Geomorfometria reprezintă o parte a geomorfologiei ce are în vedere analiza suprafeței terestre, prin utilizarea caracteristicilor terenului, mai… [304747]

[anonimizat], GEOGRAFIE

DEPARTAMENTUL DE GEOGRAFIE

SPECIALIZAREA GEOGRAFIE

Timișoara, 2019

Cap. I. Introducere

Geomorfometria reprezintă o parte a [anonimizat], mai ales a altitudinii(Pike, Evans, & Tomislav, 2009). [anonimizat]., pentru a realiza o analiză spațială a unui teritoriu. [anonimizat] (Pike et al., 2009) Datele utilizate în geomorfometrie sunt modelele digitale de elevație (DEM), care ilustrează altitudinea reliefului (Pike et al., 2009). [anonimizat]: panta, [anonimizat], [anonimizat], [anonimizat], identificarea sau clasificarea unor procese geomorfologice(Pike et al., 2009). [anonimizat], fizice și geografice (Florinsky, 2017). Astfel prin geomorfometrie rezultă toate caracteristicele terenului ce reprezintă o bază bogată pentru diferitele comparații cantitative și calitative (Florinsky, 2017). [anonimizat]. Asfaw și Workineh, 2019 în articolul „Quantitative analysis of morphometry on Ribb and Gumara watersheds: Implications for soil and water conservation” [anonimizat] o astfel de analiză. [anonimizat], Poscolieri, și Roverato, 2017, în articolul „[anonimizat]” analizează deosebirile și asemănările între diferiți vulcani. Bolongaro-Crevenna, A., Torres-Rodríguez, V., Sorani, V., Frame, D., & Arturo Ortiz, M. în articolul „[anonimizat] ” utilizează parametrii geomorfometrici propunând o nouă schemă de clasificare pentru a caracteriza elementele asociate formelor de relief precum: creasta, platoul, canalul, groapa, vârful și pasul.

Analiza geomorfometrică a reliefului carstic este o [anonimizat]. [anonimizat] a altor roci solubile precum: dolomit, sare, ghipsAceste roci împreună ocupă aproximativ 20% [anonimizat] 2%, iar cele clastice 18% (Sencu, 1983). [anonimizat], presiune, [anonimizat] (Bosdoc, 2005; Posea, Ielenicz, & Popescu, 1974), care impun cu siguranță anumite diferențe morfometrice în comparație cu alte tipuri de relief. Există două categorii de factori care influențează crearea reliefului carstic și anume: factorii principali care cuprind apa și roca, și factorii secundari care cuprind vegetația, solul și clima. (Morariu & Velcea, 1971). În realizarea acestei cercetări s-a plecat de la problematica nucleelor carstice izolate din unități montane în care predomină șisturile cristaline cum este și cazul Munților Șureanu. În ceea ce privește lucrările despre zona de cercetare au fost realizate mai mult studii ale munților Șureanu în ansamblu, descrieri, monografi ale zonei carstice, și unele lucrări ce vizau anumite zone, precum peșterile: Cioclovina, Șura Mare, etc., sau depresiuni carstice: Fundătura Ponorului. Principalele lucrări despre carstul din Șureanu sunt: „Monografia carstului din Șureanu”, a lui Bogdan Tomuș care analizează fiecare bazin carstic în parte, „Munții Șureanu” a lui Valer Trufaș are prezintă caracteristici generale ale carstului, „Complexul Carstic Cioclovina, bazinul 2063, a lui Bogdan Tomuș, ce prezintă caracteristicile bazinului 2063, Cioclovina, albumele clubului de speologie Hunedoara, articole și reviste precum: Speomond, Natura României etc. Nu a fost realizată nici o lucrare mai complexă care să pună în evidență asemănările și deosebirile caracteristicilor morfometrice ale reliefului carstic și ale celui dezvoltat pe șisturi, în Munții Șureanu, acestea putândconduce la explicarea unor diverse fenomene care au loc în zonele respective. În plus, consider că această zonă ar putea fi mult mai bine evidențiată și valorificată și că acest studiu poate reprezenta o încercare de a face cunoscută și a stârni interes asupra munților Șureanu. Obiectivul principal al lucrării este utilizarea analizei geomorfometrice digitale pentru a evidenția diferențele dintre cele două tipuri de relief, cel de carst și cel dezvoltat pe șisturi.

Obiectivul secundar este analiza modului în care litologia, în cazul acesta carstul, influențează celelalte elemente naturale și anume: hidrografia, vegetația și solul.

Cap. II. Arealele de studiu

2.1. Descrierea Munților Șureanu

Munții Șureanu au fost astfel denumiți de Emmanuel de Martonne și fac parte din grupa Parâng, din Carpații Meridionali. Aceștia au forma unui triunghi, fiind foarte bine individualizați, cu vârful în SE și baza orientată NE-SV (fig.1) . Altitudinea maximă este în Vârful lui Pătru, 2130 m, astfel că șansele să existe relief carstic sunt scăzute doar în jurul vârfurilor înalte existând urme reduse. Limitele Munților Șureanu sunt: valea Mureșului (N), Munții Cindrel, valea Sebeșului (E), Depresiunile Hațeg și Petroșani (S), valea Streiului (V).

Geologie În ceea ce privește geologia zonelor carstice analizate, formațiunile acestora se dispun peste un fundament antealpin, iar depozitele de carbonate se regăsesc în așa numita Platformă Luncani, unde se individualizează elementele orografice cele mai importante. Aspectul complex este dat de interacțiunea dintre fenomenelor tectonice, transport și acumulare (Stilla, 1985) Apele zonei sunt tributare râului Strei. În zona Cioclovina se găsesc depozite de conglomerate și de gresii roșii violete din Permianul Inferior. Depozitele permiane au forma unei benzi, în flancul occidental al sinclinalului Țifla Piatra Roșie și în flancul Cioclovina. Succesiunea stratelor arată în zona aceasta existența mai multor cicluri de sedimentare: Ciclul Jurasic-Cretacic Ingerior și Ciclul Cretacic Superior, sedimentarea făcându-se și între aceste cicluri (Stilla, 1985). Din Ciclul Jurasic-Cretacic Inferior se găsesc conglomerate, gresii curațoase din Eurojurasic, formațiuni de gresii calcaroase din Mezojurasic, Cretacic Inferior cu depozite de calcare din Apțianul Inferior, Oxfordianul Superior, Albien. Din Ciclul Cretacic Superior fac parte depozitele din Vraconian- Cenomanian Inferior, cele din Cenomanian Mijlociu-Turonian Mijlociu, apoi din Turonian Mijlociu și Superior, urmate de Coniacian Mediu-Santonian,iar în final Campanian-Maestrichtian Bazal (Stilla, 1985). De asemenea se mai găsesc mici intruziuni de depozite din Badenianul Superior. După stadiul de individualizare care a a avut loc de-a lungul Mezozoicului în Jurasic și în Cretacicul inferior, în perioada existenței geosinclinalului alpin s-au acumulat aluviuni, motiv pentru care s-au format depozite în care predomină carbonatele (Stilla, 1985). În ceea ce privește geologia zonelor cu șisturi acestea s-au format prin procesul de metamorfism în timpul ciclurilor prehercinice. Rocile cristaline din zonele analizate precum: micșistul, gnaisul ocular, amfibolitele sunt larg răspundite, asemenea șisturilor din alte masive ce fac parte din Carpații Meridionali. Acestea s-au format în Precambrian.

Litologie și relief

În alcătuirea petrografică a Munților Șureanu sunt predominante șisturile cristaline dar există și calcare în partea de sud-vest.

Fig.1 Poziția munților Șureanu în cadrul României.

Munții Șureanu prezintă trei suprafețe de eroziune corespunzătoare celor din Carpații Meridionali și anume: Aușel (Borăscu), Păltinei (Rîu Șes), Luncani (Gornovița) (Badea, Buza, Sandu, & Rusenescu, 1987; Trufaș & Trufaș, 1986). Astfel Munții Șureanu se caracterizează prin culmi netezite datorate acestor suprafețe de nivelare care se întind între 950-2000 m. Suprafața Aușel cea mai înaltă se găsește la 1900-2100 m are formă de pediplenă și este specifică vârfurilor: Vârful lui Pătru, Șureanu, culmea Gropșoarei etc. Aceasta este corespondenta pășunilor alpine. Următoarea suprafață, Păltinei este cea mai extinsă, specifică altitudinilor de 1400-1700 m, fiind corespunzătoare pădurilor de foioase și conifere. Cea mai joasă suprafață de nivelare, Gornovița este la altitudini de 850-1100 m. În Vest poartă denumirea de Platforma Luncani și se termină cu un abrubt de 500 m, în zona de vecinătate cu Streiul (Badea et al., 1987; Roșu, 1973; Trufaș & Trufaș, 1986). Munții Șureanu se caracterizează prin faptul că au o culme principală unde se găsesc altitudinile maxime și anume 2130 m, în Vârful lui Pătru, 2059 m, Șureanu, 1894 m, Comarnicel. Această culme principală este situată în sud-estul masivului și din ea se desprind 3 culmi secundare (Trufaș & Trufaș, 1986). Văile săpate în șisturile cristaline sunt adânci, de forma unor defilee sau chei, ca în cazul calcarelor. Panta variază de la zonele înalte unde are valori de 120 ‰, în zonele înalte la 5 ‰, la baza muntelui. Pantele ce apar pe văile râurilor se datorează eroziunii corespunzătoare și suprafețelor de nivelare de pe culmi. Pe văile mai largi se pot observa terase. Văile au un caracter epigenetic, adică s-au adâncit în sedimente și apoi în rocile metamorfice (Badea et al., 1987; Trufaș & Trufaș, 1986). Formele de relief din Munții Șureanu sunt datorate tipurilor de roci existente și anume predomină șisturile cristaline mezometamorfice (gnais, amfibolit, micașisturi) și epimetamorfice (roci sedimentare transformate în roci metamorfice), iar spre marginea munților roci sedimenatre precum calcarul. Astfel se întâlnesc: abrupturi petrografice, chei, forme ale reliefului carstic, cueste și suprafețe structurale, martori de eroziune, elemente ale reliefului glaciar (Badea et al., 1987; Trufaș & Trufaș, 1986). La peste 1700 m altitudine sunt prezente forme ale reliefului glaciar, chiar dacă sunt foarte puțin dezvoltate. Acestea sunt reprezentate mai ales de circurile glaciare. Cele mai multe circuri sunt în partea de est (Șureanu, Pătru, Cârpa etc), însă apar numeroase morene frontale și laterale acoperite cu jneapăn. Circurile cu orientare sudică și sud-estică sunt foarte slab conturate, deoarece nu a acționat gheața ci sunt circuri crio-nivale. În cadrul circurilor nordice se observă praguri, spinări de berbec și morene. Pe versantul sudic formele reliefului glaciar lipsesc cu desăvârșire. Astfel dispunerea formelor reliefului glaciar arată că pe lângă masivitate și configurația reliefului, vântul a fost un factor importantîn această distribuție, deoarece bate din vest și spulberă zăpada pe care o consolidează pe versantul estic (Badea et al., 1987; Trufaș & Trufaș, 1986).

1.3. Hidrografia Munților Șureanu

În cadrul acestor munți sunt prezente atât apele de suprafață cât și cele subterane. Apele subterane sunt cele mai bogate în zona șisturilor datorită fisurilor și planurilor de șistuozitate. Apele provin din precipitații lichide și topirea zăpezilor, apărând la suprafață prin intermediul izvoarelor. În zonele carstice apele subterane se găsesc pe fisuri și în golurile carstice, iar apele sunt datorate infiltrării apei de ploaie și din pierderea în subteran a unor cursuri de apă, creând rețele lungi de apă în subteran, ce ies la suprafață prin izvoarele resurgente și exurgente. Aceste ape de adâncime sunt bicarbonato-calcice sau bicarbonato-sodice. Apele curgăroare și anume râurile sunt tributare la două bazine hidrografice și anume: Mureș și Jiu. Cumpăna de apă este corespunzătoare chiar crestei principale. Afluenții Mureșului sunt: Sebeș, Pian, Cugir, Grădiște, Strei, Romos. În ceea ce privește Jiul este de amintit Jiul de Est și afluenți de dreapta a acestuia. Alimenatrea râurilor se realizează din surse de suprafață (precipitații) și de adâncime. La altitudini mai joase cele mai importante sunt sursele de suprafață, iar la altitutdini mai ridicate sunt sursele subterane. Tipul de regim creat de alimentarea cu apă este cu ape mici iarna, cu ape mari primăvara, datorită topirii zăpezilor și precipitațiilor, aopi ape mici vara până toamna când cresc iarăși debitele. O caracteristică a scurgerii maxime sunt viiturile. Caracteristicile chimice ale apei sunt datorate litologiei. Astfel pH-ul oscilează între 5,5 și 7 la izvoarele din șisturile cristaline și 6,5 și 8 la cele din calcare, sunt oxigenate, cu duritate redusă. Lacurile sunt glaciare și nivale. Iezerul Șureanu este situat în estul vârfului Șureanu. În circul Cîrpa sunt alte două lacuri Iezerul și Iezerașul, formate în spatele unor potcoave nivale.

1.4. Solurile

Solurile sunt determinate de relief și de condițiile pedogenetice. Solurile au caracter zonal datorită altitudinii și condițiile bioclimatice. La altitudini mai mari de 1700 m, în partea centrală a munților se găsesc sub stratul înierbat solurile spodice. Acestea au ca și caracteristici orizontul superior înierbat, profil cu grosimi scăzute de 0.5 m, sunt acide, și au pH-ul în scădere de la suprafață (3.5) la adâncime (4.7). În zona forestieră se găsesc soluri cambice, brune acide și ajung până în etajul subalpin. Aceste soluri se caracterizează printr-o litierăgroasă de câțiva centimetri. Solurile brune-mezobazice sunt caracteristicesud-vestului masivului, pe conglomerate și gresii, sub pădurea de foioase și de amestec. În Culoarul Mureșului apar soluri argiloiluviale, iar la altitudini mai joase soluri molice. Alte tipuri de soluri mai sunt solurile aluviale , în luncile Sebeșului, Luncaniului etc., soluri hidromorfe, care se găsesc doar în unele zone precum valea Taiei, Petrosului, Grădiștei, soluri turboase (mai ales în circurile glaciare) (Trufaș & Trufaș, 1986) Pe rocile carstice s-au format renzine și soluri roșii. Renzinele s-au format datorită umidității ridicate, mai ales în zonele de pădure, maiales în Dosul Vârtoapelor-Grădiște, Piatra Leșului – Petrila și Cioclovina. Sunt acoperite mai ales de pășuni și fânețe. Solurile roșii s-au format în condițiile unui climat mai cald ca și renzimele. Acestea sunt soluri relicte formate pe calcare bogate în oxizi de fier (Trufaș & Trufaș, 1986).

1.5. Vegetația

Munții Șureanu se caracterizează printr-o mare diversitate floristică. Astfel datorită caracteristicilor reliefului, climei și solurilor există mai multe etaje de vegetație și anume: etajul alpin, etajul subalpin, etajul pădurilor de conifere, etajul pădurilor de foioase. Etajul alpin se dezvoltă doar în zonele înalte de 2000 m, și poate coborî până la 1900 m. Din cauza gerurilor, a vânturilor puternice și a solurilor acide principalele specii care apar sunt gramineele, ciperacee și numeroase plante cu flori. Etajul subalpin se întinde de la altitudinea de 1750 m la 1900m și cuprinde arbusști precum: ienupăr, jneapăn, merișor, părușca. Etajul pădurilor de conifere se întind de la 1300m la 1700m și cuprinde: brad, molid, pin, zimbru. Etajul pădurilor de foioase cuprind pădurile de fag amestec cu conifere și pădurile de fag în amestec cu gorun. Pădurile de fag în amestec cu conifere se întind de la 900m ajungând până la 1400m, iar cele de fag în amestec cu gorun de la 500 pana la 1000m.

1.6. Particularități regionale ale carstului din Munții Șureanu

Existența rocilor carstice au determinat formarea în Munții Șureanu a unui relief carstic spectaculos cu forme exocarstice și endocarstice care sunt grupate în mai multe zone și anume: zona Masivului Vârtoape, zona Cioclovina-Baru, zona Crivadia-Bănița-Peștera Bolii, zona Piatra Leșului. În zona Masivului Vârtoape relieful carstic nu este foarte bogat, în zona Cioclovina-Baru și Crivadia-Bănița-Peștera Bolii formele reliefului carstic sunt mult mai numeroase, în timp ce în zona Piatra Leșului, acestea sunt foarte reduse (Trufaș & Trufaș, 1986). Aceste patru nuclee cuprind mai multe bazine carstice pentru delimitarea mai corectă a zonelor (fig.2)(Tomuș, 2011).

Fig.2. Localizarea carstului în Munții Șureanu

Relieful carstic este bine reprezentat în sud-vestul Munților Șureanu. În acest areal exocarstul se caracterizează prin câmpuri de doline, văi dolinare, depresiuni carstice, lapiezuri, iar endocarstul prin peșteri mici și mijloci cele mai mari peste 5000 m. lungime fiind doar Șura Mare și sistemul Ponorici-Cioclovina (Posea et al., 1974) . Majoritatea peșterilor sunt active și au cursuri de apă subterane. Multe peșteri din această zonă sunt cunoscute pentru urmele de viață care datează din cele mai vechi timpuri (Badea et al., 1987). Suprafața zonei carstice în Munții Șureanu este de aproximativ 130 km2., iar altitudinea la care se întâlnește relieful carstic diferă, media fiind însă sub 1000 m. Formațiunile carstice s-au format în cadrul mai multor cicluri de sedimentare și anume: Ciclul Permian inferior, Ciclul Jurasic-Cretacic inferior, Ciclul Albian, Ciclul Cretacic superior. Contactele litologice între diferitele tipuri de rocidin subteran au rolul de a crea diferite rețele carstice (Tomuș, 2011). În ceea ce privește relieful carstic din Munții Șureanu, există numeroase forme de suprafață și de adâncime. Formele de suprafață sunt cel mai bine reprezentate în zona Cioclovina Baru. Lapiezurile din zona Cioclovina Baru sunt numeroase și pot să fie lapiezuri libere (în apropierea Avenului de la Ponorici), lapiezuri îngropate, lapiezuri semiîngropate (în apropierea Peșterii Călianu), iar în celelalte zone nu sunt la fel de bine reprezentate. Dolinele sunt cele mai răspândite mai răspândite în toate zonele carstice și au diametre sub 200 m. Dolinele sunt expuse în cele mai multe cazuri într-un mod aranjat pentru a forma văi dolinare cum ar fi: Valea Albii, Luncile Hobenilor, în zona Cioclovina Baru și valea Căpriori-Prelucile (Platoul Comarnic) în zona Crivadia-Bănița-Peștera Bolii. Cele mai multe doline sunt în platoul Ponorici. Dolinele pot forma câmpuri de doline cum este cel de la Comarnice. Foarte importantă este „Groapa de la Tăul fără Fund” o dolină de surpare din interiorul căreia se formează cursul de apă ce ajunge în Peștera Tăul fără Fund. Uvalele, apar în apropiere de Fundătura Ponorolui. Uvala Triscioare are o adâncime de peste 30 m și este zona cea mai importantă de unde Peștera Cioclovina Uscată își colectează apele. O altă uvală importantă din această zonă este Balaj, situată în apropierea Fundăturii Ponorului (Tomuș, 2011). Văile carstice sunt variate, și pot fi clasificate în: văi transversale (Valea Petros, Valea Roșie), văi oarbe (Valea Ponorici, Valea Călianului, Lunca Hobenilor), văi în fund de sac (Valea Cioclovina), văi cu trepre antitetice (Valea Călianului, Valea Ponorici, Valea Clenjii), văi seci (Valea Tecuri), văi dolinare. Poliile, sunt forme carstice ce apar mai rar în România. Lunca Priporului poate fi considerată o polie, aceasta având o suprafață de doar jumătate de hectar. Depresiunile carstice cele mai ample din zona Cioclovina Baru sunt Ponorici și Fundătura Ponorului. Acestea s-au format la contactul calcarelor cu șisturile cristaline, în jurul altitudinii de 850-900 m. Ponoarele acestor depresiuni reprezintă locurile în care apa se pierde în subteran și a dus la formarea celor mai mari peșteri (Tomuș, 2011; Trufaș & Trufaș, 1986). Alte ponoare interesante sunt cele de la Poiană și Ponorul Vacii, din zona Crivadia Bănița-Peștera Bolii. Depresiunea carstică Poiana se află la o altitudine de peste 1250 m. Dimensiunile acesteia sunt mai reduse decât a depresiunilor Ponorici și Fundătura Ponorului. O altă depresiune carstică este cea de la Izvoreni, care se află la contactul dintre calcar și alte roci sedimentare. Alte forme carstice importante sunt și Cheile Băniței(Tomuș, 2011). Endocarstul este cel mai bine reprezentat în zona Cioclovina Baru. Există două peșteri mai mari care au peste 3000 m lungime: Peștera Șura Mare și Sistemul Ponorici-Cioclovina (Posea et al., 1974). Peștera Ponorici-Cioclovina a fost creată datorită acțiunii apelor râului ce izvorăște din Cioclovina cu apă. Aceasta este importantă din punct de vedere peisagistic, arheologic, paleontologic etc. Peștera Șura Mare este una dintre cele mai frumoase peșteri din România. În aceastăpeșteră a existat cea mai mare colonie de lilieci în hibernare din România(Tomuș, 2011). Formele de adâncime nu sunt foarte bine reprezentate în zona Crivadia- Bănița- Peștera Bolii față de Zona Cioclovina-Baru. Peștera Bolii este formată de Valea Jupâneasa, și are forma unui tunel meandrat. Aceasta este o peșteră foarte frumoasă, fiind singura din județul Hunedoara care are o amenajare turistică. Peștera Tecuri este una dintre cele mai cunoscute peșteri din județ, declarată monument al naturii, datorită speleotemelor, aceasta cuprinzând un dom stalagmitic cu o înălțime de 7 m (Tomuș, 2011). În zona aceasta se mai găsesc numeroase peșteri și avene dintre care cele mai importante sunt: Avenul de la Ponorici, Peștera Cioclovina Uscată, Avenul din Dosul Lăcșorului, Avenul de la Tău Negru, Avenul de la Fundătura Hobenilor, Avenul Balaj, Avenul din Șesul Leoardei, Peștera lui Cocolbea, Avenul Balcan, Gura Frînțoanei, Peștera din Fața Comarnicelor, Peștera din Valea Clenjii, Peștera Izvoreni, Peștera Țepoasă, Peștera din Perete, Peștera de sub Cetate, Peștera Ulciorului, Peștera din Capu Stâncii, Avenul din Tecanul Rotund (Trufaș & Trufaș, 1986).

În ceea ce privește tectonica munților Șureanu, orogeneza alpină a fost cea care le-a dat forma actuală. În cadrul acestor munți există două rețele de falii, una pe direcția SV-NE și o altă rețea în partea sudică. Toate modificările care se petrec în cadrul golurilor carstice se pot datora exploziilor, care au avut loc mai ales pentru construirea căilor ferate, a drumurilor forestiere; golirea sedimentelor, care au influențat modificarea mai ales a speleotemelor; cutremurelor, care în Munții Șureanu pot fii considerate două, cel din 1986 și în 2000 (Tomuș, 2011). Platforma Luncani se poate caracteriza și de o prezență umană, încă din cele mai vechi timpuri, la Cioclovina și Ohaba Ponor existând dovezi ale omului paleolitic, însă și cetățile dacice de la Blidaru, Piatra Roșie și chiar Sarmizegetusa Regia (Badea et al., 1987).

Delimitarea arealelor de studiu

Pentru analiză am ales două zone carstice din Munții Șureanu și anume: Zona Cioclovina-Baru și Zona Crivadia-Bănița-Peștera Bolii, ca reprezentând zona acoperită de roci carstice, dar și două zone cu roci diferite de cele carstice, având suprafețe egale pentru ca viitoarele analize să fie cât mai corecte. Astfel ca zone de șist am ales o zonă corespunzătoare zonei Cioclovina Baru din imediat apropiere în partea nord vestică, iar zonei Crivadia-Bănița-Peștera Bolii o zonă din partea nord estică ambele aparținând zonei cristaline (fig.3).

Fig.3. Zonele carstice și de șist ce vor fi analizate

Zona Cioclovina-Baru (fig.4), corespunde bazinului 2063/ Bazinul Ponorici-Luncani, bazinului 2064/ Bazinul Ohaba,bazinului 2065/Bazinul Streiului amonte de Baru, versantul drept,și bazinului 2069/ Bazinul Văii Dreptului, fiind localizată între culmea Bârnei (NV) și Valea Petrosului (SE). Altitudinea absolută a zonei este 1147 vf. Plopi(Tomuș, 2011).

Fig. 4 Localizarea zonei Cioclovina-Baru în cadrul Munților Șureanu

Zona Crivadia-Bănița-Peștera Bolii (fig.5), corespunde bazinului carstic 2066/Bazinul Streiului în amonte de Baru, versantul stâng, bazinului 2067/ Bazinul Crivadia, bazinului 2067B/ Bazinul Comarnice, și bazinului 2068/ Bazinul Bănița, iar altitudinea acestei zone este peste 1000 m (Tomuș, 2011; Trufaș & Trufaș, 1986).

Fig. 6. Localizarea zonei Crivadia-Bănița-Peștera Bolii în cadrul Munților Șureanu

Cap III. Metodologie

În realizarea acestei cercetari am folosit metoda bibliografică prin consultarea diverselor materiale bibliografice pe temele abordate, metoda analitică deoarece au fost analizate caracteristicile zonelor carstice, și mai ales metoda cartografică datorită hărților realizate pentru derivarea diferiților parametri specifici zonei carstului și zonei cristaline. Am folosit softul ArcMap 10.2.1, pentru toate aceste materiale cartografice. Datele utilizate au fost Harta digitală a României 1:100000, shapefile-ul ce conține conturul unităților de relief din România din care am extras inițial conturul munților Șureanu, apoi fiecare zonă carstică prin digitizarea arealelor corespunzătoare carstului de pe harta geologică cu scara 1:200000, și apoi pe baza bazinelor hidrografice am delimitat zonele de șist ce au suprafața aproximativ egală cu suprafețele zonelor carstice. De asemenea am realizat modelul numeric al terenului la 10 metri din curbele de nivel ce au fost digitizate de pe harta topografică și rețeaua hidrografică ce am extras-o tot de pe harta topografică cu scara de 1:25000. Cu ajutorul geomorfometriei voi extrage variabilele morfometrice pentru fiecare zonă pentru ca ulterior rezultatele să poată fii comparate. Pentru aceasta am utilizat softurile ArcGis 10.2 și SagaGis. Softul SAGA ce înseamnă System for Automated Geoscientific Analyses, a fost creat la Universitatea din Goettingen în cadrul Departamentului de Geografie în colaborare cu Scilands Gmbh, având ca punct de plecare programul DiGem. Softul ArcGis este unul dintre cel mai utilizat program pentru analiza terenului la nivel mondial. Inițial a fost utilizat ca soft pentru reconstrucția unor orașe, iar a apoi a evoluat într-un set de aplicații ce a devenit un sistem informatic geografic. Prin ArcGis Desktop pot fi create hărți profesionale, analize ale terenului, rapoarte etc. Variabilele geomorfologice derivate sunt: hipsometria, adâncimea fragmentării, densitatea fragmentării, panta, curbura medie, curbura în plan, curbura în profil, indicele de umiditate al terenului (TWI), adâncimea văii (VD), indicele de rugozitate al terenului (TRI), puterea de eroziune a apei. Hipsometria reprezintă altitudinea în raport cu nivelul 0, al mării, fiind realizată prin împărțirea pe trepte hipsometrice de altitudine. Aceata prezintă în general fizionomia unei regiuni, punând în evidență legătura dintre caracteristicile diferitelor trepte altitudinale și modul de formare și evoluție a acestora. Panta este modificarea maximă a valorii altitudinii, dar și unghiul format între planul orizontal și planul suprafeței terestre. Se mai numește și declivitate, gradient, înclinare. Este exprimată în grade și determină viteza de curgere a apei, puterea de eroziune, depunerea sedimentelor și formarea solurilor. Prin intermediul pantei se vede cel mai bine rolul gravitației pentru producerea anumitor procese geomorfologice (Wilson & Gallant, 2000). Curbura arată concavitatea sau convexitatea suprafeței fiind exprimată prin trei tipuri, fiind un derivat secundar și în strânsă relație cu panta. Curbura în plan (plan curvature), are în vedere modul de curgere al apei divergentă (convexă) sau convergentă (concavă) (Olaya, 2009). Curbura în profil (profile curvature) reprezintă curbura de-a lungul pantei și exprimă încetinirea (concavă) sau accelerarea (convexă) a curgerii apei, dar și procesele de eroziune-acumulare (Olaya, 2009). Curbura medie este cea mai utilizată, reprezentând media aritmetică dintre curbura în plan și curbura în profil pentru un anumit punct și exprimă formele concave sau convexe ale terenului (Olaya, 2009). Indicele de umiditate al terenului (Topographic wetness index – TWI) reprezintă capacitatea unei celule de a menține apa și se calculează pe baza următoarei formule (Gruber & Peckham, 2009):

TWI = In , iar A reprezintă aria bazinului de recepție și reprezintă panta

Adâncimea văii (Valley Depth – VD) arată poziția văii în cadrul reliefului (Adhikari, Minasny, Greve, & Greve, 2014). Indicele de rugozitate al terenului ( Terrain Ruggedness Index – TRI), reprezintă gradul de fragmentare, de compactitate a terenului calculându-se având în vedere altitudinea din celula care se analizaeză și cele 8 celule vecine, unitatea de măsură fiind metri (Riley, Degloria, & Elliot, 1999). Adâncimea fragmentării se mai numește și energie de relief. A fost folosită pentru prima oară de către Partsch în anul 1911, și se calculează ca diferență între altitudinea maximă și minimă pe o anumită suprafață. Este un parametru foarte important deoarece arată evoluția suprafeței și procesele caracteristice acesteia. Aceasta poartă denumiri diverse precum: intensitatea fragmentării verticale, altitudine relativă, distanța față de talveg etc. Potrivit lui Dury, 1951, se folosește termenul de adâncime a fragmentării când se are în vedere culmea, termenul de relief de drenaj când se are în vedere axul văii (Dury, 1951; Grigore, 1979). Densitatea fragmentării reprezintă gradul de fragmentare a suprafeței terestre rezultând prin raportarea lungimii rețelei hidrografice la unitatea de suprafață. Se măsoară în km/kmp și este utilă în vederea estimării debitelor solide și lichide (Carlston, 1963). Puterea de eroziune a apei reprezintă un indice ce are în vederea puterea de eroziune determinată de pantă și de suprafața de drenaj din amonte.

Cap IV. Studiu de caz

În această etapă voi compara parametri din zona carstică și din zona de șist caracteristică, aceste având aproximativ aceeași altitudine și suprafață, pentru ca comparația să fie cât mai reală posibil. 4.1. Hipsometria zonelor arată diferențele dintre ponderile claselor celor două tipuri de zone (fig 7. și fig. 8.)

Fig.7. Hipsometria zonei de carst Cioclovina (a) și a zonei de șist (b)

Din punct de vedere statistic se poate observa că în zona carstică Cioclovina predomină treapta 800-1000m cu o pondere de 31%, iar în zona de șist predomină treapta de 600-800 m, cu un procent de 40%. De asemenea ponderea minimă în zona de carst este corespunzătoare treptei de <400m, cu 0.38%, iar în zona de carst treptei de peste 1000 m cu 0.42%. În zona de carst ponderea clasei de peste 1000 m este mai mare și anume de 6.5%. În ambele zone treapta de 400-600m este bine dezvoltată având o pondere în jur de 30%. Din punct de vedere geografic în zona carstică altitudini de peste 1000 m se întâlnesc în partea nord estică în Dealul Mătușanului, în vârfuri precum Plopi, Feții, Runcului. Între Vârful Feții și Plopi se întânește o treaptă de relief de 800-1000 m și anume Fundătura Ponorului având altitudinea de 879.4 m. După această treaptă urmează treapta de 800-1000 m, ce are aspectul unei benzi cu orientare nord est – sud est, și apoi treapta de 600 – 800 m care însă nu este continuă ci este fragmentată de treapta de 400 – 600 m ce avansează pe văile Dreptu, Ohaba etc. Localitațile sunt lozalizate pe văi unde altitudinile sunt mai reduse, de exemplu Fizești pe Valea Dreptu, Livadia (Valea Bisericii), Ohaba Ponor și Ponor pe Valea Ponor, dar și izolate la altitudini ridicate precum Cioclovina. În zona de șist altitudinile maxime de peste 1000 m se găsesc izolat în partea central sudică în vârfuri precum: Iubăii, Crucii, Mesteacănului etc. Treapta de 800-1000 m se găsește în partea nord estică în zona Târsei, dar și în jurul vârfurilor de peste 1000 m. Treapta de 600-800 m și treapta de 400-600 m sunt cele care domină întreaga zonă. Treapta sub 400 m este prezentă de-a lungul văilor: Luncani, Gânțaga, Valea Mare. De asemenea localitățile sunt majoritatea dispuse în văi de exemplu Luncani pe Valea Luncani, Gânțaga pe Valea Gânțaga, dar și localități la altitudini pe culmi precum Ursici la peste 1000 m și Târsa la 800 m.

Fig.8. Hipsometria zonei carstice (a) și a zonei de șist (b)

Și în cazul acestor zone treptele mai înalte au pondere mai mare în zona carstică comparativ cu zona de șist. În zona de carst treapta cu dezvoltare maximă este de 800 – 1000 m iar în cea de șist cea de 600 – 800 m, ambele cu o pondere de 40%. Treapta de 600-800 m are în zona de carst o pondere de 30%, iar cea de 800-1000 m are o pondere în zona de șist de 35%. De asemenea treapta înaltă de peste 1200 m are pondere dublă în zona de carst (10%) față de cea de șist (5%), iar zonele joase sub 600 m au pondere dublă în zona de șist (1%) comparativ cu zona carstică (0.5%). Din punct de vedere geografic se observă o dispunere ordonată a treptelor de relief în zona carstică, altitudinea treptelor scăzând din nord est spre sud vest. Altitudinile maxime de peste 1200 m se întâlnesc în partea de nord est în ambele părții ale Văii Cerbului, dar și în Dealul Bradului, Vârful Răchițaua. Treapta de 1000-1200 m face trecerea spre zonele de 800-1000 m și cele de 600-800 m, ce sunt drenate de râuri permanente și temporare, altitudinea scăzând de-a lungul văilor. Localitațile sunt situate în zone joase la altitudini de 600-800 m, mai ales în sudul arealului, de exemplu: Crivadia, Bănița, Peștera. În zona de șist treapta de peste 1200 m este prezentă doar în partea estică a arealului, Muntele Jigoru Mare, Vârfu Muntelui, iar treapta de 1000-1200 m este atât în jurul trepte de peste 1200 m în partea central estică și nord estică a arealului până în apropiere de Valea Jigoreasa cât și în partea central vestică între Muntele Jigorelu și Copăciosu și Pârâul Jigoreasa. Diferența față de zona de carst este că această treaptă de 1000-1200 m este foarte bine drenată de văi. Treapta de 600-800 m se desfășoară de-a lungul văilor principale, iar cea de 800-1000 m de-a lungul afluenților, mai ales în partea nordică și sudică. Treapta cu altitudini sub 600 m, și cu o pondere de 1% este prezentă mai ales în partea nord vestică de-a lungul Văii Jigoreasa. 4.2. Panta este un parametru analizat pentru a se afla diferențele sau asemănările dintre zona carstică și cea de șist (fig.9 și fig. 10)

Fig.9. Panta din zona carstică Coclovina (a) și cea din zona de șist (b)

În zona carstică cea mai mare pondere o are clasa de pantă de 10-20⁰, având o pondere de 46% din totalul suprafeței. Următoarea clasă ca pondere este cea de 20-30⁰, ocupând 25% din suprafață. Cea mai mică pondere este cea a clasei >45⁰, prezentă pe 0.1% din suprafață. Se observă că sunt și zone cu pantă scăzută sub 6⁰, având o pondere relativ ridicată de 8.5%. În zona cu șisturi statistic se observă că predomină o clasă de pantă mai mare și anume cea de 20-30⁰, cu o pondere de 38% din suprafață, fiind urmată de cea 30-45⁰, ce ocupă 36% din suprafață. Chiar și clasa de peste 45⁰ ocupă o pondere mai mare decât în zona de șist și anume 0.4%, iar clasa cea mai mică sub 6⁰, are o pondere de 2.7%. Cea mai ridicată valoare a declivității este în partea vestică unde se face trecerea spre zona de șist exemplu Culmea Bârnei, dar și zonal în partea estică unde există diferite abrubturi, grote, intrări în peșteri sau în partea nordică a zonei în cadrul depresiunilor carstice precum Fundătura Ponorului situată între Vârful Feții și Vârful Plopi, și intrarea în Peștera Cioclovina împreună cu zona din jurul acesteia. Fiind o rețea hidrografică bogată în zona de șist declivitatea cea mai mare este de-a lungul văilor, pe versanții acestora, fiind dispuse în funcție de acestea. Pe vârfuri se observă că sunt pante reduse de 6-10⁰ și chiar mai mică de 6⁰.

Fig.10. Panta din zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

Statistic în zona carstică Crivadia predomină clasa de pantă de 10-20⁰, având o pondere din suprafața totală a zonei de 42%, fiind urmată de clasa de pantă cu 20-30⁰, ce are pondere de 28%. Totuși clasa <6⁰, are o pondere destul de ridicată și anume de 9.2%, iar clasa >45⁰, are o pondere de 0.6%. În zona de șist cea mai mare pondere o are clasa de 20-30⁰, și anume 39%, urmată de clasa de 10-20⁰, cu ponderea de 36%. După acestea urmează clasa de 30-45⁰ cu o pondere din suprafață ridicată și anume 17%. Clasa cu declivitate sub 6⁰ are o pondere redusă de 2.2%, iar clasa cu declivitate maximă peste 45% ocupă 0.7% din suprafață. Geografic în zona de carst zone cu pantă ridicată de 30-45⁰, se găsesc în estul zonei unde sunt intrările în peșteri precum: Izvoreni, Peștera Mare din Piatra Peretelui Urzicari, doline, dar mai ales în partea nord vestică unde este o aglomerare de peșteri precum: Peștera Tecuri, Avenul Ponorul Răchițeaua, Peștera din Valea Clenji etc., dar și depresiuni carstice majore precum Poiana. În zona de șist panta cea mai accentuată este de-a lungul versanților văilor precum Jigoreasa, iar pe interfluvii este scăzută fapt ce aratp că vârfurile sunt puternic erodate, iar agenții morfogenetici au creat suprafețe plane, relieful accidental lipsind pe vârfuri.

Densitatea fragmentării, fiind formată pe baza raportului dintre lungimea râurilor și suprafața terestră, valorile acestora fiind astfel în strânsă legătură cu localizarea văilor (fig. 11 și fig. 12).

Fig.11. Densitatea fragmentării în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

Din punct de vedere statistic în zona carstică predomină valorile scăzute ale densității fragmentării și anume clase de sub 0.5 km/kmp și de 0.6 km/kmp, valori ridicate de peste 2.5 km/kmp fiind doar în zonele cu văi precum: Valea Dreptu și Văratec în partea vestică și Valea Ohaba și Valea Șipotel în est. În zona de șist predomină clasele cu valori ridicate și anume cea de peste 2.5 km/kmp și cele de peste 1 km/kmp. Cea mai joasă clasă sub 0.5 km/kmp apare foarte puțin și dispersat în focare, acestea corespunzând mai ales vârfurilor și platourilor. Zonele cu densitatea fragmentării ridicată sunt zonele drenate de Valea Luncanilor, Valea Mare.

Fig.12. Densitatea fragmentării în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

În zona carstică predomină valorile reduse ale densității fragmentării sub 0.5 km/kmp multe fiind chiar 0. Puține valori sunt peste 1 km/kmp, iar valori peste 2.5 km/kmp sunt doar în zonele în care sunt văi, în estul arealului drenat de Pârâul Cotești, Pârâul Bănița, Pârâul Crivadia, și in partea vestică Pârâul Jgheabului, iar în partea sudică Pârâul Cheia. În zona de șist predomină valorile de peste 2.5 km/kmp, majoritatea zonei fiind caracterizată de o densitate a fragmentării peste 1 km/kmp, foarte puține zone având valori sub 0.5 km/kmp și anume în partea sud estică, nord estică și nord vestică. Cele mai mari valori sunt în zonele drenate de văi precum Valea și Pârâul Jigoreasa. În ansamblu se poate spune că o densitate ridicată a fragmentării este specifică zonelor drenate de văi, și că zonele carstice au acest parametru cu valori mult mai ridicate decât zonele cu carst.

Adâncimea fragmentării

Fig.13. Adâncimea fragmentării în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

Din punct de vedere statistic în zona de carst predomină clasa cu adâncimea fragmentării de 100-200 m., cu un procent de 40% din totalul suprafeței. Următoarea clasă este de 200-300 m cu o pondere de 39%. Clasa cu cea mai mare adâncime a fragmentării are o pondere de 12%, iar cea cu valoarea mai mică sub 100 m are o pondere de 7%. Zona de șist se caracterizează prin predominarea clasei cu valori peste 300m, cu o pondere de 48%. A doua clasă este cea de 200-300 m., cu o pondere de 46%, iar clasa sub 100 m este foarte redusă, chiar nesemnificativă având o pondere de 0.1%. Zonele cu adâncimea fragmentării ridicată sunt zonele în care a fost și declivitatea mare și anume în partea estică, centrală unde sunt numeroase intrări în peșteri precum: Șura Mare, Peștera Gaura Frantoanei, abrupturi, etc., nordică: depresiunea carstică Fundătura Ponorului, Ponorici, peștera Cioclovina, peștera Ponorici, în vest în apropiere de culmile pe șisturi. Zonele cu adâncimea fragmentării ridicată din zonele de șist sunt cele de-a lungul văilor exemplu: Luncani, Gânțaga, Valea Mare, unde și panta are valoare mare. Zonele cu valori mici sunt mai ales interfluviile și vârfurile. Astfel se observă o diferență foarte mare între clasele dominante în cele două zone cu structură geologică diferită, clasa cu valori maxime având ponderi extreme în cele două, foarte mică în cea de carst (12%) și foarte mare în cea de șist (47%).

Fig.14. Adâncimea fragmentării în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

În zona carstică predomină clasa de 200-300 m., cu o pondere din suprafața zonei de 45%, urmată de clasa de 100-200 m., cu o pondere de 42%, și apoi de clasa de peste 300 m., cu o pondere de 12%, clasa cu cea mai mică pondere de 1% este cea sub 100 m. În zona de șist predomină clasa cu peste 300 m., având o pondere de 50%, fiind urmată de cea de 200-300 m., ce are ponderea de 43%. Clasa de 100-200 m., are o pondere redusă de 6%, iar cea mai mică pondere din suprafața totală de 2% îi revine tot clasei sub 100m. Din punct de vedere geografic zonele cu adâncimea fragmentării ridicate sunt în partea sud vestică a arealului carstic unde sunt intrările în peșteri precum: Izvoreni, Peștera Mare din Piatra Peretelui Urzicari, doline, dar mai ales în partea nord vestică unde este o aglomerare de peșteri precum: Peștera Tecuri, Avenul Ponorul Răchițeaua, Peștera din Valea Clenji etc., dar și depresiuni carstice majore precum Poiana. Zonele cu adâncimea fragmentării de 200-300 m., sunt zonele din jurul văilor, iar zonele cu valori scăzute 100-200 m., și sub 100m sunt localizate mai ales în centrul și nord estul arealului. În zona de șist adâncimea fragmetării cu valori maxime este în jurul văilor de peste 300 m, care de altfel și predomină împreună cu cele de 200-300 m., valori reduse sub 200 de metri înregistrându-se doar în partea estică a arealului.

Indicele de rugozitate a terenului, are în vedere gradul de fragmentarea a reliefului fără râuri.

Fig.15. Indicele de rugozitate în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

În ceea ce privește rugozitatea terenului în zona carstică predomină clasa sub 2.5, cu o pondere de 65% din totalul suprafeței fiind urmată de clasa de 2.5-5 cu o pondere de 33%. Clasele cu valori mai ridicate au o pondere redusă și anume cea de 7.5 – 10 de 0.05% iar cea peste 10 este aproape inexistentă și anume 0.0005%. În zona de șist predomină clasa de 2.5 – 5 cu o pondere de 61%, urmată de clasa cu valori mai mici de 2.5 cu o pondere de 22%. Și în acest caz clasele cu cele mai mari valori au ponderi foarte reduse, cea de 7.5 – 10 de 0.15%, iar cea peste 10 de 0.0002%. Având în vedere localizarea valorilor, în zona de șist cele mai mari valori se întâlnesc în partea vestică unde carstul se întâlnește cu șișturile ce formează culmi, în partea centrală, sudică dar și în nord și local în vest, iar valorile mici sunt pe platouri și de-a lungul văilor. În zona de șist cele mai mari valori se găsesc pe versanții dealurilor din apropierea văilor, chiar dacă de-a lungul văilor valorile sunt reduse, la fel și în vârfuri.

Fig.16. Indicele de rugozitate în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

În zona carstică Crivadia, predomină clasa sub 2.5 cu o pondere de 59% din suprafața totală, urmată de cea de 2.5 – 5 cu o pondere de 37%. Celelalte clase au ponderi reduse, mai ales clasele cu valori ridicate precum cea de 7.5 – 10 cu pondere de 0.4% și mai ales cea peste 10 ce apare doar local având o pondere de 0.04%. În zona de șist corespunzătoare zonei Crivadia, predomină clasa de 2.5 – 5 cu pondere de 53%, urmată de clasa sub 2.5 cu o pondere de 39%. Clasele cu valori ridicate apar și aici cu ponderi scăzute și anume cea de 7.5 – 10 de 0.33% și cea peste 10 cu ponderi de 0.24%. Geografic cele mai mari valori din zona carstică se găsesc în partea nord vestică unde este o aglomerare de peșteri precum: Peștera Tecuri, Avenul Ponorul Răchițeaua, Peștera din Valea Clenji etc., dar și depresiuni carstice majore precum Poiana, iar cele mai mici valori pe platouri și de-a lungul văii râurilor. În ceea ce privește zona de șist cele mai mari valori se găsesc punctual în zone din sud est, nord est și nord vest, acestea fiind zone unde și panta este ridicată, caracterizându-se prin versanți abrubți, făcând trecerea spre culme sau vârf. Valorile scăzute se întâlnesc pe vârfuri și de-a lungul văilor.

Indicele de umiditate al terenului, prezintă diferențe între zona carstică și cea de carst (fig. 17 și fig.18)

Fig.17. Indicele de umiditate în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

În fig.17. zona carstică indicele de umiditate a terenului se caracterizează prin predominarea clasei de 5 – 10, cu o pondere de 65%, fiind urmată de clasa sub 5, cu o pondere de 31%. Clasele cu valori ridicate 15-20, respectiv peste 20, au ponderi scăzute și anume 0.45% (clasa 15-20) și 0.007 (clasa peste 20). În zona de șist predomină clasa sub 5, cu o pondere din suprafață de 63%, urmată de clasa 5-10 cu o pondere de 34%, celelalte clase mai mari având ponderi mult mai scăzute sub 1%. Zonele cu valori ridicate din arealul carstic Cioclovina sunt situate în partea nord estică unde este Peștera Cioclovina, numeroase doline, depresiuni carstice precum Ponorici, fiind caracteristică clasa de 15-20. De asemenea această clasă se găsește și partea nordică a zonei în cadrul depresiunii carstice precum Fundătura Ponorului situată între Vârful Feții și Vârful Plopi, zonelor cu doline etc. Zonele cu valori scăzute sunt acele zone ce se află în vârfuri sau platourile de la altitudini mai ridicate. În zona de șist valorile maxime cele mai ușor de sesizat sunt cele de 10-15 ce se află mai ales pe versanții din jurul văilor dar și în partea nord estică în Dealul Pietrosu, Dealul Porcului etc, iar cele mai mici valori sunt pe vârfuri și în zonele înalte . Astfel din această comparație reiese că indicele de umiditate este mult mai ridicat în zona carstică, deoarece este rocile carstice sunt solubile și formează numeroase forme negative precum doline, depresiuni carstice, care rețin mult mai bine apa.

Fig.18. Indicele de umiditate în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

În zona de carst din fig. 18. predomină clasa de 5-10, cu o pondere de 59%, fiind urmată de clasa sub 5 cu o pondere de 37%, apoi cu ponderi mai reduse de 3.3% clasa cu 10-15, iar clasele cu valori ridicate de 15 – 20 are pondere de 0.2%, și de peste 20 cu 0.008%. În zona de șist predomină clasa de 10-15 cu o pondere de 61%, urmată de clasa sub 5 cu pondere de 36%, iar celelalte clase au ponderi scăzute și anume 1.77% clasa de 10-15, 0.3% clasa de 15-20 și 0.004% clasa peste 20. În zona carstică valorile cele mai ridicate sunt dispuse izolat în zona centrală și anume în zona de aglomerare a peșterilor precum Tecuri, dar și în Depresiunea Poiana și anume clasa de 15-20. Clasa de 10-15 este împărțită uniform, iar clasa sub 5 apare fragmentând clasele mai ridicate. În zona de șist clasele mai mari de valori de 10-15 nu sunt perceptibile pe hartă, iar clasele 5-10 și sub 5 apar dispuse în tot arealul.

Adâncimea văii

Fig.19. Adâncimea văii în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

Din punct de vedere statistic în ceea ce privește adîncimea văi în zona carstică predomină clasa de 0-50 cu o pondere de 38%, fiind urmată de clasa de 50-100 m cu o pondere de 32%, apoi clasa de 100-150 cu ponderea de 17%. Clasele cu valorile ridicate sunt reduse și anume clasa de 200-250 m are 2.1%, clasa de 250-300 m., cu 0.38%, iar clasa peste 300 are o pondere de 0.003%. De asemenea și clasele cu valori scăzute de 0 au o pondere scăzută și anume 4.4%. În zona de șist predomină clasa de 0-50 m cu o pondere de 26%, urmată de clasa de 50-100 m cu 23% din suprafață, apoi de clasa de 100-150 m, cu 18%. Valorile mai ridicate au pondere mai mare și anume clasa 200-250 m, de 7%, clasa de 250-300 m., de 2.3%, iar clasa de peste 300 de 0.16%. Clasa cu valoarea cea mai joasă și anume 0 are o pondere de 11% dublu față de zona de șist corespondentă. Astfel se poate observa că în cazul zonei carstice predomină doua trei clase de valori, iar în cazul celei de șist ponderea claselor este mai echilibrată. Localizarea zonelor cu valori ridicate din zona de carst este de-a lungul văilor, dar și în cadrul depresiunii carstice Fundatura Ponorului și Ponorici, intrările în peșteri exemplu Șura Mare. Valorile mai scăzute sunt în zonele unde sunt platouri carstice, vârfuri. În zona de șist valorile ridicate sunt de-a lungul văilor și a afluenților, iar valorile mici în vârfuri și pe platouri.

Fig.20. Adâncimea văii în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

Și în acest caz în zona de carst în ceea ce privește adâncimea văii predomină clasa de 0-50 m, cu o pondere de 32%, urmată de clasa de 50-100 m, cu ponderea de 30%, apoi de clasa100-150 m cuu 19%. Clasele cu valori ridicate au ponderi scăzute și anume clasa de 250-300 m, de 2%, iar cea de peste 300 de 1.2%. Clasa cea mai joasă de 0 m are de asemenea o pondere scăzută și anume 1.5%. Zona de șist se caracterizează prin predominarea clasei de 0-50 m cu 27%, urmată de clasa de 50-100 m, cu 22%, și apoi de clasa de 100-150 m, cu 17%. Clasele cu valori ridicate au ponderi mai mari ca în zona carstică și anume clasa de 250-300 m cu 5%, iar clasa peste 300 cu 1.25%. Clasa cea mai joasă de 0 m are o pondere mai mare ca în zona de carst și anume 7%. În zona carstică cele mai ridicate valori sunt localizate în partea sudică, sud-vestică unde văile se varsă în râuri mai mari precum Streiul, în partea nord-vestică nord vestică unde este o aglomerare de peșteri precum: Peștera Tecuri, Avenul Ponorul Răchițeaua, Peștera din Valea Clenji etc., dar și depresiuni carstice majore precum Poiana, dar și de-a lungul văilor. Cele mai mici valori se găsesc în zonele ce nu sunt drenate de văi și în platourile înalte. În zona de șist valorile maxime se întâlnesc de-a lungul văilor, iar cele minime în zona vârfurilor și a zonelor ce nu sunt drenate de râuri.

Puterea de eroziune a apei

Fig.21. Puterea de eroziune a apei în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

În ceea ce privește puterea de eroziune a apei în zona de șist predomină clasa sub 250, cu o pondere de 65%. Urmează apoi clasa de 250 – 500 cu o pondere de 31%, iar celelalte clase au ponderi scăzute, astfel clasa de 750 – 100 are o pondere de 0.3%, iar cea peste 1000 de 0.08 %. Zona de șist se caracterizează prin predominarea clasei de 250-500, cu o pondere din suprafața totală de 58%, fiind urmată de clasa 0-250 cu ponderea de 27%, și apoi clasa de 500-750 cu 14%. Clasele cu cele mai ridicate valori sunt cele care au și ponderea cea mai scăzute și anume clasa de 750-1000 cu 0.29%, iar cea peste 1000 de 0.002%. Geografic în zona carstică cele mai ridicate valori sunt localizate în est, nord est și nord unde sunt și formele carstice: Depresiunea Ponorici, Fundătura Ponorului, numeroase doline, intrarea în peșteri și avene, dar și în vest unde este contactul cu șist și e pantă accentuată. Valorile scăzute sunt în vârfuri și pe platouri, dar și de-a lungul principalelor văi. În zona de șist cele mai mari valori sunt pe versanți și în zonele cu declivitate mare deoarece forța erozională este mai ridicată. Cele mai mici valori sunt în zona vârfurilor dar și în văile râurilor principale.

Fig.22. Puterea de eroziune a apei în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

În zona carstică predomină clasa de 250-500 cu o pondere de 47%, fiind urmată de cea de 0-250 cu pondere de 38%, iar apoi de cea de 500-750 cu 12%. Clasele cu valori mai ridicate au ponderi scăzute și anume clasa de 750-1000 de 2.2%, iar cea de peste 1000 de 0.6%. În zona de șist predomină clasa de 250-500 cu o pondere de 49%, fiind urmată de cea de 500-750 cu 34%, iar cea sub 250 de 10%. Clasa de 750-1000 are o pondere de 6%, iar cea de peste 1000 de 0.8%. Din punct de vedere al localizării, în zona carstică Cioclovina clasele cu valori cele mai ridicate sunt în estică dar mai ales în partea nord vestică unde sunt numeroase intrări în peșteri: Peștera Tecuri, Avenul Ponorul Răchițeaua, Peștera din Valea Clenji etc., dar și depresiuni carstice majore precum Poiana, și numeroase doline și forme carstice. Valorile mici sunt specifice vârfurilor și văii râurilor principale. În zona de șist corespunzătoare zonei carstice, valorile ridicate sunt dispuse zonal în tot arealul pe versanți, și zonele cu pante ridicate. Valorile mici sunt dispuse pe vârfuri, dar și în văile principalelor râuri precum Jigoreasa.

Curbura generală

Fig.23. Curbura generală în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

În fig 23, atât în zona de carst (a) cât și în zona de șist (b), suprafețele concave sunt caracteristice văilor, suprafețele convexe vârfurilor, platourilor, și versanților iar suprafețele plane sunt foarte reduse și dispuse local în diferite puncte, deoarece arealul de studiu este unul montan. În zona carstică se observă totuși ca suprafețe concave unele forme ale reliefului carstic precum depresiunile carstice Ponorici și Fundătura Ponorului în partea nord-vestică a zonei și sunt mult mai extinse față de zona de șist. Acestea se găsesc în zona carstică și în zonele ce nu sunt drenate de văi.

Fig.24. Curbura generală în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

În fig. 24 se poate observa mult mai bine faptul că în zona de carst (a) suprafețele concave sunt mai bine dezvoltate datorită formelor carstice existente și anume: depresiuni carstice, doline etc, și aceste suprafețe sunt prezente și în zonele ce nu sunt drenate de cursuri de apă, precum în centru și nord. În zona de șist suprafețele concave sunt specifice mai ales văilor. Suprafețele convexe sunt specifice în ambele cazuri versanților, vârfurilor și suprafețelor înalte. Suprafețele plane sunt foarte reduse și dispuse în tot arealul.

Fig.25. Curbura în plan în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

Curbura în plan are în vedere panta maximă. Astfel că panta convexă ce marchează valorile pozitive exprimă o curgere divergentă, iar panta concavă ce exprimă valorile negative, o curgere convergentă. În zona carstică Cioclovina predomină suprafețele concave ce prezintă o curgere convergentă, având dimensiuni mai mari în partea nordică unde au formă regulată, circulară mai ales în zona unde e Depresiunea carstică Ponorici dar și intrarea în peșteri și numeroase doline. Suprafețele convexe sunt specifice vârfurilor și versanților. În zona de șist zonele convexe și cele concave sunt mult mai fragmentate și mai reduse ca suprafață. Zonele convexe sunt specifice vârfurilor și versanților, iar cele concave se întânesc mai ales de-a lungul văii râurilor. Suprafețele plane sunt în ambele zone aproape inexistente, doar punctual.

Fig.26. Curbura în plan în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

În zona de carst Crivadia se observă că alternanța suprafețelor concave și convexe este mult mai împărțită în partea central nordică sunt sunt forme ale reliefului carstic, dar și de-a lungul văilor. În zona de șist suprafețele convexe sunt mult mai extinse comparatv cu cele concave, acestea fin urmă întâlnindu-se mai ales de-a lungul văilor și a principalilor afluenți.

Curbura în profil (fig. 27 și fig.28) este importantă deoarece arată cum este scurgerea pe versanți. Versanții convecși se caracterizează printr-o scurgere accentuată, iar zonele concave printr-o scurgere mai lentă. În zona de carst suprafețele concave sunt mai numeroase deoarece există forme carstice, iar în zona de șist suprafețele conave sunt prezente mai ales de-a lungul râurilor. În zona carstică suprafețele concave sunt dispuse mai ales în zona nordică. În zona de șist acestea sunt de-a lungul văilor. În zonele convexe acționează o eroziune puternică, iar în cele concave depunere.

Fig.27. Curbura în profil în zona carstică Cioclovina (a) și cea din zona de șist (b)

Fig.28. Curbura în profil în zona carstică Crivadia (a) și cea din zona de șist (b)

Și în acest caz se observă că în cazul zonei de șist suprafețele concave sunt mult mai extinse și nu respectă doar linia văilor, având o pondere ridicată mai ales în partea central nordică unde se află forme carstice precum: depresiunea Poiana, intrări în peșteri, doline, lapiezuri etc, astfel în aceste zone fiind specifică acumularea. În zonele convexe, versanți, vârfuri, predomină suprafețele concave și desigur eroziunea. În zoa de șist suprafețele concave sunt situate de-a lungul văilor, iar cele convexe pe vârfuri, versanți.

Adhikari, K., Minasny, B., Greve, M. B., & Greve, M. H. (2014). Constructing a soil class map of Denmark based on the FAO legend using digital techniques. Geoderma, 101–113.

Asfaw, D., & Workineh, G. (2019). Quantitative analysis of morphometry on Ribb and Gumara watersheds: Implications for soil and water conservation. International Soil and Water Conservation Research. https://doi.org/10.1016/j.iswcr.2019.02.003

Badea, L., Buza, M., Sandu, M., & Rusenescu, C. (1987). Munții Șureanu. In Geografia României III (pp. 303–306). București: Editura Republicii Socialiste România.

Bosdoc, T. (2005). Noțiuni de carstologie. Cluj-Napoca.

Camiz, S., Poscolieri, M., & Roverato, M. (2017). Geomorphometric comparative analysis of Latin-American volcanoes. Journal of South American Earth Sciences, 76, 47–62. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2017.02.011

Carlston, C. W. (1963). Drainage density and streamflow. Raport tehnic, U.S. Geologica Survey. Washington.

Dury, G. H. (1951). Quantitative measurement of available relief and of depth of disection. Geological Magazine, 88, 339–343.

Florinsky, I. V. (2017). An illustrated introduction to general geomorphometry. Progress in Physical Geography, 41(6), 723–752. https://doi.org/10.1177/0309133317733667

Grigore, M. (1979). Reprezentarea grafică și cartografică a formelor de relief. București: Editura Academiei Române.

Gruber, S., & Peckham, S. (2009). Land-surface parameters and objects in hydrology. In T. Hengl & H. I. Reuter (Eds.), Geomorphometry: Concepts, Software, Aplications. Amsterdan: Elsevier.

Morariu, T., & Velcea, V. (1971). Principii și metode de cercetare în geografia fizică. București.

Olaya, V. (2009). Basic land-surface parameters. In T. Hengl & H. I. Reuter (Eds.), Geomorphometry: Concepts, Software, Aplications. Amsterdan: Elsevier.

Pike, R. J., Evans, I. S., & Tomislav, H. (2009). Geomorphometry: A Brief Guide.

Posea, G., Ielenicz, M., & Popescu, N. (1974). Relieful României. București: Editura Științifică.

Riley, S. J., Degloria, S. D., & Elliot, R. (1999). A terrain ruggedness index that quantifies topographic heterogeneity. Intermountain Journal of Sciences, 5, 23–27.

Roșu, A. (1973). Geografia fizică a României. București: Editura Didactică și Pedagogică.

Sencu, V. (1983). Relieful dezvoltat pe roci solubile. In Geografia României I (pp. 104–113). București: Editura Republicii Socialiste România.

Stilla, A. (1985). Geologie de la region de Hațeg-Cioclovina-Pui-Bănița (Carpathes Meridionales). Anuarul Institutului de Geologie Și Geofizică, 66, 91–163.

Tomuș, R. B. (2011). Monografia carstului din Șureanu. Deva: Editura Corvin Deva.

Trufaș, V., & Trufaș, C. (1986). Munții Șureanu. București: Sport-Turism.

Wilson, J. P., & Gallant, J. C. (2000). Terrain analysis: principles and applications. Wiley.