, literatura de specialit ate precizeaz ă un
număr de trei nivele sau suprafe țe de eroziune (David, M., 1945), plecând de la suportul
teoretic al ciclului normal de evolu ție al reliefului elaborat de W.M. Davis, 1899, dou ă
suprafețe de eroziune: (Posea, Gr., 1969, Grecu, Fl orina, 1992, Popescu, N., 1990) sau chiar o
singură suprafață de nivelare (Jakab, S., 1970) care corespunde pedimentului levantin-
pleistocen (Mac, I., 1969). Unii cercet ători precum: Mih ăilescu, V., (1967) și Badea, L.,
(1972) sunt de p ărere că, datorită neuniformit ății și a intensit ății diferite a mi șcărilor tectonice
și a diferen țierii procesului de denudare ulterioar ă, nu se pot identifica ni vele de eroziune, ci
doar “creste de intersec ție” identificabile mai ales la nive lul bazinelor hidrografice. Din cele
de mai sus deriv ă necesitatea analizei geomor fologice regionale diferen țiate pe
bazine/subbazine hidrografice. Mac, I., 1972, adm ite la nivelul arealu lui analizat existen ța
platformelor de eroziune Pro ștea mare: 500-550 m (pontic ă), suprafa ța Agârbiciu: 400-480 m
(daciană) și platforma S ăcaș: 300-390 m (de vârst ă levantină), remarcând identificarea la
nivel regional a unei singure platforme-suprafe țe de nivelare pericarpatic ă cu compartimente
regionale. Dovezi ale prezen ței acestora în arealul analizat se remarc ă la nivelul analizei
morfometrice a cumpenelor de ap ă în ceea ce va urma (Cap. 3.1).

31  2.3.2. Particularit ăți geologice ale substratului

Bazinul Nirajului se înscrie din punct de vedere geologic unit ății de orogen –
versantul vestic al Mun ților vulcanici ai Gurghiul ui, zonei subcarpatice și în bazinul inferior
Podișului Târnavelor.
Conform notelor e xplicative ale H ărții Geologice, scara 1:200 000, cele mai vechi
depozite care apar la zi apar țin Sarmațianului (vh+bs1 – Volhyan-Bassarabian inferior ),
constând în pachete de argile ma rnoase între care se intercaleaz ă mai multe straturi de
nisipuri și tufuri.
Fig. 2.5: Harta geologic ă a bazinului hidrografic Niraj (prelucrat ă pe baza H ărții Geologice
1:200000)
Acestea se reg ăsesc pe suprafe țe restrânse (doar 1,35 km2) în zona Dl. Nirului, în
vestul localit ății Sâmbria ș.
Pannonianul (pn) ocupă cea mai mare suprafa ță a bazinului mijlociu și inferior (410,9
km2) fiind reprezentat de un orizont mai argilos la baz ă (Vancea, A., 1960), intercala ții de
marne nisipoase, pietri șuri și cărbuni.
Pleistocenul superior (qp 23) reprezentat de nisipuri, pietri șuri și grohotișuri alcătuiesc
terasele principalelor artere hidrografice din Transilvania, cu o altitudine relativ ă de
aproximativ 80 m (Ciocîrdel, R., 1952), în cazul Nirajului reg ăsindu-se pe o suprafa ță

32 restrânsă (4,27 km2) în sectorul inferior al bazinului hi drografic, în zona de suprapunere cu
culoarul Mure șului.
Depozitele Pleistocenului superior (qp 33) formate din nisipuri, pietri șuri și depozite
leossoide ocup ă o suprafa ță de 14, 51 km,2 individualizând terasa de 3 0 d e m î n s e c t o r u l
Eremitu – Miercurea Nirajului (fig. 2.5).
Holocenului îi sunt atribuite pe o suprafa ță de 0,91 km2 depozitele coluviale (qh 1) din
proximitatea localit ății Silea Nirajului, iar cu o extindere mai accentuat ă, de-a lungul râului
Niraj, ocupând cea mai mare parte din lunca acestuia și din luncile afluen ților principali,
formate din depozite deluvial – proluviale (qh 2) pe o suprafa ță de 118,39 km2 (fig. 2.6).
Formațiunile vulcanogen – sedimentare pannoniene (ng – vs) ocup ă o suprafa ță de
85,95 km2 în bazinul superior al râului Niraj, fiind reprezentate de pachete de roci
piroclastice andezitice, ca urmare a activit ății vulcanice, cu grosimi care variaz ă între 300-
400 m. Acestea con țin la bază aglomerate andezitice prinse într-un liant grosier – cineritic,
reprezentând depozite acumulate în medi ul subacvatic, în partea superioar ă a formațiunii
vulcanogen – sedimentare, cu grosimi de 50-150 m.
Breciile andezitice, variate din punct de vedere granulometric, reprezint ă depozite
tipic subaeriene (Marinescu, Fl., Popescu,
A., 1968). Zona de obâr șie
a Nirajului Mic și a
Nirajului Mare, pe o suprafață de 22, 35 km
2
prezintă andezite cu
piroxeni și amfibieni
(ápy).
Fig. 2.6: Distribu ția procentual ă a depozitelor la nive lul bazinului hidrografului al Nirajului

Geologia reprezint ă un factor fizico-geografic care influen țează în mod direct evolu ția
viiturilor și a proceselor de eroziune care ac ționează la nivelul versan ților. Modul în care se
desfășoară scurgerea este influen țată prin caracteristici precum: textur ă, structur ă,
permeabilitate și gradul de umiditate/saturare.

vh+bs1
0,2%qp3/3
2%qp2/3
1%
qh1
0,1%ápy
4%pn
62%
ng‐vs
13%qh2
18%