Studiu Fizico Geografic al Bazinului Hidrografic Mija

Diverse2

Studiu Fizico Geografic al Bazinului Hidrografic Mija

Byadmin ianuarie 1, 2024

Studiu fizico-geografic al bazinului hidrografic Mija

CUPRINS

Introducere

LOCALIZAREA ȘI DELIMITAREA ZONEI STUDIATE

SURSE DE DOCUMENTARE

STRUCTURĂ GEOLOGICĂ ȘI LITOLOGIE

RELIEFUL DIN BAZINUL MIJA

Morfografia

Morfometria

Relieful fluviatil

Relieful glaciar

Relieful periglaciar

Suprafețele de nivelare

Modelarea actuală

PARTICULARITĂȚI CLIMATICE

CARACTERISTICI HIDROGRAFICE

VEGETAȚIA ȘI FAUNA

SOLURILE

POTENȚIALUL TURISTIC ȘI VALORIFICAREA ACESTUIA

Concluzii

Bibliografie

Introducere

Studiul de fată analizează bazinul hidrografic al râului Mija Mare care s-a dezvoltat pe versantul nordic al Masivului Parâng.

Lucrarea este structurată pe nouă capitole încercând să surprindă principalele caracteristici ale unității de relief, evoluția paleogeografică și reflectarea caracteristicilor litostructurale în relief, aspecte ale morfometriei și morfografiei, tipurile genetice de relief și dinamica proceselor de modelare actuale din bazinul Mija.

La realizarea acestui studiu, am folosit pe lângă o vastă bibliografie în domeniu, materiale topografice (hărți topografice la scara 1:10000, hărți geologice, hărți pedologice), hărți digitale realizate cu ajutorul programelor ArcView 3.2.a și ArcGis 10.2, date climatice oferite de institutul de profil, aplicații și referiri din literatura de specialitate, dar și numeroase observații de teren. Accesul în zona alpină este dificil, fapt reflectat în numărul mic al lucrărilor de geomorfologie în acest sector.

Peisajul glaciar este complex, oferind circuri de tip Borăscu, praguri, roci mutonate, depresiuni de subsăpare în cuprinsul cărora s-au format lacuri glaciare (Lacul Mija).

Relieful periglaciar este prezent într-o varietate de forme (culoare de avalanșe, potcoave nivale, trene și conuri de grohotiș) și împreună cu relieful glaciar, formează un adevărat laborator de geomorfologie în aer liber.

S-a putut observa foarte usor faptul că fiind localizat într-o unitate montană, râul Mija Mare și-a creat o vale îngustă cu versanți abrupți și interfluvii puțin ascuțite.

CAPITOLUL 1. LOCALIZAREA ȘI DELIMITAREA ZONEI STUDIATE

Poziția geografică a bazinului hidrografic Mija

Mija este unul dintre afluenții principali din stânga ai Jiețului, râu care se încadrează în grupa montană Parâng-Cindrel, în partea centrală a Carpaților Meridionali. Suprafața bazinului hidrografic se desfășoară în proporție de 100% în zona carpatică, respectiv versantul nordic al Munților Parâng.

Bazinul Mija are o suprafață bazinală de 8,56 km² și curge pe direcția generală sud-nord, pe o distanță de circa 4,3 km, pe o diferență de nivel de 1411 m, între cota maximă de 2405,0 m (Vârful Cârja) și cea minimă de 994 m (la confluența cu Jiețul).

Din punct de vedere matematic, bazinul hidrografic Mija se desfășoară pe 2’ 39’’ latitudine, mai exact, între 45º21’46’’ latitudine nordică, respectiv Vârful Cârja și 45º24’25’’ latitudinea din nordul bazinului, ce corespunde celeui mai jos sector altitudinal, respectiv confluența cu Jiețul (994 m).

Longitudinal bazinul Mija se desfășoară între 23º29’24’’ longitudine estică (Vârful Parângul Mic 2073,6 m), în partea de vest și 23º32’ 01’’ longitudine estică în estul bazinului, deci pe o longitudine de doar 2’37’’.

În ceea ce privește încadrarea administrativă, bazinul Mija se desfășoară în proporție de 100% în limitele județului Hunedoara, în unitatea administrativ-teritorială Petrila.

Limitele bazinului hidrografic Mija

Limitele bazinului hidrografic Mija sunt reprezentate prin cumpenele de ape cu bazinele vecine: bazinul hidrografic al Jietului în vest și nord (acesta reprezentând colectorul principal), bazinul hidrografic al Mijei Mici, în nord-est și bazinul Slivei, în sud-est.

Procesele care au avut loc de-a lungul timpului, în special cele de eroziune regresivă manifestată de afluenții râului studiat, dar și de cei ai râurilor vecine, au determinat limitele actuale ale bazinului.

Limitele vestică și estică a bazinului sunt orientate în ca mai mare parte pe direcția sud-nord, altitudinile acestora scăzând în conformitate cu înclinarea generală a reliefului din cadrul bazinului.

Capitolul 2. SURSE DE DOCUMENTARE

În elaborarea actualei lucrări de licență s-a avut în vedere îmbinarea unor principii și metode de analiză diverse, clasice și moderne, care au fost adaptate în raport cu specificul cercetării. Problematica dezbătută în cadrul acestei lucrări este rezultatul unei cercetări amănunțite în cadrul mai multor etape.

În primă fază, s-a colectat o bibliografie consistentă legată de studiul în cauză și s-a realizat un studiu de teren pentru cunoașterea în detaliu a zonei studiate. Lucrarea abordează un sector din aria montană a Carpaților Românești în care gradul de accesibilitate este relativ facil. S-au făcut observații detaliate în zona culmilor și a circurilor glaciare, dar și asupra arealelor de limită superioare urmărindu-se în general, substratul litologic și edafic, condițiile geomorfologice, topoclimatul, etc.

O altă etapă a fost reprezentată de culegerea numeroaselor date foarte importante, necesare în analiza GIS, în realizarea numeroaselor planșe, grafice, diagrame. Pentru studiul reliefului s-au vectorizat curbele de nivel principale și secundare corespunzătoare arealului studiat (8,56 km²) de pe hărțile topografice (scara 1:10000). Tot de pe hărțile topografice s-au extras și cotele și vârfurile altimetrice, circurile și văile glaciare, suprafețele de nivelare, rețeaua hidrografică permanentă și temporară, lacurile, etc. În același timp s-a confruntat situația cu cea existentă în realitate în ceea ce privește formele și procesele periglaciare, de modelare fluvială, a potecilor turistice etc. Pentru studiul geologic al bazinului au fost analizate o serie de hărți (scara 1:50000) și profile geologice preluate de la Institutul de Geologie, București.

În vederea realizării studiului climatic, lipsa observațiilor meteorologice din bazinul studiat, cauzate de faptul că nu există nici o stație meteo, au necesitat analiza unor date preluate de la cea mai apropiată stație, Parâng situată la o altitudine de 1585 m.

Pentru distribuția solurilor în cadrul bazinului hidrografic Mija, de mare folos au fost hărțile pedologice (scara 1:200000) puse la dispoziție de Institutul de Pedologie, București. Foarte utile pentru trasarea etajelor de vegetație din baznul studiat au fost imaginile satelitare, fotografiile și observațiile de teren.

În privința distribuției limitei superioare actuale a pădurii, de mare ajutor au fost datele puse la dispoziție de către ICAS, în principal în stabilirea proporției pe care o dețin speciile de limită, a consistenței vegetației, apoi numeroasele observații de teren.

CAPITOLUL 3. STRUCTURĂ GEOLOGICĂ ȘI LITOLOGIE

3.1. Litologia și teconica

3.1.1. Elemente de litologie în sectorul bazinului Mija

Munții Parâng prezintă o structură petrografică complexă, acest areal cuprinzând, în cea mai mare parte formațiuni ale cristalinului danubian în compoziția căruia deosebim roci granitoide, șisturi cristaline care aparțin celor două serii Lanici – Păiuș și Drăgșan. Cristalinul Autohton, cunoscut și sub numele de Cristalinul Parângului, este evidențiat pe toată suprafața acestor munți și apare ca o semifereastră imensă în sud-vestul Carpaților Meridionali. Pânza Getică se extinde pe suprafețe mici în Parâng și se prezintă sub formă de petice.

Pânza Getică este alcătuită dintr-un fundament cristalin și un înveliș sedimentar mezozoic. În alcătuirea învelișului sedimentar intră gresii conglomeratice (cretacic superior), calcare albe, cenușii, dar și marne roșietice. Fundamentul cristalin este format în cea mai mare parte din paragnaise micacee, cuarțoase, biotitice, din micașisturi biotitice cu granați, din șisturi cuarțitice, din calcare și dolomite cristaline, din serpentinite, pegmatite etc.

Sectorul aferent bazinului hidrografic al râului Mija este ocupat, în cea mai mare parte, de formațiunile din Autohtonul Danubian. (fig. 2.1). Râul Mija izvorăște de pe clina nordică a Munților Parâng din magmatitele precambriene în facies gnaisic. Aceste roci sunt prezente pe arii restranse în cadrul bazinului studiat.

Granitoidele gnaisice au în compoziție atât granite potasice, cât și granodiorite și diorite cuarțifere cu textură gnaisică. Ca urmare a proceselor mecanice, mineralele sunt zdrobite și deformate, textura gnaisică fiind reprezentată de granite milonitice recristalizate.

Mija Mare, dar și alți afluenții mai mici (Pârâul Oilor, Pârâul Iute, Zăvoaiele) traversează două benzi principale. Prima, localizată în jumătatea sud-vestică a bazinului hidrografic, orintată pe direcția nord vest-sud est, este formată dintr-un complex amfibolitic alcătuit din diferite tipuri de gnaise care amintesc de metadiorite, amfibolite, horublendite, șisturi actinolitice cu tucmolit și filoane granodioritice ale masivului, de granitoide, gnaise amfibolite și apartine seriei de Drăgșan de vârstă precambriană. În aureola rocilor granitoide s-au dezvoltat roci de contact și migmatite. Cea de-a doua, orientată nord est- sud vest ocupă peste 60% din suprafața bazinului și este alcătuită dintr-un complex sericito-cloritos care apare sub forma unor intercalații sau solzi, aparținând tot seriei de Drăgșan. Acest complex este alcătuit din diferite tipuri de șisturi provenite din metamorfismul unui material mixt, tufic sau al unui material tufaceu sau detritic, ceea ce determină o mare varietate a acestor șisturi cristaline din complexul sericito-cloritos. Cele mai întâlnite roci sunt: șisturile sericito-cloritoase, șisturi sericitice, șisturi cloritoase, șisturi cloritoase cu epidot, actinot, și albit, calcare cristaline și șisturi cuarțitice cu clorit sau sericit. Acestea sunt alcătuite în principal din: clorit, sericit, actinot, epidot, cuarț, calcit, oxizi și hidroxizi de fier, apatit, granați etc.

De asemenea, în extremitatea nordică a bazinului mai există doua fâșii foarte înguste formate din amfibolite, respectiv metatufuri bazice.

Seria de Drăgșan se dezvoltă la sudul liniei de șariaj și corespunde zonei de maximă altitudine a Parângului.

În cadrul seriei de Drăgșan șisturile cristaline sunt foarte răspândite în bazinul hidrografic studiat fiind reprezentate prin orizontul inferior amfibolitic, dar și prin cel superior sericito-cloritos.

3.1.2. Particularități tectonice și implicații structurale în configurația orografică a bazinului Mija

Activitatea tectonică din precambrian a afectat în cea mai mare parte cristalinul getic, dar și pe cel danubian din Munții Parâng. În paleozoicul inferior (orogeneza caledoniană) au fost puse în loc masive de roci granitoide, iar în fazele postcaledoniene a fost îndepărtat o parte din cristalinul situat deasupra acestora.

Ulterior, structura geologică a Masivului Parâng a rezultat ca urmare a două sisteme majore de cutare. Mișcările hercinice (carbonifer-permian) au dus la cutarea fundamentului cristalino-granitic al Autohtonului Danubian. Șisturile cristaline din cadrul seriei de Drăgșan ce aparține Autohtonului Danubian, prezente pe versantul nordic al Parângului, au fost cutate și metamorfozate în timpul acestor dislocații.

Ulterior miscărilor hercinice, fndamentul Autohtonului Danubian a fost mai puțin antrenat, iar cea de-a doua categorie de dislocații a dus la modificarea cuverturii sedimentare în cadrul șariajului getic. Sedimentarul autohton a suferit încrețiri intense generate de presiunile exercitate de masa cristalinului getic.În cretacicul mediu și cretacicul superior cristalinul getic a înaintat sub forma unei pânze de șariaj peste cristalinul danubian (Codarcea Al., 1940). Cristalinul Autohtonului Danubian este alcătuit din două unități principale cu structură anticlinală: compartimentul nordic ce se compune din seria de Drăgșan străbătută de granitoidele de Parâng și compartimentul sudic, constituit din șisturi cristaline de Lainici-Păiuș, acestea fiind despărțite de o puternică dislocație (Pavelescu L.,1964).

Totalitatul getic a înaintat sub forma unei pânze de șariaj peste cristalinul danubian (Codarcea Al., 1940). Cristalinul Autohtonului Danubian este alcătuit din două unități principale cu structură anticlinală: compartimentul nordic ce se compune din seria de Drăgșan străbătută de granitoidele de Parâng și compartimentul sudic, constituit din șisturi cristaline de Lainici-Păiuș, acestea fiind despărțite de o puternică dislocație (Pavelescu L.,1964).

Totalitatea fazelor orogenetice care s-au succedat au determinat tectonica internă a cristalinului danubian. Cutele au în general direcție SV-NE fiind dispuse uneori sub formă de arce de cerc cu concavitatea spre sud.

Tectonica terțiară, cu caracter epirogenetic, a fost caracterizată de succesiunea fazelor cu transgresiuni de intensitate diferită. În faza savică, stirică, attică liniile de falie de la contactul celor două serii de șisturi cristaline au fost reluate, compartimentul nordic înălțându-se spre deosebire de cel sudic, care nu suferă astfel de înălțări, iar în faza valahă are loc înălțarea întregului bloc carpatic.

3.2. Evoluția paleogeografică a Masivului Parâng

Munții Parâng prezintă o evoluție morfologică de lungă durată și cu un grad mare de complexitate. Aspectul de astăzi al Munților Parâng a rezultat în urma evoluției geosinclinalului carpatic care a suferit numeroase modificări ca urmare a alternanței fazelor orogenetice cu cele epirogenetice sau cu cele de calm tectonic.

Unitatea montană este puternic fragmentată și nivelată de agenții externi în timpul fazelor continentale când predomină gliptogeneza, iar cuvertura sedimentară se formează în timpul fazelor marine. În orogeneza alpină, la sfârșitul cretacicului Pânza Getică a ieșit la suprafață și a alunecat peste Autohtonul Danubian, ceea ce a condus la consolidarea acestora și totodată la desăvârșirea șariajului carpatic. Astfel, începe o etapă nouă de modelare a reliefului actual, relieful creat anterior acestor evenimente de la sfârșitul cretacicului capătă un caracter fosil.

Lipsa vegetației, dar și un climat semiarid au favorizat procesele de descompunere chimică, dar și pe cele morfogenetice (dezagregarea fizică, șiroirea, deflația) care au dus la formarea suprafețelor de modelare post-caledoniene. În etapa post-hercinică modelarea se realizează într-un climat subtropical și în prezența vegetației (Urdea, 2000).

Odată cu ridicarea Carpaților Meridionali i-a nastere avanfosa Depresiunii Getice între aceștia și platforma getică. Astfel, zona carpatică suferă o fază gliptogenetică, iar denudarea devine tot mai activă pe masură ce catena muntoasă se ridică, iar Depresiunea Getică este afectată de o fază litogenetică. Pe măsură ce Carpații Meridionali se ridică râurile înaintează spre nord și se adâncesc. În momentul în care procesul de ridicare s-a diminuat sau chiar a încetat s-au format cele trei suprafețe de nivelare, Borăscu, Râu-Șes și Gornovița, care se observă și astăzi în zona montană. Aceste platforme au fost fragmentate în epocile de intensificare a ridicării când eroziunea verticală a dus la adâncirea talvegului râurilor și la creșterea volumului de material dislocat și transportat în avanfosă.

CAPITOLUL 4. RELIEFUL DIN BAZINUL HIDROGRAFIC MIJA

4.1. Morfografia

Morfografia este caracteristică prin existența particularităților esențiale ce diferențiază net zona înaltă, centrală și zona joasă, dar și sistemul interfluviilor de cel al văilor. Complexitatea morfografică a zonei înalte rezultă din asocierea în spațiu a principalelor tipuri de interfluvii, separate și delimitate de văi și circuri glaciare (Urdea, 2000). Asocierea vârfurilor piramidale și ascuțite, a interfluviilor de tipul crestelor cu interfluviile rotunjite sau plate, corespunzătoare suprafețelor de nivelare, este caracteristica morfografică în măsură să sugereze existența unor suprafețe și tipuri de forme de relief de diferite vârste, dar și modelarea acestora de agenți în condiții morfogenetice deosebite.

Caracteristica morfografică esențială a văilor și circurilor glaciare din bazinul Mija este dată de profilul lor transversal în formă de U, abrupturile de delimitare menținându-se pană în zilele noastre datorită proceselor periglaciare. În partea inferioară aceste abrupturi dispar, locul lor fiind luat de suprafețe de relief de racord, alcătuite din conuri de grohotiș, trene și taluzuri.

4.2. Morfometria

Morfometria poate evidenția anumite aspecte specifice generate de rezultanta în timp a conlucrării factorilor morfogenetici în condițiile caracteristice în bazinul studiat. Pentru a putea reprezenta și interpreta anumite caracteristici morfometrice în bazinul Mija s-au folosit programele ArcGis 10.2, ArcView 3.2a și Microsoft Excel. Materialul prima a fost extras de pe hărțile topografice 1:10000 și observații din teren. Clasele de valori ale indicilor morfometrici au fost alese în funcție de caracteristicile morfometrice ce se doresc a fi puse în evidență.

Hărțile morfometrice care au fost realizate prin utilizarea unor indici numerici sau cantitativi ai reliefului ajută la formularea unor aprecieri cu privire la raportul altimetric dintre treptele morfologice, gruparea acestora, evidențierea sectoarelor cu cele mai favorabile condiții de pantă și energie de relief pentru declanșarea proceselor actuale, stadiul în care se prezintă relieful privit din punct de vedere al gradului de fragmentare orizontală și verticală a formelor de relief (Grigore M., 1979, p 102).

4.2.1. Hipsometria

Harta hipsometrică poate să ne redea aspecte cu privire la dispoziția spațială a principalelor trepte altitudinale.

Dispoziția etajată a reliefului bazinului hidrografic Mija este evidențiată pe harta hipsometrică (Fig. 4.1) unde se disting opt clase de valori hipsometrice cuprinse între altitudinea minimă a bazinului, 994 m (confluența cu Jiețul) și altitudinea maximă, 2405 m (Vârful Cârja).

Din analiza diagramei circulare cu privire la procentul de reprezentare în cadrul bazinului studiat (Fig.4….) rezultă că cea mai mare pondere din suprafața întregului bazin (8,56 km²) o dețin treptele hipsometrice cuprinse între 1400 și 2200 m (circa 76.05%), în timp ce altitudinilor mai mari de 2200 m le revine circa 7,05%, iar celor mai mici de 1400, aproximativ 16,9%. Extremitatea nordică a bazinului Mija, ce se încadrează munților înalți, o suprafață de aproximativ 217 ha, are altitudini de peste 2000 m și reprezintă 25,35% din suprafața bazinului. Ultima treaptă hipsometică, peste 2200 m, corespunde celor mai mari altitudini din bazin Scurtu (2203 m), Cârja (2405 m), Mija III (2372,5 m), Mija II (2368 m), Mija I (2328,2 m), în jurul ultimelor trei vârfuri menționate identificându-se suprafața de eroziune Borăscu.

În concluzie din suprafața bazinului Mija de 8,56 km², cea mai mare pondere o deține treapta hipsometrică de 1600-1800 m, circa 20,1% (1,72 km²).

4.2.2. Densitatea fragmentării reliefului

Densitatea fragmentării reliefului reprezintă un indice cu rol în determinarea fizionomiei reliefului și factor care condiționează dinamica și frecvența proceselor de modelare. Evoluția rețelei hidrografice, diferențierile litologico-structurale, dar și factorul antropic sunt reflectate în mare măsură de valorile densității fragmentării. Acest indicator exprimă raportul dintre lungimea totală a rețelei hidrografice de pe un teritoriu și suprafața acestuia.

Valorile acestui indice reflectă gradul de fragmentare a reliefului și oferă posibilitatea de a aprecia resursele de apă dintr-un areal, dar permite totodată, determinarea zonelor de concentrare a scurgerii. Cu cât densitatea rețelei hidrografice este mai mare, cu atât arealul respectiv beneficiază de resurse de apă mai bogate.

Pentru determinarea densității fragmentării reliefului în bazinul râului Mija Mare s-a utilizat rețeaua hidrografică cartată de pe harta topografică cu scara 1:10000, folosind metoda cartogramelor. Astfel, s-au determinat cinci intervale de valori ale densității fragmentării reliefului cuprinse între 0 km/km² (pe suprafețele interfluviilor) și 4,65 km/km² (în partea cental-vestică a bazinului, justificată de configurația particulară și de trăsăturile rețelei hidrografice).

Valorile minime de sub 1 km/km² se găsesc în exclusivitate în extremitatea sudică a bazinului, cu o pondere de 5,11% datorită lipsei aproape totale de afluenți ai râului Mija Mare în această zonă.

Cele mai mari valori, peste 4 km/km² corespund în general zonelor de confluență și arealelor cu omogenitate petrografică mare. Valorile cuprinse între 3-4 km/km² cu o pondere 21,90% se întâlnesc în special în zona de confluență a râului Mija Mare cu Jiețul, dar și în partea centrală a bazinului datorită numărului mare de afluenți pe care râul îi primește în acest sector.

În extremitățile estică și vestică ale bazinului Mija, în zona vârfurilor Mija I și Parângu Mic, valorile densității fragmentării sunt cuprinse între 1-2 km/km² și ocupă aproximativ 29,90% din suprafața bazinului.

În concluzie în bazinul Mija valorile diverse înregistrate pentru indicele densității fragmentării reliefului (0-4,65 km/km²) se justifică prin particularitățile morfogenetice ale fiecărei subunități, fie că este vorba de suprafețe de nivelare, circuri glaciare, arii depresionare sau zone cu roci friabile.

4.2.3. Adâncimea fragmentării reliefului

Adâncimea fragmentării reliefului sau energia de relief arată relația directă între rețeaua de drenaj, tipul de litologie, tectonică și stadiul de evoluție al regiunii, reflectă gradul de adâncire al văilor în funcție de nivelul de bază local.

Harta energiei de relief a fost realizată cu ajutorul programului ArcView 3.2.a, pe baza hărților topografice, fiind obținute 6 clase de valori. Această hartă evidențiază gradul de adâncire al rețelei de văi din care putem deduce stadiul și modul de evoluție al acesteia (intensitatea eroziunii, comportamentul rocilor la eroziunea fluviatilă, gradul de adaptare al văilor la structură etc.).

Cele mai mari valori ale adâncimii fragmentării reliefului, peste 700 m, caracterizează un număr de areale restrânse care se găsesc în extremitatea vestică a bazinului Mija, sub vârful Parângu Mic.Valorile minime cuprinse între 200 si 300 m dețin o pondere de 7,30% în cadrul bazinului și se remarcă în zona crcului glaciar Mija Mare Vest.

Intervalul de adâncime a fragmentării de 300-400 m deține o pondere de 19,72% din suprafața bazinului și este specific zonei de confluență a râului Mija cu Jiețul și zonei vârfurilor Cârja și Mija I.

Cel mai extins interval de adâncime a fragmentării reliefului este de 400-500 m (36,50%) fiind caracteristic jumătății nordice bazinului unde adâncirea rețelei s-a produs pe structură cristalină.

Analiza configurației intervalelor de adâncime a fragmentării și structura lor procentuală arată existența unor trepte genetice ale reliefului în bazinul Mija cum ar fi martori de eroziune, culoar montan, zone depresionare și culoare de vale.

4.2.4. Declivitatea

Panta reprezintă un element de analiză a reliefului fiind un parametru morfometric foarte important. Înclinarea versanților reflectă constituția geologică, structura, stadiile de evoluție, dar și caracterul modelării trecute și actuale.

Pantele determină cantitatea de radiație solară primită, fiind totodată și un element declanșator al proceselor geomorfologice, determinând eroziunea hidrică. Influențează formarea solului și continuitatea învelișului de sol, posibilitatea de dezvoltare și modul de distribuție al vegetației și modul de folosire al terenurilor de către om.

Relieful bazinului Mija se caracterizează printr-o complexitate geologică și morfologică, de aici rezultând și o complexitate a pantelor, atât din punct de vedere genetic, cât și valoric. Pentru întocmirea hărții pantelor, am folosit harta topografică la scara 1:10000, utilizând șase clase de valori: 0-10º; 10-20º; 20-30º; 30-40º; 40-50º; peste 50º. În urma utilizării acestor clase de valori au fost puse în evidență anumite aspecte morfologice precum sprafețe de nivelare, podelele circurilor glaciare, sectoare de depresiuni și lunci.

Pantele cu valorile cele mai reduse, sub 10º, caracterizează interfluviile și podelele circurilor glaciare, dar sunt prezente și în extremitatea estică și vestică a bazinului, pe culmile principale. Pereții circurilor glaciare prezintă pante abrupte cu valori de 40-50º.

În urma analizei Figurii 4…. se observă că ponderea cea mai mare o reprezintă intervalul de pantă cu valori de 20-30º, circa …..%.

4.3. Relieful fluviatil

Relieful fluviatil reprezintă acel tip de relief rezultat ca urmare a acțiunii apelor. Două din cele trei procese prin care acționează, eroziunea și acumularea, au dus la crearea unor forme de relief negative și pozitive, iar cel de-al treilea, transportul are un rol important în evacuarea materialelor rezultate prin eroziune sau a celor produse prin alte procese și ajunse în albia râurilor.

Mija Mare și afluenții săi au cunoscut o evoluție complexă și îndelungată care a fost marcată de captări și antecedente într-o regiune supusă de-a lungul timpului unor mișcări orogenetice și epirogenetice importante.

Terasele reprezintă caracteristica morfogenetică principală a cuaternarului alături de relieful glaciar și periglaciar, care se regăsește în relieful actual. Datorită faptului ca bazinul Mija este localizat într-o zonă montană, terasele sunt mai puțin evidente ca nivele și au în cea mai mare parte aspect de umeri ce se înscriu pe văile principale.Principalul sector dominat de terase se întâlnește aval de confluența râului Mija cu Pârâul Oilor. Formarea acestora s-a produs în pleistocen în timpul fazelor de topire a ghețarilor.

În zona montană aferentă bazinului studiat, Mija mar a format aproximativ doua trepte de terasă. Nivelele de terasă întâlnite aici sunt: 1-4 m, 4-8 m. Structural, acestea s-au format pe substrat litologic dur (amfibolite, paragnaise, gnaise, micașisturi) și mai puțin dur, depozite miocene.

Luncile reprezintă cea mai coborâtă treaptă de relief și cea mai nouă ca vârstă, dezvoltată în lungul văilor. Uneori acestea se disting printr-o treaptă joasă și îngustă situată în imediata apropiere a albiei minore și o altă treaptă mult mai largă conturată clar la altitudinea de 2-4 m deasupra talvegului.

Evoluția luncilor privind aspectul, extinderea și structura este influențată în mod direct de petrografia rocilor, de dinamica râurilor, de variațiile bio-climatice, eustatice și neotectonice. Valea Mijei Mari parcurge o singură unitate morfostructurală, cea montană, motiv pentru care desfășurarea și fizionomia luncilor prezintă trăsături asemănătoare.

În această unitate montană sunt specifice sectoare de luncă îngustă, cu dezvoltare sporadică, monolaterale, cu lățimi reduse, de câțiva zeci de metri. Acestea sunt localizate în general, la confluența cu afluenți importanți ai râului Mija Mare (Pârâul Oilor, Pârâul Iute, Zăvoaiele).

4.4. Relieful glaciar

4.4.1. Considerații generale asupra sistemului glaciar din Munții Parâng

Munții Parâng reprezintă un spațiu montan cu o mare complexitate, extensiune și expresivitate a reliefului glaciar. Primele studii amănunțite asupra galciațiunii din Parâng au fost efectuate la sfârșitul secolului al XIX-lea și începutul secolului al XX-lea de către Em. de Martonne care a reușit să carteze circurile Găuri și Câlcescu la scară 1:10000. Problematica glaciațiunii din această arie montană a fost dezbătută și de alți autori în foarte multe studii de teren și lucrări științifice, dintre care amintim pe cele întocmite de P. Lehmann (1885), Gh. Munteanu-Murgoci (1898), L. Mrazec (1898), Z. Schréter (1908), M. Grozescu (1920), P. Liștevianu (1942), Silvia Iancu (1958, 1961, 1963, 1970, 1972) și F. Vuia (1999, 2002, 2003), P. Urdea, F. Vuia (2000).

Em. de Martonne a reușit să aducă principalele dovezi ale prezenței reliefului glaciar în Munții Parâng reprezentat prin roci mutonate, suprafețe șlefuite de ghețari, morene, terase fluvio-glaciare, depresiuni de subsăpare și lacuri glaciare.

Lehmann a observat încă din 1885 o asimetrie glaciară în ceea ce privește larga răspândire a circurilor glaciare pe versantul nordic în comparație cu versantul sudic pe care aceste circuri sunt slab dezvoltate. Circurile glaciare caracteristice bazinelor hidrografice de pe versantul nordic sunt dezvoltate pe mai multe nivele în timp ce pe versantul sudic sunt mici și simple.

În cadrul Munților Parâng se diferențiază circuri glaciare care ating suprafețe foarte mari 1,2 km² (Sliveiu Mare), 1 km² (Gemănarea), dar și circuri incipiente glacio-nivale cu suprafețe mici, cum sunt cele de pe versantul nord-estic al culmii Parângu Mic-Scurtu (Vuia, 2002).

În ceea ce privește principalele faze care au afectat aria Carpaților, acestea sunt Riss și Wurm. În perioada de maximă extensiune a fazei glaciare Riss, relieful montan din Carpați a fost modelat până la altitudini de 1300-1400 m de către ghețarii de vale care au depus un brâu de morene (în special pe versantul nordic al Parângului) degradate astăzi datorită eroziunii post-glaciare la care au fost supuse. În cea de-a doua fază glaciară, Wurm, regimul termic mai coborât, dar și un grad de ariditate mai mare, au determinat limitarea domeniului glaciar la crestele și platourile situate la peste 2000 m. Ghețarii de vale au coborât totuși până la altitudini de 1300 m, dovadă fiind morenele frontale întâlnite astăzi în special, în bazinul Jiețului care aduc argumente utile în analiza cronologică a activității glaciare.

4.4.2. Formele de eroziune glaciară

Circurile glaciare sunt definite ca „ excavațiuni deschise în aval, dar închise în amonte de o creastă a unui versant abrupt, care este arcuită în plan în jurul unei podele cu pantă mică. Circul este glaciar dacă podeaua a fost afectată de eroziune glaciară, în timp ce peretele din spate a evoluat subaerian, iar drenajul a fost localizat suficient de aproape de creasta peretelui din spate, astfel încât gheața ce forma circul să nu fi curs spre exterior. În general panta pereteluidin spate depășește 35º, iar podeaua circului are valori mai mici de 20º “ (Evans, Cox, 1974).

Acestea sunt cunoscute sub diferite denumiri populare căldări, zănoage și prezintă diferite forme de la cele semicirculare sau semieliptice, la cele alungite. În bazinul Mija Mare circul Mija Mare Est are o formă aproximativ circulară, iar cel de-al doilea circ, Mija Mare Vest, prezintă o formă alungită.

În cadrul Munților Parâng, circurile Mija Mare Est și cel al Lacului Înghețat fac parte din categoria circurilor cu podele și pereți bine individualizați. Pe versantul nordic se diferențiază după criteriul formei în plan complexe de circuri glaciare.

Circurile glacio-nivale reprezintă acele forme care nu au fost create de ghețarii propriu-zisi ci de acțiunea proceselor nivale care au dus la acumulări de zăpadă și firn. În general prezintă forme semicircular, rar alungite și se întâlnesc în locurile în care zăpada acumulată nu putea fi transformată în ghețari, de regulă la limita zăpezilor permanente sau în zonele în care relieful nu permite acumulări mari de zăpadă datorită pantei accentuate, altitudinii reduse sau expoziției versanților.

În bazinul Mija Mare aceste circuri sunt dezvoltate sub interfluvii și la obârșile râurilor.

Văile glaciare, cunoscute și sub numele de troguri, reprezintă unele dintre cele mai spectaculoase și representative forme ale morfogenezei glaciare care s-au format în urma acțiunii exercitată de gheață asupra fostelor văi glaciare.

În Munții Parâng sunt prezente în special pe latura nordică și estică a masivului, dezvoltarea redusă a acestora pe versantul sudic fiind explicată prin condițiile topoclimatice nefavorabile și elementele fluviatile precuaternare mai puțin dezvoltate decât pe versantul nordic sau estic. Văile glaciare din Parâng, cu un profil transversal în formă de U, sunt sculptate în granite ceea ce favorizează formarea și menținerea versanților abrupți. Pereții văilor glaciare se păstrează abrupți, având aspect apropiate de cele inițiale, iar baza este de cele mai multe ori îngropată în grohotiș.

Văile glaciare din cadrul bazinului Mija Mare au la obârșie unul sau mai multe circuri glaciare.

Vârfurile și crestele alpine nu sunt o creație pur glaciară deși sunt reprezentative pentru acest tip de relief, apariția lor fiind legată de existența unui relief preglaciar disecat de o rețea densă de văi și bazine torențiale care au favorizat instalarea ghețarilor și au permis o retragere a pereților circurilor și văilor glaciare.

Vârfurile de tip horn și crestele glacare au fost modelate de procesele crio-nivale datorită faptului că ele se ridică mult deasupra abrupturilor ce mărginesc circurile și văile glaciare. Ele au căpătat aspectul de vârfuri ascuțite și creste zimțate cu ace și colți în urma manifestării proceselor periglaciare.

Șeile de transfluență glaciară sunt reprezentative circurilor glaciare învecinate care se apropie din lateral sau din direcții opuse. Deși prezintă în general flancuri abrupte, în urma modelării periglaciare avansate, spatele acestor șei capătă un aspect rotunjit de gheața care trece dintr-un circ în altul.

Forme de eroziune secundare

Depresiunile de subsăpare glaciară reprezintă excavații în podeaua circurilor glaciare care s-au format datorită proceselor de eroziune a maselor de gheață în timpul mișcării de tip rotațional. Forma acestor depresiuni ,dar și dimensiunile sunt influențate de condițiile structural-litologice. Cele mai multe dintre aceste depresiuni de subsăpare din Munții Parâng create de ghețari au fost colmatate, dar există și situații în care sunt ocupate cu lacuri așa cum este cazul Lacului Mija situat la o altitudine de 1975 m.

Pragurile glaciare barează cuvetele de subsăpare (Mija) și sunt în general mutonate. Aceste denivelări au altitudini variate putând ajunge chiar la peste 100 m și au fost modelate în funcție de masa ghețarilor.

Rocile mutonate (berbecii glaciari) sunt încadrate în categoria elementelor de mezomorfologie glaciară având un aspect rotunjit datorat abraziunii glaciare (rabotaj glaciar). Au în general un contur alungit, o pantă lină spre amonte și una abruptă spre aval și deseori o suprafață scrijelită de striurile glaciare care constituie dovada ce sprijină extensiunea și existența manifestării glaciației într-o regiune anume.

Acești berbeci glaciari sunt foarte bine conservați în cadrul circurilor glaciare din bazinul Mija Mare sau pe acele suprafețe care a fost acoperite cu ghețari mici de platou.

4.4.3. Forme de acumulare glaciară

Formele de acumulare glaciară au un rol deosebit în reconstituirea fazelor glaciare și a extensiunii ghețarilor. În literatura de specialitate, geomorfologii utilizează termenul de morenă pentru aceste acumulări de depozite glaciare care prezintă un aspect independent al suprafeței (Urdea, 2000).

Aceste forme de acumulare glaciară sunt bine reprezentate pe versantul nordic al Masivului Parâng, deși o parte din ele se presupune că au fost îndepărtate de eroziunea postglaciară. Identificarea lor este foarte mult îngreunată de acoperirea cu pădure și jnepeniș sau de modificarea topografiei lor datorită parazitării conurilor de grohotiș și potcoavelor nivale prin includerea lor în cadrul unor ghețari de pietre, dar și prin procesele erozionale postglaciare.

Morenele laterale sunt constituite din elemente provenite de pe pereții vailor sau circurilor glaciare în urma producerii avalanșelor sau prin cădere liberă și sunt încorporate în totalitate în masa ghețarului.

Morenele laterale vechi se disting de cele noi prin faptul că deși au un grad de păstrare redus, au un volum mult mai mare deoarece au fost puse în loc de către ghețari de dimensiuni mari. Morenele laterale tinere sunt păstrate mult mai bine și au un volum mic, materialul constituent prezentând o fasonare glaciară incipientă. Morenele laterale apar pe văile glaciare mai largi, fapt confirmat prin prezența unor morene laterale bine conservate în cadrul circurilor glaciare din bazinul Mija.

Morenele frontale s-au format prin acumularea depozitelor constituente odată cu avansarea ghețarului și permit totodată descifrarea evoluției ghețarilor și a extensiunii acestora. După retragerea ghețarului acestea își păstrează cu greu forma de potcoavă, partea arcuită fiind secționată datorită eroziunii apelor curgătoare. Culoarea are un rol important deoarece prin intermediul ei putem exprima vechimea acestora și gradul de alterare, în etajul inferior predominând culoarea galben-roșcată, iar la celelalte etaje, cenușiul.

Pe valea râului Mija Mare morenele frontale sunt alcătuite din 2-3 valuri arcuite, distanțate între ele, care se desfășoară pe distanțe mari de sute de metri.

Morenele de fund sunt bine reprezentate în complexul glaciar Mija unde apar sub forma unor valuri cu înălțimi diferite, alcătuite din blocuri formate din șisturi cristaline și amfibolite. Acumularea acestora în urma topirii gheții a fost favorizată de pantele reduse ale circurilor glaciare.

4.4.4. Particularități ale circurilor glaciare din bazinul Mija

Având bazinul superior dezvoltat pe fațada nord-vestică a Munților Parâng, râul Jieț prezintă în zona de obârșie un relief glaciar foarte bine dezvoltat. Din analiza bazată pe observațiile de teren, pe studiul hărților topografice (scara 1:25000), pe cel al materialelor fotografice putem deduce anumite aspecte cu privire la morfometria și morfografia circurilor glaciare.

Primele informații despre aceste circuri glaciare au apărut în literatura de specialitate la sfârșitul secolului al XIX-lea și începutul secolului al XX-lea (Lehmann, 1885; Em. De Martonne, 1899, 1900, 1901, 1906, 1907; Schreter, 1908). Mai tarziu, în intervalul 1950-1970, au apărut numeroase lucrări în care sunt descrise în detaliu aceste forme ale reliefului glaciar.

Analiza morfometrică și morfografică a circurilor glaciare Mija Mare Est și Mija Mare Vest

Variabilele morfometrice folosite în vederea realizării acestui studiu sunt preluate din literatura de specialitate (Evans, Cox, 1974, 1987; Urdea, 2000; Toma, 2001; Vuia, 2002).

În bazinul superior al Jiețului au fost descoperite 15 circuri glaciare care sunt analizate din punct de vedere al morfometriei pe baza calculării și interpretării mai multor variabile: orientare, expoziție, suprafață, perimetru, volum, altitudine medie, etc. Dezvoltarea bazinului superior al Jiețului pe fațada nord-vestică a culmii înalte a Parângului a determinat instalarea ghețarilor în Pleistocen, acest fapt fiind observat încă din anul 1899 de către Em. De Martonne.

În extremitatea nord-vestică a bazinului superior al Jiețului se desfășoară bazinul hidrografic Mija, în cadrul căruia se disting două circuri glaciare importante: Mija Mare Est și Mija Mare Vest, rocile în care morfostructura acestora s-a dezvoltat fiind de tipul amfibolitelor și gnaiselor amfibolice din seria de Drăgșan.

Mija Mare Est, cu expoziție NNV, intră în categoria circurilor glaciare care se află la cele mai mari altitudini (2200 m), cu un volum de 0,24 km³, fiind modelat de ghețarii de circ mai mici, cantonați în nișele versanților văilor sau în circurile glaciare mari. Podeaua acestui circ are o suprafață redusă (0,086 km²) și o pantă domoală, denivelarea maximă a podelei fiind de 80 m. Întâlnim astfel, în cuprinsul podelei depresiuni de subsăpare glaciară ocupate astăzi de lacuri (Lacul Mija). Tot în circul glaciar Mija Mare Est, la baza peretelui, în zona de racord cu podeaua se întâlnesc imense conuri și trene de grohotiș, active și în prezent.

De asemenea, coeficientul de alungire este un parametru morfografic foarte important care exprimă raportul dintre lățimea circului si lungimea axei mediane (Evans 1974). Valoarea 1 este caracteristică formelor circulare, în timp ce valorile subunitare sunt reprezentative pentru formele alungite, iar cele supraunitare pe cele puternic lățite .

Circul Mija Mare Est este foarte apropiat de forma circulară (1,023). Având acest coeficient apropiat de valoarea 1 este bine adâncit în versanți, ieșirea din circ făcându-se de cele mai multe ori în dreptul pragului glaciar.

Mija Mare Vest are o expoziție nordică și este inclus în categoria circurilor situate la altitudini medii de 2100-2200 m, cu volum mediu de 0,341 km³. Altitudinea maximă a crestei ce înconjoară acest circ este de 2405 m (Vârful Cârja). Podeaua circului are o suprafață de 0,438 km² și o denivelare maximă 190 m, fiind lipsită de depresiuni lacustre mari. În ceea ce privește coeficientul de alungire, circul Mija Mare Vest are valori mici 0,505, fiind format într-o obârșie principală preglaciară de ghețari care au respectat oarecum topografia locului, luând forme mai alungite (Vuia, 2002).

Tabelul 1. Variabilele morfometrice ale circurilor glaciare din bazinul hidrografic Mija (sursa: Vuia, 2002)

4.6. Suprfețele de nivelare

Relieful s-a format ca urmare a alternanței unor perioade de stabilitate tectonică cu perioade de înălțare care au dus la apariția unor suprafețe de eroziune. Aceste suprafețe încep să se formeze de la sfârșitul Cretacicului-începutul Paleogenului, perioadă în care se evidențiază cea mai înaltă treaptă, contnuând cu o altă suprafață formată în Miocen pentru ca în Pliocen să se formeze un al treilea nivel de eroziune specific celor mai mici altitudini din spațul carpatic.În masivul Parâng se conservă toate cele trei complexe, descrise alături de cele din Carpații Meridionali pentru prima oară de către Em. de Martonne (1907).

Complexul sculptural Borăscu prezintă în masivul Parâng două nivele:

Nivelul superior (Borăscu I) de vârstă paleocen-eocen este prezent în Munții Parâng la altitudini de 1950-2200 m și a fost modelat în perioada de stabilitate tectonică (circa 30 mil. ani) dintre mișcările laramice și cele pirenaice în condițiile unui climat tropical-subtropical cu regim pluvial sezonier (Posea Gr., Ielenicz M.,1974).

Pediplena carpatică este localizată în partea sud-estică a bazinului Mija, în cadrul culmii dintre vârfurile Mija I, Mija II, Mija III și are aspectul unor platouri vălurite sau netede dominate de vârfurile ce depășesc 2100 m (relief rezidual).

Nivelul inferior (Borăsc II), de vârstă eocen-oligocenă, este situat în Parâng la alttudini de 1750-1900 m și a fost modelat de mișcările pirenaice și cele savice (circa 13 mil. ani) într-un climat mediteranean. Suprafața de eroziune Borăscu II are aspectul unor interfluvii plate sau a unor martori de eroziune cu aspecte de cornete și se identifică pe versantul nordic al Parângului, în bazinul Mija, în jurul vârfurilor…………………………… Acești martori de eroziune cu aspect de cornete sunt situați la peste 1750 m pe roci granitoide, pe versantul nordic al Parângului și aparțin acestei suprafețe de nivelare, Borăscu II.

4.7. Modelarea actuală

Totalitatea factorilor, interni și externi, din cadrul bazinului hidrografic Mija conduc la identificarea unui potențial morfodinamic cu diferite grade, ce suferă modificări în timp și spațiu.

Procesele de modelare actuală din bazinul hidrografic al râului Mija Mare, prezintă tipologie, ritmicitate și un mod de desfășurare diferențiată pentru anumite porțiuni din cadrul bazinului, în strânsă legătură cu litologia. Altitudinea, panta, tipul de rocă, au un comportament diferențiat la acțiunea agenților de modelare. Complexul șisturilor cristaline clorito-sericitoase care constituie partea superioară a seriei de Drăgșan și cu șisturile cristaline din seria Lainici-Păiuș formează un complex litologic în care șistuozitatea, care reprezintă principala proprietate a rocilor, impune în relieful actual în zonele în care roca apare la zi, abrupturi structurale, sectoare de chei și văi obsecvente în trepte.

Dinamica versanților se manifestă prin două clase de procese și anume: procesele gravitaționale și procesele hidrice. Sectorul bazinului studiat este reprezentat prin prăbușiri individuale de blocuri de pe versanții cu pante mari, procese de creep, conuri de grohotiș ale căror materiale provin în special, în urma dezagregării, iar pe culmile cele mai înalte ale bazinului predomină procesele de șiroire și crionivale.

Prezența unor forme de relief precum creste ascuțite, platouri cu înclinări reduse datorită rezistenței ridicate la eroziune a rocilor cristaline, dar și valea care are un profil transversal îngust cu versanți abrupți determină apariția unor procese intense de șiroire ca urmare a defrișărilor ce tind să capete amploare.

Pantele reprezintă principalul element morfometric care dictează potențialul morfodinamic. În general, aduc modificări în tipurile de procese, în intensitatea manifestării lor, precum și în caracteristicile formelor rezultate prin varietatea înclinării, formei, și lungimii acestora (Ielenicz M., 2005).

De asemenea, factorul climatic determină apariția și declanșarea unor procese geomorfologice actuale, cu intensități și extinderi variate. Acțiunea diferiților parametrii climatici (temperatura aerului, precipitațiile atmosferice, viteza și frecvența vântului, radiația solară, etc.) se află în strânsă legătură cu tipul de vegetație și însușirile morfologice ale bazinului (fragmentarea reliefului, panta, expoziția versanților).

Capitolul 5. PARTICULARITĂȚI CLIMATICE

Clima caracteristică bazinului Mija nu este una foarte complexă ținând cont de faptul că acesta se desfășoară pe o suprafață restrânsă în sectorul montan. Trebuie să menționăm faptul că bazinul Mijei nu este deservit direct de stații meteorologice și de aceea au fost selectate cele mai apropiate și situate în condiții de relief asemănătoare celor existente în bazinul analizat: stația Parâng, Obârșia Lotrului și Voineasa.

În raport cu așezarea geografică în cadrul continentului și a României, bazinul râului Mija Mare se situează în plină zonă temperat-continentală sub influența circulației vestice, în care formele de relief au generat o serie de climate locale specifice. Datorită suprafeței reduse a bazinului, radiația solară și circulația atmosferică prezintă o variabilitate spațială mică, suprafața activă determină în schimb, o mare oscilație în timp și spațiu a tuturor elementelor climatice.

Regimul temperaturii prezintă variații periodice, dar și neperiodice, caracteristice climatului montan. Ca și în cazul celorlalți parametrii climatici, temperatura înregistrează valori neomogene la stațiile din vecinătatea bazinului Mija. Temperatura medie anuală înregistrează variații ample datorate în special, diferențelor de altitudine și orientare a versanților care impun un bilanț radiativ și caloric neuniform, dar și datorită formelor de relief accidentate care fac ca procesele advective să prezinte diferite intensități. Astfel, valorile medii anuale ale temperaturii aerului variază de la 3,5ºC la stația Parâng, până la 3ºC, la stația Obârșia Lotrului. În lunile de iarnă temperaturile medii lunare sunt puțin mai scăzute la stația Obârșia Lotrului în comparație cu stația Parâng, însă aceste diferențe sunt aproape nesemnificative. Temperatura medie lunară prezintă aceiași tendință în întregul perimetru analizat, aceasta crescând gradual din luna ianuarie până în luna iulie (luna de maxim la cele două stații, excepție făcând stația Parâng unde valorile din iulie și august sunt similare, 12,2ºC) după care scade treptat până în luna decembrie. Cea mai mare valoare medie lunară s-a înregistrat la stația Obârșia Lotrului, 12,5ºC, în luna iulie, la cealaltă stație valorile fiind puțin mai scazute (12,2ºC), cea mai mică medie lunară înregistrându-se tot la stația Obârșia Lotrului, în luna ianuarie (-6,2ºC).

Tabelul 5.1 Temperaturile medii lunare multianuale (0C) la stațiile meteorologice Parâng și Obârșia Lotrului

(sursa: Date de la Stațiile Meteo Parâng și Obârșia Lotrului)

Regimul pluviometric, spre deosebire de cel al precipitațiilor, nu variază în totalitate cu altitudinea, configurația reliefului producând unele abateri de la gradientul general vertical. Distribuția teritorială a cantităților de precipitații în bazinul Mija este dictată de factorii genetici ai climei, în principal de cei dinamici și de suprafața activă subiacentă. În cadrul acestei zone predomină circulația vestică, care influenteză în mare parte cantitatea de precipitații.

Cantitatea medie anuală de precipitații variază în general, în plan vertical, în sensul că cele mai ridicate medii anuale corespund stației Parâng (959,8 mm), iar cele mai reduse stației Voineasa (692 mm). Cantitatea de precipitații medii anuale crește spre zona montană înaltă, la peste 2200 m, cantitatea estimată depășind 1000 mm.

În ceea ce privește distribuția teritorială a cantităților de precipitații medii lunare (Tabelul 5.2) se observă că în luna de maxim cantitățile depășesc 90 mm la toate cele trei stații, valoarea cea mai mare corespunzând stației Parâng (143,8 mm), iar cea mai redusă stației Voineasa (91,9 mm). Pentru luna de minim valorile oscilează mai puțin, diferențele între cea mai mare (51,7 mm stația Parâng) și cea mai redusă (30,4 stația Voineasa) fiind de numai 21,3 mm. La nivelul lunii de maxim această diferență este de 51,9 mm.

Tabelul …. Precipitațiile lunare multianuale (mm) la stațiile meteorologice Parâng și Obârșia Lotrului

(sursa: Date de la Stațiile Meteo Parâng și Obârșia Lotrului)

Stratul de zăpadă constituie o resursă climatică de mare importanță pentru practicarea turismului șia a sporturilor de iarnă și este de cele mai multe ori prezentla altitudini de 1858 m unde este localizată stația Parâng, începând cu jumătatea lunii noiembrie, până în luna mai. Cel mai mare număr de zile cu ninsoare se înregistrează la stația Parâng în luna decembrie, circa 19 zile. La nivelul unui an se pot înregistra în medie 91 de zile cu ninsoare.

Tabelul 5.3 Numărul de zile cu ninsoare la stația meteorologică Parâng

(sursa: Date de la Stația Meteo Parâng)

Numărul mediu de zile cu strat de zăpadă la stația meteorologică Parâng (Tabelul 5.4) variază între 30,3 în luna ianuarie și 0,2, în lunile iunie și septembrie. În interval de un an numărul maxim de zile cu strat de zăpadă poate ajunge la 166, dar în medie se înregistrează 145 de zile cu strat de zăpadă.

Tabelul 5.4 Numărul mediu de zile cu strat de zăpadă la stația meteorologică Parâng

(sursa: Date de la Stația Meteo Parâng)

Clima prin elementele sale joacă un rol deosebit în modelarea și crearea de peisaje. În bazinul Mija Mare etajarea elementelor climatice acționează în mod diferențiat determinând formarea unor tipuri de relief (structural rezidual).Capitolul 6. CARACTERISTICI HIDROGRAFICE

6.1. Apele curgătoare

6.2. Lacurile

Lacul Mija, cunoscut și sub numele de Tăul de la Lunci sau Zăvoaiele , este un lac de circ amplasat la o altitudine de 1975 m în căldarea glaciară din dreapta zănoagei Mija. Versanții acestei căldări au o înclinare de circa 70º, iar fundul căldării este ocupat în cea mai mare parte de cuveta de eroziune glaciară a lacului. Acest lac, străjuit de vârful Slivei, are o formă trapezoidală cu unghiurile rotunjite și o orientare pe direcția sud-nord. Atinge o lungime maximă de 120 m și o lățime de 100 m, ceea ce îi atribuie o suprafață de 0,80 ha încadrându-l în categoria lacurilor de mărime mijlocie din Munții Parâng. De asemenea, se situează printre lacurile adânci din Parâng datorită faptului că are o adâncime maximă a apei de 6,5 m. Primăvara este alimentat de precipitații, astfel că nivelul lui îi determină o suprafață de 1 ha și o adâncime a apei de 7,5 m care se înregistrează în partea din amonte a lacului.

Lacul Mija nu prezintă evacuare de suprafață deoarece este situat la adăpostul unui baraj glaciar. Totusi, apa se infiltrează și iese la suprafață la o altitudine mai coborâtă de 1900 m printr-un izvor care are un debit de 50 l/sec.

Malurile lacului au o înclinare mare și prezintă grohotiș adus de sub vârfurile Slivei și Scara în timpul avalanșelor de primăvară.

În comparație cu celelalte lacuri temperatura Lacului Mija este mai ridicată (circa 10º C), iar pH-ul are valoarea de 6,7. Acest lac a fost studiat și analizat pentru prima oară în data de 17. VII. 1979, de diferiți autori. Administrat de Ocolul Silvic Petroșani, a fost populat cu puieți de păstrăv în septembrie 1979 (Decei, 1981).

Este accesibil de la Cabana Rusu, urcând pe poteca de creastă pe sub Vârful Cârja, în 2 ore. Din DN 7 A, Obârșia Lotrului-Petroșani, poteca de vânătoare ce pleacă de la gura pârâului Mija (la 13 km de Petroșani și 16 km de Obârșia Lotrului), prin pădure, pe malul stâng, iese în gol, traversează apoi zănoaga Mija și urcă pragul glaciar care închide lacul la care se ajunge după un curs de 2-2½ ore. Din DN 7 A, de la Cotul Jiețului (11 km de la Obârșia Lotrului), cei 5 km de drum forestier până la punctul de captare a apei sunt accesibili auto. De aici, urmărind poteca de vânătoare (peste care se suprapune cea turistică nemarcată), se urcă până la stâna de piatră din Roșiile (2 ore). Trecând Piscu Roșiile (30 minute) se coboară la Lacul Verde (1½ ore), se urcă la Lacul Slivei (2 ore), se ia pieptiș culma ce coboară din vârful Cârja (3 ore) și se coboară la lac după un parcurs total de 6 ore de la captare (Decei, 1981).

CAPITOLUL 7. VEGETAȚIA ȘI FAUNA

Vegetația

Vegetația de pe versantul nordic al masivului Parâng se caracterizează prin extinderea mare a etajului de conifere și a vegetației intrazonale care cuprinde asociațiile de stâncării, de grohotiș, de izvoare și pâraie și de mlaștini.

Trăsăturile învelișului vegetal din bazinul Mija au fost condiționate de variațiile căldurii și umidității, de altitudine, de configurația reliefului, acești factori impunând o etajare a vegetației.

Etajul alpin (etajul pajiștilor alpine), prezent în partea superioară a bazinului, se desfășoară între 2200 m și 2405 m (Vârful Cârja). Pajiștile alpine sunt localizate în special, în goluri de munte, deasupra limitei superioare a vegetației arborescente, unele fiind extinse și în etajul subalpin, pe locul tufărișurilor și rariștilor defrișate. În general, sunt alcătuite din asociații de ierburi scunde adaptate la frig, uscăciune și vânturi puternice. Foarte rar se întâlnesc în cadrul acestui etaj păiușul alpin (Festuca supina) și țepoșica (Nardus stricta). De asemenea, tot în acest etaj mai găsim vegetație de stâncărie, grohotișuri și bolovănișuri. Pe versanții stâncoși vegetația se dezvoltă în fisurile stâncilor, fiind reprezentată de specii saxicole ce alcătuiesc asociații specifice.

În bazinul Mija, în zona vârfurilor înalte (Cârja, Mija I, Mija II, Scurtu) își etalează florile plantele pitice: ochiul găinii (Primula minima), ventriceaua (Chrysantemun alpinum).

La altitudini de 2000-2200 m întâlnim pe o fâșie îngustă etajul subalpin sau etajul tufărișurilor subalpine. În cadrul bazinului Mija trecerea de la etajul alpin la cel subalpin se face prin tufărișuri pitice de smirdar (Rhododendron kotschyi), azaleea târâtoare de munte (Loiseleuria procumbens), coacăz (Brukenthalia spiculifolia), argințică (Dryas octopetala), dar și alte plante precum: merișor (Vaccinum uliginosum), afin (Vaccinum myrtillus) și salcie pitică (Salix retușa, Salix herbacea). Ca și în etajul alpin și aici întâlnim numeroase specii ierboase, mușchi și licheni.

Pajiștile montane sunt formate din ierburi de talie medie și înaltă, Festuca rubra și țepoșică, și se gasesc în general în locul pădurilor defrișate de om, de-a lungul timpului. De asemenea, în luminișuri și poienițe apar mușchiul de turbă (Sphagnum acutifolium), bumbăcarița (Erioforum uliginosum), feriga, măcrișul iepurelui, crinul de pădure (Lilium margaton), afinul.

Etajul forestier se întinde între 1000 m și 1800 m, în condițiile unui climat rece, dar mai puțin sever ca pe creste (temperaturi medii anuale de 2-6º C și precipitații de 1000-1200 mm anual). Datorită extinderii pajiștilor secundare, utilizate ca pășuni, arealul pădurilor este de multe ori fragmentat. În cadrul acestui etaj întâlnim în bazinul studiat, la altitudini cuprinse între 1400 și 1800 m, păduri de molid. Molidul se dezvoltă într-un climat rece și umed , cu nebulozitate mare și lumină moderată. În pădurile de molid se gasesc ca subarboret, izolat, exemplare de scoruș (Sorbus aucuparia), iar în ceea ce privește stratul ierbos este slab dezvoltat și cuprinde un număr redus de plante superioare (Oxalis acetosela, Hieracicum transsilvanicum).

La altitudini mai joase cuprinse între 1200-1400 m se întâlnesc păduri de amestec, specia edificatoare fiind fagul care se asociază cu bradul sau paltinul de munte, ulmul de munte, frasinul comun (Fraximus excelsior) și carpen (Carpinus betulus).

În partea inferioară a bazinului Mija se dezvoltă pădurile de foioase specia dominantă fiind fagul. În pădurile de fag vegetația ierboasă este slab dezvoltată. Pătura erbacee este alcătuită în general din Poa memoralis, Agrostis alba, Carex silvatica, Mercurialis perennis, Oxalis acetosella. Alte plante specifice întâlnite în pădurea de fag sunt: floarea paștelui, iedera, colțișorul (Dentaria bulbifera), steluța (Stellaria nemorum), etc.

Fauna

Modificările altitudinale ale climei și vegetației au favorizat formarea etajelor faunistice.

Astfel, în etajul alpin și al tufărișurilor subalpine, numărul speciilor este redus datorită condițiilor mai puțin favorabile (temperaturi scăzute, ierni lungi, zăpezi mari, vânturi puternice) ale mediului alpin. Mamiferele caracteristice acestui etaj sunt: șoarecele de zăpadă (Microtus nivalis ulpius), chițcanul de munte (Sorex alpinus), ursul (Ursus arctos), râsul (Lynx lynx). Dintre păsări se evidențiază: fâșa de munte (Anthus spirolitta), brumărița alpină (Prunella collaris), acvila de munte și corbul (Corvus corax) pe stânci și grohotișuri iar în jnepenișuri sunt localizate Lyrururs tetrix, Prunella modularis, șopârla de munte (Lacerta vivipara), dar și alte reptile, himenoptere, heteroptere, coleoptere, lepidoptere.

În zona pădurilor de conifere, condițiile biotice și abiotice ale biotopului favorizeză dezvoltarea unor specii de animale. Mamiferele întâlnite în cadrul acestor păduri sunt: șoarecele vărgat (Siscista betulina), șoarecele scurmător, lupul (Canis lupus), cerbul (Cervus elaphus carphaticus), râsul. Păsările sunt reprezentate de: cocoșul de munte (Tetrao urogallus), cucuveaua încălțată (Aegolius funereus), pițigoiul de brădet (Parus ater), forfecuța, gaița de munte. Nevertebratele joacă un rol important în circuitul substanțelor și energiei în acest ecosistem, iar dintre insecte amintim principalii dăunători ai bradului: croitorul mare (Ips typographus) și viespea lemnului de rășinoase (Sirex gigas).

În partea inferioară a bazinului Mija, în zona pădurilor de fag, condițiile de viață se îmbunătățesc, intensitatea și durata luminii cresc, valorile termice medii sunt mai ridicate. Dintre mamifere amintim: șoarecele gulerat (Apodemus flavicollis), veverița (Saurus vulgaris), râsul (Felix lynx), pâșul cu coada scurtă (Dryomis mitedula), jderul de pădure (Martes martes), lupul (Canis lupus), iepurele (Lepus carpensis), vulpea (Vulpes vulpes), pisica sălbatică (Felis silvestris). Păsările sunt reprezentate de: pițigoiul de munte (Parus montanus), ciocănitoarea cu spate alb (Dentrocopus leucotos), porumbelul gulerat (Columba polumbus).. De asemenea întâlnim nevertebrate, coleopterul (Corabus auronites), dar și multe alte insecte care își desfășoară ciclul vital pe fag precum gândacul de scoarță al fagului (Emoporus fagi), trombarul ghindei (Rhynchaenus fagi), țânțarul de frunză al fagului (Mikiola fagi).

Apele lacului Mija sunt populate cu păstrăv indigen (Salmo truta fario).

CAPITOLUL 8. SOLURILE

Învelișul edafic reprezintă unul dintre factorii principali care influențează intensitatea și frecvența proceselor morfogenetice.

Învelișul edafic din cadrul Munților Parâng prezintă la bază diferite tipuri de șisturi cristaline și intruziuni granitice ce străbat formațiunile șistoase. În urma analizei se observă o zonare altitudinală cauzată de schimbarea condițiilor de relief, climă și vegetație.

După actualul sistem de taxonomie S.R.T.S.-2003, solurile din bazinul Mija sunt cuprinse în 4 clase, și anume: spodisoluri, umbrisoluri, cambisoluri, protisoluri, fiecare clasă fiind alcătuită din mai multe tipuri și subtipuri.

În extremitatea sud-estică a bazinului cercetat, cu altitudini absolute de 2200 m, zona vârfurilor Cârja, Mija I și Mija II sunt dominante solurile humico-silicatice podzolice (homosiosolurile), la care se asociază uneori litosolurile. Solurile humico-silicatice podzolice intră în clasa umbrisolurilor și se găsesc în asociație cu litosolurile și stâncărie pe un relief mai puțin accidentat, sub un covor vegetal pe care se dezvoltă asociații de Carex curvula, Festuca supina și Nardus stricta. La altitudini de peste 2000 climatul este umed și rece cu precipitații medii anuale de peste 1000 mm și temperaturi medii anuale cuprinse între -2ºC și +3ºC. Materialul mineral este alcătuit din particule grosiere de nisip formate în urma procesului de dezagregare a rocilor acide. Fiind un mediu acid nu favorizează formarea mineralelor argiloase, ceea ce determină un conținut redus de argilă. Humosiosolurile au textură nisipo-lutoasă, sunt nestructurate, humusul fiind prezent ca o pulbere ce se desprinde de pe minerale.

Mai jos de această zonă, până la 2000-1800 m solurile care predomină sunt podzoluri tipice și litice care intră în clasa cambisolurilor și apar în special, în etajul jneapănului.

În partea mediană a bazinului hidrografic Mija se întâlnesc asociații de soluri din clasa spodisolurilor precum podzoluri litice și litosoluri tipice care ocupă părțile înclinate ale reliefului diin partea superioară a pădurii de molid și în etajul jneapănului, unde se înregistrează temperaturi medii anuale de 2-4ºC și precipitații de 1200-1400 mm anual. Podzolurile sunt soluri slab structurate cu o puternică alterare a silicaților datorată condițiilor de mediu.

În zona vârfului Parângul Mic, la altitudini de 2000 m sunt caracteristice prepodzolurile (soluri brune feriiluviale) ce aparțin clasei spodisolurilor și sunt răspândite sub pădurile de conifere. Prepodzolurile s-au format pe versanții cu înclinări diferite, pe care există o pătură de detritus provenită din șisturi cristaline și granite, roci cu caracter acid.

La altitudini joase, sub 1200 m, sunt dominante asociații de soluri brune acide tipice și brune feriiluviale tipice la care se adaugă solurile brune acide litice, din clasa cambisolurilor. Aceste soluri sunt specifice unui climat cu cantități mari de precipitații (800-1200 mm anual) și temperaturi medii anuale de 3-6ºC, care se găsesc pe versanți și pe culmi înguste. Vegetația caracteristică este padurea de fag sau de amestec (fag cu rășinoase). În condițiile unui climat umed și rece se formează un humus acid datorită descompunerii lente și incomplete a litierei din pădurile de fag și rășinoase.

În concluzie, în bazinul Mija există diferențieri în ceea ce privește componența învelișului edafic, diferențieri care influențează în mod direct procesele actuale de modelare prin proprietățile solurilor.

CAPITOLUL 9. POTENȚIALUL TURISTIC ȘI VALORIFICAREA ACESTUIA

Infrastructura turistică

Pentru a putea fi valorificat potențialul turistic al zonei aferente bazinului Mija, aceasta trebuie să beneficieze de o anumită infrastructură. Infrastructura turistică reprezintă principala premisă care asigură desfășurarea călătoriei și sejurului la locul de destinație. Aceasta înglobează două componente principale și anume: transporturile și dotările destinate satisfacerii cererii turistice (Mac I, 1992).

Căile de acces realizează legătura dintre reședința turiștilor și locul de destinație asigurând mobilitatea în teritoriu. Acestea sunt numerose și variate, reprezentate prin drumuri modernizate, drumuri forestiere și poteci turistice.

Înzestrarea teritoriului cu dotări pentru cazare, cu volum și nivel corespunzător constituie o premisă fundamentală a valorificării acestuia sub raport turistic. Sunt reprezentate în special prin cabane fiind vorba de o zonă montană .

Cabana Mija (1000 m) este amplasată lângă drumul DN7A Petroșani-Obârșia Lotrului-Voineasa într-o rezervație naturală care oferă un peisaj de excepție. Fiind amplasată în apropierea domeniului schiabil Transalpina, această cabană este ideală pentu amatorii sporturilor de iarnă, imprejurimile oferind totodată multiple posibilități de drumeție montană sau pescuit. Cabana Mija este încadrată la categoria 3 stele, iar dotările de cazare și restaurant oferă un grad ridicat de confort care păstrează specificul montan. Dispune de 4 camere duble, 2 camere cu 3 locuri și 3 camere cu 4 locuri, toate acestea fiind dotate cu grup sanitar propriu și televizor.

Trasee turistice din bazinul hidrografic Mija și vecinătatea acestuia

Traseul crestei principale vest-est. Petroșani-Stația de jos Telescaun-Stația de sus Telescaun-Vârful Cârja-Vf. Parângu Mare-Șaua Piatra Tăiată

Durata: 10 ore. Marcaj: bandă roșie

Din Petroșani ca să ajungem la stația de jos a telescaunului (alt. 1073 m) urcăm drumul național 7A circa 3 km, apoi drumul județean DJ 709F 4 km. La mică distanță spre sud de stația telescaunului se desprinde din șosea poteca marcată cu bandă roșie, pe care o urcăm în urcuș. Puțin mai sus parcurgem o porțiune scurtă la dreapta, apoi spre sud ajungem pe culme la est de hotelul Rusu, în drumul de acces în stațiune. Urmăm drumul spre est circa 200 de metri, îl părăsim spre stânga și urcăm moderat pe potecă, prin poieni și rariști de pădure. Ajungem sub linia telescaunului. În continuare poteca se desfășoară prin pășune, pe sub telescaun, și ne conduce la stația de sus a acestuia (1685 m), în Poiana Nedeii. Timp de parcurs de la stația de jos a telescaunului: 1 oră 30 min; timp pe care îl putem scurta folosind telescaunul. De aici, urmăm spre est, în urcuș ușor, drumul ce traversează printre clădiri, apoi pe un drumeag pe lângă aria protejată Piatra Crinului.

Părăsim drumeagul, ce duce spre Vârful Parângu Mic, și urmăm spre est poteca ce urcă domol prin golul alpin, descriind un arc spre dreapta. Atingem creasta, punct pe hartă C2 (alt. 2058 m, 45,38247ºN; 23,50513ºE). În acest loc se mai poate ajunge urmând pe creastă o potecă nemarcată din Vârful Parângu Mic, C1 (alt. 2074 m, 45,38813ºN; 23,49127º). Continuăm un segment scurt pe partea nordică și-n curând ajungem la ramificația spre stânga a traseului 10, marcat cu punct galben, spre Lacul Mija, C3 (alt. 2127m, 45,37917ºN; 23, 51158º). Urmăm poteca de creastă spre sud, trecem de Vârful Scurtu (2220 m) și poposim în Șaua Caprelor, în mica depresiune înconjurată de stânci unde este amplasat refugiul Cârja, C4 (alt. 2231m, 45,36602ºN; 23,51657ºE). Continuăm pe potecă spre sud și urcăm susținut în serpentine spre Vârful Cârja, C5 (alt. 2405 m, 45,36315ºN; 23,52837ºE). Timp de parcurs de la cota 1685 m (Poiana Nedeii) pe Vârful Cârja: 3 ore. Depășim vârful prin sud și coborâm moderat. Trecem de o șa mică, punctul 6 pe hartă (alt. 2353 m, 45,36153ºN; 23,52340ºE). Urcăm prelung, ocolim Vârful Stoicănița (alt. 2421 m, 45,35740ºN; 23,52837º E), ajungem într-o șa puțin pronunțată (alt. 2367 m, 45,35232ºN; 23,53003ºE). Trecem de o mică depresiune (pe dreapta), traversăm printre stânci pe versanttul nordic al Vârfului Gemănarea (2426 m). Spre nord-est se ramifică muchia Slivei, C7 ( 45,35097ºN; 23,53367ºE) pe care se desfășoară o potecă nemarcată care ajunge în vecinătatea lacului Zănoaga Stânii. Continuăm spre sud, o porțiune pe versantul estic al crestei, apoi pe creasta rotunjită atingem al doilea vârf al Gemănării marcat de o momâie de pietre, C8 (45,31823ºN; 23,53392ºE). În continuare urmăm poteca spre sud, prin apropierea liniei crestei. În curând cotim treptat spre est, trecem de un umăr și printr-un urcuș ușor și prelung, atingem Vârful Parângu Mare, C9 (alt. 2519 m, 45,340018ºN; 23,53927ºE). Timp de parcurs de pe Vârful Cârja: 1 oră 30 min. Mai departe coborâm accentuat spre est în Șaua Gruiu, C10 (alt. 2305 m, 45,33852ºN; 23,54792ºE). De aici dinspre nord ajunge traseul 7 marcat cu punct roșu. Urcăm spre est, trecem de Vârful Gruiu (2345 m) și de Șaua Pâcleșa, apoi de masivul ansamblu al vârfurilor Pâcleșa (2335 m) și Ieșu (2375 m). Coborâm pronunțat în Șaua Ghereșul (2113 m). Părăsim linia crestei pe versantul sudic al vârfului Piatra Tăiată (2299 m) și-n urcuș moderat ajungem în Șaua Piatra Tăiată, C11 (alt. 2255 m, 45, 35318ºN; 23,59067ºE), punct final al traseelor 3 (marcaj cruce roșie) de la Lacul Câlcescu și 5 (marcaj bandă albastră) din Pasul Groapa Seacă-Șaua Huluzu. Timp de parcurs din Vârful Parângul Mare: 2 ore 30 min.

Traseul 9. Cabana Groapa Seacă-Vârful Mija

Marcaj: cruce roșie. Durata: 4 ore. Interzis iarna

În porținea de jos traseul este comun cu traseul 8, până în punctul T 8-9 (alt. 1642 m, 45,39147ºN; 23,56663ºE). În continuare traversăm spre vest prin pădure apoi printr-o poiană în care mai jos se află o stână. Mai la vest intrăm într-un vast câmp de jnepeni prin care urcăm printr-un culoar spre sud. Ieșim la gol (semnele de marcaj dispar), urcăm susținut prin pășune. În final parcurgem domol spre sud Culmea Mija, care separă căldarea omonimă (vest) de Căldarea Pârleele (est) și atingem Vârful Mija (2390 m).

Traseul 10. Creasta principlă-Lacul Mija

Marcaj: punct galben. Durata: 1 oră 30 min. Interzis iarna

Din poteca traseului crestei principale, de la nord de Vârful Scurtu, C3 (alt, 2127 m, 45,37917ºN; 23,51158ºE) urmăm poteca marcată cu punct galben. În curând coborâm prelung spre sud-est printre pâlcuri de jnepeni pe versantul estic al crestei. Traversăm firul vestic al pârâului Mija apoi printr-un ocol spre nord, facem un urcuș scurt și depășim piciorul care mărginește Căldarea Mija spre vest. Ajungem la Lacul Mija ascuns într-o frumoasă și sălbatică căldare (Munții Parâng- Harta turistică, scara 1:50000, Editura Bel Alpin, 2012).

CONCLUZII

În cuprinsul acestei lucrări este redată o analiză fizico-geografică complexă a bazinului Mija fiind analizate,caracterizate și detaliate toate particularitățile geografice ale cadrului natural.

Râul Mija Mare este un râu carpatic, unul din principalii afluenți din stânga ai Jiețului, care a dezvoltat o vale consecventă pe versantul nordic al masivului Parâng. Valea creată este tânără, cu o dinamică mai puțin accentuată, în cadrul căreia peisajul cunoaște un ritm lent de transformare, determinat în cea mai mare parte de factorii naturali și mai puțin de factorul antropic.

Bazinul Mija repezintă o unitate geografică complexă din punct de vedere geologic, formată în spațiul geosinclinalului carpatic. Sub aspect structural, în sectorul bazinului se identifică o structură cutată pusă în evidență de alternanța unor anticlinale și sinclinale formate în perioade geologice diferite. În ceea ce privește alcătuirea petrografică dominante sunt rocile cristaline cu duritate mare ce aparțin Autohtonului Danubian.

În cadrul studiului geomorfologic asupra bazinului Mija, după consultarea lucrărilor geografice de specialitate elaborate pentru această regiune și pentru întreg ansamblul careia îi aparține, pe baza analizelor morfometrice și morfografice și în baza a numeroase observații de teren am evidențiat câteva probleme de ordin geomorfologic și anume: suprafețele și nivelele de eroziune, terasele, relieful glaciar și periglaciar de pe versantul nordic al Parângului, procesele geomorfologice actuale.

Suprafețele de nivelare au fost identificate în sectorul montan, aspectul lor actual și altitudinile la care au fost identificate fiind rezultatul unor puternice modificări apărute ca urmare a mișcărilor tectonice și eroziunii fluviatile.

În cazul Mijei Mari, prezența abrupturilor de diferite dimensiuni a favorizat adâncirea văilor glaciare și depunerea morenelor la baza acestora. Manifestarea intensă a proceselor postglaciare a ascuns într-o mică măsură unele elementele caracteristice rezultate în urma acțiunii ghețarilor, dar se păstrează sub forma caracteristică de „U”, iar umerii apar sub glacisurile și poalele de grohotiș.

În cadrul bazinului sunt evidențiate foarte clar forme ale reliefului glaciar și periglaciar, constituind un adevărat laborator de geomorfologie, unde putem observa desfășurarea proceselor specifice etajului alpin. În sectoruul alpin sunt grupate două circuri glaciare complexe Mija Mare Vest și Mija Mare Est, dispuse în cadrul unor văi glaciare scurte. Morfologia patului acestor văi și circuri glaciare este caracterizată prin apariția unor praguri, trepte, depresiuni de subsăpare, conuri și trene de grohotiș, torenți nivo-fluviatili, șanțuri periglaciare, sectoare de chei, etc. În Masivul Parâng cea mai mare parte a circurilor glaciare sunt cunoscute sub denumirea populară de căldări sau zănoage și se prezintă în general, sub formă semicirculară sau semieliptică, raportul dintre lungime și lățim fiind de 1/1 până la 1½. Când lungimea depășește acest raport, circurile devin alungite.

Dinamica proceselor de modelare actuală din sectorul bazinului Mija se datorează litologiei, la care se adaugă declivitatea, structura, dnsitatea fragmentării, orientarea versanților și condițiile biopedoclimatice locale. În bazinul studiat, procesele naturale de modelare a reliefului nu sunt foarte mult influențate de activitățile umane, deoarece acestea au introdus doar mici modificări locale în morfologia caracteristică.

Deși, în lucrarea de față nu s-a pus foarte mult accent pe activitatea turistică, regiunea prezintă un potențial turistic valorificat prin amenajarea unor trasee turistice în bazinul Mija și vecinătatea acestuia.

Bibliografie

Badea L., (1971), Valea Jiului, Editura Științifică, București

Badea L., Buza M., Sandu M., Rusenescu C., (1987), Munții Parâng-Cîndrel, în Geografia României, vol III, Carpații Românești și Depresiunea Transilvaniei, Editura Academiei, București

Badea L., Niculescu Gh., Buza M., Roată S., Sandu M., (2001), Unitățile de relief ale României, vol I, Carpații Meridionali și Munții Banatului, Editura Ars Docendi, București

Buia Al. Și Colab., (sub redacție), (1962), Pajiștile din masivul Parâng și îmbunătățirea lor, Lucrările științifice Institutul Agronomic T. Vladimirescu Craiova, Editura Agro-Silvică, București

Călin D., (2002), Munții Parâng – harta turistică, Revista Munții Carpați, nr. 36, anul VI, București

Călin D., (2005), Masivul Parâng – Ghid turistic, Editura Erc Press, București

Comănescu L., Nedelea A., Dobre R., (2012), The Evaluation of Geomorphosites from the Ponoare Protected Area, Forum Geografic, vol. XI, nr.1, Editura Universitaria, Craiova

Drugescu C., Călin D., (1998-1999), Semnificația ecologică a unor populații de capre negre (Rupicapra rupicapra) din grupa Munților Parâng- Cîndrel, Studii și cercetări de geografie, t. XLV-XLVI, Institutul de Geografie

Filip D., (1981), Tradiții și potențialul turistic în Munții Parâng, Studii și cercetări de geologie, geofizică, geografie-geografie, tom. XXVIII, București

Iancu S., (1958), Câteva aspecte litologice și structurale în morfologia glaciară a masivului Parâng, Revista Natura, anul X, nr.3, București

Iancu Silvia., (1961), Contribuții la cunoașterea lacurilor alpine din Masivul Parâng, Analele Universității din București, seria științele naturii, geologie-geografie, 27, X, București

Iancu Silvia., (1970), Treptele din profilul longitudinal și cel transversal al văilor glaciare din Munții Parâng, în Lucrările Simpozionului de Geografia Carpaților, București

Iancu Silvia, (1970), Munții Parâng. Studiu geomorfologic, Rezumatul tezei de doctorat, Universitatea Babeș-Bolyai, Cluj-Napoca

Niculescu Gh., (2001), Asupra limitei nordice a masivului Parâng, Revista Geografică, tom. VII, Institutul de Geografie

Niculescu Gh., (2007), Masivul Parâng, unitate a Carpaților Meridionali, Gorjul geografic, nr.3, Editura Universitaria, Craiova

Pavelescu L., Pavelescu Maria, (1966), Cercetări geologice și petrografice în bazinul Jiului transilvănean și a văii Jiețului, Academia Română, Studii și cercetări de geol., geof., geogr., seria geologie, XI/1, București

Ploaie Gh., (2006), Munții Parâng, pledoarie pentru un parc național, Editura Vergiliu, București

Popescu M., (2000), Studiul avifaunei din Munții Parâng-Vâlcan și Depresiunea Petroșani, Societatea Ornitologică Română, Cluj-Napoca

Popescu N., (1986), Munții Parâng-ghid turistic, Colecția „Munții Noștri“, Editura Sport-Turism, București

Preda I., Pasăre D., (1985), Valea Jiului – de la izvoare până la vărsare, Editura Sport-Turism, București

Răboj C., Codreanu T., (2008), Considerații privind etajele morfoclimatice din Munții Parâng-Latorița, Lucrări și rapoarte de cercetare, vol. II, Editura Universității din București

Săndulache C., (2009), Hazarde și riscuri natural în Munții Parâng, Rezumatul tezei doctorat, Universitatea din București

Stoiculescu C.D., (2003), Parcul Național potential Masivul Parâng – versantul nordic, Revista Geografică, t. IX, Institutul de Geografie, București

Vuia F., (2002), Diferențieri morfometrice și morfografice ale circurilor glaciare din bazinul Jiețului (Munții Parâng), Analele Universității de Vest din Timișoara, Geografie, vol XI-XII, 2001-2002, Timișoara

Vuia F., (2003), Utilizarea hărților digitale în studiul unor circuri glaciare din Munții Parâng, Revista de Geomorfologie, nr. 4-5, București