Bazinul Hidrografic al Motrului

PLANUL LUCRĂRII

I. Așezare, limite, aprecieri asupra regiunii în literatura de specialitate.

Așezare, limite

Cunoașterea regiunii

II. Relieful

Etape importante în evoluția paleogeografică

Elemente de geologie

Caracterizarea morfometrică și morfografică

Elemente morfometrice

Elemente morfografice

Caracterizarea morfogenetică

Complexe de luncă

Complexe de terasă

Procese geomorfologice actuale

III. Clima

Elemente meteo-climatice

Temperatura aerului

Precipitațiile atmosferice

Regimul eolian

Temperatura solului

Nebulozitatea

Durata de strălucire a soarelui

Fenomene și procese meteorologice

Fenomene caracteristice sezonului de iarnă

Fenomene caracteristice sezonului de vară

IV. Apele

Apele de suprafață

Elemente de dinamică: scurgerea medie, scurgerea maximă, scurgerea minimă, scurgerea aluviunilor

Apele subterane

Regimul termic

Caracterele hidrochimice ale apei

V. Vegetația și fauna

Caracterizarea generală

Vegetația zonală și azonală

Fauna zonală și azonală

VI. Solurile

Soluri zonale

Soluri azonale

Bibliografie

=== l ===

I. AȘEZARE, LIMITE, APRECIERI ASPRA REGIUNII ÎN LITERATURA DE SPECIALITATE

Bazinul inferior al râului Motru se încadrează în zona deluroasă din nord – vestul Podișului Getic Oltean. Teritoriul luat în studiu aparține Piemontului Strehaiei și lunca formată de râul Motru, încadrată de podișul Balaciței, la sud, și de podișul Motrului, la nord. Bazinul are formă ovoidă, cu dispoziție și este cuprins între limitele administrative ale orașului Strehaia, respectiv Gura Motrului (comună așezată la vest de confluența cu râul Jiu) din județul Mehedinți.

Râul Motru izvorăște din munții Vâlcan, el străbate pe rând Dealurile Cosustei, Dealurile din Podișul Balaciței, vărsându-se în râul Jiu.

Bazinul se poate delimita de-a lungul cumpenei de apă principală, care îl desparte de bazinele hidrografice vecine (în nord – vest Bazinul Hușnița (și ea afluent al Motrului), în sud – vest Bazinul hidrografic al Jiului.

Relieful din nord corespunde platformei Jiului, platformă de acumulare piemontană înaltă și fragmentată sub forma unei culmi rezultate din întretăierea povârnișurilor și ajunse în faza coborârii cumpenelor de ape sub suprafața topografică inițială (Al. Șchiopoiu, 1982).

Din punct de vedere matematic este situat între paralelele de 44,4025” latitudine nordică, și 44,35,12” latitudine sudică și meridianul de 23,10,8” longitudine vestică, și 23,15,8 longitudine estică. Bazinul inferior al râului Motru se desfășoară pe 35 km lungime și 15 km lățime.

CUNOAȘTEREA ÎN LITERATURA GEOGRAFICĂ

Partea vestică a Piemontului Getic, în care se încadrează și bazinul inferior al Motrului este mai puțin oglindită în literatura de specialitate, geografică și geologică, decât regiunile din jur.

Când cu aproape șase decenii în urmă V. Mihăilescu (1939) făcea o trecere în revistă și o evaluare a problemelor de importanță deosebită și a regiunilor încă prea puțin cercetate , care impuneau să intre cu prioritate în atenția geografilor de la Universitatea din București (spre a se ajunge la o cunoaștere adâncită și întrucâtva echilibrată a teritoriului), Piemontul Getic reprezintă una dintre aceste regiuni considerată – la ace vreme – cea mai puțin cunoscută ( sub aspect geografic și în special geomorfologic ) dintre marile unități de relief ale pământului românesc.

Făcând o trecere în revistă a lucrărilor de specialitate și a preocupărilor de cercetare geomorfo-hidrogarfică a regiunilor studiate, putem descifra o evoluție ascendentă a volumului și valorii acestora, concretizată istoricește în trei etape mai importante.

Sub aspect geologic, unitatea a fost cercetată mai amănunțit, în vederea prospectării și exploatării resurselor energetice ( cărbuni ). Lucrările geologice referitoare numai la această unitate sunt destul de puține. Cele mai vechi cercetări întreprinse în această unitate sunt cele care se referă la pliocenul din Depresiunea Getica, efectuate de E.A. Bielz, cercetări ce au văzut lumina tiparului în 1864.

În 1884, Gr. Ștefănescu, în raportul de activitate al biroului geografic și geologic, atribuie cuaternarului pietrișurile din podurile teraselor și din părțile superioare ale colinelor.

Sabba Ștefănescu în 1896, cu ocazia descrierii fosilelor culese din pliocenul Olteniei, face afirmația că în unitatea luată ca studiu, în postsarmatian, chimismul apei s-a schimbat, ceea ce a dus la o schimbare de formă, aceasta trecând spre o faună de apă salmastră și apă dulce.

Sub aspect fizico-geografic au existat referiri generale la probleme de ansamblu. Emm de Martonne ( 1905, 1907 ) în lucrările sale “ La Valachie “ și respectiv “ Sur l’evolution du plateau des Mehedinti “ face referiri la zona luată în studiu.

În 1907, G.M. Murgoci în lucrarea sa “ Terțiarul Olteniei “ pe lângă problemele strict geologice vizând terțiarul unității luate în studiu, se referea în termeni generali și la relieful acesteia, subliniind în mod deosebit raporturile existente între morfologie și tectonică.

I.Ionescu – Argetoaia, în 1918, denumește spațiul cuprins între Carpații Meridionali și Platforma Moesica “Depresiunea Pericarpatică” care ar cuprinde și Piemontul Getic.

Teisseyre, în anul 1918, aduce unele completări la cunoașterea pliocenului din Oltenia.

În anul 1919, prin publicarea de către G. Valsan a lucrării “Asupra trecerii Dunării prin Porțile de Fier” se pun probleme noi asupra evoluției pliocen – cuaternare a părții vestice a Piemontului Getic.

H. Grozescu efectuează în 1924 studii asupra zăcămintelor de lighnit și le determină ca aparținând exclusiv dacianului.

O contribuție importantă la cunoașterea evoluției pământului Olteniei de azi, din pliocen până în cuaternarul cel mai recent, și-au adus și Balea Ionescu (1923), I. P. Ionescu – Argetoaia (1919, 1923), Popescu – Voitești (1932).

Lucrările lui C. Nicolaescu Plopșor (1930) privitoare la o serie de cuiburi fosilifere de vârstă pliocen – cuaternare și asupra unor urme materiale ale civilizației trecute pe aceste meleaguri.

De o importanță deosebită este harta geologică 1: 500 000 asupra pliocenului din Oltenia întocmită în 1923 de I. P. Ionescu – Argetoaia, care își păstrează și astăzi deplina valabilitate.

O sinteză asupra geologiei întregii Oltenii de nord – vest datorată lui M. D. Filipescu (1924), completează în mare măsură imaginea constituției geologice a regiunii, în lumina lucrărilor apărute până la acea dată și aduce precizări asupra accidentelor tectonice în aria getică.

În 1945-1946, N. Oncescu și T. Jopa studiază zăcămintele de cărbuni din policenul Depresiunii Getice, cărora le atribuie vârsta levantină. Ei ajung la concluzia că levantinul stă transgresiv peste pontian, iar între ele există o lacună stratigrafică.

Această etapă a marilor consemnări ale unor geologi și geografi vestiți dar și a unor lucrări pe măsura autorilor (între primul război mondial și anii 1948 – 1950) se încheie cu primele lucrări ale lui V. Mihăilescu asupra părții de sud a țării.

Pentru întâia oară, în 1945, V. Mihăilescu denumește unitatea “Piemontul Getic”. În această lucrare sunt stabilite limitele unității, vârsta acesteia și se fac referiri asupra trăsăturilor reliefului pe care îl consideră destul de evoluat în raport cu vârsta. În unele compartimente evoluția este atât de înaintată, încât a ajuns chiar la senilitate.

Etapa de după anii 1948-1950 coincide cu așezarea științelor geografice și geologice pe baze noi, moderne, în care au loc o dezvoltare explozivă a cercetărilor asupra întregii țari inclusiv asupra principalelor unități fizico-geografice din sudul țarii.

Prin înființarea unor instituții centrale și de cercetări, numărul și volumul studiilor asupra zonei sudice, a Piemontului Getic în ansamblu și pe compartimente s-au înmulțit.

Un aport deosebit la cunoașterea regiunii îl au articolele lui N. Oncescu ( 1951-1952 ) și Mircea D. Ilie ( 1952 ) care pe lângă problemele strict geologice abordate în legătură cu zăcămintele de cărbuni, fac referiri prețioase la relieful regiunii Olteniei de nord.

În anul 1954, P. Cotet, în lucrarea “ Problema defileului Dunării la Porțile de Fier și caracterele geomorfologice din Câmpia Olteniei “ arată că suprafața din partea nord-vest a Podișului Getic se leagă cu Podișul Mehedinți, alcătuind o suprafața unitară, perfectată în levantinul superior ( Platforma Gornovița ).

Între anii 1955 și 1958, N. Pion Petre face o cartare geologică de amănunt a regiunii din văile Topolnița și Cosuștea cu privire specială asupra stratelor de cărbuni , atribuindu-le vârsta pontiană, daciană și levantină. Levantinul, după autorul amintit, este alcătuit dintr-o alternanță de nisipuri cenuși sau galbene și prundișuri în principal cuarțoase, prezentând o stratificație încrucișată în care se găsesc intercalații de argilă și două orizonturi de lignit.

P. Cotet ( 1957 ), referindu-se la contactul dintre Câmpia Olteniei și Podișul Getic în sectorul “ Piemontului Strehaiei “, arată că dealurile de la est de Depresiunea Severinului se ridică aproape cu 200 m. peste nivelul câmpiei, iar contactul dintre ele, în cele mai multe cazuri, se face printr-un plan înclinat, rezultat din acumularea depozitelor torențiale, peste depozitele de terasă.

Studiile efectuate de Dragne Gogu ( 1956, 1957 ), D. Ciric ( 1959 ), Constantin C. ( 1959 ), Popovici V. ( 1959 ) în zona centrală a Piemontului Strehaiei privesc, de asemenea, depozitele de cărbuni.

Alexandru Roșu ( 1959 ), analizând relieful Câmpiei Înalte piemontane a Balaciței, face unele referi și la relieful piemontului de la nord de Hușnița și dinspre râul Motru. Pentru a scoate mai bine în evidență trăsăturile relieful din compartimentul luat în studiu, îl analizează prin comparație cu sectorul nordic, arătând că acesta se prezintă sub forma unor dealuri de piemont, pe când cel din Câmpia Balaciței sub forma unor poduri piemontane netede.

În anul 1960, folosind datele rezultate din forajele și lucrările geologice anterioare asupra regiunii, S. Gaina în colaborare cu S. Tanasica și M. Boiciu, întocmesc harta geologică a regiunii la scara 1:5000, care confirmă că depozitele cărbunoase aparțin atât dacianului cât și levantinului.

Geologii Feru M., Golita M. și Șerbănescu E., în anul 1963 întreprind cercetări hidrografice în zona Hușnicioara-Cosuștea, afirmând că depozitele de vârsta cuaternară sunt reprezentate printr-un orizont psano-psefitic și că acesta ocupă o poziție discordantă peste stratele de cărbuni.

D. Paraschiv în lucrarea “ Piemontul Candesti “, face o ampla analiză a evoluției Depresiunii Getice . După acest autor, evoluția piemontului începe cu cretacicul superior și se încheie cu regresiunea din levantinul superior când se depun pietrișurile piemontane de Candesti.

În urma analizelor efectuate asupra stratigrafiei și discontinuităților de sedimentare, D. Paraschiv distinge trei cicluri de sedimentare : postoligocen-prehelvetian, tartonian-sarmatian și levantin-cuaternal.

Referindu-se la limita dintre Carpații Getici și Piemontul Getic – relict, Lucian Badea în lucrarea sa “ Subcarpații dintre Cerna Oltețului și Gilort “ ( 1967 ) arată că în unele sectoare aceasta este foarte clară pentru că apar depresiunile intracolinare flancate spre sud de crestele monoclinului getic.

Alexandru Roșu, în studiu geomorfologic pe care l-a întreprins asupra “ Subcarpaților dintre Glort și Motru “ ( 1967 ) pune problema raporturilor dintre aceștia și piemontul de la sud.

Într-o lucrare, în manuscris, L. Badea ( “ Dealurile Gorjului “ ) arată că numele de Subcarpații Getici și Podișul Getic au apărut în literatura de specialitate și în materiale cartografice destul de târziu după 1930. Lucrarea mai prezintă unele date asupra evoluției paleogeografice ale celor doua unități, arătându-se că sunt anumite momente comune în evoluția acestora.

În lucrarea “ Piemontul Getic-studiu de geografie economică “ 1971, unde se prezintă în parte și problema cadrului natural se arată că în arealul piemontului de altă dată se disting două unități : Subcarpații Getici un relief exumat și Piemontul propriu-zis ( relict ) sau dealurile piemontane getice. În ultima parte a lucrării se face o împărțire a piemontului în mai multe subunități.

Lucian Badea ( 1972 ) în lucrare “Piemontul Getic” – concluzii la un studiu de geomorfologie regională, pune în discuție în primul rând numirea dată de V. Mihăilescu cu peste 50 de ani în urmă, arătând că ea corespunde în cel mai înalt grad și că ea se adresează unui conținut genetic, înlocuind vechii termeni ca: Platforma pericarpatică Olteană, Platforma Getică, Podișul Getic. În continuare, autorul se referă la evoluția paleogeografică a regiunii, analizând-o în dependența de unitățile vecine, iar în ultima parte face referiri la influența structurii și tectonicii asupra genezei și evoluției reliefului.

Gr. Posea și colaboratorii ( 1971 ) în lucrarea “Piemonturile din România”, arată că Piemontul Getic constituie una din unitățile piemontane mari ale tării, desfășurându-se ca o câmpie piemontană la sfârșitul villafrachianului după care a fost supraînălțat și fragmentat de rețeaua hidrografică în compartimente mai mici.

Tot în acest interval de timp, au început și studiile asupra resurselor de apă din bazinul Motrului și au apărut o serie de lucrări între care: Studii de hidrologie XV, Atlasul cadastrului apelor din România ( 1962-1972 ), Monografia hidrologică Râurile României, 1971….

Nițulescu M. și Păduraru A. realizează în 1961 lucrarea “ Secarea râurilor în bazinul râului Motru “ publicată în Studii de hidrologie vol. I, 1961 în care se ocupă de relația climă – hidrografie.

În anul 1979, Georege Erdeli publică în Analele Universității București “Considerații geografice asupra așezărilor omenești din Piemontul Strehaiei în care se ocupă și de impactul pe care l-au avut așezările asupra mediului geografic.

Alexandru Șchiopoiu studiază Piemontul Srehaiei în lucrarea “Dealurile piemontane ale Cosuștei” 1982. Realizează o caracterizare generală a reliefului și a condițiilor sale de dezvoltare, punând accent pe efectele intervenției omului în modificările survenite în relief. Autorul este primul care numește partea de la nord de Hușnița – Dealurile piemontane ale Cosuștei – denumire pe care o regăsim și în Enciclopedia Geografică a României.

Cercetările geografice asupra Podișului Getic, în general sunt puține ca număr și destul de generale ca conținut, dar se constată o abordare multidisciplinară a regiunii.

II. RELIEFUL

Etape în evoluția paleogeografică, elemente de geologie și litologie

Această unitate s-a format în etapa de modelare terțiară a ariei carpatice cu depuneri masive dar și ritmice, de materiale detritice în faza finală de colmatare și dispariția lacului pliocen. În toată această regiune, procesele au de curs însă mai domol decât în partea estică a Piemontului Getic, proporțional cu intensitatea ( domolită ) a mișcărilor tectonice, care au afectat întreaga arie carpatică spre sfârșitul pliocenului și începutul cuaternarului.

Chiar dacă Dealurile Cosuștei se află pe un fundament vechi tectonizat, în bună parte carpatic, numai parțial de platformă, mobilitatea lui a fost mult diminuată, în timpul mișcărilor din ultima parte a terțiarului. Așa se explică de ce accidentele tectonice evidente în fundament nu se mai resimt la suprafața decât foarte slab. Suntem deci în prezența unei unități total monoclinale, fără fâșia deranjată de cutări la contactul cu aria muntoasă, care să reprezinte continuarea Subcarpaților Getici și la vest de Motru. Acumulările uriașe de materiale grosiere, scoase din aria carpatică și împrăștiate la exteriorul ei, dovedesc pe lângă o încărcătură cu totul aparte a râurilor și o putere mare de transport – o fază de pregătire prealabilă a materialelor într-un climat cu particularități diferite de cele ale climatului actual, foarte favorabil dezagregării și acumulării pe loc ( sau la foarte mică distanță ) a sfărâmăturilor. Nu este exclus ca această fază corespunde unui amplu proces de sedimentație, când s-a definitivat cea mai tânără dintre suprafețele de nivelare din Carpații Meridionali – Gornovița.

Construirea piemontului reprezintă un proces complex de lungă durată, care nu s-a manifestat cu aceiași intensitate, simultan, pe întreaga sa întindere.

Din această cauză, diferitele lui parți se află în stadii diferite de evoluție. Partea dinspre Podișul Mehedinți ( adică de la contactul cu aria carpatică ) construită mai timpuriu și influențată probabil mai intens de mișcările de înălțare a ariei carpatice de la începutul pliocenului, a fost supusă denudării înaintea părții sudice. Numai așa se poate explica de ce de-a lungul contactului cu Podișul Mehedinți cuvertura piemontană a fost distrusă în întregime, piemontul a fost separat de aria carpatică, iar de-a lungul acestui contact a fost sculptat șirul depresiunilor de contact dintre Drobeta Turnu Severin și Brativoești ( V. Mihăilescu, 1965 ).

Procesul s-a desfășurat la fel de-a lungul contactului dintre Carpații Meridionali și Piemontul Getic, dar între Motru și Dunăre intensitatea a fost mai redusă și desfășurarea mai simplă pentru că nu au intervenit diferențieri tectonice. De asemenea, în ansamblul său, Piemontul Cosuștei, deluros-reprezenta un relief mai evoluat, relativ mai domol, care poartă urmele unei denudări mai puțin violente decât la est de Jiu.

Trecerea la faza acumulării piemontane la cea a sculptării ( sau a distrugerii ) piemontului s-a făcut treptat, pe măsura precumpănirii bilanțului negativ al acțiunii rețelei hidrografice, fața de cel pozitiv. Distrugerea parțială a cuverturii piemontane a fost continuată cu adâncirea ritmică a văilor. Ca urmare, faza de sculptare a piemontului corespunde în cea mai mare parte nu numai “ decuparea “ și transformarea lui într-o succesiune de culmi și văi convergente, dar și cu formarea sistemului de terase , care, după numărul și altitudinile acestora se diferențiază mult fața de sistemele din lungul Jiului și Gilortului.

Generic și structural, Piemontul Getic aparține Depresiunii Getice, în care procesul de sedimentare început încă din senonian avea să continue, cu variații mari, până în cuaternar, stimulat de accentuarea continuă a Avonfosiei carpatice, dar ceea ce interesează în mod special pentru formarea lui se reduce la faza de încheiere a ciclului de sedimentare pliocen. Punctul de referință pentru începutul genezei piemontului trebuie considerat momentul de “ liniște “ din ultima parte a pliocenului, dinaintea manifestărilor puternice valahice, cele care au avut efecte determinante pentru stabilirea direcției de evoluție a acestei noi unități de relief adăugată la edificiul carpatic al teritoriului țării.

Depunerile de moloasă ale Depresiunii Getice nu sunt limitate la felia pericarpatică – luată ca limită între orogenul carpatic și Platforma valahă, aceasta fiind acoperită cu o stivă groasă ( ce se reduce spre Dunăre ), alcătuită din formațiuni ce încep cu transgresiunea din tortonian și se încheie cu regresiunea romanian – cuaternară. Acumulările piemontanei încheie așadar acest ciclu ( marcând exondarea întregii arii getice ) și se extind atât pe Avanfosa Carpatică, cât și pe Platforma Valahă , iar pentru aprecierea genezei piemontului și a resurselor geologice ale acestuia trebuie luată în considerare întreaga arie getică, indiferent de caracterele fundamentului pe care se află.

Stiva de roci a Depresiunii Getice are grosimi de mii de metri dar procesul de acumulare a fost continuu. Există numeroase discontinuități cu caracter regional, care arată neuniformitatea mobilității tectonice a fundamentului și variabilitatea în timp a extensiunii Bazinului Getic și a condițiilor de sedimentare de la cele de mare adâncime până la cele litorale grosiere, transgresive, lagunare, lacustre de mică adâncime și de mlaștină, fapt reflectat și de existența unor zăcăminte minerale formate în astfel de condiții.

Formațiunile paleogene arată că în întreaga Depresiune Getică acumularea s-a produs în condiții de calm tectonic, iar mișcările savice de la sfârșitul paleogenului nu au produs modificări plicative. Numai în tortonian, concomitent cu o transgresiune de proporții mari, diastrofismul stiric schițează structurile cutate, cunoscute la zi în Subcarpații Getici ca unitate structurală ( V. Mutihoc, L. Ionesi – 1974 ), pentru că mișcările ulterioare doar au accentuat structurile anterioare, fără a produce modificări esențiale. De aceea formațiunile pliocene ( în care s-au recunoscut numeroase discontinuități stratigrafice ) sunt în general monoclinale și foarte ușor prinse în structurile cutate care se continuă și se afundă sub cuvertura nouă ( pliocen – cuaternară ).

Mișcările din pliocen, în special cele din faza valahă, au accentuat într-o anumită măsură structurile preexistente dar ele au avut rol mai ales de a înălța aria din fața Carpaților ( odată cu aceștia ), determinând exondarea și transformarea ei într-o unitate de relief accentuat supusă eroziunii.

Urmând pachetele de strate de vârstă daciană și romanian inferior, în care sunt zăcăminte de cărbuni, este ușor de constatat că aproape întreaga arie getică a funcționat ca bazin de adâncime mică, în care au avut loc retrageri și reveniri repetate ale apelor lacustre. Este un regim caracteristic de “ liniște tectonică “, dar intercalațiile de depozite mai grosiere ( cu nisipuri și pietrișuri din ce în ce mai consistente până devin întru-totul dominante în romanian ) indică începutul unor manifestări tectonice și o schimbare în activitatea rețelei hidrografice carpatice.

Sfârșitul pliocenului corespunde cu începutul fragmentării ultimei suprafețe de nivelare carpatice și cu evacuarea unor cantități mari de materiale detritice, care vor grăbi colmatarea locului getic și exondarea Piemontului Getic.

Această nouă unitate de relief, construită printr-un proces foarte complex de acumulare lacustra și aluvio – proluvială, care în unele porțiuni periferice a durat și după villafranchianul superior, nu trebuie văzută ca o câmpie piemontană terminală, unică și invariabilă din marginea munților până în actuala câmpie a Dunării.

Din villafranchianul inferior până în Günz, nici condițiile tectonice, nici procesul de colmatare a lacului getic nu au fost uniforme ( ca intensitate în timp și regional ), iar definitivarea acestei unități a decurs în etape și pe zone succesive de la nord la sud, dar diferențiate pe compartimente sub influența manifestărilor variate ale neoctoniei. Sfârșitul villafranchianului coincide cu încheierea fazei de acumulare a Piemontului Getic, iar pe de altă parte cu detașarea lui de munte și punerea în evidență a subcarpaților printr-un proces de eroziune, rapid desfășurat, sub influența mișcărilor de înălțare aparținând acestei faze tectonice valahe. Ca urmare, în cadrul Piemontului Getic, o mare răspândire o au formațiunile sedimentare din pliocen, constituite din argile, depozite aluviale. Formațiunile sedimentare cuaternare sun reprezentate prin aluviuni recente și depozite de terasă.

Formațiunile sedimentare din dacian cuprind nisipuri și marne nisipoase cu intercalații de pietrișuri mărunte și strate de cărbuni.

Formațiunile pleistocenului inferior se impun prin pachete de strate și grosimi variate de lignit inferior în intercalații cu argile, nisip și nisip argilos.

Elemente de litologie. Piemontul Getic s-a dezvoltat în legătură cu antefosă geosinclinalului de orogeneză în care s-a îngrămădit materialul alcătuit din pietrișul silicios și mai puțin rulat, adus de torenții din perioada pliocenului.

Depozitele de pietrișuri încrucișate cu nisipuri, stau la baza dealurilor piemontane și pot fi ușor observate în deschiderile naturale.

Pe culmile înguste ale dealurilor în care eroziunea foarte intensă a înlăturat depozitele fine loessoide se constată apariția la zi a pietrișurilor silicioase rulate.

Depozitele de cuvertură de vârstă cuaternară constituie materialul parental pe care au evoluat solurile din zonă și sunt reprezentate de nisipuri fine loessoide, bogate în calcar luturi și argile marmoase.

În vetrele în care s-au format alunecări se găsesc la baza maselor de pământ argile vineții, gălbui și negricioase.

Aproape toate văile au la baza versanților depozite fine argiloase și argile marmoase care au constituit patul de alunecare al maselor de pământ alcătuite în majoritatea cazurilor din nisipuri și luturi nisipoase.

În unele cazuri, solurile tinere care s-au dezvoltat pe depozite deluvio – coluviale au dus la alunecări stabilizate, împrumutându-se aspectul unor câmpii piemontane.

Pe depozitele luto – argiloase aflate îndeosebi în cadrul platourilor largi, cunoscute sub numele de câmpuri, s-au dezvoltat soluri brune de pădure aflate în diferite stadii de podzolire.

Pe versanți apar soluri puternic și excesiv erodate când materialul parental este alcătuit din nisipuri sau nisipuri în amestec cu pietriș și mediu spre puternic erodate, când roca mamă este formată din luturi și luturi nisipoase.

Aria de proveniență a materialelor din Bazinul de sedimentare Getic este legată de regiunile în care se perfecta prin nivelare suprafața Gornovița, adică de arcul carpatic – iar transportul acestora este legat, în cea mai mare parte, de agentul dominant în procesul pleneplenizării – apa curgătoare.

Caracterele depozitelor din baza piemontului au depins de caracterele mediului lacustru în care s-au depus, cu salinitate mai mare în prime parte, apoi salmastra și în curs de îndulcire spre ultima parte a existenței lacului, în levantin.

Întreaga stivă de depozite în care se desfășoară procesele actuale de modelare aparține ultimei parți a terțialului ( postsarmațian ) fiind alcătuite din gresii, marne, argile, nisipuri, pietrișuri și maluri nisipoase stratificate.

Formațiunile tortonianului sunt alcătuite din pietrișuri cimentate și marne.

Formațiunile sarmațianului apar la zi sub forma unor fâșii alcătuite dintr-o alternanță de marne, pietrișuri și nisipuri.

Depozitele pliocene încep cu formațiunile de vârstă meotiană alcătuite în bază din nisipuri, iar în sectorul sudic îndeosebi din argilă.

Formațiunile pontianului apar la zi în partea vestică a piemontului. Structurile de această vârstă sunt alcătuite predominant din marne nisipoase de culoare cenușie uneori destul de compacte.

Apare mai ales în cadrul văilor.

Dacianul este alcătuit dintr-un orizont inferior nisipos și unul superior argilos, generând fenomene de alunecare.

Levantinul apare în zona Butoiești – Gura Motrului. Formațiunile levantine sunt alcătuite dintr-un facies samitic grosier, într-o oarecare măsură conglomeratic cimentat – alături de prundișurile predominant silicioase cu stratificare încrucișată.

La sud de localitatea Stângăceaua, întreg bazinul este alcătuit la suprafață din formațiuni aparținând cuaternalului, într-o succesiune de pietrișuri, nisipuri, lentile de argile și cărbuni, iar la suprafață depozite loessoide.

Pe latura de vest apare la suprafață, în deschidere evidentă, structura deltei villafranchiene a Dunării, alcătuită din pietrișuri și nisipuri aranjate, într-o stratificare torențială.

Toate aceste formațiuni sunt de o rezistență redusă, fapt care a permis o modelare accelerată a regiunii.

În funcție de apariția la zi a unei formațiuni sau alteia, relieful își schimbă înfățișarea.

CARACTERIZAREA MORFOMETRICĂ ȘI MORFOGRAFICĂ

ELEMENTE MORFOMETRICE

Elementele morfometrice și morfografice esențiale în explicarea genezei si dezvoltării reliefului și datele oferite de ambele elemente trebuie corelate și încadrate ansamblului fizico – geografic.

Analiza hipsometrică este importantă, deoarece la stabilirea unor elemente de ordin carpatin ca desimea și adâncimea fragmentării reliefului, care reflectă procesele de ordin geografic.

Ca și culmile, văile au unele particularități de ordin morfometric. În cadrul văii Cușnița se întâlnesc cele mai mici înălțimi din regiune, 220 m. la confluența cu Motru. Altitudinile cresc treptat spre nord fiind de 250 m.

Analiza hipsometrică relevă repartiția înălțimii reliefului. În acest scop s-a întocmit o hartă hipsometrică din analiza căreia rezultă desfășurarea cea mai mare a suprafețelor, între 200 – 300 m., apoi suprafețe sub 200 m. au o desfășurare medie, iar cele de peste 300 m. altitudine sunt cele mai mici, deci un relief în trepte care scade de la vest la est, spre Valea Jiului.

Un prim indice morfometric îl constituie densitatea fragmentării orizontale, care reflectă fragmentarea în plan orizontal a reliefului, datorită acțiunii rețelei hidrografice permanente și temporare și care reprezintă raportul dintre totalitatea lungimii rețelei hidrografice ce drenează o anumită suprafață.

Studiind harta densității fragmentării orizontale a reliefului prin metoda cartogramelor se observă că în regiune apar sectoare cu o densitate mare, între 2.1 – 4.0 km/kmp. Acest lucru se explică prin constituția geologică, litologie și eroziunea din cadrul acestei regiuni ( marne, argile, nisipuri ). Un alt factor îl constituie altitudinea medie care cuprinde valori între 200-300 m, ceea ce a permis acțiunea eroziunii.

Densitatea medie a rețelei hidrografice pentru întreg bazinul este de 5 km/kmp. În raport cu unitatea de relief în care se situează, densitatea fragmentării variază între 0-4 km/kmp. Astfel 14.7% din suprafața bazinului prezintă o densitate a fragmentării între 0.1-1 km/kmp, densitatea între 1.1 – 2.0 km/kmp reprezintă 45.9 %, între 2.1-2.0 km/kmp deține o pondere de 28.7%, iar densitatea fragmentării între 3.1-4.0 km/kmp o întâlnim peste 10.6% din suprafață.

Densitatea minimă o întâlnim în partea de sud a bazinului, unde predomină suprafețele orizontale și unde variază între 0-1 km/kmp.

Comparând densitatea rețelei hidrografice din văi cu cea a dealurilor care o înconjoară, constatăm o diferență evidentă, care contribuie la individualizarea celor două trepte de relief. Astfel, Văile Motru, Cușnița și Tășăpanul, înregistrează densități cuprinse între 2.0-4.0 km/kmp, în timp ce interfluviilor încă nefragmentate și văilor largi cu lunci întinse ( Motru ) le corespund arii cu densități reduse ( 0-2.0 km/kmp ).

În funcție de gradul de fragmentare se disting mai multe zone, fiecare prezentând valori diferite. Pe ansamblu, pe zona de interfluviu, se înregistrează cel mai mic grad de fragmentare ( 1.0-1.5 km/kmp ), ceea ce se explică prin acțiunea rețelei temporare. Zona Înscrie un nou grad de fragmentare, a cărui cifră oscilează între 1.0-3.0 km/kmp și în cadrul acestei zone se poate observa o diferențiere ce constă într-o fragmentare mai mare pe dreapta râului. Culoarele de vale, spre deosebire de celelalte două zone, se caracterizează printr-un grad mare de fragmentare, peste 2.5 km/kmp, un rol important jucându-l acțiunea torențială, dezvoltată pe versanți.

În concluzie, se poate spune că aspectul actual al fragmentării indică linia de dezvoltare a reliefului.

Adâncimea fragmentării sau energia de relief este un alt element morfometric legat de densitatea fragmentării și prezintă o deosebită importanță pentru evoluția reliefului, determinând acțiunea proceselor actuale de modelare, reprezintă raportul dintre altitudinea maximă și minimă dintr-o regiune și poate fi raportată la Valea Motrului sau la fiecare rețea hidrografică. În primul caz va rezulta o fragmentare majoră iar cel de-al doilea, o fragmentare minoră.

Factorii care influențează adâncimea fragmentării sunt intensitatea agentului și roca. Astfel adâncimea mare a fragmentării se explică prin cantitatea de precipitații, relativ mare și prin rețeaua hidrografică densă care îngustează mult interfluviile ( rețeaua hidrografică cu scurgere intermitentă ).

Raportând cele mai mari înălțimi la Valea Hușniței fără a ține seama de generațiile mai noi care fragmentează relieful se constată următoarele : adâncimea fragmentării prezintă valori de 10-20 m/kmp pentru partea estică a bazinului și mai mari de 70 m/kmp pentru partea vestică. Valorile maxime de 30 m/kmp se înregistrează în partea estică a bazinului, iar în partea centrală și vestică adâncimea fragmentării crește, ajungând la valori peste 100 m/kmp.

Pentru întreg bazinul situația se prezintă în felul următor : 36.9 % din suprafața bazinului înregistrează o diferență între atitudinea maximă și cea minimă de sub 10 m/kmp, 62,2 % din suprafața între 20-30 m/kmp și numai 0.8 % suprafețe cu adâncimea fragmentării cu valori cuprinse între 70-100 m/kmp.

Raportarea fragmentării la Valea Motrului imprimă trăsăturile generale ale regiunii, în schimb rețeaua hidrografică alcătuită din afluenți de diferite ordine ridică probleme speciale în ceea ce privește adâncimea fragmentării. De exemplu, pe măsură ce ne referim la văile afluente principale, energia de relief înregistrează valori mai mici dar mai reale, deoarece sunt raportate la detaliile reliefului. Astfel, pe Valea Tălăpanului energia de relief variază între 40-70 m/kmp, reducându-se spre obârșie la 20 m/kmp. Acest lucru se poate explica prin debitul mic al râului la obârșie, unde acțiunea proceselor de eroziune, a fost diminuată, spre deosebire de părțile joase unde eroziunea fluviatilă a fost neântreruptă, ceea ce a dus la fragmentarea accentuată a reliefului.

Pentru întreg bazinul inferior al râului Motru valoarea medie a adâncimii fragmentării este de 60 m/kmp. Influența litologiei se resimte într-o măsură mai mare și în caracterele adâncimii fragmentării. Predominarea rocilor marno-argiloase în regiune a creat condiții favorabile pentru dezvoltarea unui relief domol, fără schimbări bruște ale profilului versanților. Denivelările pronunțate sunt modelate prin alunecări iar proeminențele sunt nivelate treptat, ducând la scăderea adâncimii fragmentării.

În concluzie, se poate arăta că fragmentarea reliefului, este rezultatul unui complex de cauze și de condiții, printre care un rol important îl au natura rocilor și intensitatea agentului modelator.

Elementele morfografice alături de cele morfometrice sunt concretizate în analiza morfologică din bazinul inferior al Motrului. Analiza morfografică stabilește aspectele morfologice legate de văi și interfluvii care prezintă caractere diferite în profil longitudinal și transversal .

Procesul eroziunii fluviatile a dat naștere la o mare varietate de forme, dintre care cele mai importante sunt văile și interfluviile. Tiparele mari ale reliefului schițate încă din faza sculptării incipiente, a piemontului au fost dictate de sensul de înclinare generală a regiunii dar și de unele arii de lăsare ( cum este cea de la Strehaia ), în funcție de care s-a orientat rețeaua hidrografică. Se poate afirma că evoluția de ansamblu s-a desfășurat în conformitate cu ceea ce s-a schițat inițial, definitivându-se aceleași linii de relief în prima parte a pleistocenului.

Faza sculptării pleistocene este o fază de formare a reliefului prin înlăturarea cuverturii piemontane începând din latura de vest și lărgirea văilor. Alungirea râurilor spre sud – est adâncirea și lungirea văilor a însemnat decuparea piemontului într-o serie de interfluvii aproape paralele ce au evoluat până la stadiul de culmi de intersecție. Avansarea evoluției a însemnat crearea celei de-a doua generații de văi prin care s-a accentuat fragmentarea regiunii. Acestea se prezintă pe văile din prima generație și contribuie la reducerea și segmentarea interfluviilor.

Un alt aspect al interfluviilor este gradul de fragmentate și compartimentare. Datorită faptului că în cadrul bazinului confluențele se fac într-un unghi ascuțit, interfluviile se îngustează.

În evoluția cumpenelor de ape se disting trei etape. O primă etapă în care s-au schițat interfluviile și totodată cumpenele de ape principale, realizate imediat după clădirea piemontului. Prin dezvoltarea rețelei secundare de vși a fost decupată a doua generație de interfluvii, cele secundare, mai scurte, provenind din fragmentarea interfluviilor inițiale. Într-o fază următoare, rețeaua hidrografică de ordin inferior, schițată recent a creat o ultimă generație de interfluvii care se ramifică din precedentele. Formarea corespunde fazei de adâncire recentă a văilor și formării teraselor inferioare.

Terminarea în trepte a interfluviilor în sectoarele de confluență ca și existența schimbărilor repetate în profilul transversal al versanților arată că formarea interfluviilor este rezultatul evoluției ciclice a rețelei hidrografice din timpul cuaternarului.

De la începutul schițării lor până în etapa actuală văile au evoluat și evoluează în continuare în detrimentul interfluviilor. Într-o primă etapă, ele erau înguste, iar cea mai mare parte din suprafața piemontană era reprezentată de interfluvii. Ulterior, prin lărgirea continuă, văile principale s-au extins lateral iar cele secundare s-au înrămurat, fragmentând suprafața piemontană până ce au ajuns la fâșiile înguste actuale de pe care cuvertura piemontană a fost înlăturată în cea mai mare măsură.

După prima fază rețeaua hidrografică s-a adâncit și lărgit, sculptând văi largi – pe seama cuverturii piemontane – în fazele ulterioare a început adâncirea ciclică a acestora, soldată cu formarea teraselor.

Adâncirea și lărgirea văilor ca și retragerea versanților efectuate relativ rapid, au fost favorizate de alcătuirea petrografică foarte friabilă.

Din analiză hărții morfologice rezultă ca o trăsătură generală a rețelei hidrografice ponderea mai mare a afluenților din dreapta și dezvoltarea asimetrică a bazinului hidrografic. Motru are o vale largă, surprinzător de largă pentru debitul actual, chiar dacă ținem seama că a fost modelată în formațiuni foarte friabile. Valea prezintă un profil domol și o lărgime mai mare, încă din apropierea obârșiei și continuă să se lărgească treptat până la confluență.

Declivitatea suprafețelor. În bazinul inferior al Motrului situația se prezintă în felul următor : suprafețe cu pantă cuprinsă între 5-10 %, 29 % din teritoriu, afectat de eroziune moderată.

Suprafețe cu pantă cuprinsă între 10-20 %, reprezintă 55,4 % din teritoriul afectat de eroziune puternică. Suprafețe cu panta cuprinsă între 20-30 %, reprezintă din teritoriul afectat de eroziune excesivă.

Rezultatul destul de clar, că regiunea se găsește într-un stadiu de degradare medie către puternic, ceea ce impune măsuri pedoameliorative deosebit de complexe.

Aproximativ 70 % din suprafața bazinului prezintă terenuri distruse în pantă restul aparținând interfluviilor, teraselor și zonelor de luncă cu înclinare sub 5 %.

Fiind unul dintre factorii potențiali de care depinde geneza, dinamică și evoluția numeroaselor procese geomorfologice panta constituie o reflectare veridică a specificului condițiilor în care se desfășoară modelarea reliefului, în strânsă legătură cu factorii de ordin climatic, hidrologic, pedo fitogeografic, geologic și antropic.

În cadrul bazinului suprafețele cu pantele cuprinse între 0-5 % întâlnim în luncă; este vorba de suprafețe orizontale sau ușor înclinate în care procesele de denudație sunt foarte slabe . Terenurile sunt foarte bune pentru activități agricole, construcții etc.

Modul de utilizare al terenurilor din bazinul inferior al Motrului reflectă următoarele : din analiza folosințelor agricole actuale, rezultă marea extensiune a pășunilor și fânețelor, care ocupă 44,7 % din suprafața agricolă a bazinului, pe care le găsim frecvente pe pantele improprii culturilor agricole în zonele cu alunecări stabilizate și active sau în luncile cu exces de umiditate. În componența floristică a acestor pășuni domină speciile cu valoare nutritivă scăzută ( Cynodondactylon, Festuca sulcata, Euphorbis cyparisians, Tusilago farfara, Menta și altele ). Totodată, frecvența spălării areale pe terenuri cu pantă accentuată face ca densitatea covorului ierbos să fie redusă.

În consecință, cu toată întinderea mare a pășunilor și fânețelor randamentul lor este scăzut, ceea ce face ca regiunea să nu aibă un profit dominant zootehnic. În unele zone, interfluviul dintre Hușnița și Tălăpanul pășunile ocupă terenuri cu slabă înclinare care pot fi valorificate mai bine prin introducerea culturilor de câmp.

Pentru îmbunătățirea calitativă a pășunilor, în perspectivă, sunt indicate pe lângă măsuri de amenajare a terenului ( funciare ) și unele măsuri de restructurare a alcătuirilor floristice, prin introducerea unor ierburi perene graminee și leguminoase adecvate zonei, cu valori nutritive ridicate.

Ameliorarea pășunilor, crearea unor baze furajere corespunzătoare vor permite dezvoltarea zootehniei în zona care în prezent nu este dezvoltată pe măsura posibilităților.

Suprafețe arabile dețin cca. 43 % din totalul folosințelor. Ele ocupă zona luncilor și teraselor, a interfluviilor mai joase și cu planitate mai mare. Utilizarea unor practici agricole necorespunzătoare vreme îndelungată ( fără a se ține cont de curbele de nivel ), lipsa unor măsuri antierozionale au contribuit la scăderea potențialului agricol și în consecință, la obținerea unor producții agricole cu valori medii scăzute ( exemplu grâu 800-1000 kg/ha, porumb 900-1000 kg/ha ). La acestea se adaugă și faptul că agricultura suferea pagube cauzate de inundațiile frecvente din zona luncilor; cca. 500 ha. Din luncile Motrului și Hușnuței sunt supuse inundațiilor care produc, uneori, distrugerea integrală a recoltei.

Viile și livezile ocupă 5,7 % din suprafața agricolă a bazinului, suprafețe viticole cu caracter insular fiind dispersate în tot bazinul pe versanții cu expoziție sudică și vestică. Majoritatea viilor sunt hibride și slab productive. Pentru o utilizare mai judicioasă a terenurilor în viitor, apare deosebit de eficace sistemul de amenajare antierozională pe terenurile degradate cu pante mai reduse de 20 %, iar pentru îmbunătățirea producției agricole, plantațiile cu vii hibride sunt indicate a se înlocui cu vii nobile.

Amenajarea în scopul utilizării terenurilor în pantă este posibilă și prin extinderea suprafețelor pomicole alături de cele existente, urmărindu-se atât valorificarea eficientă a acestor terenuri, stăvilirea proceselor de eroziune cât și creșterea potențialului pomicol al zonei.

Pădurile, cu mult mai întinse în trecut, ocupă doar 2,2 % din suprafața bazinului, ca o consecința a defrișărilor, care se reflectă, de altfel foarte bine în morfologia actuală a regiunii. Ele sunt răspândite pe suprafețe mici în zona interfluviilor și sunt constituite, în marea lor majoritate, din quercinee ( garnită și cer ), la care se adaugă și ulmul și carpenul și alte specii. În zona de luncă întâlnim frecvent și plopul, salcia și numeroși arbuști ( păducelul, porumbarul ).

Cum în cuprinsul bazinului sunt suprafețe mari degradate, afectate intens de o eroziune, ele trebuie trecute sub îngrijirea sectorului silvic. Împădurirea cursurilor superioare și mijloci ale văilor, a terenurilor în care eroziunea se află în stadiu avansat ca și a celor unde eroziunea cunoaște forme incipiente, practicarea tăierilor de păduri numai în sistem grădinărit sunt măsuri care condiționează restabilirea echilibrului scurgerii, diminuarea procesului de degradare a versanților și creșterea potențialului agricol al zonei.

Actuala utilizare a teritoriului agricol din bazinul Mortrului inferior nu este întru-totul corespunzătoare și contribuie într-o mare măsură, la accentuarea proceselor de degradare. Măsurile complexe cu caractere antierozional și hidroameliorativ vor contribui, în ansamblu la creșterea potențialului agricol al regiunii, permițând o sporire a producției agricole cu aproximativ 15-20 %.

MORFOGENEZA

Bazinul inferior al râului Motru aparține sectorului sud-vestic al Piemontului Getic și anume Piemontului Strehaiei ( Motrului ). Bazinul are forma ovoidală, cu dispoziția nord-est-sud-est, desfășurându-se pe cca. 25 km. Lungime și 10 km. lățime.

Relieful se caracterizează printr-un gard accentuat de fragmentare, consecință a unei rețele hidrografice dense și a unor procese identice de pantă, favorizate în primul rând de natura și fiabilitatea rocilor, alternanța de nisipuri, pietrișuri și marme. Datorită acestui fapt, deși tânăr, prezintă o fizionomie matură, de relief evoluat, energia maximă atingând 100-200 m.

Trăsăturile generale ale reliefului dintr-o regiune așa de tânără sunt date de orientarea interfluviilor și văilor, direct influențate de situația inițială a unității, adică de modul în care aceasta a intrat în procesul modelării subaeriene.

Direcția liniilor principale ale reliefului – văi și interfluvii – nu poate fi decât cea imprimată de structura monoclinală care are orientarea nord – vest sud est, fapt pus în evidență atât de sensul de parcurgere al apelor ( carte asigură văilor un caracter conform structurii ) cât și de orientarea tuturor interfluviilor. Morfologia primară reprezentată de văile principale și de interfluvii a fost complicată ulterior de rețeaua hidrografică secundară care a contribuit la fragmentarea interfluviilor și la diversificarea reliefului.

Cu toate că piemontul a fost clădit în villafranchian, iar sculptarea lui a început în villafranchianul superior, relieful este matur și îndelung evoluat. Asimetria bazinului hidrografic, cu predominarea afluenților de dreapta – a determinat deplasarea cumpenelor de apă în acest sens foarte aproape de bazinele hidrografice vecine. Asimetria accentuată face ca linia de despărțire a apelor din stânga să fie aproape de râul colector, urmând o culme ca un taluz dispus în trepte , uneori peste 100 m. deasupra văilor râului respectiv.

Cu toate că relieful dă o aparența de maturitate avansată fața de stadiul de evoluție în care se află regiunea, procesele de versant sunt destul de active, cu intensitate maximă pe versanții cei mai povârniți și defrișați.

Relieful minor dezvoltat atât pe suprafața interfluvială cât și în cadrul văilor este foarte variat ca urmare a variațiilor și alternanțelor petrografice. Retragerea versanților sub impulsul proceselor de pantă ( spălarea, areolarea, prăbușirile, torenții, alunecările, fenomenul creep ) au fost favorizate de fiabilitate rocilor care a permis retragerea rapidă a denivelărilor spre axul interfluviilor, paralel cu versantul și au favorizat în același timp, lărgirea în mod surprinzător a luncii.

În cazul bazinului hidrografic Motru se individualizează următoarele unități geomorfologice : complexul de piemont, complexul văii Motrului și complexul interfluviilor. Aspectul reliefului în cursul superior este marcat de gradul accentuat al fragmentării, ca urmare a prezenței unor complexe litologice și tectonice. Complexitatea este accentuată mai ales prin procesele de alunecare, eroziune și care au modelat vechiul relief punând în evidența structuri variate.

Relieful cuprinde culmi îngustate prin eroziune și versanți afectați de procesele actuale. Culmile îngustate sunt afectate de procesele de eroziune, mai ales în porțiunile marginale. De asemenea, în părțile marginale culmile prezintă rupturi ce constituie rapele de desprindere ale alunecărilor de teren ce evoluează pe versanți.

Culmile dealurilor situate la vest de valea Motrului au direcția vest – est, iar cele care apar la est au direcția nord – vest. Diferențele de cotă dintre culmi și fundul de vale sunt cuprinse, în general, între 20-80 m., iar lungimea versanților nu depășește 500 m.

Eroziunea de adâncime este reprezentată prin ogașe, ravene, râpe ce se întâlnesc pe abrupturile marginale ale coastelor.

Albia minoră se prezintă ca un canal îngust și ușor adâncită în luncă, fapt ce a favoriza multă vreme, producerea inundațiilor. În sectoarele neamenajate ( pentru evitarea revărsărilor ) albia este puternic meandrată iar patul său căptușit cu pietriș mărunt, nisip, mal.

Schimbarea poziției când spre un versant când spre celălalt se datorește afluenților, în general cu aport mare de aluviuni, care determină supraânălțarea și supraâncărcarea albiei majore.

Lunca înclină în mod obișnuit dinspre versant către albia minoră ca urmare a supraânălțării sale spre periferie de materiale transportate fie de torenți, fie prin alte procese de versant. În multe sectoare apar evidente conturile conurilor de împrăștiere și chiar unele tăpșane, dar și unele grinduri înalte cu 2-3 m. de o parte și de alta a albiei minore.

Numărul teraselor este 5 și este egal cu al celor din Valea Hușniței și a Jiului, ceea ce ne arată că Valea Motrului este tot atât de veche ca și cea a Jiului.

Terasa I, de 3-5 m. este destul de bine reprezentată, în unele sectoare se leagă de suprafața luncii. Faptul se datorește acumulării materialelor de versant, deluvio – coluviale și înălțării luncii.

Terasa a II – a ( 10-15 m. ) este mai bine păstrată decât prima.

Terasa a III – a ( 30-40 m. ) este destul de fragmentată dar poate fi reconstituită cu multă ușurința prin intermediul umerilor bine păstrați în raza localității Satu Mare.

Terasa a IV – a este de 50-60 m.. Poziția fragmentelor acestei terase dovedește că râul a meandrat intens la acest nivel, într-o luncă înaltă.

Terasa a V – a ( 70-80 m. ) este și cea mai slab păstrată. Fragmentele sale se află cu numai 30-40 m. sub nivelul interfluviilor.

PROCESELE GEOMORFOLOGICE ACTUALE

Relieful bazinului inferior al Motrului se caracterizează printr-un grad accentuat de fragmentare, consecința unei rețele hidrografice dense și a unor procese intense de pantă, favorizate în primul rând, de natura și fiabilitatea rocilor ( alternanță de pietrișuri, nisipuri, argile, marne ).

Procesele de pantă au fost favorizate și de caracterul torențial pronunțat al precipitațiilor specifice regiunii analizate ( 105 mm. în 24 ore ).

Pentru vindecarea rănilor pământului provocate în mare parte în urma acțiunii omului, se impune luarea unor măsuri care vizează organizarea și sistematizarea de ansamblu, incluzând atât prevenirea, combaterea și ameliorarea proprietăților fizice și chimice ale solurilor și regularizarea principalelor cursuri de ape : amenajarea organismelor torențiale, crearea unor bazine de reținere și mărirea posibilităților de irigare.

Un alt factor de importanță deosebită în protecția solului este pădurea. Ocupând suprafețe cu mult mai întinse, în trecut, a menținut un echilibru relativ în evoluția reliefului, procesele având o desfășurare mai lentă, datorită rolului protector al covorului vegetal.

Popularea intensă a regiunii a avut drept consecință, între altele – și distrugerea pădurilor de pe suprafețe întinse. Extinderea terenurilor agricole pentru satisfacerea necesarului de hrană a populației nu numai că s-a făcut pe seama suprafețelor ocupate cu vegetație naturală dar a și deschis căile pentru înlăturarea solului prin spălare, eroziune torențială, deplasări în masă. Tăierea pădurii s-a făcut dinspre vatra solului spre exterior prin mărirea treptată a hinterlandului culturilor agricole în raport cu extinderea satelor și a nevoilor populației.

Intrarea mai timpurie în circuitul agricol a terenurilor di apropierea așezărilor a făcut ca procesele de degradare să cuprindă suprafețe mai mari și să fie mai întinse în jurul satelor decât spre periferia moșiei acestora. Așa se explică de ce terenurile cele mai puternic afectate sunt în preajma așezărilor și deci terenurile agricole – părăsite ca urmare a instalării proceselor de pantă ( ravenare, torențialitate, alunecări ) – se găsesc în aceste areale.

Parcelarea moșiei satului în proprietăți individuale și divizarea acestora de la o generație la alta a impus o prelucrare a pământului în curele desfășurate din deal până în vale. Aceste sfori de moșie îngustându-se de la o generație la alta, nu a mai fost o altă posibilitate de lucrare a terenului decât pe linia de cea mai mare pantă.

Faptul că în regiune condițiile pedoclimatice nu sunt favorabile culturii grâului, localnicii au fost obligați să cultive porumbul în monocultură ce a dus la secătuirea și distrugerea solului prin ararea și aplicarea prașilelor în perioada de vegetație.

Pădurile s-au redus cu aproximativ 50% în ultimii 100 de ani. Învelișul forestier este alcătuit din quercinee și din amestec. După 1948 s-au luat măsuri de ameliorare – reîmpădurirea cu salcâmi – cu ritm de creștere rapid și un sistem radicular profund care poate lega ca într-o plasă solul și roca pentru a le mări rezistența la eroziune. Cu prioritate au fost împădurite terenurile care nu mai puteau primi o altă destinație economică, aflându-se într-un grad avansat de eroziune ( degradare ).

Lucrările întreprinse vizează combaterea eroziunii de suprafață, de adâncime și măsuri de ameliorare a zonelor alunecate. Măsurile și lucrările întreprinse în vederea combaterii eroziunii de suprafață implică : restructurarea modului de folosință a terenului; reorganizarea rețelei de circulație în cuprinsul regiunii și întreprinderea unor măsuri de modernizare la rețeaua rutieră principală și a unor lucrări aferente ( poduri, canale marginale ) la rețeaua secundară; amenajarea versanților prin lucrări de modificare a pantelor ( terasarea versanților ); colectarea și evacuarea dirijată a scurgerii în emisarii naturali ( canale de coastă, debuișee ); amenajări biologice ( plantații forestiere, însămânțări și supraînsămânțări cu ierburi cu sistem radicular adânc ).

Din prelucrările mai importante efectuate în vederea combaterii eroziunii de adâncime amintim : nivelarea formelor incipiente de eroziune ( rigole și ravene ); adâncime ( praguri, traverse din beton, baraje din beton ) și susținerea lor cu perdele de protecție pe întreg bazinul.

Pentru ameliorarea suprafețelor de versanți afectate de alunecări active și semnificative s-a recurs la protejarea lor prin împrejmuirea și folosirea ca terenuri pentru fânețe și plantații de pomi.

În vederea regularizării scurgerii care produce revărsări în bazinul superior al Hușniței s-au întreprins următoarele acțiuni : la ravenele cu debite mici și mijloci în vederea consolidării albiei s-au construit praguri care au menirea de reținere a materialului aluvional; la ravenele și torenții care au deja acumulat un con de împrăștiere pe care apare pericolul de inundare în timpul viiturilor, s-au construit canale de dirijare a apelor, la torenții și ravenele unde viteza de scurgere depășește 1,5 m./secundă, versanții au fost consolidați prin inierbare și dale de beton.

Terenurile în pantă, afectate de alunecări și eroziune torențială sunt folosite de unitățile agricole în cea mai mare parte pentru pomicultură ( măr și păr ).

În bazinul Motrului inferior, cca. 6700 ha. Sunt afectate de eroziune de suprafață, 270 ha. sunt supuse eroziunii de adâncime și peste 1200 ha. Sunt afectate de alunecări stabilizate și activate.

Eroziunea de suprafața afectează cu deosebire versanții moderat și puternic înclinați, spălând cantități importante de sol și îndeosebi orizontul cu procentul cel mai mare de humus. De pe un ha. de teren arabil sunt spălate aproximativ 19 tone de sol, prejudiciind considerabil producția agricolă.

Cum eroziunea de suprafața este fenomenul cel mai caracteristic și cu cea mai mare extensiune, prevenirii și combaterii acesteia trebuie să i se acorde o importanță deosebită în cazul preîntâmpinării evoluției spre eroziune de adâncime și a utilizării mai judicioase sub aspect economic al terenului. Din suprafața totală a bazinului, aproximativ 9200 ha. necesită efectuarea unor lucrări de amenajare diferențiată în raport cu stadiul eroziunii și alte procese de pantă ( alunecări, prăbușiri ).

Versanții cu pante mai accentuare sunt folosiți pentru pășuni și fânețe, în vederea fixării solului și dimensionării scurgerii, în timp ce suprafețele cu înclinare mai redusă pot fi utilizate pentru diverse culturi de câmp.

Pentru preîntâmpinarea eroziunii de suprafață și în bună parte chiar și a celei de adâncime, sunt necesare măsuri de corectare, a rețelei de circulație și amenajarea acestuia prin terasare, constituirea de canale marginale, pentru interceptarea scurgerilor de pe versanți, debușee, podețe, restructurarea folosințelor agricole actuale printr-o amplasare corespunzătoare și de durată.

Pentru atenuarea pantelor în vederea reducerii vitezei de scurgere, se impun lucrări de terasare, crearea de benzi inierbate care vor deveni taluzele unor terase. Nivelarea formațiunilor eroziunii de suprafață ca și executarea corectă a lucrărilor agricole, în lungul curbelor de nivel pot contribui de asemenea la preîntâmpinarea și combaterea eroziunii.

În ceea ce privește eroziunea de adâncime, aceasta afectează suprafețe, mai mici, aproximativ 270 ha. Ea s-a dezvoltat intens pe versanții cu pantă accentuată, fiind favorizată de o structură petrografică alcătuită din roci fiabile și de caracterul torențial al precipitațiilor. Ca forme tipice ale eroziunii de adâncime întâlnim ravenele, ogașele și torenții care ating uneori adâncimi de peste 200 m. și prezintă deschidere de peste 50 m. Unele sunt împădurite și fundul lor prezintă colmatări. Pe versanții mai slab înclinați, lipsiți de protecție și intens folosiți agricol, se dezvoltă ravene de dimensiuni mai reduse, dar cu tendințe de extindere prin eroziune regresivă, uneori până la 2 m. anual. Conurile de împrăștiere create de unele ravene sau de torenți în luncă, la debite sporite, barează scurgerea, prezentând pericolul revărsării și fac necesară constituirea unor canale de dirijare a apei pentru evitarea acestui fenomen.

Combatere eroziunii de adâncime necesită măsuri de protecție, în principal în bazinele de recepție și pe canalele de scurgere ale ravenelor și torenților, corespunzătoare gradului de evoluție a fenomenelor. În zonele în care eroziunea se află într-o stare incipientă, iar recuperarea terenurilor nu este posibilă, este necesară intervenția prin plantații silvice și lucrări de împrejmuire. Acolo unde fenomenul se află într-un stadiu moderat de evoluție apare necesitatea unor lucrări de consolidare cu caracter temporar în profilul transversal al văii, în timp ce zonele unde eroziunea de adâncime se află într-un stadiu avansat, se impun lucrări cu caracter simplu: construirea de praguri, baraje, traverse din beton, canale, debușee susținute concomitent de plantații forestiere. Eroziunea puțin avansată a fost tratată prin nivelarea șiroirilor cu adâncime până la 2 m., iar ogașele de peste 2 m. au fost propuse împăduriri cu salcâmi pe maluri.

Ravenele active cu dimensiuni mult mai mici s-au dezvoltat pe unii versanți complet despăduriți pe platoul cărora se face agricultură. În acest caz ravenele amenință cu distrugerea terenurilor arabile ( înaintează cu 1-2 m. pe an ).

În ansamblul formelor de manifestare a eroziunii, ravenele și ogașele ocupă o pondere importantă. Ele au uneori dimensiunile unor văi ravenate cu adâncimi 10-20 m. și deschideri de 30-50 m. Unele sunt împădurite și fundul lor prezintă colmatrări. O parte din ravene și ogașe au fost stinse prin acțiunea de împădurire. Acestea pot fi stinse prin regularizarea scurgerilor din aval, împădurirea malurilor și lucrări de compensare a masei.

Foarte frecvente în cuprinsul regiunii sunt și alunecările de teren care ocupă o suprafață de maxim 200 ha. Dezolarea acestor procese este strâns legată de structura monoclinală a stratelor, alternantă, roci permeabile cu roci impermeabile. La acestea contribuie existența luturilor și argilelor marnoase în substratul litologic al solurilor, permeabilitatea relativă a învelișurilor de soluri și materiale parentale, care constituie pătura de alunecare precum și acțiunea nerațională a omului, care a dus la defrișarea pădurilor și a distrus, în mare parte, echilibrul existent. În părțile marginale, culmile prezintă rupturi ce constituie rapele de desprindere ale alunecărilor ce apar pe versanți.

Se deosebesc alunecări vechi stabilizate și parțial coluvionate și alunecări active, care de obicei însoțesc manifestările eroziunii în adâncime ( ravene și ogașe).

Unul din factorii care contribuie la amplificarea proceselor de pantă este și utilizarea necorespunzătoare a terenurilor, fapt care împietează, evident, și asupra potențialului agricol al zonei, al cărei profil economic este cerealier – zootehnic.

Alunecările de teren stabilizate pe fundul văilor dau o notă specifică bazinului și prin materialul deluvio – coluvial ce-l acoperă.

Eroziunea torențială este procesul cu rol cel mai mare în această regiune, ca urmare a favorizării lui de natura petrografică destul de puțin rezistentă și de caracterul precipitațiilor. La aceasta se adaugă și gradul avansat de defrișarea terenului, modul de folosință necoresunzător. Zona este fragmentată de o rețea densă de canale cu apă de scurgere intermitentă sub cele mai diferite forme și dimensiuni. Aceasta se răsfiră din marginea văilor mari care traversează regiunea ( ravene, ogașe, rigole ) până la cumpenele de apă.

În cuprinsul regiunii – din punct de vedere al eroziunii se disting două categorii de suprafețe: – cele mai puțin înclinate sau aproape orizontale, interfluviile, martorii structurali, luncile și suprafețele unor terase cu extindere mai mare – în cuprinsul cărora efectele eroziunii torențiale sunt absente sau slab reprezentate, iar cele cu înclinare accentuată afectate de eroziunea torențială.

Formele torențiale sunt în foarte puține cazuri izolate, în general, ele fiind asociate cu alte forme de eroziune. Conurile de împrăștiere create de torenți în luncă, la debite sporite, barează scurgerea prezentând pericolul revărsării și fac necesară constituirea unor canale de dirijare a apei pentru evitarea caestui fenomen.

Spălarea și șiroirea apar mai clar prin efectele asupra solului și implicit ăn morfologia regiunii acțiunea lor este mai evidentă în poțiunile dominant nisipoase. Dacă ținem seama de faptul că regiunea este alătiită predominant din alternanțe de nisipuri și pietrișuri ca și în ultima sută de ani învelișul forestier a fost redus aproape la jumătate, ne dăm foarte bine seama de amploarea luată de fenomenele de șiroire și spălare. Solul în urma înlăturării pădurilor, este acela care rămâne pradă procesului se spălare. Amploarea fenomenului apare destul de evidentă, după viituri când albia râului Motru este căptușită cu un strat mai fin rezultat din procesul de spălare anuală și de șiroire. Procesele de spălare și de șiroire privite prin prisma creării formelor sunt destul de lipsite de importanță, dar ele apar ca foarte importante, când privim fenomenul din punct de vedere economic ca urmare a reducerii fertilității solului și chiar a suprafețelor ocupate de acesta.

Alterarea reprezintă procesul complex prin care se realizează trasformarea rocilor, o fază premergătoare producerii proceselor fizice ( mecanice ): alunecările, prăbușirile, curgerile noroioase etc. Agentul este încărcată cu diferite săruri și acizi. Agenții chimici favorizați de natura rocilor au pătruns până aproape de 50 m. în profunzime, fapt dovedit de grosimea mare a valurilor de alunecare. Procesele chimice anticipează, însoțesc și continuă procesele fizice. De aceea este foarte utilă cunoașterea lor pentru a putea preveni celelalte procese de pantă. Alterarea chimică este foarte intensă și mai profundă în rocile fiabile și permeabile, dar nu este absentă nici în stratele impermeabile. Ca urmare a fisurării, apa pătrunde în adâncime alterând numai în profunzime rocile și creând condiții pentru producerea alunecărilor și prăbușirilor. Crusta alterată este foarte ușor supusă eroziunii, mai ale unde panta terenului este mare. În cazul interfluviilor cu pantă redusă, posibilitatea de înlăturare a scoarței, de alterare sunt minime. În astfel de cazuri aceasta este afectată mai mult de acțiunea ploilor torențiale prin spălare ori șiroire incipientă.

În concluzie, putem spune că sub denumirea de procese de pantă au fost cuprinse toate procesele care au loc dependent de gravitația desfășurată prin intermediul apei curgătoare cu scurgere permanentă și intermitentă, prin intermediul zăpezii și vântului.

Dacă ținem cont de faptul că și deplasarea prin prăbușire a materialelor alterate se face tot în urma subminării bazei versanților de către acțiunea mecanică a apei putem conchide că apa este agentul modelator dominant. Modul de comportare al rocilor – destul de diferit de la un loc la altul – a condiționat apariția zonală a unor procese sub impulsul acelorași agenți modelatori. Intensitatea proceselor actuale trebuie pusă și în legătură cu adâncimea rețelei hidrografice care s-a făcut pe de o parte sub impulsul nivelului de bază al Dunării, iar pe de altă parte al Jiului.

III. CLIMA

Bazinul inferior al Motrului aparține sectorului cu climă temperat – continentală cu influențe submediteraneene. Fiind situat în sud – vestul țării se află preponderent sub influența centrilor barici de acțiune din Marea Mediterană. Ca urmare în cea mai mare parte a anului, deasupra acestei regiuni este prezentă circulația de componență vestică și sudică, condițiile climatice apropiindu-se de cele din sudul Banatului.

Datele climatice au fost interpretate pe o perioadă de 10 ani ( 1986 – 1995 ), pentru stația meteorogolică Drobeta Turnu – Severin, situată în extremitatea vestică a bazinului.

Temperatura medie anuală este de 11.7 , ca urmare a încălzirilor de tranziție prin procese foenale. Urmărind datele regimului termic pe ultimii 10 ani, putem spune că cea mai mare temperatură în acest interval de studiu, s-a înregistrat pe 25 iulie 1987 și a fost de 40.6 . Temperaturile maxime absolute se înregistrează în lunile iulie și august.

Valoarea maximă înregistrată la stația meteorogolică Drobeta Turnu – Severin a atins 40.9 pe data de 17 august 1952, datorită situării în sectorul cald al unui ciclon care traversa Câmpia Panonică spre nord – est și a fost acoperit de aerul supraîncălzit din sudul teritoriului european al Rusiei.

Temperatura minimă absolută a fost înregistrată la 24 ianuarie 1942 când s-a dezvoltat o amplă dorsală anticiclonală dinspre Groenlanda și Atlanticul de Nord peste Europa de Mijloc și Peninsula Balcanică, în prezența câmpului depresionar din bazinul vestic al Mării Mediterane. Aerul rece a pătruns pe flancul estic al dorsalei în depresiunea Dunării de Jos, fiind blocat la înaintarea sa, de arcul Carpato – Balcanic, rezultând temperaturi de –33. Amplitudinea termică absolută de 68 atestă faptul că în apropierea Dunării, în general, climatul este mai blând, în special în cursul iernii, continentalismul său fiind atenuat.

Temperatura medie anotimpuală înregistrează următoarele valori: primăvara 11.9, vara 21.9, toamna 11.9, iarna 1.3 . Evoluția în cursul anului a temperaturii aerului, determinată de variația anulă a radiației solare și de regimul circulației atmosferice în interacțiune cu suprafața subadiacentă este pusă în evidență de succesiunea valorilor medii multianuale ale acestui element ( maxim vara și minim iarna ). Iarna, când circulația atmosferică este mai intensă, variabilitatea temperaturilor medii lunare este mai mare. Vara, însă, circulația este mai slabă și deosebirile termice între diferite mase de aer sunt mici, astfel că variabilitatea interanuală a mediilor lunare este mai redusă decât iarna.

În luna ianuarie, repartiția valorilor medii multianuale ale temperaturii aerului scoate în evidență cu claritate unele particularități ale regimului de iarnă ale climei regiunii, ca rezultat al interacțiunii circulației atmosferice cu relieful, invaziile de aer maritim tropical, frecvente în timpul iernii datorită ciclonilor care se deplasează din Marea Mediterană spre nord – est produc creșterea temperaturii aerului ( 0.9 ).

În luna februarie, ordinea de repartiție a tempertaturii aerului se aseamănă, în general, cu cea din ianuarie, însă valorile medii multianuale sunt ridicate ( 2.1). În luna martie, mediile lunare ale temperaturii aerului sunt mai mari decât cele din februarie, fiind de 6.6 . În aprilie, odată cu schimbarea regimului circulației atmosferice se intensifică și radiația solară, astfel că, valorile bilanțului căldurii cresc sub acțiunea circulației vestice și datorită extinderii dorsalelor Anticiclonului Azoric peste partea sudică a Europei, încălzirea ( desprimăvărarea ) este intensă ( 12.2 ). În luna mai, temperaturile înregistrază16.9 . În luna august, deși durata zilelor este mai mică decât în luna precedentă, mediile temperaturii aerului sunt asemănătoare cu cele din iulie, înregistrându-se 23.4 .În septembrie, scăderea temperaturii se explică prin predominarea la începutul toamnei a regimului anticiclonic și a timpului senin și uscat, nivelul de condensare situându-se încă la înălțimi mari. Datorită pătrunderii aerului cald dinspre vest, în luna octombrie se înregistrează temperaturi ridicate de 12 . În noiembrie se accentuează răcirile radiative, nocturne și crește frecvența invaziilor de aer rece, temperaturile scăzând cu 7. În luna decembrie predomină procesele atmosferice caracteristice de iarnă, ca și în lunile ianuarie și februarie, datorită extinderii Anticiclonului euroasiatic se extinde aerul rece continental din est și nord est, temperaturile fiind de 1.

Variațiile neperiodice ale temperaturii medii anuale și lunare sub influența circulației generale a atmosferei de la un an la altul, valorile medii anuale și lunare ale temperaturii aerului nu se mențin constante ci se abat neîncetat de la valoarea medie multianuală.

Anual se înregistrează 113 zile cu temperaturi mai mari sau egale cu 25 , din care 53 zile sunt tropicale, cu temperaturi mai mari sau egale cu 30. Numărul zilelor cu temperaturi mai mici sau egale cu 0( zile de îngheț ) este de 81.6 iar numărul zilelor de iarnă este de 12.3.

Precipitațiile atmosferice cad în cea mai mare parte a anului sub formă lichidă. Vara, pe lângă procesele frontale, un rol important în producerea precipitațiilor îl joacă convecția termică. Toamna, aceasta scade din cauza frecvenței mari a regimului anticiclonic și a slăbirii convecției, odată cu micșorarea treptată a temperaturii suprafeței active. Se înregistrează două maxime de precipitații : primul în lunile aprilie, mai, iunie și cel de-al doilea în luna decembrie. Raportând cantitățile totale de precipitații la scurgerea anuală și la evapotranspirația cauzată de temperaturile ridicate înseamnă o insuficientă cantitate de apă. Cantitatea anuală de precipitații atmosferice de 630.6 mm. indică în general, că zona nu este prea bogată în precipitații.

În luna ianuarie predomină precipitațiile de natură frontală, cele locale fiind foarte reduse, deoarece din norii stratiformi dezvoltați în cadrul inversiunilor termice, nu cad decât ninsori și burnițe slabe ( 32.07 mm. ). Influența proceselor de ciclogeneză din Marea Mediterană, face cxa în luna februarie precipitațiile să fie legate de activitatea frontală a ciclonilor care traversează Peninsula Balcanică și Depresiunea Panonică ( 41.9 mm. ). În luna aprilie se înregistrează ploi de natură convectivă care determină precipitații crescute, de 68.5 mm. pătrunderea aerului umed de pe ocean la periferia nordică a dorsalei Anticiclonului Azoric, influența activității ciclonilor, convecția termică ce se dezvoltă în mase instabile, au un rol tot mai activ în luna mai, iunie și iulie când precipitațiile căzute înregistrează un maxim ( 75.1 mm. în luna iulie ). În august persistă timpul senin, precipitațiile cad relativ rar, regimul anticiclonic are o mare frecvență, iar cantitățile de precipitații scad, ajungând la 30.4 mm. În septembrie predomină regimul anticiclonal, convecția slăbește în intensitate odată cu scăderea temperaturii aerului și se înregistrează o cantitate medie de precipitații de 32.2 mm. Octombrie și noiembrie se caracterizează pri reducerea convecției termice, precipitațiile fiind cauzate de advecția maselor de aer umed și de activitatea frontală în ciclonii ce se deplasează din Marea Mediterană spre Depresiunea Panonică.

Din analiza repartiției valorilor multianuale lunare ale cantităților maxime de precipitații în 24 ore, se evidențiază faptul că în decembrie s-a înregistrat maxima, fiind de 56.9 mm. în decembrie 1992, iar cea mai mică valoare mutianuală, se remarcă în ianuarie ( 10.17 mm. ) și în lunile de vară. În luna ianuarie 1989 s-a înregistrat o valoare de 0.2 mm.

Prin raportul stabilit între temperaturile medii lunare și cantitățile medii lunare de precipitații, în sistemul Ch. Peguy, se remarcă luni umede și reci, luni temperate, luni calde și umede, luni calde și aride. Lunile reci și umede corespund cu lunile de iarnă : ianuarie, februarie, decembrie. Luna august este considerată o lună aridă. Lunile temperate sunt câte 7-8, din martie până în octombrie.

Vântul. Regimul vântului este determinat atât de particularitățile circulației generale a atmosferei cât și de particularitățile suprafeței active.

În cursul anului, cele mai mari viteze medii lunare se produc în intervalul martie – aprilie. Astfel, vitezele medii variază între 4.5 m/s pe direcțiile predominante și se reduc la 1.5-2 m/s pe celelalte direcții. Vânturile din vest și sud – vest sunt cele mai frecvente, în mică măsură se manifestă din est și sud – est.

Vântul este unul dintre elementele meteorologice cu acțiune foarte discontinuă atât în timp cât și în spațiu, discontinuitate dată nu numai de marea variabilitate a vitezei ci și de calmul atmosferic. Frecvența medie multianuală a calmului este de 43.86 % și are o frecvență mai mare în lunile de vară. Vânturile de vest și nord – vest înregistrează la Drobeta Turnu – Severin o frecvență medie de 12-13 %, iar cele de la sud – vest numai 2.5-3 %.

Temperatura solului. Solul este un component de bază al suprafeței active, al cărui rol este bine definit printre factorii genetici ai climei. Caracteristicile fizico – chimice și granulometrice ale acestuia, cantitatea de aer și de apă din sol, culoarea natura învelișului vegetal, faza de vegetație, prezența stratului de zăpadă, gradul de umezire al solului, altitudinea terenului, orientarea șu panta versanților, formele și microformele de relief, activitatea omului, determină anumite particularități care se reflectă și în regimul termic al acestuia. Înainte de toate însă, un rol deosebit de important îl are energia primită de la Soare și schimburile reciproce de căldură cu atmosfera și orizonturile inferioare ale solului. La nivelul suprafeței solului se produc cele mai importante procese de transformare a energiei radiante în energie calorică. Suprafața solului este sursa de încălzire a aerului din timpul zilei, domeniul de interferență al proceselor care se produc în atmosfera inferioară cu cele biotice care au loc în sol. În tot cursul anului, temperatura solului influențează continuu viața și ritmul de dezvoltare al plantelor, după cum plantele, la rândul lor, influențează permanent regimul termic al solului.

În cursul anului, temperatura pe suprafața solului variază foarte mult de la o lună la alta, înregistrând un minim iarna, în ianuarie ( 0.1) și un maxim vara, în iulie (29.2). În ianuarie, temperatura pe suprafața solului este, în medie, cu 1-2mai mică decât în aer, datorită inversiunilor care stimulează răcirea radiativă. Din luna februarie, odată cu creșterea bilanțului radiativ și a celui caloric temperatura pe suprafața solului ca și în aer, începe să crească ( 1.7) . În luna martie temperatura înregistrează o creștere cu aproximativ 5, iar din aprilie se produce saltul termic, odată cu creșterea evidentă a bilanțului radiativ, încât valorile de temperatură devin aproape duble sau chiar mai mari ( 15.5 ), după care creșterile interlunare se reduc. În luna iulie, temperatura ajunge la 29. Din luna august, temperatura pe suprafața solului începe să se reducă, cele mai mici descreșteri interlunare de 1-2remarcându-se între iulie și august, care înregistrează 27.9. În octombrie se produce saltul termic de toamnă, când temperatura scade cel mai mult ( 6-8), fiind la stația analizată de 12.5. În decembrie, toate mediile devin negative sau în jurul valorii de 0.

Contrastele termice dintre iarnă și vară pun în evidența pe suprafața solului amplitudini care sunt de 27.

Nebulozitatea. Directa dependența de particularitățile circulației generale a atmosferei, ca și de cele suprafeței active, îndeosebi relieful, nebulozitatea influențează la rândul ei regimul tuturor elementelor climatice.

Datorită influenței ciclonilor oceanici și mediteraneeni care transportă aerul mai umed, nebulozitatea medie anuală depășește 5.5 zecimi. Sub influența diferitelor sisteme barice care traversează sau staționează deasupra României, nebulozitatea înregistrează în cursul anului un maxim și un minim. Maximul de nebulozitate se produce în luna decembrie ( 7.5-8.5 zecimi ) ca urmare a intensificării activității ciclonice deasupra Marii Mediterane. Minimul de nebulozitate se produce la sfârșitul toamnei, când predomină timpul stabil ( septembrie – octombrie între 4.4-4.8 zecimi ).

Și în cursul zilei nebulozitatea variază diferențiat în funcție de anotimp și de particularitățile suprafeței active. Astfel iarna, în ianuarie, atât la ora 7 cât și la ora 13, cele mai mari valori ale nebulozității înregistrează 7 zecimi, ca urmare a regimului termic de iarnă care favorizează persistența cețurilor și a inversiunilor de temperatură, însoțite la limita lor superioara de nori stratiformi, ca și datorită intensificării activității ciclonice. Deși se menține ridicată mai toată ziua, nebulozitatea este cu cca. 8.2-0.3 zecimi mai redusă la ora 13 decât la ora 7, ca efect al insolației mai mari. În iulie, nebulozitatea se reduce atât dimineața, la ora 7 ( până la 3.5 zecimi ) cât și la ora 13, la amiază ( până la 4 zecimi ).

Frecvența zilelor cu cer senin și acoperit complectează regimul nebulozității. Numărul mediu anual al zilelor cu cer senin este invers proporțional cu nebulozitatea totală ( 87 zile ). În cursul anului se remarcă un maxim și un minim de zile senine, care se produc invers cu maximul și minimul de nebulozitate, înregistrând 32 zile vara și respectiv 13 zile primăvara.

Numărul anual de zile cu cer acoperit cunoaște o variație direct proporționala cu valoarea nebulozității totale. Cele mai multe zile cu cer acoperit se produc iarna ( 28.7 zile ) care corespunde maximului de nebulozitate, iar cele mai puține zile se înregistrează vara ( 7.5 ) corespunzând minimului de nebulozitate.

De la un an la altul, nebulozitatea și odată cu aceasta zilele cu cer senin și acoperit au variat în strânsă dependență cu particularitățile circulației generale a atmosferei, așa cum se observă și din analiza nebulozității multianuale la stația meteorologică Drobeta Turnu Severin.

Durata de strălucire a Soarelui. Regimul anual al duratei de strălucire a Soarelui și repartiția sa teritorială se află în strânsă corelație cu regimul și distribuția nebulozității, în special a celei inferioare ( norii superiori și cei mijloci, mai puțin dezvoltați pe verticală și transparenți datorită alcătuirii lor din particule de gheață ).

Din analiza repartiției sumelor medii multianuale ale duratei de strălucire a Soarelui la stația meteorologică Drobeta Turnu Severin, rezultă o durată medie de însorire care însumează 2246 ore, semestrul cald ( aprilie – septembrie ) revenindu-i aportul principal din durata anuală de strălucire a Soarelui și anume 1561 ore, ceea ce reprezintă 70% din valoarea anuală. În semestrul rece ( octombrie – martie ) se înregistrează o durată de 685 ore.

Diverse fenomene și procese meteorologice. Particularitățile circulației generale a atmosferei de la un sezon la altul determină producerea diverselor fenomene și procese meteorologice. Astfel, pentru sezonul rece al anului sunt caracteristice fenomenele de brumă, ceață, straturi de zăpadă, îngheț, polei, depuneri de gheață pe conductorii aerieni, ninsoarea, viscolul. Frecvența, durata și intensitatea acestora sunt condiționate de regimul termic de iarnă a cărui caracteristică principală o constituie coborârea temperaturii în aer și pe suprafața solului sub 0, ca și advecția de aer rece polar și artic.

Înghețul. Primul îngheț , de toamnă, se produce în jurul datei de 19 octombrie, iar ultimul îngheț pe 20 aprilie. Durata medie a intervalului fără îngheț este de aproximativ 190 zile. Cel mai timpuriu îngheț, de toamnă, cât și cel mai târziu îngheț, de primăvară, au loc cu cca. 15-20 zile mai devreme și respectiv, mai târziu. Astfel, datele extreme ale primului îngheț sunt următoarele : cel mai timpuriu se înregistrează la 22 septembrie iar cel mai târziu pe data de 15 noiembrie. Ultimul îngheț se produce cel mai timpuriu la 26 februarie, iar cel mai târziu la 20 mai.

Bruma. Primele brume de toamnă și ultimele de primăvară se produc, ca dată medie cu cca. 10-15 zile mai devreme și respectiv mai târziu decât primele și ultimele înghețuri din aer. Astfel, brumele sub influența aerului maritim apar după 21 octombrie și dispar înainte de 11 aprilie. Cele mai timpuri și cele mai târzii brume se produc cu 10-20 zile mai devreme și respectiv mai târziu. Numărul mediu multianual cu brumă este de 40, cele mai multe zile înregistrându-se în lunile decembrie, ianuarie, februarie, media multianuală fiind de 9 zile. Cele mai multe zile cu brumă din perioada de observație 1986-1995 s-au înregistrat în decembrie 1990 și de asemenea în ianuarie 1989.

Chiciura, poleiul și depunerile de gheață pe conductorii aerieni nu se formează în fiecare an și, cu atât mai mult, în fiecare lună de iarnă, intervalul favorabil depunerilor de chiciură fiind 1 octombrie – 1 mai, iar cel al depunerilor de polei, 1 noiembrie – 31 martie.

Numărul mediu anual de zile cu chiciură este de 10-15 zile iar numărul mediu anual al zilelor cu polei este de 3-5 zile. Chiciura și poleiul formează în anumite condiții de timp, depuneri de gheață pe conductorii aerieni, mărimea și densitatea lor depinzând de dimensiunea picăturilor supraîncălzite, de densitatea ceții, intensitatea ploii, temperatura și umezeala aerului, direcția și viteza vântului. Intervalul de timp favorabil depunerilor de gheață este 10 noiembrie – 25 martie, numărul mediu multianual de zile fiind de 20, iar grosimea maximă a acestora este de 5 cm.

Ninsoarea, viscolul, stratul de zăpadă. Cele mai timpuri ninsori sunt posibile începând din septembrie iar cele mai târzii în aprilie. Astfel, data medie a primei ninsori la stația analizată este de 11 decembrie, iar cea a ultimei ninsori este 8 martie, intervalul favorabil producerii ninsorilor fiind mult mai mare decât numărul zilelor cu ninsoare. Durata medie a zilelor cu ninsori este 87 zile.

Numărul mediu anual al zilelor cu viscol, comparativ cu intervalul favorabil producerii acestui fenomen este mai mic, acesta fiind de 1 zi.

Stratul de zăpadă apare ca dată medie cu cca. 2 săptămâni mai târziu decât data de producere a primelor ninsori și dispare cam tot cu atât mai devreme, comparativ cu data medie a ultimei ninsori. Astfel, data medie a primului strat de zăpadă este 16 decembrie, iar data medie a ultimului strat este 7 martie. Durata medie este 81 zile, iar numărul mediu anual de zile cu strat de zăpadă variază între 40-50 zile.

Grosimea medie decadică a stratului de zăpadă variază între 10-20 cm. ( în decada a doua a lunii ianuarie ) și 10-15 cm. ( în prima decadă a lunii decembrie ). Grosimea absolută a stratului de zăpadă a variat în perioada analizată între 0-31 cm. , valoare înregistrată în cea de-a treia decadă a lunii ianuarie 1989 și a doua decadă a lunii februarie 1996. Stratul cel mai redus de zăpadă se înregistrează în lunile martie și noiembrie.

Ceața ca fenomen atmosferic, întreține o umezeală mare în aer. Numărul mediu multianual de zile cu ceață este de 38, iar numărul maxim anual este de 62 zile, înregistrate în anul 1986. În timpul anului, ceața este mai frecventă iarna ( 23 zile ) vara semnalându-se foarte rar; de exemplu s-au înregistrat 1 zi în luna iulie a anilor 1995 și 1986 și de asemenea 1 zi în august 1991.

Întrucât, caracteristica principală a tuturor fenomenelor meteorologice care se produc în semestru rece al anului este coborârea temperaturii aerului și solului sub 0, aceasta influențează asupra mediului și economiei agrare prin pericolul de îngheț. Producerea lor, uneori foarte timpurie sau foarte târzie crează posibilitatea de compromitere a culturilor, pomilor fructiferi și viței de vie, distrugerea pădurilor, a plantațiilor.

Pentru sezonul cald al anului sun caracteristice fenomenele de rouă, ploile torențiale, grindina, orajele. Frecvența, durata și intensitatea acestora sunt condiționate de regimul termic de vară, cu temperaturi de 25-30în aer și 50-60 în sol, de acvecțiile de aer tropical ca și de continentalizarea maselor de aer.

Roua. Numărul mediu multianual este de 62 zile, cele mai multe producându-se în lunile mai și octombrie, iar cele mai puține în decembrie, ianuarie, februarie. Intervalul cuprins între aprilie și octombrie se caracterizează prin cea mai mare probabilitate de producere a zilelor cu rouă.

Orajele apar în condițiile unor intense mișcări convective ale aerului, de natură termică și dinamică și sunt generate de deplasările maselor de aer și de încălzirea lor puternică. Numărul mediu anual de zile cu oraje este de 35 zile, iar numărul maxim este 79 zile la stația analizată. În cursul anului, cele mai multe zile cu oraje, sunt caracteristice lunilor mai – august, având valorile maxime în luna iunie. Numărul de zile cu oraje scade spre începutul și sfârșitul anului, în perioada rece ( noiembrie – martie ) orajele fiind inexistente.

Fenomenele de uscăciune și secetă sunt declanșate de absența precipitațiilor, ca urmare a predominării timpului anticiclonal. Durata medie a intervalelor de secetă, în regiunea analizată este de 18 zile, influența aerului maritim determinând caracterul moderat al climei.

IV. Apele

Bazinul inferior al Motrului este străbătut de râul Motru, afluent la vest al Jiului. Bazinul reprezintă o formă ovoidală cu dispoziție nord-vestsud-est, desfășurându-se pe circa 35Km lungime și 15Km lățime.

Relieful se caracterizează printr-un grad accentuat de fragmentare, consecința unei rețele hidrografice dense și a unor procese intense de pantă, favorizate, bineînțeles, în primul rând de natura și fribilitatea rocilor, alternante de pietrișuri, nisipuri, argile, marne.

Rețeaua hidrografică este în totalitate torențiala și tributara ***având direcție nord-vestsud-est.

Colectorul principal este Motru în lungul căruia este dispersată sub formă de evantai rețeaua hidrografică secundară care are cursuri de apă periodice.

Dintre râurile afluente mai importante amintim: Râul Hușnița și Tălpanul.

Viiturile se produc primăvara, când se topesc zăpezile și cu prilejul precipitațiilor intense care sunt capabile să formeze o undă de viitură care să acopere lunca pe toată lățimea sa. În perioada cu precipitații abundente aceste ape transportă cantități considerabile de materiale (nisipuri, pietrișuri, argile, marne) ce se depun de-o parte și de alta a cursului apei, la vărsarea acestuia sub formă de coluvii, iar partea cea mai fină în râul Motru prin intermediul Hușniței.

Scurgerea medie lichidă, reprezintă elementul de bază al regimului hidrologic al cursului apei. Este valoarea medie aritmetică a unui șir de debite de apă medii anuale – o valoare medie multianuală – suficient de stabilă pentru condițiile fizico-geografice determinate. Prin condiția ca valoarea medie aritmetică a unui șir de debite anuale să fie suficient de stabilă se înțelege că aceasta nu trebuie să se schimbe decât într-o măsură neînsemnată pe când la șirul inițial se adaugă noi date. În general, șirurile prea lungi nu sunt recomandabile întrucât pot deveni neconcludente, dacă în decursul timpului condițiile fizico-geografice ale bazinului s-au modificat în mod sensibil.

Pentru zona luată în studiu, lungimea șirului de medii anuale este limitată de faptul că datele hidrometrice nu există decât pentru 25 de ani. În acest caz scurgerea medie multianuală s-a determinat prelungind șirul de date până în anul 1950. Această prelungire s-a făcut pe baza unei corelații dintre scurgerea lichidă pe perioada de funcționare a stației hidrometrice Strehaia și a unei alte stații (Fata Motrului), analoagă din punct de vedere al condițiilor morfometrice bazinale și al condițiilor sinoptice de formare a vremii și a celorlalți factori fizico-geografici.

În cadrul bazinului, valoarea medie a scurgerii depinde de valorile medii multianuale ale precipitațiilor și evaporației, adică de componenții hidrometeorologici ai landsaftului geografic. Celelalte elemente ale landstafului geografic, atât cele zonale, cât și cele azonale, solurile, vegetația, relieful, precum și factorii hidrografici (mărimea bazinului și forma lui, care laolaltă se numesc factorii suprafeței active, influențează scurgerea medie numai în măsura în care aceștia influențează precipitațiile și evaporația.

La stația hidrografică Strehaia, debitul mediu multianual pentru perioada 1950-1994 este de 1.08mc/s ceea ce corespunde unui debit specific (qo=3.6l/s/kmp(q=Q/F*100)), valoare care se încadrează în normele de scurgere specifice râurilor din zona de dealuri joase din sud-vestul țării.

Variația de la un an la altul a scurgerii medii este reprezentată în grafic. Din analiza lui se pot distinge perioade de ani secetoși și perioade de ani ploioși, apoi anii ce au valori apropiate de valorile medii multianuale (ani normali) și ani succesiv secetoși. De exemplu, perioada 1953-1959 este o perioadă de ani ploioși, urmată de perioada anilor 1960-1967 cu debite apropiate de valorile medii multianuale și anii secetoși, cu debite medii anuale mult mai mici decât valoarea multianuală 1988-1994.

Din analiza tabelului cu debite medii lunare și anuale se observă că anul cel mai secetos este 1994, iar cel mai ploios este anul 1969 și anul care se apropie cel mai mult de anul fictiv (valori medii lunare multianuale) și este numit an normal-1966.

Analizându-se scurgerea medie lichidă la stația hidrologică Strehaia, s-a putut obține o diagramă a evoluției scurgerii medii multianuale pentru perioada 1950-1994 pe sezoane și s-a putut concluziona că pentru bazinul hidrologic al râului Motru 28.7% din volumul de apă scurs anual este în perioada de iarnă, 39.7% în perioada de primăvară și aproximativ 16.6% și respectiv 15% pentru perioada de vară și respectiv toamnă. Deci, perioada de scurgere cea mai bogată este primăvara. Repartiția scurgerii în timpul anului depinde în principal de alimentarea râului, în diferite perioade ale anului, adică de evoluția factorilor climatici ai scurgerii în condițiile fizico-geografice din zonă.

Scurgerea maximă, fiind una din cele mai importante faze ale scurgerii râului, prin efectele pe care le produce și prin necesitatea considerării corecte a caracteristicilor ei în proiectare, execuție și exploatare, pune în același timp probleme dificile de cunoaștere.

Măsurătorile de debite la ape mari s-au efectuat cu o frecvență mai mare și de mai bună calitate după 1960. Pentru bazinul Motru activitatea hidrometrică a început abia în anul 1969 la stația hidrologică Strehaia.

Din analiza activității hidrometrice, destul de redusă ca timp de funcționare, respectiv 1969-1996, se poate spune că o caracteristică importantă a râului Motru constă în existența în cursul anului a unor ape mari și viituri produse ca urmare a topirii zăpezilor, a căderii ploilor și a suprapunerii acestor două fenomene. Viiturile reprezintă creșteri extraordinare și extrem de rapide ale nivelurilor și debitelor apelor cu urmări neprevăzute, uneori catastrofe. Cea mai mare viitură s-a produs în anul 1972, debitul maxim fiind de 136mc/s cu un plus de creștere de 32 ore și un timp de descreștere de 23 ore rezultând un timp total de 55 ore.

Alți ani care se remarcă prin debitele maxime înregistrate în timpul viiturilor sunt 1974 (debit maxim 131mc/s cu timp de creștere de 31 ore, timp de descreștere de 33 ore, rezultând un timp total de 64 ore; anul 1973 cu Qmax=94,4mc/s, Tc=21 ore, Td=20 ore, Tt=41 ore; anul 1979 cu Qmax=57mc/s, Tc=19ore, Td=19 ore, Tt=72 ore). Di analiza celor mai mari debite maxime înregistrate la stația hidrologică Strehaia, se poate observa că în perioada 1970-1994 s-au înregistrat 14 ani viituri de primăvară, 8 ani viituri de iarnă și 1 an viitura de vară. În urma analizei statistice pentru bazinul Motru și relația de generalizare cu bazine analoage din zonă s-a putut concluziona că pentru acest bazin debitele maxime ce se pot produce la F=313m și Hm=257m (adică secțiunea de confluență a Hușniței cu Motru sunt: odată la 200 ani se produce un debit maxim de 400mc/s, odată la 100 ani Q=330mc/s, odată la 80 ani Q=260mc/s, odată la 20 ani Q=180mc/s și odată la 10 ani Q=125mc/Strehaia)

Hidrograful acestor viituri arată schematic că acestea au un Tt (timp total de producere) de 45 ore și un coeficient de forma 0.30. aceste valori sunt o valoare medie a celor obținute din analiza hidrografelor viiturilor celor mai mari produse la stația hidrografică Strehaia.

Cunoașterea valorilor debitelor maxime posibile a se produce în bazinul Motru și durata medie a unei viituri ajută foarte mult specialiști la construirea de diguri de protecție a albiilor, de poduri. În vederea preîntâmpinării și atenuării efectelor nedorite ale acestor fenomene este necesară pe de-o parte o bună activitate de prognoză hidrologică și o corectă dimensionare a lucrărilor de apă împotriva inundațiilor.

Scurgerea minimă lichidă a unui râu reprezintă ca și scurgerea maximă o fază hidrologică în scurgerea râurilor, extrem de importantă pentru activitățile practice, în condițiile în care consumurile de apă s-au înmulțit, în timp ce resursele de apă sunt limitate. Scurgerea minimă a râului Motru, producându-se când râul se alimentează în exclusivitate din apele subterane și fiind cu atât mai redusă, cu cât rezervele de apă subterane sunt mai epuizate, explică producerea celor mai mici debite. Vara-toamna când lipsa de precipitații este însoțită și de temperaturi ale aerului mai ridicate și deci de evaporație puternică și iarna, când puținele precipitații se acumulează la suprafața solului în strat de zăpadă.

Factorii principali care determină regimul scurgerii minime sunt clima, geologia, hidrologia, solul, mărimea suprafeței bazinului, existența pădurilor în zona de izvor. Pentru râul Motru geologia zonei determină felul și dispozia apelor subterane, iar regimul hidrogeologic determină variația în timp a alimentării subterane a râului. Din punct de vedere litologic, prezintă nisipuri, pietrișuri care influențează prin participarea sa la refacerea rezervelor de ape subterane, permițând infiltrarea mai rapidă a apelor din infiltrații.

Suprafața bazinului inferior al Motrului prin mărimea ei joacă un rol de regularizator, face ca variația scurgerii în timp să fie în general mai redusă. Un rol regularizator important asupra scurgerii minime îl joacă și pădurile din partea de izvor a râului, al căror efect este de mărire a debitelor minime pe seama rezervelor mai mari acumulate în perioada de abundență de apă. Scurgerea minimă are loc de obicei în perioada apelor mici, când râurile se alimentează din pânza freatică.

Bazinul râului Motru este o zonă de umiditate variabilă și deficitară, iar alimentarea râului se face din precipitații și din apele freatice de adâncime. Pentru analiza scurgerii minime a râului Motru, se folosesc ca bază de plecare studiile hidrologice de la stația hidrologică Strehaia.

Scurgerea aluviunilor. Pornind de la acțiunea mecanică a ploilor asupra solului, în special a ploilor torențiale, se trece, prin scurgerea apei la suprafața solului la un fenomen de spălare și antrenează, dizolvarea și transportul către baza pantei a particulelor fine și a substanțelor ușor solubile ale solului. Prin repetarea fenomenului, dacă echilibrul între formarea solului la adăpostul vegetației și spălarea lui se strică, fenomenul de spălare se transformă într-un fenomen de eroziune. Intensitatea fenomenelor de spălare și eroziune este direct dependentă de factorii distructivi, ploaie și scurgere și de factorii rezistenți, sol și vegetație. Relieful, prin influențarea climei și a scurgerii, prin determinarea vitezelor de deplasare a apei și prin zonalizarea verticală a vegetației și solurilor, poate fi considerată ca factorul cu cea mai generală influență asupra scurgerii solide a râurilor și evoluția albiilor.

Pătrunderea unor mari cantități de materiale solide de pe versanți în văi, în albiile cursurilor de apă, este așadar un fenomen frecvent pentru o gamă largă de condiții. Aceste cantități de material solid pot provoca mari schimbări ale albiilor, când râul nu are concomitent cu pătrunderea aluviunilor în albia sa, suficientă capacitate de transport.

Activitatea sistematică de determinare, în paralel cu debitele de apă – a turbidității apei și a debitelor în suspensie ale râurilor României, a început î 1951 și a condus la acumularea unui material faptic bogat.

Materialul acumulat cu privire la scurgerea solidă în suspensie permite formularea unor concluzii de utilizare practică referitoare la valorile și repartiția pe teritoriu a scurgerii medii de aluviuni în suspensie și la variația în timp a scurgerii de aluviuni în suspensie în legătură cu variația debitului apei.

Pentru bazinul hidrografic Motru nu s-au făcut măsurători de debite solide în suspensie, dar relațiile de generalizare fundamentate de observații făcute la stații hidrometrice analoage cu stația hidrologică Strehaia, au stat la baza obținerii valorilor de R=1.10Kg/s (debitul mediu de aluviuni în suspensie) și r=1.11t/ha/an (debitul mediu specific de aluviuni în suspensie).

Apele subterane. Nivelul freatic este cuprins între 3-6m, excluzând pânza de ape temporară care cantonează pe sedimente fine în timpul precipitațiilor. Sunt cazuri când apa freatică se găsește mai pe formele depresionare la 1.5-3.0m. Acest fapt a imprimat solurilor fenomene de gleizare, cu intensitate slabă la mijlocie. Uneori, apa freatică se găsește mai la suprafață (30-80m), provocând solurilor o gleizare foarte puternică cât și înmlăștinirea permanentă sau periodică.

Pe terase, apa freatică se găsește la adâncimea de 7-15m, iar pe versanți și pe culmi trece de 20m adâncime, situație în care solurile nu sunt afectate decât de apa din precipitații.

Straturile acvifere sub presiune au fost puse în evidență prin foraje care s-au efectuat la S.. În anul 1960 s-a efectuat un foraj la spitalul din S. și s-au pus în evidență formațiunile de vârstă levantină. În aceste formațiuni există două straturi acvifere sub presiune, cu debite mari: unul este cantonat în depozitele superioare ale levantinului și este alcătuit din nisip mediu și fin și altul în depozitele inferioare ale levantinului, constituit din nisip negru și grosier cu pietriș. Aceste două straturi se folosesc pentru alimentarea cu apă a orașului S..

Regimul termic. Valorile medii ale temperaturii apei sunt cuprinse între 8-10oC, cele mai ridicate temperaturi ale apei râului înregistrându-se în luna august (20-23oC), când volumul de apă este scăzut. Fenomenele de iarnă apar rar pe Motru și afluenții săi.

Caracterele hidrochimice. Apele Motrului se înscriu în tipul hidrocarbonat, cu mineralizare între 200-500mg/l și o duritate de 10-18g, fiind puțin poluate, sunt bune de irigat.

V. Vegetația și fauna

Bazinul inferior al râului Motru are, din punct de vedere biogeografic, un aspect complex. Complexitatea biogeografică rezultă din particularitățile reliefului, influențele climatice specifice, caracteristice solurilor și condițiile regiunilor de proveniență. Vegetația se caracterizează prin numeroase întrepătrunderi și asocieri ale diverselor esențe forestiere dominante. Astfel, în cadrul bazinului întâlnim o vegetație zonală, caracteristică dealurilor, grupată în subetajul gorunului și zona stejăretelor (nemorală).

În partea de sud a bazinului se desfășoară subzona cereto-garnitelor care în sud-vest vine în contact cu zona de silvostepă, iar în partea de nord se află subetajul gorunetelor. Între cele două subzone există o fâșie largă de interferențe în care se formează amestecuri complexe de gârniță, cer, gorun sau alte elemente de cerete cu gorunete. Ceretele pătrund masiv în subetajul gorunetelor pe versanții însoriți, pe când gorunetele coboară în câteva locuri mult în sud.

În urma intervenției omului s-a schimbat substanțial aspectul vegetației. În trecut, pădurile ocupau suprafețe mult mai mari. În prezent ele ocupă 2.2% din suprafața bazinului ca o consecință a defrișărilor care se reflectă, de astfel, foarte bine în morfologia actuală a regiunii. s-au luat măsuri de împădurire a terenurilor în care eroziunea se află în stadiu avansat.

Subetajul gorunului este alcătuit, la rândul său, din două fâșii: fâșia alternanței de fag și gorun (la altitudini mai mari de 300m) și fâșia gorunetelor.

Fâșia alternanței de fag și gorun se caracterizează prin următoarele elemente componente: Quercus petraea, Quercus delachampii, Quercus policarpa alături de care se întâlnesc cărpinița (Carpinus orientalis), mojdreanul (Fracsinus ornus), stejarul pufos (Quercus pubescens), pinul negru (Pinus nigra), arțarul trilobat (Acer monospesulanum), iar în lungi aninul negru (Alunus glutinosa).

Dintre arbuștii mai răspândiți sunt: alunul, voinicerul, cornul. Stratul ierbaceu este alcătuit din Mycelis muralis, Poa nemoralis, Asarum europeum, Asperula odorata, Sanicula europaea.

Fagul se întâlnește mai ales în nordul arealului, pe versanții cu expoziție nordică, alături de carpen, paltin, arțar, sorbul, plopul tremurător, gorunul.

Fâșia gorunetelor este dispusă sub cea a goruneto-făgetelor, la altitudini între 300-350m. în zonă predomină Quercus petraeea și Quercus dalechampii și în mai mică măsură Quercus polycarpa. În alcătuirea lor mai intră și stejarul (Quercus robur), fagul (Fagus silvatica), carpenul (Carpinus betulus), ulmul (Ulmus procera), paltinul (Acer platanoides), jugastrul (Acer campestra), frasinul (Fracsinus excelsior), teiul (Tilia cordata), mărul pădureț (Malus silvestris), garnița (Quercus frainetto), cerul (Quercus cerris), cărpinița (Carpinus orientalis), mojdreanul (Fracsinus ornus).

Dintre arbuști pot fi amintiți: alunul (Corilus avelona), cornul (Cornus mas), sângerul (Cornus sanguinea), sucul (Sambucus nigra), porumbarul (Prunus spinosa), măceșul (Rosa canina) ș.a.

Stratul ierbos este la rândul său deosebit de variat amintind astfel prezența vinăriței (Asperula odorata), urzica moartă galbenă (Lamium galeobdolon), lipitoarea (Asperula taurina), mărgelușa (Melica uniflora), firuța de pădure (Poa angustifolia) precum și rogoz, horști, mur, păiușcă, drob (Cytisus leocotrichus) ș.a.

Zona stăjăretelor datorită condițiilor favorabile agriculturii a constituit domeniul unor intense defrișări pentru terenuri de cultură. Este situată la altitudini ce variază între 100-350m.

În componența pădurilor zonei stăjăretelor intră mai ales stejarul pentuculat (Quercus robur) la care se mai asociază gorunul (Quercus petraea9, carpenul (Carpinus betulus), teiul (Tilia platyphyllos, Tilia cordata), paltinul de câmp, arțarul (Acer campestre, Acer tatoricum), ulmul (Ulmus foliacea, Ulmus ambigua), frasinul (Fraxinus excelsior), mărul pădureț (Malus silvestri), părul pădureț (Pirul pyraster). Între arbuști, mai frecvent întâlniți sunt: gherghinarul (Crataegus monogyna), lemnul câinesc (Lingustrum vulgaris), salba râioasă (Evonymus verucosa), păducelul, socul clocotisul, calinul (Viburnum opulus).

Stratul ierburilor este alcătuit din aegopodium podograria, Anemone memorosa, Anemone ranunculoides, Asarum europaeum, Asperula odorata, Cardamine bulbifera, Euphorbia amigdaloides, Lamium galeobdolon, Mercurialis perennis, Pulmonaria officinalis, Sanicula europaea, Stachys sylvatica.

Subzona pădurilor de cer și garniță variază între 100-300m. cerul și garnița sunt însoțite de arțar, tei tătăresc, frasin, măr, păr pădureț și la limita sa inferioară stejar pufos.

Dintre arbuști apar alunul (Corilus avellona), porumbarul (Prunus gpiuosa), măceșul (Rosa canina), calinul (Viburum opulus), corn, sănger, spinul cerbului (Rhamnus cathartica).

Pătura ierbacee este compusă din specii de mull deosebit de variate reprezentate de floarea paștelui (Anemone nemorosa), ciocul berzei (Geranium robertianum), vinărița (Asperula odorata), iar germineele prin obsiga (Brachiopodium silvaticum), firuța de pădure și de livadă (Poa nemoralis, Poa pratensis) etc.

În general, în locurile mai umede, primăvara se observă larga răspândire a lăcrămioarelor (Convalloria majalis), murului (Rubus caesius), lipitoarei (Galium asparine), iar pe locurile uscate, fraga de câmp (Fragaria viridis), iarba fiarelor (Cynanchum vincentoxium).

Datorită condițiilor de umiditate ridicată a solului, naturii aluvionare a acestuia și topoclimatului caracteristic, luncile râurilor au o vegetație azonală, independentă de cea a zonelor și etajelor vegetale pa care le străbat.

Vegetația arborescentă este alcătuită din specii de esențe albe: sălcii, răchite (Salix alba, Salix fragilis, Salix cinerea), plopi (Plopus alba, Plopus nigra), cătini anini (Alunus incona, Alunus glutinosa) și mai rar de esențe tari, ca stejar penduculat, ulm frasin, carpen.

Sălcetele alcătuite din salcii și răchite, în general, le întâlnim pe tot cursul râurilor. Golurile dintre ele sunt acoperite de cătinișuri. Acestea se prezintă sub formă de tufișuri alcătuite din cătină roșie (Tamarix pallasi).

Frecvent sălcetele sunt însoțite de plopișuri, sub coroana cărora se dezvoltă în bune condiții arbuștii (sânger, soc, călin) și stratul ierbos (mur, cervana). Se mai întâlnește și aninul negru.

Pajiștile luncilor sunt alcătuite din iarba câmpului (Agronis albe), coada vulpii (Alopercus pratensis), firuța (Poa pratensis) și pirul (Agropyrum repens). Vegetația râurilor este reprezentată prin diatomee alge roșii, alături de nuferi.

Zăvoaiele de deal (pădurile de luncă) sunt formate din plopi (Plopus alba, Plopus nigra, Plopus canescens) sau salcăă (Salix alba, Salix fragilis) și la altitudini mai mari de 200m se asociază cătini, anini și mai rar esențe tari, ca stejar pedunculat, ulm, frasin, carpen.

Stratul arbustiv este bine dezvoltat cuprinzând sângerul, călinul, lemnul câinesc, păducelul, socul negru, măceșul.

Stratul ierbos este format din Aegopodium podograria, specii de Equisetum, de Petasites; în plopișuri se întâlnesc frecvent graminee, Brachipodium silvaticum, Dactylis polygama, Geum urbanum, Pulmonaria officinalis. În sălcele se dezvoltă o floră cu Bidens cernua, Carex riparia, Lycopus europaeus.

Pajiștile s-au format în cea mai mare parte pe locul pădurilor de gorun în amestec cu alte foioase sau pe locul pădurilor de stejar, pădurilor de cer și garniță.

Principalele specii formate pe locul pădurilor de de cer și garniță sunt Festuca valesiaca, speciile de stepă (Stipa ucrainica, Stipa joannis, Stipa capilata), Agropyrom cristatum. La acestea se adaugă speciile xeromezofile cum sunt Thymus panonicus, Filipendula vulgaris, Achillea setacea, caracteristice altitudinilor mai mari, instalate pe locul gorunetelor și de asemenea specii xerofile (Festuca valesiaca, Koeleria macuantha, Madicago falcata).

Formațiunile secundare de pajiști, dezvoltate în urma defrișării pădurilor, prezintă o diversitate foarte mare, reflectând varietatea condițiilor staționale.

În zona cerato-garnitetelor predomină pajiștile cu caracter mezoxerofil și xerofil de Festuca valesiaca, Ventenaca dubia, Dasypyrum villorum. Pe versanții erodați se întâlnește asociația de bărboasă.

O răspândire mai mare o au pajiștile edificate de Agropyron repens, specii de carex, de funcus, de trifoi.

În lunci și pe terase se întâlnesc asociații cu caracter mezohigrofil, iar în locurile temporar inundate sau cu apa freatică la suprafață se dezvoltă asociații higrofile (Poa trivialis, Ellocharis palustris, Carex vulpina, Mentha pelegium).

Sub aspect floristic se remarcă faptul că principalii edificatori ai asociaților forestiere sunt elementele submediteraneene termofile (Quercus frainetto, Quercus policarpa, Quercus cerris), în schimb speciile însoțitoare au în general caracter euroasiatic sau central european.

Speciile cu caracter submediteraneean sunt mai abundente în partea de sud-vest a bazinului, printre cele mai caracteristice numărându-se: ghimpele, cornișorul (Ruscus aculeatus și respectiv Ruscus hypoglossum), cărpinița (Carpinus orientalis), scumbia (Cotinus coggygria), mojdreanul (Fraxinus ornus), stejarul pufos (Quercus pubescens), clocotișul (Staphyllea pinnata).

Acestora li se adaugă o serie de elemente euroasiatice continentale, subtermofile, ca arțarul tătăresc (Acer tataricum) și Crataegus pentagyna și specii ca afinități submediteraneene: Melitis mellissophylleum, Heleoborus odorus, Lithospermum purpireo-caeruleum.

În pădurile de cer și garniță, din partea de sud-vest se întâlnește sporadic o specie balcano-panonica rară: Vicia sparsiflora.

Vegetația acvatică este alcătuită din plante cu adaptări speciale, plante lipsite de rădăcini care plutesc la suprafața apei, cum ar fi numeroase specii de alge, lintiță (Lemna minor), pestișoara (Salvinia natans); plante fixate prin rădăcini în malul din fundul apei, dintre care unele sunt aproape în întregime submerse (Myriophyllum verticillatum, Ceratophillum submersus), iar altele au frunze și flori plutitoare; nufărul alb (Nymphaea alba), Trapa natans, Sagittaria sagittifolia, diferite specii de Potamogeton.

Vegetația palustra dezvoltată pe solurile gleice este reprezentată de stuf (Phragmites australis) și papură (Typha latifolia) alături de care mai apar Senecio paludosus, Butomus umbellatus, Eleocharis palustris, Glycina maxima, Lythrum salicaria, Laeeeersia oryzoides

Vegetația segetală.în culturile de plante prășitoare (porumb, floarea soarelui), comunitatea de buruieni cea mai frecventă este cea edificată de Chennopodim album și Amaranthus retroflexus împreună cu Cynadon dactylon, Convolvulus arvensis, Hibiscus truonunm, Tragus racemosus, Tribulus terrastris, Bromus squarrosus.

Pe solurile din luncă, comunitățile de buruieni din culturile cu plante prășitoare sunt formate din Echinochloa crus-galli, Polygonum lapathifolium, Setaria glauca.

Vegetația ruderală cuprinde mai multe comunități de plante legate de anumite situații. O grupă este specifică solurilor bătătorite din curți și de pe marginea drumurilor și cărărilor de țară; Polygonium aviculare, Sclerochloa dura, Malva pusilla, ș.a. În grădini și pe lângă garduri se întâlnesc adesea desișuri formate din Artemisia annua, iar pe lângă garduri, comunități formate din specii de Chenopodium, Hyasciomus niger și Datura stramonium.

În concluzie, putem spune că, sub aspect floristic se remarcă faptul că principalii edificatori ai asociaților forestiere sunt elementele submediteraneene termofile (Quercus fraineto, Quercus cerris, Quercus policarpa), în schimb speciile însoțitoare au în general caracter euroasiatic sau central european. Speciile cu caracter submediteraneean sunt mai abundente în partea sud-vestică a bazinului. Printre cele mai abundente se numără: ghimpele, cornișorul (Ruscus aculeatus și Ruscus hiypoglossum), cărpinița (Carpinus orientalis9, sumpia (Cotinus coggygria), mojdreanul (Fraxinus ornus), stejarul pufos (Quercus pubescens), clocotișul (Staphyllea pinnata). Acestora li se adaugă o serie de elemente euroasiatice continentale, subtermofile, ca arțarul tătăresc (Acer tataricum) și Crataegus pentagyna, împreună cu specii ce au afinități submediteraneene: Melitis mellissophyllum, Heleoborus odorus, Lithospermum purpureo-coeruleum. În pădurile de cer și garniță din partea de sud-vest se întâlnește sporadic o specie balcano-panonică rară: Vicia sparsiflora.

Fauna. În ceea ce privește lumea animalelor, fondul faunistic caracteristic pădurilor de quercinee, care era predominant, a fost modificat, accentuându-se caracterul ei etrogen în care se interferează speciile de câmpie cu cele montane.

Etajul faunistic al gorunetelor este reprezentat de broasca săritoare (Rana dalmatina), păsări , cum ar fi, turturica (Streptopelia turtur), sturzul cântător (Turdus philomelos), mierla neagră (Turdus merula), scorțarul (Sitta eoropaea), ciocănitoareapestriță mijlocie (Hippolais icterina), ciuful de pădure (Asio otus), huhurezul mic (Strix aluco), dar și de mamifere: parsul de ghindă (Elyomis quercinus) și căprioara (Capreolus capreolus).

În cadrul acestui etaj necertebratele sunt reprezentate prin: molia ghindei (Carpocapsa splendana), cotarul stejarului (Operophtera brumata), răsucitorul frunzelor de stejar (Tortrix viridana), dintre lepidoptere. Cele mai reprezentative dintre coleoptere sunt: trombarul ghindei (Balaninus glandium), Țigărarul stejarului (Attelabus nitens9. Homeopterele sunt reprezentate prin păduchele țestos al stejarului (Asterodiaspidiotus variolosus), iar himeopterele de Diplolepsis querqusfolii.

Fauna stejăretelor. În afara grupului de specii ce se întâlnesc și în etejul gorunetelor, populații mai numeroase aici au șoarecele pitic (Micronys minutus pratensis), șoarecele subpământean (Pitymis subterraneus), acestea reprezentând categoria rozătoarelor, dintre insectivore, chitcanul de pădure (Sarex araneus tetragonurus), iar dintre carnivore pisica sălbatică (Felix silvestris). Alte componente mai valoroase ale acestei biocenoze sunt păsările insectivore, carnivore sau cu hrănire mixtă ca: turturica (Streptopelia turtur), porumbelul de scorbură (Columba olnas), privighetoarea (Luscinia megarhyncos), ciocănitoarea verde (Picus viridis romaniae), răpitoarele.

Dintre reptile, mai răspândite sunt: gușterul dobrogean (Lacerta viridis meridionalis), șopârla de pădure (Lacerta praticola pontica) și șopârla de frunzar (Ablepharus kitaibelli fitzingeri). Nevertebratele sunt reprezentate prin: lepidopterele, omida procesionară (Thaumatopaea procesionea), Marumba quercus, Arginnis pandora, Phalera bucephala, coleopterele, cariul de scoarșă (Scolytus intricatus), Taphrorhycuc hirtellus, Haltica quercetorum; ortopterele, Isophya speciosa, Isophya pyrenea; himenopterul, Eurytoma morio.

Frecvența poienilor și bogăția stratului ierbos creează condiții favorabile dezvoltării faunei de reptile: șarpele orb, șopârla de câmp, gușterul și broasca țestoasă de uscat (Testudo hermanni, Testudo graeca ibera ). La rândul său, scoarța copacilor oferă un mediu prielnic pentru dezvoltarea numeroaselor insecte (croitori, inelari, gândăcei), în timp ce litiera groasă este domeniul ciupercilor aerobe, râmelor, păinjenilor, gasteropodelor.

Fauna zăvoaielor. Concentrarea pe suprafețe relativ reduse a unor resurse alimentare abundente determină, pe timpul verii, existența unor zoocenoze bogate și bine structurate, remarcându-se boicusul (Remiz pendulinus), grelușelul de zăvoi (Locustella fluviatillis) și acvila de câmp (Aquila heliaca). Caracteristice sunt și unele insecte fitofage: sfredelitorul roșu al salciilor (Cossus cossus), fluturele alb al plopului (Leucoma salicis), molia frunzelor de plop (Lithocolletis populifoliella), țigărarul mare al plopului (Byctiscus betulae), dintre lepidoptere; croitorul mic al plopului (Saperda populnea), gândacul roșu de frunză al salciei (Melaboma populi), dintre coleoptere; țânțarul salciilor (Rhabdophaga saliciperda), dintre himenoptere;

Fauna ihtiologică a râurilor. Este zona scobarului (Chandrostoma nassus), cu clean (Leuciscus cephalus), moioaga, morunașul (Vimba vimba carinata), mreana (Barbus barbus), latia (Albunoides bipunctatis), obletul (Alburunus alburunus), boarta (Rhodeus sericeus amarus), fusarul mic (Aspro streber).

Fauna de insecte a vegetației acvatice este reprezentată prin efemeroptere Oligoneuriella rhenana, Ephemera danica, Heptageria coerulans, Potamanthus luteus; dintre plecoptere, Isoperla graeca, Perla bipunctata; dintre tricoptere, Cheumatopsysche lepida, Paychomyia pusilla, Brachycentrus subnunibibus; ordonatele: calopteryx, gomphus și de asemenea coleoptere și chironomide. Turbelariatele sunt reprezentate prin Dugesia gonocephala.

Fauna azonală, a pajiștilor de luncă, rezultat al poziției la contactul dintre mediul acvatic și cel terestru și sub influența unor condiții ecologice aparte (inundații periodice, umiditate ridicată), este reprezentată de specii care cuibăresc în maluri, cum ar fi prigoria (Meropos apiaster), lăstunul de mal (Riparia riparia), codobatura (Motacilla alba alba) sau cele care își caută hrana aici, cum este barza (Ciconia ciconia), lăcusta (Tetrix tuerki).

Fiind o regiune de veche locuire și puternic umanizată, fauna a suferit intense influențe antropice, atât directe cât și indirecte. Astfel, unele animale au dispărut: brebul (Castor fiber), altele sunt în regres, având efective mici, cum ar fi : broasca țestoasă de uscat și corbul (Corbus corax). Concomitent, s-a observat expansiunea unor specii ca: presura bărboasă, vrabia spaniolă, ciocănitoarea de grădină. Totodată, au fost introduse noi specii, cum ar fi fazanul (Phasianus colchichus).

Din punct de vedere zoogeografic sunt observabile două fenomene mai importante. În primul rând, pătrunderea în părțile sudice ale bazinului a unor elemente mediteraneene, cum sunt vipera cu corn (Vipera ammodytes), cicoarea cenușie (Cicada plebeja), termita (Reticulitermes lucifugus) și a unor elemente balcanice, lăcustele și balcano-pontice, cum este șopârlița (Ablepharus kitaibelii stepanecki). În al doilea rând, în cadrul bazinului se remarcă fenomenul separării ecologice a speciilor, fapt datorat unor condiții de viață deosebite. Astfel, broasca mare de lac (Rana ridibunda) ocupă porțiunile mai însorite și ariile mai joase din sud, iar broasca mică de lac (Rana esculenta) pe cele mai mari din nord sau versanții umbriți.

VI. SOLURILE

Solul ca o componentă a ecosistemului s-a format și a evoluat în timp, în diferite condiții de substrat litologic, de relief, de climat general și local și sub covor vegetal diferit, având proprietăți fizico-chimice și hidrofizice diferite. Datorită condițiilor variate de formare și proprietăților lor diferite, solurile pot oferi condiții mai mult sau mai puțin favorabile pentru dezvoltarea covorului vegetal.

Geneza și evoluția solurilor din această zonă a avut loc prin interdependența în timp a factorilor pedogenetici, clima, roca mamă, apa freatică precum și intervenția omului prin lucrările agrotehnice, chimizare, irigații. Deși, sensul proceselor de solificare este același pe întreg bazinul, intensitatea lor se manifestă diferit în funcție de natura rocii mamă, de situația reliefului (platou, luncă, versant).

În funcție de acești factori putem distinge: solurile zonale care s-au format sub influența factorilor bioclimatici și soluri azonale care s-au format și au evoluat sub influența condițiilor de solificare locale (excesul periodic sau permanent de umiditate, eroziune).

Solurile zonale. Solurile brune argiloiluviale au fost identificate pe platourile înguste sau largi, la partea superioară a versanților, în zona de inflexiune dintre platou și versant. În această clasă, a solurilor argiloiluviale, în cadrul bazinului se întâlnesc următoarele tipuri de soluri: brune argiloiluviale podzolite slab și moderat, erodate și brune pseudogleizate, având texturi medii și grele și unele podzoluri formate pe roci ușoare. Solurile argiloiluviale parțial podzolite, slab și moderat erodate se dezvoltă pe platourile înguste ale dealurilor, având un substrat litologic drenant precum și pe versanți cu lungimi de 300-400m, cu pante de la 10-20% și substrat friabil, cu textura de la greu la ușoară.

Solurile brune argiloiluviale (soluri brune de pădure) sunt relativ bogate (eu-mezobazic ), slab moderat acid, cu activitate biologică normală. Atunci când evoluează pe terenuri cu drenaj lateral slab și datorită prezenței unui orizont intermediar cu o permeabilitate diminuată față de orizontul superior, solul brun argiloiluvial este supus fenomenelor de pseudogleizare, care pe măsura intensificării, determină o scădere corespunzătoare a fertilității ((se degradează structura, se compactizează orizonturile inferioare, se intensifică procesele periodice de anaerobioză). Ca folosință, sunt mai ales soluri forestiere (quercinee), putând avea și utilizare agricolă sub formă de pășuni sau culturi agricole. În agricultură necesită doze mijlocii până la ridicate și amendamente calcice, iar pentru ameliorarea regimului aerohidric se recomandă efectuarea repetată a unor lucrări agrotehnice de afânare.

Solurile brun roșcate luvice se întâlnesc în complex cu solurile brun-roșcate, pe terenuri cu drenaj intern și lateral mai slab, având un regim hidric periodic percolativ. Materialul parental este format din loess, depozite leosside, luturi, nisipuri și pietrișuri aluviale. Vegetația naturală caracteristică este cea forestieră reprezentată de stejăreto-sleauri (amestec de stejar, tei, ulm, jugastru, carpen, arțar), cereto-sleauri sau cvercinee pure și carpinizate. Sub influența vegetației naturale se acumulează o litieră slab acidă, îmbogățită în acizi fulvici și substanțe tanante care favorizează debazificarea și dispersarea argilei coloidale. Humificarea este activă, de tip mull slab acid, au o fertilitate naturală mai scăzută decât solurile brun-roșcate tipice, datorită atât levigării și sărăcirii în substanțe nutritive sub acțiunea proceselor de podzolire argiloiluvială, cât și înrăutățirii regimului aerohidric, din cauza prezenței unui orizont mai compact și mai greu permeabil. În cazul în care sunt folosite pentru culturi agricole necesită doze mijlocii sau mari de îngrășăminte minerale și organice.

Solurile de pe terase sunt condiționate de înălțimea, vârsta teraselor și de roca de solificare de pe podul terasei. Astfel, pe terasele mai înalte cu rocă de solificare sunt luvisoluri albice pseudogleizate și chiar pseudogleice. Pe terasele mijlocii și inferioare se identifică soluri brune luvice pseudogleizate cu excepția teraselor inferioare unde predomină solurile brun-roșcate.

Solurile brun-roșcate sunt soluri cu nuanțe roșcate în partea inferioară sau sub formă de pete, pe cel puțin 50% din volumul orizontului, atât în interiorul cât și pe fețele agregatelor structurale. Condițiile climatice (temperaturi medii multianuale de 10-110C, precipitații cuprinse între 400-500mm și indici de ariditate între 25-30) cu veri calde și relativ secetoase, dar cu precipitații suficiente pentru a satisface exigențele minime ale vegetației, sunt favorabile formării acestui tip de sol și dezvoltării vegetației alcătuită din păduri de quercinee (stejar, cer, gârniță) sau quercinee în amestec cu tei, ulm, frasin, amestec cunoscut și sub denumirea de sleau. Regimul hidric al solurilor brun-roșcate este periodic percolativ, materialul parental fiind alcătuit din loessuri și depozite loessoide, luturi, nisipuri și uneori argile. În condițiile fitoclimatice amintite, în solurile brun-roșcate are loc un proces de bioacumulare relativ activ, dar orizontul humifer este mai subțire și mai sărac în humus, decât în cazul cernoziomurilor cambice și argiloiluviale. Procesul de alterare a mineralelor și argilizarea sunt intense, argila formată și hidroxizii ferici precipită pe loc sau pot migra spre baza profilului fără a se diferenția însă morfologic un orizont eluvial.

Solurile brun-roșcate sunt soluri biologic active cu bioacumulare de tip mull (sub pădure), profunde, de textură mijlocie sau grea. Conținutul mare de argilă coloidală poate conduce la scăderea fertilității solului, datorită regimului aerohidric defavorabil. Acest soluri au fertilitate ridicată pentru pădurile de sleau, iar pentru culturile agricole (mai ales porumb) sunt soluri care cer o agrotehnică adecvată și cantități sporite de îngrășăminte organice și minerale.

Solurile brune luvice (soluri brune de pădure podzolite) sunt soluri argiloiluviale cu orizont eluvial, cu un profil de nuanță brună-gălbuie. Regimul hidric este de tip percolativ, ceea ce explică și antrenarea de profil a substanței coloidale. Materialul parental poate fi diferit: depozitele loessoide remaniate, gresii, luturi, nisipuri sau alte depozite permeabile și relativ sărace. Aceste materiale sunt sărace în elemente calcice și ferimagneziene. Vegetația caracteristică este cea a gorunetelor (cu sau fără participarea stejarului) care furnizează o litieră slab moderată acidă datorită substanțelor tanante pe care le conține. Solul este de textură mijlocie cu o humificare relativ activă, fiind predominant soluri forestiere de productivitate mijlocie sau chiar ridicată pentru quercinee sau de amestec cu carpen, tei, paltin. Ele pot fi valorificate și pentru livezi precum și pentru terenuri agricole. În aceste ultime cazuri necesită amendamente calcice, îngrășăminte azotate, fosfatice și potasice, de preferință în amestec cu îngrășăminte organice.

Luvisolurile albice sunt localizate pe materiale parentale lipsite de deminerale calcice și feromagneziene sub păduri cu predominare quercineelor și flora ierbacee acidofilă. Regimul hidric este percolativ, materialul parental fiind alcătuit din depozite relativ sărace și permeabile, depozite coluvio-proluviale, depozite de terasă, gresii, nisipuri, luturi, materiale rezultate din alterarea rocilor metamorfice. În perioadele de secetă se usucă puternic pe mari adâncimi, iar în perioadele cu exces de umiditate (primăvara, toamna) gonflează și devin impermeabile. Pe luvisolurile albice se întâlnesc livezi producții mijlocii având în general o fertilitate naturală scăzută, datorită atât însușirilor fizico-chimice negative cât și aprovizionării lor insuficiente cu sunstanțe nutritive.

Pentru ameliorarea agrochimică și hidrofizică a acestor soluri se impune aplicarea de amendamente calcice, îngrășăminte minerale și organice în cantități sporite, precum și executarea de lucrări agrotehnice menite să afâneze solul pe adâncimi mari, îmbunătățind astfel drenajul intern care este defectuos.

Solurile brune eu-mezobazice sunt soluri cambice cu grad de saturație în baze mai mare sau egal cu 55% și orizontul Bv care prezintă nuanțe gălbui; sunt cunoscute și sub denumirea de soluri brune erodate (eubazice), brune erodate și rogosoluri, eumezobazice erodate și erodisoluri. Ca materiale parentale prezentăm rocile sedimentare consolidate sau neconsolidate, bogate în minerale calcice. Caracteristica generală a depozitelor pe care se formează solurile brune eu-mezobazice este conținutul mare ridicat în minerale ușor alterabile și bogate în elemente bazice. Sunt soluri biologic active, cu humificare de tipul mullului slab moderat acid, în care acizii fulvici sunt parțial neutrilizați de ionii de calciu și magneziu, iar acizii humici buni favorizează apariția complexelor argilioferihumice stabile care contribuie la formarea unei bune structuri a orizontului superior.

Solurile brune eu-mezobazice se caracterizează printr-o argilizare activă și prin precipitarea pe loc a argilei formate (datorită prezenței în materialele parentale a elementelor bazice cu rol coagulator) din care cauză acestea sunt slab diferențiate pe profil. Migrarea coloizilor argiloși fiind frânată, se creează condițiile apariției orizontului cambic (Bv).

În general, solurile brune sunt soluri profunde, bine structurate și afânate, permeabile și cu aerisire normală. Solurile brune eu-mezobazice se pot considera soluri biologic active, bogate în baze de schimb și substanțe nutritive, slab moderat-acide. Sunt soluri de textură mijlocie, slab diferențiat textural pe profil, cu volum edafic mare, bine aprovizionat cu apă accesibilă vegetației. Au o productivitate ridicată și pot fi valorificate ca terenuri cu viță de vie și pășune fiind în general terenuri mecanizate. În cadrul culturilor se folosesc în doze mici până la mijlociu îngrășăminte organice și minerale.

Solurile neevoluate, trunchiate. Solurile aluviale sunt soluri neevoluate, cu un etaj mai gros de 20cm (ceea ce le deosebește de protosoluri) urmat de materialul parental. Se întâlnesc în lunca centrală, mai rar inundabilă, procesele de solificare sunt mai avansate și de asemenea depozitele aluviale sunt mai fine și mai bogate în substanțe nutritive.

Solurile aluviale pot avea texturi diferite, de la nisipoase la luto-argiloase, diferențierea texturală fiind determinată de natura aluviunilor pe care s-au format; sunt folosite în agricultură, pășuni. Ca măsură ameliorativă se recomandă aplicarea de îngrășăminte organice și minerale și irigarea culturilor.

Protosolurile aluviale sunt soluri neevoluate cu orizont O slab exprimat, având grosimi mai mici de 20cm, urmat de materialul parental având cel puțin 50cm grosime, constituit din depozite aluviale și stratificate, fluvio-lacustre sau lacustre recente, inclusiv pietrișuri de orice textură. Formarea lor este în directă legătură cu regimul de inundații și de umezire freatică și se formează pe depozitele aluviale recente din lunca de lângă albie, în care revărsările sunt anuale sau periodice, iar solificarea este întreruptă de depunerea unui nou strat de aluviuni.

În aceste condiții, humificarea este slabă, acumulându-se pe profil cantități variate de substanțe organice în diferite stadii de descompunere. Sunt folosite în cultura forestieră (plop, salcie) și în cea agricolă ca pășuni. Pentru culturile agricole este necesară aplicarea unei doze mijlocii de îngrășăminte organice și minerale.

Regosolurile sunt soluri neevoluate, tinere, formate dintr-un orizont A urmat de materialul parental, provenit din roci neconsolidate, menținut aproape de suprafață prin eroziune lentă geologică. Regosolurile evoluează pe roci neconsolidate sau provenite din dezagregarea gresiilor sau remanierea loessului. Materialul parental este alcătuit din depozite neconsolidate provenite din roci calcaroase sau necalcaroase (luturi, nisipuri, depozite loessoide remaniate). Vegetația naturală este alcătuită din păduri de stejar pure sau în amestec, dar și pajiști secundare. Evoluția regosolurilor este influențată determinant de prezența depozitului neconsolidat, excesiv permeabil, menținut aproape de suprafață prin eroziunea lentă geologică. Regosolurile sunt în general soluri cu fertilitate scăzută, din cauza proceselor pedogenetice puțin evoluate, a volumului edafic scăzut și a drenajului excesiv. Sunt soluri de productivitate redusă pentru pădurile de quercinee și pajiști secundare, dar se pot valorifica prin culturi de viță de vie și livezi. Pentru culturile intensive sunt necesare lucrări de terasare, aplicarea de îngrășăminte și uneori amendamente, iar pentru completarea rezervelor de apă sunt utile irigațiile prin aspersiune.

Erodisolurile sunt soluri trunchiate, cu orizontul superior îndepărtat prin eroziune accelerată sau prin decopertare. Formarea lor este determinată de eroziunea apei care se scurge pe versanți și îndepărtează în timp scurt diferite orizonturi ale solului, putându-se ajunge uneori până la materialul parental sau chiar până la roca de bază. Alunecările de teren, foarte frecvente în cadrul bazinului duc la îndepărtarea unei părți sau chiar a întregului profil de sol. Formarea, erodarea și trunchierea solurilor se datorează, într-o mare măsură, intervenției directe sau indirecte a omului.

Din analiza răspândirii teritoriale a tipurilor de sol rezultă că acestea se corelează cu unitățile de relief. Astfel, solurile brune argilioiluviale, brune luvice sunt situate în zona de deal, solurile eu-mezobazice în zona de luncă cu stejărete și sleauri și solurile aluviale sunt situate în zona de luncă.

În cuprinsul bazinului, învelișul pedologic este alcătuit pe culmi, sub fânețe sau păduri din soluri brune de pădure, cu un profil scurt ca urmare a degradării, pe alocuri orizontul A fiind înlăturat în totalitate. Pe terenurile în pantă, solurile au caracter frecvent scheletic, iar pe fragmentele de terasă s-au format soluri brun-roșcate. Se mai găsesc, cu larga dezvoltare solurile brune podzolite și pseudogleizate brune erodate și regosoluri pe versanți și de asemenea soluri aluviale în cuprinsul luncilor și văiugilor torențiale.