Culmea Pietricica

=== l ===

CULMEA PIETRICICA

INTRODUCERE

In cadrul studiilor geografice, George Valsan considera ca trebuie sa se porneasca de la harta, pentru ca ea reprezinta structura si sustine lucrarea “precum scheletul sustine intreaga faptura omeneasca”. De altfel, G. Valsan acorda o mare importanta hartii, caci, scria el, “pricepandu-se usor, intiparindu-se in minte si aratand dintr-o data, in toata complexitatea, fenomenul care intereseaza, harta inseamna o mare economie pentru invatatura. Ea cruta multe osteneli si ingaduie ca puterile crutate sa le intrebuintam pentru inaintarea mai departe a adevarului”.

Desi foarte importante, hartile nu au insemnat unica baza de documentare, ci am recurs si la diferite alte documente, profiluri, date statistice, precum si la un bogat material bibliografic de specialitate.

Alegerea zonei Culmea Pietricica pentru realizarea acestui studiu a tinut cont de semnificatie regiunii in trecutul tarii noastre, viata acestor meleaguri marcand multiple si importante momente si aspecte in dezvoltarea sociala, culturala, spirituala si economica a tarii. Pe aici trece un important drum, Bacau – Onesti, ce face legatura mai departe, intre Moldova si Transilvania.

Nu in ultimul rand, alegerea Culmii Pietricica pentru analiza reliefului si surprinderea dinamicii peisajului a avut si motivatii sentimentale.

Originalitatea lucrarii consta in primul rand in obiectul de studiu, intrucat pentru Culmea Pietricica nu mai exista o lucrare care sa analizeze sau care sa se axeze in mod special asupra studierii acesteia din punct de vedere geomorfologic.

Lucrarea intitulata “Culmea Pietricica – Studiu geomorfologic” are la baza o analiza amanuntita asupra studiului geomorfologic “Subcarpatii Tazlaului”, C. Brandus, 1981, prin extragerea informatiilor referitoare la Culmea Pietricica, interpretarea hartilor si profilelor dar si adaugarea de alte materiale, recente si binenteles realizarea de noi harti tematice.

ASEZARE GEOGRAFICA SI LIMITE

Subcarpatii Tazlaului, una dintre cele mai tipice regiuni subcarpatice din tara, intrunesc particularitati de ordin geologic si morfologic care ii individualizeaza distinct de restul Subcarpatilor. Sunt asezati in partea central – estica a tarii, de-a lungul flancului estic al Carpatilor Orientali si reprezinta a treia subunitate, cea mai sudica, a Subcarpatilor Moldovei. Sunt incadrati de paralelele de 46º14´ si 46º45´ latitudine nordica si de meridianele de 26º29´ si 26º51´longitudine estica.

Culmea Pietricica este situata in partea de est a Subcarpatilor Tazlaului, ocupand o suprafata redusa, aproximativ a cincea parte din regiunea subcarpatica.

Limita nordica. Culmea Pietrica se intinde in nord pana la valea Trebisului. In pleistocenul mediu, culmea se prelungea spre nord dincolo de valea Nechitului, si inchidea depresiunea Tazlau pe intreaga sa lungime.

In nord – estul Culmii Pietricica, apare depresiunea Trebis, dominata de dealuri cu altitudine maxima de cca. 450 m, iar afluentii paraului Trebis au redus continuu latimea interfluviilor , generand numeroase inseuari.

Limita sudica.Se stabileste in dreptul localitatii Gura Vaii, la confluenta Paraului Mare cu Trotusul.

Limita estica. Aproape toti geografii care au abordat subiectul in cauza au considerat Culmea Pietricica parte integranta din Subcarpatii Tazlaului ( M. David, 1931; C. Martiniuc, 1960; N. Popp, 1965; V. Mihailescu, 1966; V. Tufescu, 1966; I. Sarcu, 1971; Al. Rosu, 1973 ). Limita morfologica se suprapune in ansamblu cu limita geologica, respectiv cu falia pericarpatica, pe toata lungimea culmii propriu-zise a Petricicai, dar nu peste tot este evident acelasi abrupt, determinat de faciesul petrografic. Limita este marcata de versanti abrupti numai in sectorul localitatilor Sarata – Luizi Calugara – Magura – Sohodol si in extremitatea sudica, unde conglomeratele de Pietricica sunt foarte aproape de formatiunile sarmatiene de podis. In alte sectoare, versantii abrupti se retrag spre vest, spre axul Culmii Pietricica, iar limita morfologica nu mai este atat de transanta.

De la confluenta Paraului Mare cu Trotusul (localitatea Gura Vaii), aflata in extremitatea sud-estica a culmii, limita estica coincide cu versantul drept al Paraului Mare, dupa care traverseaza bazinele de receptie ale paraielor Caprean si Mocanu la aproximativ 2-3 km de localitatea Fundu Racaciuni, trece pe la est de dealul Dumache (562 m), vest de localitatea Valea Seaca, de dealul Movilita (318 m) si de localitatile Sarata, Luizi-Calugara, Magura si Sohodol.

In dealurile Ghertu si Sohodol, limita estica este evidentiata si de procesele geomorfologice actuale, caracterizate prin alunecari active, al caror areal se termina in vest pe linia de contact a sarmatianului de podis cu burdigalianul cutat al culmii.

Limita vestica o constituie depresiunea Tazlau, drenata de raul cu acelasi nume.

GEOLOGIA SI EVOLUTIA PALEOGEOMORFOLOGICA

Contributii la cunoasterea genezei si evolutiei regiunii subcarpatice a Tazlaului au adus D. M. Preda (1917), H. Grozescu (1918), M. David (1931) si I. Popescu – Voitesti (1936).

Dupa D. M. Preda (1917), evolutia regiunii subcarpatice a inceput in oligocen si a fost comuna cu a Carpatilor Orientali pana la sfarsitul mediteraneanului inferior, dupa care a devenit relativ independenta, suferind mai intai o miscare de coborare, cand s-au depus conglomeratele de Pietricica, iar dupa aceea o usoara inaltare, cand marea capata caracter lagunar si se depun formatiunile saliferului superior. La sfarsitul tortonianului, sedimentarea se intrerupe. Marea revine, pentru scurta vreme, in volhinian si din nou in meotian, iar in pliocenul superior regiunea a fost afectata de intense miscari de cutare si inaltare

H. Grozescu (1918) considera ca ultima orogeneza, cea mai importanta pentru edificarea Subcarpatilor, a avut loc imediat dupa sarmatian si nu in pliocenul superior, iar M. David (1931) a ajuns la concluzia ca orogeneza care a dus la cutarea miocenului subcarpatic s-a produs in tortonian, aducand ca argument lipsa formatiunilor tortoniene la nord de paraul Puscasu. In kersonian, dupa M. David, a avut loc o a doua orogeneza, mult mai importanta pentru morfologia regiunii, ce a dus la exondarea si individualizarea depresiunii subcarpatice, iar in pliocen a urmat o perioada de liniste tectonica, timp cand s-au format platformele de eroziune.

I. Popescu – Voitesti (1936) aprecia ca depresiunea subcarpatica (in sensul ei geologic) a luat nastere o data cu cutarea flisului, la exteriorul acestuia, iar la sfarsitul pliocenului si inceputul cuaternarului, dupa ultimile cutari alpine, Subcarpatii s-au alipit la exteriorul orogenului carpatic cu cea mai tanara subunitate a acestuia.

Cercetarile geologice ulterioare au adus noi precizari asupra datarii principalelor evenimente tectonice si pe baza lor s-au emis noi ipoteze cu privire la evolutia zonei de molasa corespunzatoare Subcarpatilor, respectiv Culmii Pietricica.

Pe baza datelor geologice si cercetarilor geomorfologice personale, in evolutia regiunii subcarpatice a Tazlaului se pot deosebi trei etape : prima, dintre miscarile stirice si cele moldavice, a doua, dintre miscarile moldavice si valahice, si ultima, postvillafranchiana.

EVOLUTIA PALEOGEOMORFOLOGICA

Etapa Miocen inferior (miscarile stirice), caracterizata prin predominarea acumularii subacvatice a unor materiale grosiere conglomerate, pietrisuri, prundisuri, nisipuri acvitanian – burdigaliene. Toate aceste depozite au fost afectate de intensele miscari stirile, prinse in panzele de sariaj ulterioare care au pus in loc Subcarpatii, respectiv Pietricica Bacaului.

Etapa sarmatiana, reprezinta continuarea celei anterioare si se caracterizeaza prin extinderea teritoriala si cresterea in grosime. Miscarile neotectonice sunt cele care au avut si au loc dupa ultimile cutari. Analiza hartii neotectonice a Romaniei (T. Bandrabur si colab., 1975) pune in evidenta miscari de ridicare tot mai intense spre sudul Culmii Pietricica, apreciate la 2-5 mm/an (I. Cornea si colab.), si o coborare intensa, lenta a zonei din fata sa, in special Piemontul Pancesti si Valea Siretului de la sud de Racaciuni – Racatau.

Relieful din Culmea Pietricica este de o pronuntata tinerete, astfel ca in villafranchian, culmea nu se individualizase inca sub forma de astazi, ca o culme inalta ce inchide la exterior o depresiune.

Conglomeratele de Pietricica, in constitutia carora se gasesc din abundenta sisturi verzi, care astazi se gasesc in axul culmii, nu aparusera inca la zi in villafranchian. Prin urmare, in timpul respectiv, Culmea Pietricica nu se individualizase sub forma unui relief orientat nord-sud, mai inalt decat relieful subcarpatic din vest.

Etapa postvillafranchiana incepe odata cu miscarile valahice (dupa E. Liteanu si C. Ghenea, orogeneza valaha s-a manifestat in st. Prestian si eventual, in prima parte a pleistocenului mediu), in urma carora s-a edificat ca uscat intreaga zona de molasa. Aceasta etapa s-a evidentiat prin aparitia si inaltarea Culmii Pietricica.

Prin inaltarea puternica a Culmii Pietricica, la sfarsitul pleistocenului inferior, un interfluviu relativ inalt se prelungea din culme spre nord, pana dincolo de valea actuala a Nechitului, constituind cumpana de ape dintre bazinele hidrografice ale Bistritei si Tazlaului. Ulterior, interfluviul respectiv a fost ingustat si coborat continuu prin extinderea regresiva pe versantul sau estic a bazinelor hidrografice ale afluentilor de pe dreapta Bistritei.

ALCATUIREA LITOLOGICO – STRUCTURALA

I. Bancila si E. Hristescu (1963) constata o deplasare a unitatii pericarpatice spre platforma, dupa un plan de ruptura, care inclina cu circa 25º spre Vest. In regiunea frontala, acst plan se redreseaza si se aseaza direct pe depozitele sarmatianului inferior si mediu, iar spre vest se dispune pe formatiunile din ce in ce mai vechi ale unitatii de platforma. Ei considera ca este vorba de o panza de dezlipire ajunsa la maturitate si nu de o panza de supracutare ( L. Mrazec, I. P. Voitesti). Sedimentele panzei sunt in mare parte pliocene si formeaza o serie de cute cu baza incompleta taiata la diferite nivele de planul incalecarii. Prezenta depozitelor paleogene in adanc este sporadica in vecinatatea de est a unitatii, iar aparitiile din Culmea Pietricica sunt dezradacinate si antrenate spre suprafata, pe directia unor falii ramificate din planul secundar de incalecare. In dreptul Culmii Pietricica, sub planul de incalecare, nu apar depozite paleogene sau cretacice cu aspect de flis si nici depozite miocene mai vechi decat Tortonianul.

In secțiunea transversala, avanfosa perícarpaticá se compune din 4 etaje principale, cu sedimentare si stiluri de cutare diferite : fundamentul cristalin format din șisturi cristaline precambriene cutate strâns, in timpul huronianului și străbătut de intruziuni vechi împreună cu sedimentarul său paleo – mezozoíc, etajul paleogen care face parte din seria flisului, etajul miocen și etajul sarmato – pliocen.

Seria miocena cuprinde cea mai mare parte din formațiunile unității pericarpatice, succesiunea completa întâlnindu-se intre Bistrița și Trotuș

Suita începe printr-un complex de tranziție între Oligocen și Miocen, atribuit Acvitanianului. In nucleul anticlinalului Pietricica, Oligocenul are doua

apariții : una pe Valea Sărata, in vestul localității omonime, la 10 Km SV de Bacău, reprezentat prin menilite superioare ce apar in bolta anticlinala, normal, nu in pânză peste sare, si una la 8 Km S de Sărata în Valea Mare.

Depozitele atribuite Burdigalianului ocupă suprafețe reduse si discontinui pe marginile de est și vest ale zonei subcarpatice, deci și in Culmea Pietricica, in interiorul acesteia in fasii înguste, in axul unor anticlinale (N.Oncescu, 1957). Conglomeratele din Pietricica, separate la partea inferioară a Burdigalianului (400 – 600 m) stau discordant peste orizonturile Oligocenului. Sunt conglomerate poligene constituite din galeți de șisturi verzi, gresii, conglomerate roșii, triasice cu mare rezistență la eroziune.

Badenianul ocupă suprafețe restrânse, constituind fie zone alungite in lungul faliei pericarpatice, fie umplutura unor sinclinale, în grosime de 300 – 500 m

In Culmea Pietricica, peste complexul nisipos, stau depozitele Tortonianului superior, in care s-au remarcat sisturi cu radiolari, alături de roci ce prezinta afinități litologice cu cele din complexul nisipos atribuit Tortonianului inferior. La Sărata au fost identificate brecii argilo-marnoase masive eu elemente variate, printre care predomină blocurile de gips cu elemente verzi.

Sarmatianul se îmbucă cu depozitele cuatenare, fiind format dm marne, pietrisuri, slab cimentate și luturi ce formează versanții dealurilor, cu rezistență mică. In continuare, Pliocenul apare doar de la Valea Trotusului spre N.

TRASATURI GENERALE ALE RELIEFULUI

Imaginea de ansamblu a Subcarpatilor Tazlaului este aceea a unui relief depresionar in jumatatea vestica, spre contactul cu muntele , corespunzator Depresiunii Tazlau, cu fragmentare deluroasa si colinara, in axul careia se afla valea larga, terasata, a Tazlaului, si a unui relief mai inalt in jumatatea estica, corespunzator Culmii Pietricica, cu aspect de culme muntoasa joasa.

Intre relieful celor doua unitati – Depresiunea Tazlau si Culmea Pietricica – sunt importante deosebiri de altitudine (Culmea Pietricica fiind in ansamblu mai inalta cu aproximativ 150 – 200 m), de orientare generala a culmilor interfluviale, de forma a interfluviilor si versantilor, de aspect al albiilor minore si luncilor, de tipuri si forme genetice, etc.

Culmea Pietricica formeaza rama de vest a Culoarului Siret si reprezinta partea cea mai inalta a arealului respectiv cat si din subcarpati, culminand cu varful Capata – 740 m.

MORFOGRAFIA

Descrierea culmilor

In ansamblu, Culmea Pietricica se prezinta unitara si masiva, la sud de paraul Negel unde inaltimile sunt mai mari (peste 600 m) si sub forma unor dealuri mai scunde, fragmentate de Trebis si de afluentii sai la nord de aceasta limita, unde altitudinea maxima are valoarea de numai 501 m, in dl Chicera Mare la obarsia paraului Rosca.

In Culmea Pietricica, orientarea generala a interfluviilor este de la nord la sud, paralela cu tectonica de amanunt chiar si in acele sectoare unde interfluviul principal, din axul Culmii Pietricica, a fost strapuns si fragmentat de unii afluenti ai Siretului (paraiele Tocila si Mocanu) sau ai Tazlaului (paraiele Valea Rea, Balaneasa si Turcului). In evolutia ei regresiva, atunci cand vine in contact cu roci dure, in cazul de fata conglomerate, reteaua hidrografica se orienteaza paralel cu acestea. In anumite sectoare ale culmii, de exemplu, in zona de obarsie a paraielor Dragusesti (afluent al Tazlaului) si Mocanu (afluent al Siretului ), benzi inguste de conglomerate alterneaza, de la vest la est, cu altele in facies grezos. Reteaua hidrografica s-a instalat pe contactul dintre ele si a determinat aparitia unor interfluvii secundare, orientate nord-sud.

Cele mai raspandite sunt culmile interfluviale inguste, crestele de intersectie si martorii de eroziune (pe conglomerate). Prin continuitatea si inaltimea lui, se evidentiaza interfluviul ingust din jumatatea sudica a culmii, cu o lungime de peste 10 km, pe care se afla doua din varfurile cele mai inalte, varful Ciresului (694 m) si varful Capata (740 m). Interfluviul se largeste in partea centrala, in dreptul varfului Capata, dand impresia de masivitate. Tot in jumatatea sudica, intre varful Carunta (716 m) si varful Ciresului, locul unei singure culmi este luat de o succesiune de interfluvii scurte, inguste, paralele intre ele, iar la sud de varful Ciresului, in vestul interfluviului principal, pe seama conglomeratelor s-au format masive inalte, izolate.

Culmea principala a Pietricicai, ca si dealurile situate la nord de Negel, reprezinta cumpana de ape dintre bazinele hidrografice Siret si Tazlau, prezinta interfluvii ascutite sau rotunjite, sculptate pe un sinclinal suspendat alcatuit din gresii si conglomerate burdigaliene.

In lungul sau se insiruie un aliniament de martori de eroziune care se mentin la altitudini mari : Carunta, 717 m; Fundu Tocilei, 701 m; Magura, 660 m; Capata, 740 m; etc. Din aceasta culme interfluviala se desprind creste de intersectie sub forma de prelungiri inguste, scurte spre NE, chiar cu aspect de hogbackuri, paralele intre ele si destul de inalte : Dl. Nou – Sarata, 574 m, Dl. Larguta, 561 m, Dl. Dumariei, 461 m, Dl. Dumache, 523 m, Dl. Bradisu, 525 m. Caracteristica morfologica de baza a acestui sector o reprezinta abruptul morfotectonic care separa Culmea Pietricica de glacisul piemontan.

La nord de paraul Negel, prelungirile culmii sunt mai fragmentate si au altitudini reduse. Se pot mentiona astfel, dealurile de pe stanga Trebisului cu aspect ascutit (Chicera Mare, 501 m) sau rotunjit pana la forma unot platouri inalte (Dl. Fatului, 386 m, Dl. Samuila, 425 m si Dl. Rapa 468 m). Dealurile Capatana si Pietricica sunt o prelungire, la scara redusa a culmii principale la S de Negel.

Versantii

Acestia se prezinta intr-o gama variata de forme, consecinta a complexitatii factorilor ce au contribuit la evolutia lor.

Incercand o sistematizare, referitoare la Subcarpatii Tazlaului, se individualizeaza cel putin trei categorii de versanti, si anume : – versanti cu treimea superioara convexa, treimea mijlocie aproape rectilinie sau usor concava si treimea inferioara pronuntat concava, cu trecere lina spre lunca raului; – versanti la care treimea superioara este abrupta, pana la verticala, iar treimile mijlocie si inferioara concave; – versanti cu forma aproape rectilinie pe toata inaltimea, cu panta accentuata (45º sau mai mult).

In culmea Pietricica domina versantii din ultima categorie , cu forma aproape rectilinie pe toata inaltimea, cu panta accentuata, 45º sau mai mult), sau unele forme intermediare, in functie de alcatuirea petrografica (conglomeratica sau nu).

In morfologia de amanunt a partii superioare a glacisului piemontan se distinge un aliniament de culmi mai joase (Dl. Sohodol; Dl. Mare, 370 m, Dl. Ghertu, 451 m, Dl. Calugara, 492 m; Dl. Mosului, 444 m; Dl. Movilita, 318 m; Dl. Somusca, 401 m) care, uneori, inchid spre Culmea Pietricica, pe cursurile superioare sau mijlocii ale unor paraie, microdepresiuni erozive sau tectono – erozive de contact. Dintre acestea mentionam : Slatina (tectono – eroziva, cu iviri de ape sarate), Trebis (eroziva, pe cursul mijlociu al Trebisului), Osebiti (eroziva pe un afluent al Negelului), Sarata – Bai (tectono – eroziva, cu iviri de ape sarate, pe cursul superior al paraului Sarata), Baltata (eroziva, pe cursul superior al paraului Valea Seaca), Cleja de Sus ( eroziva, pe paraul Cleja).

Eroziunea activa a condus la izolarea unor dealuri ca martori de eroziune (Dl. Calugara, Dl. La Movile, Dl. Faraoani, Dl. Somusca). Procesele geomorfologice actuale sunt deosebit de active ( Padureni, Magura, Cleja, Somusca), uneori pana la faza de bad – lands (la NV de Sarata).

Partea inferioara a glacisului, cu altitudini reduse (200 – 250), nu prezinta pante importante si are un aspect terasat. Versantii dealurilor de la nord de paraul Negel au un aspect convex, uneori bombat, evoluand in conditii de glacis cu o morfogeneza mai putin activa.

Descrierea vailor

Vaile ce fragmenteaza Subcarpatii Tazlaului inregistreaza importante deosebiri cu privire la profilul lor transversal si longitudinal. Dupa forma profilului transversal, se deosebesc vai cu profil asimetric, vai cu profil simetric larg si vai cu profil simetric ingust.

Astfel ca, vaile ce izvorasc din Culmea Pietricica inregistreaza un profil simetric ingust in cursul lor superior. Acestea prezinta multe rupturi de panta, repezisuri (sugerand fazele de adancire dupa miscarile de inaltare cuaternare). In cursul mijlociu si inferior, profilul devine simetric cu largime mai mare.

MORFOMETRIA

Altitudinile maxime (hipsometria) din Subcarpatii Tazlaului se inregistreaza in Culmea Pietricica, in jumatatea ei sudica. De la varful Carunta (716 m) spre sud sunt inca cinci varfuri ce depasesc 700 m, varful Capata, cel mai inalt, avand 740 m.

In categoria treptelor hipsometrice mijlocii (200 – 400) sunt cuprinse partea superioara a glacisului Pietricicai (treptele de 200 – 250 m si 250 – 300 m), cu o suprafata de 63 km².

Abruptul culmii, cu o suprafata de 135 km² a fost incadrat in categoria treptelor hipsometrice inalte (peste 400 m). In acest areal trebuie mentionat faptul ca, altitudinile mai mari de 400 m ocupa 14,8 % (88 km²), cele de peste 500 m detin 8,8 % (52 km²), iar cele superioare cotei de 600 m reprezinta 1,2 % (7 km²).

In jumatatea nordica a Culmii Pietricica, interfluviul principal se mentine la o altitudine medie de 530 – 550 m. Inaltimi mai mari au dealurile Pietricica (575 m), Hemarasti (585) si Mandaneasa, din extremitatea nordica (583 m).

Fragmentarea reliefului

In functie de conditiile locale de modelare naturala si antropica, fragmentarea reliefului prezinta o gama mare de valori ca densitate si adancime, in cazul nostru, avand caracteristicile specifice unor munti josi.

Adancimea fragmentarii reliefului (energia de relief)

Aceasta a fost apreciata diferentiat, raportand altitudinile interfluviilor la talvegul albiei Tazlaului si la cel al afluentilor ce izvorasc din culme. Luandu-se ca plan de referinta albia Tazlaului, s-a obtinut o adancime medie a fragmentarii de 350 – 400 m in Culmea Pietricica. Valori mari ale adancimii fragmentarii reliefului se inregistreaza in sudul Culmii Pietricica , de 500 – 530 m, si in sectorul central, de 320 – 340 m, conferind acesteia caractere proprii muntilor josi (muncei). In nordul culmii, valorile se reduc la 280 – 300 m..

Densitatea fragmentarii reliefului

Valori mici ale densitatii fragmentarii, cuprinse intre 0,5 si 0,9, se intalnesc in extremitatile nordica si sudica ale culmii, ilustrand masivitatea acestora in comparatie cu a reliefului din jur.

Pe abruptul principal al Culmii Pietricica si in partea inalta a glacisului piemontan, densitatea fragmentarii majore a reliefului este cuprinsa intre 1 si 2 km/km², cu valori mai mari in bazinul Trebisului si la baza acestui abrupt. Cele mai mari densitati se gasesc la sud de paraul Negel (pana la 3 km/km²).

Inclinarea formelor de relief (pantele)

Pornind de la semnificatia geomorfologica si practica a inclinarii terenurilor, pentru elaborarea hartii pantelor am urmarit in general grupele stabilite de Comisia de Cercetare Geomorfologica pentru harta geomorfologica e Europei.

Principalele valori limita ale declivitatilor sunt:

< 2º – limita pana la care nu se desfasoara procese de eroziune, ravenare, alunecare. Terenurile sunt cele mai propice pentru asezari, culturi agricole mecanizate, transporturi rutiere si feroviare.

2º – 5º – se evidentiaza procese slabe de spalare si alunecari vechi, in faza de stingere.

5º – 15º – terenurile sunt mediu si puternic inclinate, pot fi afectate de alunecari active si cornise mari de desprindere, trepte si monticoli complet detasati, eroziuni intense areolare si torentiale. Amplasarea de obiective locuinte, cai de comunicatie, precum si lucrarile de mecanizare a agriculturii se executa mai greu. In cadrul acestei clase distingem cateva limite cu semnificatii practice precise

7º – limita pana la care se lucreaza cu combine

8º – limita de la care se incepe spalarea profilului de sol, iar tractoarele se pot utiliza cu greu

12º – 15º – terenurile devin aproape inaccesibile pentru constructii

Clasa de pante cuprinsa intre 2 -5º, respectiv terenurile cu inclinare medie ocupa partea inferioara a glacisului Pietricicai – intre Magura si Cleja. Pe terenurile cu inclinare medie procesele geomorfologice actuale sunt in stadii incipiente, predominand spalarile de intensitate slaba. In cazul glacisului, aceste procese se pot accentua la limita cu versantii sau pe terasele care sunt traversate de paraie si torenti.

Clasele de pante de 5 – 10º si de 10 – 15º sunt caracteristice zonelor de racord ale versantilor cu baza sau cu interfluviile si unor frunti de terasa mai abrupte. Arealele cele mai extinse cu pante despadurite, se intalnesc in : dealurile de la Sohodol, Magura, glacisul piemontan Calugara, Faraoani, Cleja, Somusca. In rest, terenurile cu inclinare mare sunt impadurite.

Panta de 15º reprezinta o limita in morfodinamica actuala cu implicatii practice deosebite.

Pantele mai mari de 15º au fost grupate in trei clase : -15 – 25º, moderat abrupte – 25 – 35º, abrupte, – peste 35º, foarte abrupte si extrem de abrupte.

Astfel de pante se intalnesc pe abruptul morfotectonic al culmii. Aproape toate aceste areale sunt impadurite, dar chiar in aceste conditii procesele de versant sunt uneori foarte active (alunecari, eroziuni torentiale, surpari, creep, sufoziune).

Pantele de 20º sau mai mari , foarte raspandite in culme, au fost cauzate de faciesul petrografic predominant conglomeratic si de adancimea mare a fragmentarii reliefului.

REPARTITIA CLASELOR DE PANTE PE TERITORIUL CULMII PIETRICICA

Tabel nr. 1

PANTELE UNOR CURSURI DE APA MICI DIN CULMEA PIETRICICA

Tabel nr. 2

MORFOGENEZA

Multitudinea tipurilor si formelor genetice de relief din regiunea subcarpatica a Tazlaului este rezultatul actiuniii interdependente a unui complex de factori, intre care rolul principal l-au avut : miscarile neotectonice, dispozitia stratelor, alcatuirea petrografica, actiunea omului, etc.

RELIEFUL TECTONIC

Cercetarile geofizice asupra structurii geologice profunde au aratat ca unitatii pericarpatice (avanfosei) ii corespunde un fundament de sisturi verzi, ce vine in contact cu fundamentul baikalian, din est, aproximativ pe traseul vaii Siretului. (I. Gavat si colab., 1963).

Raporturile dintre depozitele cutate ale avanfosei si Platforma Moldoveneasca sunt tectonice, de incalecare, fenomen ce are loc de-a lungul faliei pericarpatice, care separa astfel doua unitati geotectonice majore – orogenul carpatic si Platforma Moldoveneasca. Panza pericarpatica, evidentiata prima oara de L. Mrazec si I. Popescu – Voitesti (1914), a fost confirmata de cercetarile ulterioare, prin care s-au facut, totodata, noi precizari asupra amplorii sariajului in diferite sectoare si s-a subliniat importanta faliei pericarpatice. Dupa M. Visarion si colab. (1969), in sectiunea localitatilor Berzuntu – Faraoani, falia pericarpatica sufera o afundare rapida, cu inclinari de 70° – 80° spre vest, ajungand la 4500 m adancime pe un interval de numai 2 km. In continuare, planul de ruptura coboara, cu un unghi de 15°, pana la adancimea de 6000 m, de unde se afunda brusc, astfel ca amploarea sariajului este de aproximativ 12 km, limita profunda a faliei pericarpatice coincizand cu traseul vaii Tazlaului.

Este greu de apreciat daca, si in ce masura, fundamentul diferit – de sisturi verzi sau baikalian – a avut rasunet in morfologia de ansamblu a regiunii. Probabil ca sariajul unitatii pericarpatice este raspunzator de existenta, pe bordura estica a orogenului carpatic, a anticlinoriului reprezentat de Culmea Pietricica, ce a aparut ca urmare a inaltarii postvillafranchiene mai accentuate a scoartei pe bordura estica, in conditiile impingerii spre est a sedimentelor si a rezistentei opuse de platforma din fata. In consecinta, a rezultat structura tectonica majora actuala, sub forma unui sinclinoriu larg pe latura interna a regiunii, incalecat in vest de panzele de Tarcau si marginala, si a unui anticlinoriu mai ingust la exterior, structura careia ii corespunde un relief tectonic major, respectiv depresiunea Tazlau si Culmea Pietricica.

In culme s-au individualizat si forme tectonice elementare, reprezentate prin interfluvii ale caror inaltimi (mai mari de 550 m) si orientari (nord – sud) se datoreaza in primul rand miscarilor neotectonice. La interfluviul principal din jumatatea sudica a culmii, pe care se afla varful Capata, ca si la alte interfluvii secundare vecine, deosebirile de facies – conglomeratic sau grezos – marnos – se exprima diferit in relief nu prin diferente de altitudini, ci prin forma diferita a acestor interfluvii la partea superioara, mai larga pe formatiunile grezo – marnoase si ingusta pe conglomerate. Nu alcatuirea petrografica este raspunzatoare de altitudinile maxime din sectorul sudic , ci intensitatea mai mare a inaltarii scoartei. O linie tectonica evidentiata morfologic prin pante accentuate, cu care culmea domina relieful mai coborat al Podisului Moldovei, este falia pericarpatica. Originea tectonica a abrupturilor respective este sigura in sectoarele unde panta foarte mare nu este data de aparitia la zi a conglomeratelor, ci a unui facies mai putin rezistent la eroziune (marno – grezos), asa cum este cazul cu abruptul din sectorul de la sud de varful Capata, prin care Culmea Pietricica domina cu 150 – 200 m depresiunea de contact Dumbrava, sau cu flancurile estice ale dealului Dumache (nord de valea Tocilei), dealului Albenilor, Dealului Nou, etc.

Abrupturi de origine tectonica, dar la care, probabil faciesul petrografic a jucat un rol relativ important, se mai afla pe flancul vestic al culmii.

RELIEFUL STRUCTURAL

Trasaturile actuale ale reliefului s-au format in Pleistocenul superior si in Holocen. Cutarile valahe care au definitivat Subcarpatii Moldovei au avut unele particularitati locale. Astfel, intre muntii flisului si soclul scufundat al Platformei Moldovenesti, Culmea Pietricica s-a inaltat mai mult in partea sa centrala unde s-au pastrat conglomerate burdigaliene si gresii mai dure. La nord de valea Negelului (Magura – Osebiti – Rachitasul de Jos) in dealurile Trebisului si Nechitului, precum si la sud, spre Trotus, inaltarile au fost mai reduse si pe fondul unor roci cu duritate mica, modelarea reliefului a fost mai intensa. Asa se explica faptul ca, in dealurile Carunta (716 m), Capata (740 m), Ciresul (696 m) versantul lor estic, relieful da impresia unor munti mijlocii si josi uneori cu hogback – uri. La N si la S de aceasta culme ascutita, aspectul de ansamblu este al unor culmi domoale cu interfluvii largi, uneori aproape orizontale (dealurile de pe stanga Trebisului). Numai la obarsiile Slatinei, Vaii Budului si Carligatei, apar cateva forme mai semete, dar nedepasind 600 m altitudine.

Axul central al Pietricicai este un sinclinal suspendat, umplut cu depozite mai dure, in cadrul unui sinclinoriu mai larg deversat peste bordura vestica a Platformei Moldovenesti. Strcutura si roca se evidentiaza in culmea centrala intr-un aliniament de culmi care cresc ca altitudine de la N la S. Culmile principale prezinta spre est abrupturi tectonice importante cu diferentieri altitudinale de 250 – 300 m, in partea centrala si 100 – 150 m in N si S. Abrupturile sunt situate in apropierea Faliei Pericarpatice care, dupa C. Brandus, 1981, urmeaza un traseu situate la est, pe linia dealurilor mai joase, la 350 – 400 m altitudine.

Forme structurale de relief au fost identificate in Culmea Pietricica sub forma de hogback – uri, reliefuri inversate (sinclinale suspendate) si vai pe sinclinal si pe anticlinal. Caracteristice sunt hogback – urile, care dupa natura rocilor pe seama carora s-au format, se pot grupa in hogback – uri pe gipsuri, pe gresii si pe conglomerate. Faciesul petrografic diferit nu le-a imprimat caractere deosebite – poate cu exceptia conglomeratelor – si se caracterizeaza, in general, printr-o creasta mai mult sau mai putin pronuntata, cu directia nord – sud, flancata de o frunte abrupta spre est, in care apar la zi capetele de strat, si de reversul ei spre vest, cu panta ceva mai redusa, care coincide cu suprafata stratului. In culme, hogback – urile s-au format aproape in exclusivitate pe conglomerate si se caracerizeaza prin masivitate mare si prin faptul ca cele doua flancuri sunt aproape simetrice.

Sinclinalele suspendate sunt reprezentate prin dealul Pietricica – Mandaneasa (extremitatea de nord – vest a culmii), a carui linie de mari inaltimi coincide cu axul unui sinclinal format pe depozite tortoniene. Vaile pe anticlinal se suprapun cu sectorul superior al paraielor Negel si Bahna (Calugara), iar vaile pe sinclinal, cu sectorul superior al vaii Drausesti (valea Turcului).

Se considera a fi structurale si suprafetele de glacis acumulativ(dupa C. Brandus, 1981), de tipul doaburilor, din sectorul situat in dreptul localitatilor Dragusesti (la nord de valea Turcului si Bratila, situate la poalele vestice ale culmii. Inclinarea slaba a acestor suprafete catre depresiune coincide cu inclinarea depozitelor acumulative ale glacisului.

RELIEFUL PETROGRAFIC

In alcatuirea regiunii subcarpatice intra depozite paleogene si neogene, acestea din urma avand o mai larga raspandire, cu facies petrografic variat, caracteristic formatiunilor de molasa. Alternanta frecventa, uneori pe grosimi de ordinul centimetrilor sau decimetrilor, a rocilor cu constitutii diferite, sau extinderea pe areale reduse a aceleiasi roci, nu au fost favorabile crearii, decat in putine cazuri, a unui relief petrografic propriu – zis.

Formatiunile oligocene, cele mai vechi care apar la zi, desi sunt alcatuite dintr – un complex de menilite, gresii kliwiforme si conglomerate cu elemente verzi, rezistente la eroziune, nu se impun in relief prin forme caracteristice, datorita raspandirii lor insulare. In Culmea Pietricica, in zona de obarsie a paraielor Valea Mare si Sarata, oligocenul este inglobat in masa conglomeratelor de Pietricica. Iar la contactul cu depresiunea, in dreptul localitatii Bratila, se remarca doar prin contactul cu depozitele helvetiene, ce se manifesta printr-o succesiune de mici bazinete depresionare, coluvionate, care schiteaza un “uluc” suspendat.

Orizontul verde, conglomeratic, atribuit burdigalianului, foarte bine dezvoltat in culme (cu grosime de 500 – 800 m si pe o lungime de aproximativ 30 km), de la nord de paraul Secatura pana aproape de Trotud, desi nu are duritate prea mare, liantul fiind grezos, a determinat aparitia de de interfluvii cu creste relativ ascutite, cu varfuri izolate, si de vai cu profil transversal ingust, cu versanti abrupti, neafectati de procese de deplasare in masa.

Relieful carstic s-a format pe un complex litologic gipsos, alcatuit dintr-o alternanta de gipsuri, marne si gresii friabile in care domina gipsurile (acestea se prezinta in strate cu grosimi de 10 – 25 – 50 cm). In majoritatea cazurilor, stratele inclina cu 25° – 45° catre vest, foarte rar catre est, si sunt acoperite cu luturi nisipoase, permeabile, groase de la 1 m la 3 m, fiind vorba deci de un carst acoperit (merocarst). Carstificarea se datoreaza gradului relativ ridicat de dizolvare al gipsurilor, fenomen insotit de un proces de tasare sufozionala, mai evidenta acolo unde grosimea luturilor ce acopera gipsurile este de 3 – 5 m.

Areale cu fenomene carstice se gasesc la contactul Culmii Pietricicca cu depresiunea, la Barzulestei, dl. Balaneasa. Exista lapiezuri si pe alte roci decat gipsuri. De exemplu, pe versantul stang al vaii Sarata, imediat in amonte de satul Sarata, se afla un mic areal cu lapiezuri liniare, aproape rectilinii, cu adancimi de cativa centimetri, formate pe o lentila de sare (este o sare argiloasa). De asemenea, au fost cartate si lapiezuri pe gresii.

Relieful ruiniform este reprezentat de fapt prin microforme, cu altitudini de ordinul decimetrilor sau al catorva metri, avand aspect de creste dintate, coloane si fragmente de suprafete plane marginite de pereti verticali. A fost identificat la nord – est de Dragusesti (pe dreapta vaii Turcului), format pe depozite psefito – psamitice, slab cimentate, ale glacisului acumulativ de la poalele vestice ale culmii.

RELIEFUL FLUVIAL

Relieful fluvial este mai slab reprezentat in Culmea Pietricica, existand doar cateva paraie ce isi au izvoarele in culme.

Afluentii de pe stanga Tazlaului se deosebesc intre ei ca lungime si regim hidrologic. Cei din jumatatea sudica a regiunii (din avale de Sanduleni), ajung cu izvoarele in culme, au lungime medie de 10 km, talvegul cu pante accentuate si se caracterizeaza printr-un debit relativ redus, dar permanent tot timpul anului, printr-o viteza mare de scurgere a apei si prin viituri importante. Aceste elemente se reflecta in cantitatea mare de aluviuni, predominant grosiere (pietrisuri si bolovanisuri), din albiile minore si in aspectul luncilor. Reprezentative in acest sens sunt paraiele Orasa, Valea Rea, Dragusesti, Vaiereni, Bratila, Belci.

Albiile minore

In sectorul superior, unde strabat culmea, albiile minore au caractere diferite, in sensul ca roca din substrat apare frecvent in talveg, despletirea albiei se reduce sau dispare, lipsesc aproape complet meandrele si bratele parasite, iar profilele longitudinale au pante accentuate si rupturi de panta mult mai frecvente.

Luncile (albiile majore)

Ca si in cazul albiilor minore, principalii afluenti ai Tazlaului sau ai Trotusului (din sud – estul regiunii) si Siretului se separa – dupa caracteristicile geomorfologice ale luncilor – in doua grupe.

Prima grupa, cea mai cuprinzatoare, include toti afluentii care au ajuns cu obarsiqa pana in Culmea Pietricica, aceasta fiind si principala cauza pentru care aspectul lor general si morfologia de amanunt se aseamana foarte mult, la scara redusa, cu a luncii Tazlaului. Luncile acestor afluenti au latimea medie de 50 – 100 m, sunt alcatuite din aluviuni cu structura variata si textura predominant grosiera, iar in cadrul lor se separa, fara exceptie, cel putin doua trepte morfologice ( de 1 – 2 m si 2 – 3 m altitudine relativa). Prezinta deci semne evidente ale unui mare dinamism, cu frecvente modificari in morfologia de amanunt.

Afluentii din a doua grupa au luncile ceva mai largi, alcatuite numai din aluviuni relativ fine (nisipuri argiloase) si o suprafata relativ plana, uniforma, inaltata doar cu cativa decimetri deasupra albiei minore, de unde si caracterul ei mlastinos pe suprafete intinse. Tipice pentru aceasta grupa sunt luncile paraielor Bou, Sarbi, Nadisa, Rachitis si Larguta. Caractere oarecum diferite are lunca paraului Racila, puternic coluvionata si imbatranita pana in regiune de obarsie. Imbatranirea s-a produs in urma captarii efectuate asupra cursului superior al paleo – Tazlaului de catre paraul Nechuita. Scazandu-i debitul (in urma captarii) eroziunea pe verticala si cea laterala din albie au fost depasite de intensitatea proceselor de pe versanti, astfel ca fundul vaii a fost coluvionat si suprainaltat, facand ca trecerea de la versanti la lunca sa fie putin transanta.

O caracteristica generala pentru toate luncile este parazitarea lor, la contactul cu versantii, de glacisuri coluviale si deluviale, ce le modifica substantial profilul longitudinal si transversal, influentand astfel desfasurarea proceselor geomorfologice ce au loc in cadrul lor.

Terase

Terasele afluentilor raului Tazlau. Afluentii Tazlaului cu obarsia in Culmea Pietricica nu reprezinta o importanta hidrografica deosebita, insa, au altitudini relative chiar mai mari decat tersaele Tazlaului Sarat. Caracteristica generala a tuturor afluentilor este data insa de numarul redus al teraselor si de aparitiile acestora sub forma unor fragmente izolate , cu suprafata redusa.

Caracteristic afluentilor de pe stanga Tazlaului cu obarsia in culme este prezenta teraselor. Explicatia o gasim in debitul constant ridicat si in abundenta de material detritic cde l-au avut la dispozitie. Terasele lipsesc pe afluentii din nord, chiar si la cei importanti, cum sunt : Orasa, Rachitis, Nadisa si Bou, a caror lungime si suprafata a bazinului sunt mai mari decat la afluentii din sud.

De asemenea, caracteristic este si faptul ca la unii afluenti altitudinea relativa a teraselor este mai mare de 35 m, cea mai inalta situata pe versantul drept al paraului Balaneasa, ajungand la 75 m. In cazul ei, orizontul de pietrisuri apare intr-o cornisa recenta, situata la 700 – 750 m est de cea mai inalta terasa a Tazlaului si este acoperit cu luturi groase de 4 – 5 m. Pietrisurile sunt mici, mijlocii si mari, cu elemente bine rulate in amestec slab rulate (acestea domina) si cu facies relativ variat, in care abunda sisturile verzi si alte elemente .

Orizonturi similare de prundisuri stau la baza celorlalte nivele de terasa identificate, situate la 65 m pe versantul drept al paraului Filipea, la 55 – 60 m pe versantul drept al paraielor Valea Rea si Balaneasa, la 45 m pe versantul drept al paraului Valea Rea si versantul stang al paraului Vaiereni.

Toate terasele mentionate au elemente morfologice – podul si fruntea- puternic modificate de procese geomorfologice actuale de versant. In cele mai multe cazuri podul terasei este abia schitat, pastrandu-se doar sub forma de umeri ingusti , greu de racordat in lungul vaii.

Mai bine pastrate sunt terasele inferioare, de 20 m si 8 – 10 m, identificate de-a lungul paraielor Valea Rea, Filipea, Balaneasa, Dragugesti, Deleni, Vaiereni si Bratila, unele din ele avand continuitate pe mai multe sute de metri. Pentru aceste terase este caracteristic si faptul ca altitudinea relativa creste din amonte in aval, astfel ca se racordeaza cu terase mai inalte ale Tazlaului. De exemplu, terasa de pe Deleni, care in sectorul mijlociu al vaii are 12 m altitudine relativa, ajunge ca la confluenta cu Tazlaul sa aiba 20 m, iar terasa de 20 – 23 m de pe Vaiereni se racordeaza cu terasa de 30 – 35 m a Tazlaului.

Desi mult mai dificila, racordarea cu terasele Tazlaului este posibila si la terasele inalte. Pe versantul drept al paraului Valea Rea, pietrisurile terasei de 60 m se prelungesc in aval cu cele ale terasei de 120 m a Tazlaului, iar pe versantul drept al paraului Filipea, racordarea se face intre aceleasi nivele de terasa.

Pastrarea pe afluentii ce vin din Culmea Pietricica a fragmentelor de terasa mai inalte de 30 – 35 m a fost posibila datorita abundentei mari a depozitelor psefitice si alungirii treptate de la est la vest a afluentilor, in tendinta lor fireasca de a urmari albia Tazlaului, care dupa cum s-a aratat, s-a deplasat continuu spre dreapta.

Terasele afluentului Trotusului. In aval de confluenta cu Tazlaul, cel mai important afluent este Paraul Mare. Aceste constituie linita sud – estica a culmii. Intr-un profil transversal prin valea acestuia, la aproximativ 1 km in amonte de localitatea Gura Vaii, se constata existenta mai multor nivele de terasa, situate la 5 m, 7 – 8 m, 12 m, 18 – 20 m si, probabil 25 – 30 m altitudine relativa, toate nivelele avand in baza depozite acumulative groase de 1 – 2 m sau mai mult.

RELIEFUL FLUVIO – DENUDATIONAL

Eroziunea fluviala propriu – zisa si procesele denudationale sunt raspunzatoare de orientarea, forma si altitudinea actuala a interfluviilor, de forma versantilor si modul de evolutie, de crearea glacisurilor acumulative de la baza versantilor. Originea fluvio – denudationala a interfluviilor si versantilor isi gaseste justificarea in interconditionarea reciproca dintre eroziunea fluviala si procesele denudationale de pe versanti.

Adancirea rapida a raurilor ce coboara din culme in rocile argilo – nisipoase, usor erodabile, ale unitatii de platforma, ca si inramurarea si extinderea regresiva a obarsiilor afluentilor acestora in detrimentul interfluviilor din depresiunile erozive au stimulat procesele denudationale. S-a ajuns ca in unele locuri falia marginala sa apara ca abrupturi morfologice, la baza carora se formeaza o noua generatie de glacisuri proluvio – coluviale.

Interfluviile

In marea lor majoritate, interfluviile din regiunea subcarpatica a Tazlaului au origine sculpturala, erozivo – denudationala. Parerile asupra modului si timpului cand au luat nastere sunt diferite.

M. David (1931) a considerat ca toate interfluviile ce depasesc in altitudine terasa superioara ( de 80 – 110 m, dupa acest autor) au luat nastere in trei cicluri de eroziune bine separate in timp si apartin, deci, la tot atatea platforme de eroziune. Astfel, la platforma superioara, formata in timpul sarmatianului superior si meotianului, autorul incadreaza toate interfluviile din culme a caror altitudine trece de 550 m, inclusiv varfurile mai inalte (Carunta, Capata, etc.). Platformei medii, formata in pontian, ii atribuie cateva dealuri , a caror altitudine nu depaseste 550 m.

Cercetarile ulterioare au condus la concluzia ca depozitele psefitice care apar pe unele interfluvii inalte, sau altele, apartin unui glacis pleistocen. De asemenea, s-a ajuns la concluzia ca in cadrul Culmii Pietricica, nu se poate vorbi de platforme de eroziune in sens M. David (1931). Nu exista niciun element geologic sau morfologic care sa justifice impartirea interfluviilor in trei categorii, cu varste diferite.

Dupa M. David (1931), platforma superioara (kersonian – meotiana), are extinderea in Culmea Pietricica, probabil pe considerentul altitudinii sale mari, dar aici interfluviile sunt, de fapt, cele mai tinere, mai tinere decat unele interfluvii din Depresiunea Tazlau. De asemenea, extinderea platformei medii asupra dealurilor mai joase din culme, are la baza tot criteriul altitudinal.

Versantii

Procesele geomorfologice care modeleaza in prezent versantii in regiunea subcarpatica, sunt reprezentate prin eroziune areolara (superficiala) si liniara, surpari si alunecari de teren , acestea din urma avand rolul principal. Este posibil ca spre sfarsitul sezonului rece al anului sa se produca pe versanti si deplasari de tip solifluidal a paturii superficiale a solului.

Luam in considerare tipul procesului denudational si intensitatea cu care se manifesta, precum si latura practica, aplicativa, a cunoasterii proceselor geomorfologice actuale, au fost identificate si separate pe trei categorii de suprafete de versant.

Suprafete afectate de procese geomorfologice actuale lente. Respectivele suprafete au evoluat vreme indelungata sub padure si se afla si in prezent sub padure. Deluviile de alunecare sunt vechi, aflate in relativa stabilitate, eroziunea areolara este aproape nula, singurul proces cu manifestare efectiva fiind eroziunea liniara si aceasta redusa numai la canalul de scurgere, in timpul ploilor abundente si de lunga durata. Cu totul local, pe areale foarte reduse, exista si alunecari active, foarte recente, manifestate cu deosebita intensitate (arbori culcati la pamant), declansate de factori locali, de cele mai multe ori antropici (taluzari artificiale pentru executia unor drumuri forestiere sau a unor platforme de foraj), ce se suprapun cu unele conditii naturale favorabile (panta, apa freatica, roca).

Desi in aceasta categorie de suprafete factorul determinant al evolutiei proceselor denudationale este padurea, s-a constatat raspandirea diferita a tipurilor de procese. Astfel ca, deluviile de alunecare sunt foarte putin raspandite, acolo unde domina rocile cu grad ridicat de permeabilitate, densitate mai mare avand organismele torentiale. Arealele afectate de aceste procese sunt bazinele superioare ale paraielor Secatura, Negel, pana deasupra vaii Trotusului.

Suprafete de versant afectate de procese geomorfologice slabe (incipiente) si moderate. In cadrul acestora, procesele geomorfologice dominante sunt eroziunea areolara cu intensitate slaba si moderata si eroziunea liniara de tipul ogaselor si ravenelor. Pe areale restranse apar si alunecari incipiente, cu deluviu subtire si microrelief sub forma de lentile. Suprafete cu acest tip de modelare se gasesc, de obicei, la partea superioara a versantilor ce limiteaza interfluviile sculpturale largi.

Eroziunea areolara este conditionata de o relativa uniformitate a versantului, cu pante medii cuprinse intre 6º si 15º si de faciesul petrografic lut – nisipos. Intensitatile diferite ale procesului depind la randul lor de variatiile pantei, gradul de acoperire cu vegetatie, tipul de cultura, etc.

Suprafete de versant afectate de procese geomorfologice intense si foarte intense. In proportie de peste 80%, domina alunecarile de teren. Eroziunea areolara, cea liniara si surparile au rol secundar, manifestandu-se pe suprafete reduse. Cu toate acestea, prin intensitatea mare cu care actioneaza, contribuie si ele la modelarea rapida a versantilor.

Eroziunea areolara este de obicei intensa si foarte intensa mai ales in arealele, putine la numar, unde acest proces este dominant, ajungandu-se pana la indepartarea completa a solului si aparitia la zi a rocii din substrat. Eroziunea liniara, in stadii foarte diferite de evolutie, pana la torenti, insoteste de cele mai multe ori procesul de eroziune areolara, producand impreuna degradarea accentuata a versantilor. Surparile au frecventa cea mai mica, aparitia lor fiind dependenta de existenta corniselor inalte de la periferia teraselor superioare sau a fragmentelor de glacis acumulativ pleistocen, ce sunt acoperite cu luturi groase de cativa metri.

Suprafetele din aceasta categorie ocupa cea mai mare parte din arealul versantilor, fiinf intalnite cu predilectie in jurul localitatilor, in bazinele de receptie ale afluentilor secundari, etc.

Se remarca in mod desosebit, ca intindere si intensitate a alunecarilor de teren, bazinul superior al Rachitusului, bazinul superior al Orasei (Valea Larguta), bazinul superior al Solontului, bazinul paraului Ludasi, bazinul mijlociu al paraului Barsanesti si versantul stang al Trotusului in dreptul localitatii Gura Vaii.

Eroziunea areolara joaca un rol important pe unii versanti din culme, ca si pe versantii despaduriti ai culmilor inalte formate pe seama faciesului grezos al burdigalianului. In cateva areale reduse, despadurite, de martorii de eroziune si culmile inguste modelate pe conglomerate, astfel ca au luat nastere panze de grohotis, ce se deplaseaza gravitational pe mici distante. Fenomenul este este favorizat de amplitudinile termice mari (amplitudinea absoluta maxima este de 65º – 70º) si de numarul mare de cicluri inghet – dezghet din timpul iernii si inceputul primaverii.

Suprafetele mari afectate de alunecari, varietatea formelor si marea intensitate cu care se manifesta de cele mai multe ori, precum si efectul lor negativ asupra economiei, sunt motive pentru care li s-a acordat atentie speciala.

Eroziunea areolara joaca un rol important pe unii versanti din culme, ca si pe versantii despaduriti ai culmilor inalte formate pe seama faciesului grezos al burdigalianului. In cateva areale reduse, despadurite, de pe martorii de eroziune si culmile inguste modelate pe conglomerate, este intens procesul de dezagregare in loc al conglomeratelor, astfel ca au luat nastere panze de grohotis, ce se deplaseaza gravitational pe mici distante. Fenomenul este favorizat de amplitudinile termice mari (amplitudinea absoluta maxima este de 65º – 70º) si de numarul mare de cicluri inghet – dezghet din timpul iernii si inceputul primaverii.

Suprafetele mari de teren afectate de alunecari de teren, varietatea formelor si marea intensitate cu care se manifesta de cele mai multe ori, precum si efectul lor negativ asupra economiei, sunt motive pentru care li s-a acordat atentie speciala.

Alunecarile de teren. Desi in literatura romaneasca de specialitate exista numeroase lucrari ce abodeaza problema alunecarilor de teren in general, respectiv, a cauzelor acestora, a clasificarii lor, a modului de prevenire si combatere , sau in care se face descrierea amanuntita a alunecarilor din diverse regiuni ale tarii, pentru Culmea Pietricica sau Subcarpatii Tazlaului, aprecierile de aceasta natura lipsesc aproape complet.

Cauzele alunecarilor din Culmea Pietricica sunt cele cunoscute si in alte regiuni din tara noastra, de ordin mofologic, fito-climatic, petrografic, tectonic, antropic, dar fiecare din acestea cu anumite caracteristici, specifice regiunii.

Pantele versantilor unde alunecarile sunt bine dezvoltate au valori relativ mari, cuprinse intre 10º si 30º, cele mai favorabile fiind pantele de 15º – 25º.

Apa are un rol deosebit de important, fie ca este subterana, fie ca provine direct din precipitatii, in sensul ca “determina umezirea rocilor de suprafata marind greutatea lor, micsoreaza coeficientul de frecare interna, compacitatea si forta de coeziune a rocilor si determina punerea in miscare a deluviului de alunecare pe un substrat lubrifiant…” (C. Martiniuc si V. Bacauanu, 1961, p. 26). Rolul sau este evidentiat si de reactivarea vizibila a alunecarilor, mai ales a celor superficiale, in perioadele de maxima umiditate ale anilor bogati in precipitatii, cum a fost in mai – iunie 1970 sau in primaverilor anilor 1971, 1972 si 1975. In 1970, an in care precipitatiile au atins valori foarte ridicate, alunecarile de teren au cunoscut o recrudescenta aproape generala.

De altfel, conditiile climatice in ansamblu, de tip temperat continental moderat, cu precipitatii medii multianuale cuprinse intre 600 si 700 mm, a caror maxima se inregistreaza in perioada mai – iunie si care vara au frecvent caracter de aversa, sunt favorabile alunecarilor de teren.

Pe unele deluvii de alunecare vechi, cum sunt in bazinul superior al paraielor Rachitis si Orasa sau cele din regiunea Gura Vaii, apa stagneaza si in perioadele secetoase ale anului. Se mentine in micile depresiuni ale deluviului, fiind intretinuta de aparitiile la zi ale apei subterane freatice si de stratificatie si de apa ce se scurge pe versanti in timpul ploilor. Insa, pe cele mai intinse suprafete cu alunecari partea superioara a deluviului se usuca in perioada de vara.

Expozitia diferita a versantilor determina o intensitate mai mica a insolatiei pe versantii cu expunere nordica si deci o crestere relativa a umiditatii solului.

Alcatuirea petrografica are, de asemenea, un rol important in formarea alunecarilor de teren. In culme domina un complex grezos – conglomeratic permeabil, alunecarile sunt mai putin raspandite. Subliniem rolul gipsurilor ca factor specific regiunii care, prin gradul ridicat de solubilitate, contribuie la scaderea coeziunii moleculare a rocilor si grabeste pregatirea deluviului pentru deplasare. In arealele unde gipsurile apar la zi, intensitatea alunecarilor este maxima.

Miscarile neotectonice de inaltare au dus la adancirea albiilor minore, deci la subminarea bazei versantilor, ceea ce a determinat reactivarea in masa a alunecarilor pe versantii care intruneau si alte conditii favorabile.

Cutremurele de pamant au si ele un rol destul de important, stiut fiind ca regiunea respectiva se afla intr-o zona cu seismicitate ridicata (magnitudinea are valori potentiale cuprinse intre 7º si 8º).

Omul, constient sau inconstient,b direct sau indirect, prin activitatea sa a intervenit in modelarea scoartei si in primul rand a contribuit la declansarea alunecarilor si la extinderea lor. In acest sens, amintim despaduririle din anumite zone cu pante mari si inlocuirea lor cu suprafete arabile sau viti – pomicole, dezvoltarea retelei de drumuri fara a se lua masuri corespunzatoare de consolidare, extinderea plantatiilor de pomi pe areale neindicate, etc.

Clasificarea alunecarilor de teren, in functie de diverse criterii:

Dupa raporturile cu structura, sunt alunecari consecvente, foarte putin raspandite, avand in vedere orientarea perpendiculara a suprafetelor de versant fata de directia de cutare, alunecari insecvente, care inglobeaza, de fapt, aproape toate alunecarile principale din regiune.

Dupa modul cum se formeaza, au fost identificate alunecari delapsive, detrusive si mixte. Cele delapsive au cea mai mare frecventa, intalnite cu predilectie in zonele cu alunecari vechi, cu deluviul gros de mai multi metri, reactivate periodic, total sau partial. Aproape intotdeauna afecteaza caile de comunicatie si alte constructii din zona, subminandu-le fundatia si distrugandu-le. Ocupa suprafete in bazinele hidrografice ale vailor Balaneasa si Valea Rea, Orasa, Rachitis. Alunecarile detrusive, mai putin raspandite, sunt in general recente, cu deluviul relativ subtire (1 – 2 m grosime).

Dupa microrelieful deluviului se deosebesc : alunecari sub forma de trepte in alternanta cu monticuli, cu deluviul in general vechi, mai gros de 5 m, aflat in deplasare foarte lenta pe versant (un areal important cu astfel de alunecari a fost delimitat in sectorul Gura Vaii), alunecari sub forma de lentile, cu deluviu relativ recent, gros de 2 – 5 m (au cea mai mare dezvoltare), alunecari in brazde, cu deluviu recent, gros de 1 – 2 m, in forma de mici trepte inierbate, inalte de cativa decimetri, cu contur neregulat si cu frunti verticale fara iarba, si alunecari torentiale, dezvoltate pe fagase inguste de cativa metri, cu deluviu gros pana la 1 m, amestecat haotic datoritadeplasarii foarte rapide pe versant.

Dupa stadiul de evolutie au fost separate : alunecari active si foarte active, cu deluviu complex ca grosime si microrelief, in cadrul caruia depozitele de baza se deplaseaza mai incet, iar cele de la suprafata,cu grosime maxima de 1 – 2 m, in areale discontinui, se deplaseaza, sub forma de brazde sau lenticular, mult mai repede, cu tendinta de a ocupa intreaga suprafata a deluviului din baza, alunecari incipiente putin raspandite, alunecari latente, cu deluviu foarte vechi, aflat in echilibru relativ, ca urmare a evolutiei indelungate sub padure.

Alunecarile din regiunea Gura Vaii sunt de tipul alunecarilor active complexe.. Au luat nastere pe seama depozitelor sarmatiene, slab inclinate catre sud – vest, alcatuite din argile marnoase in baza, ce constituie substratul lubrifiant de alunecare, si dintr-un complex nisipo – grezos, terminat cu luturi la partea superioara, ce intra in alcatuirea deluviului de alunecare. Datorita grosimii mari a depozitelor permeabile de la partea superioara si a caracterului consecvent al alunecarii (are aceeasi directie generala, catre sud – vest), deluviul initial, mai vechi, are un microrelief de pseudoterase si monticuli mari. Monticulii s-au format prin fragmentarea ulterioara a pseudoteraselor. In spatele monticulilor balteste apa si in perioadele secetoase si creste permanent, de mai bine de douazeci de ani, o vegetatie specifica (genurile carex, tifa, etc.). Pe deluviul gros de peste 10 m se gasesc areale mici cu alunecari active recente, sub forma de lentile, brazde sau torenti de alunecare, a caror suprafata se mareste de la o primavara la alta, tinzand sa cuprinda intreagul versant.

In primavara anului 1970, un deluviu cu mare putere de impingere, sub forma de lentile si brazde, a afectat o plantatie tanara de salcami, producand desradacinarea si culcarea la pamant a unora. In vara anului urmator a avut loc in extremitatea de nord – est a localitatii Gura Vaii, o alunecare torentiala al carei deluviu, gros de 1 – 2 m si lat de 20 – 30 m, amestecat haotic, a ajuns cu fruntea la cornisa unei alunecari mai vechi, situata mai jos pe versant, si s-a revarsat peste ea ca o cascada.

Alunecarile din regiunea Stufu – Barzulesti – Rachitis. Regiunea respectiva se intinde pe un areal foarte mare, spre contactul cu flancul nord – estic al Culmii Pietricica, in bazinele superioare ale paraielor Orasa (Valea Larguta) si Rachitis si este cea mai importanta zona cu alunecari din culme, respectiv subcarpati. Intregul peisaj de aici poarta amprenta dominanta a alunecarilor de teren. Aspectul reliefului din bazinul superior al Rachitusului evidentiaza rolul important pe care l-au avut alunecarile la ingustarea si coborarea interfluviilor, la largirea si colmatarea vailor, deci, rolul lor in procesul de nivelare a reliefului.

Intensitatea mare a alunecarilor din regiune se datoreaza in cea mai mare masura complexului litologic argilo – marnos cu intercalatii de gipsuri, care in conditiile abundentei apei are un ridicat indice de plasticitate.

Deoarece luturile sau alte roci permeabile sunt putin raspandite, deluviul de alunecare are un microrelief slab pronuntat si cornisa joasa, de 1 -3 m (chiar si cornisa principala, de la partea superioara a versantului), iar trecerea de la deluviu la substrat se face gradat, fara pat transant de alunecare.

Aproape intreaga suprafata a versantilor este afectata de alunecari cu intensitati diferite, cu forme diferite de manifestare. Extinderea maxima o are deluviul vechi, cu grosime medie de 3 – 5 m, aflat in echilibru relativ cu substratul sau in deplasare foarte lenta, fragmentat lenticular sau in monticuli josi. Pe seama acestuia apar in fiecare an noi areale cu alunecari superficiale, foarte active, sau se extind areaalele din anii precedenti.

Conditiile deosebit de favorabile pentru alunecarile din ultimii ani si indeosebi din primavara lui 1970 au facut ca, in unele zone ale versantului, alunecarile foarte active sa cuprinda intreaga suprafata a deluviului initial si intreaga lui grosime, scotand in folosinta agricola spatii intinse sau deteriorand caile de comunicatie, asezarile, etc.

Alunecari ce afecteaza soseaua Bacau – Onesti. De la modernizarea ei, soseaua a fost afectata in numeroase locuri, dar mai cu seama intr-un anumit areal, pe care il strabate pe aproximativ 7 – 8 km.

Un sector important unde soseaua a fost distrusa de alunecari se afla in bazinul superior al Largutei, pe un torent de la obarsia ei (fig. , arealul III). Alunecarile au aici un deluviu argilo – marnos, gros de aproximativ 3 – 4 m, amestecat haotic cu solul actual. Puturile de captare amplasate pe versant in amonte de sosea s-au dovedit a fi insuficiente pentru conditiile din mai – iunie 1970, cand au fost distruse partial zidul de rambleu si rigolele betonate, iar soseaua a suferit o denivelare pronuntata. Deoarece nu s-au intreprins actiunile necesare de reamenajare si prevenire, dupa doi ani (in vara anului 1972) soseaua a fost distrusa complet pe o lungime de peste 10 m, necesitand construirea unui pod.

La aproximativ 1 km spre vest, pe inseuarea joasa de la obarsiile Largutei si Negelului (afluent al Bistritei), alunecarile din bazinul Largutei, reactivate in mai – iunie 1970, au evoluat regresiv si au ajuns la sosea, distrugand-o partial intr-un loc si amenintand-o in altele. Ulterior, soseaua a fost afectata si in alte cateva locuri (fig. , arealul II)

Dn studiul sondajelor a rezultat ca alunecarile de aici au deluviul cu grosimi cuprinse intre 2,6 m si 4,5 m – grosimea fiind minima la partea superioara a arealului, in preajma soselei – ca este format dintr-un amestec de sol actual cu argile, marne si gipsuri, iar intre deluviu si substrat nu exista un pat “lustruit” de alunecare, trecerea facandu-se gradat.

Un alt areal important cu alunecari care au afectat soseaua respectiva se afla dincolo de culme, in zona ei de contact cu unitatea de podis, dezvoltate pe seama argilelor si marnelor sarmatiene ale podisului (fig. , arealul I). Limita vestica a arealului cu alunecari coincide cu contactul de suprafata, dintre sarmatianul de platforma si neogenul cutat al Culmii Pietricica.

Se distinge o generatie mai veche de alunecari, ce cuprinde intreaga suprafata a arealuluik, cu deluviul gros de 4 – 6 m, sub forma de monticuli, si o generatie mai recenta, in areale sporadice, cu deluviul subtire (de 1 – 2 m) sub forma de brazde, ce a luat nastere pe seama deluviului mai vechi. Alunecarile vechi au cornisa la partea superioara a versantului (la aproximativ 200 m de sosea), cu o forma semicirculara, in mare parte fixata de vegetatie, iar cele recente au cornisele pe versant, scurte si numeroase, active.

Reactivarea partiala a vechiului deluviu a fost favorizata de plantarea cu pomi a versantului, care a creat conditii favorabile de stagnare a apei. Ploile abundente din mai – iunie 1970 s-au adaugat la umiditatea deja ridicata a deluviului si l-au pus in miscare, in unele sectoare depasind zidul de captuseala al soselei si inchizand temporar traficul.

Masurile de prevenire luate s-au dovedit insuficiente. Dupa doi ani, noile ziduri de captuseala erau deja fisurate si aceasta deoarece suprafetele pe care s-a efectuat drenajul apei au fost prea mici, numai in preajma soselei, astfel ca cea mai mare parte a deluviului a ramas cu aceeasi mare umiditate.. Drenajul apei este insuficient in toate sectoare unde alunecarile au afectat soseaua si de aceea masurile propriu – zise de fixare a alunecarilor si de consolidare a soselei nu au intotdeauna efectul scontat.

Masuri de prevenire si oprire a evolutiei alunecarilor. Consideram ca din multitudinea masurilor care se preconizeaza, pentru prevenirea si combaterea alunecarilor, cele mai indicate pentru regiunea in studiu, avand in vedere cauzele specifice ale acestora, sunt:

Asigurarea unui drenaj corespunzator al apei pe suprafete cat mai intinse de versant. Ne gandim la apa din izvoare sau aceea care se aduna in spatele monticulilor. Indicat ar fi drenajul superficial, mai putin costisitor.

Folosirea numai ca pasune si fanete a suprafetelor de versant afectate de alunecari cu deluviul gros, relativ stabilizate, si sistarea temporara a pasunatului pe suprafetele cu alunecari foarte active.

Interzicerea plantarii cu pomi fructiferi a suprafetelor afectate de alunecari relativ stabilizate, cu deluviul mai gros de 2 – 3 m, care creeaza conditii favorabile de stagnare a apei pe versant si supraincarca deluviul.

Plantarea pe versantii cu drenaj natural slab a unor perdele inguste de specii arboricole cu transpiratie intensa (salcie, plop, frasin, etc).

Pentru arealele cu alunecari foarte intense sau in cazurile cand alunecarile afecteaza obiective importante, recomandarea celor mai potrivite masuri de combatere este posibila numai in urma stabilirii principalelor cauze ale alunecarilor din arealele respective.

Glacisurile

Actualul glacis format dupa inaltarea culmii Pietricica prezinta o evolutie tipica. Concomitent cu acumularea si inaltarea produsa la bordura subcarpatilor, acesta a intrat si sub incidenta modelarii subaeriene, trecand la faza evolutiei descendente. Detasarea glacisului piemontan fata de regiunea cutata este in curs de realizare si acest fenomen este bine exprimat in relief prin existenta microdepresiunilor de contact sculptate de cursurile superioare ale unor afluenti directi si indirecti ai Siretului, marginite la exterior de culmi, unele aproape reziduuale pe care se pastreaza fragmente ale teraselor Siretului.

Aspectul actual al reliefului se poate datora, insa, si miscarilor neotectonice de inaltare a Culmii Pietricica care au condus la formarea unui piemont tectonic monoclinal, cu inclinare V-E, sprijinit pe regiunea cutata si coborand spre Siret. Odata cu adancirea si deplasarea spre est a Siretului, versantul drept al acestuia prezinta o evolutie terasata. Toate dealurile si depresiunile pot fi considerate ca apartinand glacisului piemontan al Pietricicai, care se continua cu un sector extins si neted putin inclinat, ce paraziteaza terasele inferioare ale vaii Siretului, pana la lunca acestuia.

Extensiunea si ponderea insemnata pe care glacisul o detine in cadrul piemontului ne determina sa utilizam denumirea de glacis piemontan pentru intregul areal cuprins intre baza abruptului Culmii Pietricica si lunca Siretului. In aceasta acceptiune, pentru partea mai inalta si mai fragmentata, utilizam denumirea de glacis superior, iar, pentru partea joasa, glacis inferior. Intrucat terasele au extindere mare, pentru intreaga suprafata vom folosi si notiunea de glacis terasat.

La sud de paraul Racaciuni, unde energiile de relief sunt mai mici aspectul de glacis este atat de evident, incat a fost individualizat ca subunitate (Glacisul Orbeni-Gr. Posea si L. Badea, 1984). Acesta se prezinta ca un platou care margineste microdepresiunea Pancesti si se continua spre S cu conul aluvial al Trotusului.

In arealul studiat, cuprins intre Trebis si Cleja aspectul actual al glacisului piemontan a rezultat prin evolutia descendenta a profilurilor longitudinale ale afluentilor determinate de coborarea si indepartarea continua a nivelului de baza local, albia Siretului. Glacisul a fost fragmentat de propriile rauri in forme-martor de tip "doaburi", uneori cu aspect rezidual.

Varietatea formelor de detaliu determinata si de diferentele altitudinale ale culmii Pietricica dintre extremitatile de N si S permite divizarea acestui glacis in doua sectoare: unul intre Trebis si paraul Baltata si altul intre acesta din urma si paraul Cleja.

a) Sectorul dintre Trebis si Baltata, numit si "piemontul Calugarului" (V.MiMilescu, 1966) se incadreaza in partea central nordica a culmii Pietricica si este mai complex ca litologie, texturi, granulometrie si gradul de rulare al pietrisurilor, fapt ce-i confera o mai mare varietate morfostructurala.

Astfel, de la N catre S se intalneste o alternanta de interfluvii largi cu altele, mai inguste, iar de la V la E se observa diferente morfologice si Iitologice (respectiv o trecere de la depozitele glacisului pleistocen de la contactul subcarpatic catre luturile, nisipurile si acumularile deluvio – coluviale holocene in E).

In acest sector se mentine aspectul de glacis erozivo-acumulativ in plina evolutie. Glacisul piemontan de la Dl. Ghertu este fragmentat de sisteme torentale vechi, alunecari monticulare, partial stabilizate si este traversat de soseaua modernizata Bacau – Onesti, care a contribuit la reactivarea alunecarilor. Acest fapt a impus lucrari suplimentare de stabilizare a versantilor afectati in diferite stadii de dinamica proceselor geomorfologice actuale.

In acest sector conul Trebis – Negel, situat in partea centraia si de NV a municipiului Bacau, are o extindere mare. Aceasta a contribuit la impingerea cursului Bistritei spre E pana la baza teraselor de 35 – 40 m §i 70 – 90 m ca si a Siretului, precum si la inaltarea prin parazitare a luncii actuale comune Siret – Bistrita pana la 8-12 m. Peste roca sarmatiana din baza s-au depus bolovanisuri, pietrisuri si nisipuri, in complex grosier si depozite loessoide, de origine eoliana, in complex argilos, aluvio- deluvial.

Pozitia depozitelor argiloase de pe con si structura incrucisata cu lentile mai grosiere, atesta formarea lor prin aportul aluvionar al Trebisului si Negelului si acumularea materialelor coluviale sfi deluviale de la baza versantului. Prezenta in cadrul acestui orizont argilos si argilo-prafos (gros de 9.5- 12.5 m) a unor frecvente oglinzi de frictiune, confirma ipoteza influentei sedimentarii in con de dejectie a acestui complex.

b) Sectorul dintre paraiele Baltata – Cleja

Aici culmea Pietricica si marginea fostului glacis piemontan sunt situate la o distanfa mai mare de albia actuala a Siretului, iar terasele medii si cele superioare, sectionate de paraiele mici se pastreaza sub forma unor promontorii orientate NNV – SSE, cu latimi diferite.

Dealurile piemontane se prezinta sub aspect de interfluvii largi si culmi inguste, uneori cu martori de eroziime. Intre acestea si nivelul actual al Siretului este o diferenta de nivel de peste 150 m, fapt ce a intensificat procesele fluviatile (torentiale) de modelare, generand vai adanci si inguste, mai ales sub culmea Pietricica (la S de Piemontul Calugarului).

Fragmente din fostul glacis pleistocen care contin depozite acumulative cu elemente de sisturi verzi (din conglomeratele burdigaliene erodate din culmea Pietricica), depuse peste suprafata interfluviilor sculptate mai larg sau mai ingust, se pastreaza pe dealurile orientate in general V-E care coboara de la 450 m, pana la 320 m, la nivelul teraselor superioare ale Siretului, pe care le paraziteaza in mare parte.

In schimb, in zona teraselor medii, glacisul se dezvolta sub forma proluviilor si coluviilor care le paraziteaza podurile.

Adancirea rapida in rocile argilo-nisipoase, a raurilor care coboara din culmea Pietricica, convergent si inaltarea regresiva a obarsiilor acestora in detrimentul interfluviilor din depresiunile erozive au stimulat procesele denudationale, astfel ca falia marginala apare sub forma unor abrupturi morfologice la baza carora se dezvolta o noua generatie de glacisuri coluvio-proluviale. La schimbarile de pante de pe muchiile si tatanele teraselor s- au acumulat glacisuri coluviale – mixte care au estompat aspectul initial al reliefului. Asa este cazul teraselor din microdepresiunile erozive: Hemeiusi, Dl. Piscului, Faraoani, Racaciuni, unde se observa o structura incrucisata de tip deltaic. In foraju Faraoani, cu adancimea de 100 m s-au intalnit, in baza, formatiuni chersoniene (argile cenusii cu intercalatii de argile prafoase, slab cimentate), acoperite de depozite cuatemare (loessoide fine, coezive).

Structura incrucisata se pune bine in evidenta si prin existenta a doua orizonturi de apa subterana: unul la nivelul campului inalt (sarac si impropriu consumului potabil) si altul mai adanc, cu un chimism acceptabil si cu un potential bun (72 1/s).

Glacisurile de racord, cu dimensiuni mai mici se dezvolta de regula la baza versantilor sau a fruntilor mai inalte, mai abrupte ale unor terase. Asupra celor de pe versantul drept am facut deja unele precizari in contextul glacisului mare piemontan.

Relieful antropogen

SOLURI

In Culmea Pietricica si pe glacisul piemontan se intalnesc unitati de soluri, luvisoluri, pe culmi si versanti si cernisoluri pe zonele joase, terasele mijlocii si inferioare ale Siretului si Bistritei. Principalele subunitati de sol prezente in acest domeniu sunt :

1. Unitatea luvisolurilor

1. a. Subunitatea solurilor preluvosoluri tipice si stagnice, care ocupa suprafete reduse la limita de NV a arealului studiat, in dealurile Trebisului.

1. b. Subunitatea preluvosolurilor, prezenta in culme la altitudini de peste 550 m, deci pe versantii abrupti. In aceasta subunitate se dezvolta luvosoluri cu profil profund afectat de eroziune pe portiunile despadurite. Textura de suprafata variaza de la nisipolutoasa la lutoargiloasa. Drenajul intern este ingreunat de procesul argiloiluvierii. Se intalneste sub forma tipica sau cu subtipurile vertic, stagnic si pseudorendzinic datorita diferentierii materialelor parentale. Strict local, pe areale reduse se intalnesc eutricambosoluri, cu o profunzime mica, textura diferentiata (lutonisipoasa la suprafata si lutoargiloasa si argiloasa) in variantele stagnic si litic. Tot in Culmea Pietricica se dezvolta soluri brune eu – mezobazice cu profunzime si textura variabile, lutoargiloasa la suprafata si lutonisipoasa pana la argilolutoasa pe sectiune, cu permeabilitate buna si moderata. Aceste soluri sunt raspandite in mai multe subtipuri : tipic, stagnic, molic, pe roci diferite : luturi, argile, marne si gresii slabe. Se mai intalnesc intrazonal rendzine si feoziomuri pe gipsuri si marne.

1. c. Subunitatea solurilor preluvosoluri asociate cu regosoluri. Astfel de soluri sunt raspandite pe glacisul superior al Pietricicai si pe terasele inalte, in buna parte erodate. Solurile apartinand acestei subunitati sunt in cea mai mare parte de tipul preluvosol, au o preofunzime mare si o textura lutonisipoasa – lutoargiloasa, la suprafata, care trece in profil in lutoasa si lutoargiloasa. Pe alocuri drenajul este ingreunat prin argiloiluviere. Se intalneste sub forma mai multor subtipuri (tipic, molic, stagnic si vertic).

2. Unitatea cernisolurilor, care apartin molisolurilor tinere, de tranzitie spre solurile zonale, este prezenta pe terasele mijlocii si joase ale Siretului si Bistritei. Aici se resimt si influente stepice care patrund pe valea Siretului si favorizeaza procesele pedogenetice de acumulare. Aceasta se imparte in cernoziomuri si cernoziomuri, preluvosoluri molice.

Cernoziomurile apar in sectorul Saucesti – Letea Veche. Au o litologie lutoasa, cu profil profund, textura mijlocie sau mijlocie fina si se intalneste sub forma tipica, stagnica, vertic. Se formeaza pe loessuri, luturi, pietrisuri rulate, etc.

Cernoziomurile si preluvosolurile molice, apar in sectorul dintre Margineni si Cleja. Sunt profunde si cu o textura variabila : mijlocie la suprafata si mijlocie fina pe sectiunea de control.