Studiul Grafic Si Cartografic al Componentelor Fizico Geografice

INTRODUCERE

Studiul Depresiunii Podeni are la bazã o îndelungatã perioadã de cercetãri, peste zece incursiuni de observare și cartare pe teren, acoperindu-se întregul teritoriu al depresiunii. De un real ajutor a fost consultarea materialului bibliografic (analizat la Biblioteca Facultãții de Geografie) și care a lãmurit numeroase neclaritãți apãrute.

Partea științificã se bazeazã pe materialele cartografice și grafice, respectiv hãrți, profile geologice și geomorfologice. Acestea sun completate de fotografii, realizate în scopul înțelegerii mai exacte a textului, evidențierii unor trãsãturi pregnante ale cadrului natural și în principal a reliefului.

În timpul elaborãrii lucrãrii am fost sprijinit și îndrumat de domnul Conf. Univ. Dr. Gheorghe Vișan, cãruia țin sã-i aduc mulțumiri deosebite. De asemenea, mulțumesc domnului Prof. Univ. Dr. Mihai Grigore pentru îndrumãrile de specialitate, precum și tuturor cadre didactice din Facultatea de Geografie București ce m-au ajutat cu încurajãrile și sfaturile lor; specialiștilor de la Stația Meteorologicã Câmpina pentru materialele pe care mi le-au pus la dispoziție. Nu în ultimul rând mulțumesc familiei care m-a sprijinit moral și material în deplasãrile de teren și în munca de redactare a acestei lucrãri.

Natura și în special relieful unitãții subcarpatice analizate este foarte complexã îmbrãcând forme foarte variate, de la relieful structural cutat de anticlinal și sinclinal pânã la cel petrografic dezvoltat pe marne și argile și cel fluviatil. Acestora le corespund versanții cu pante diferite ale dealurilor subcarpatice, interfluviile rotunjite și domoale, cele trei suprafețe de nivelare specifice zonei, martorii de eroziune, precum și luncile și terasele râurilor Teleajen, Cricovul Sãrat, Lopatna și Sãrãțel. De asemenea, procesele geomrfologice actuale, care constau în numeroase șiroiri, ravenãri, scurgeri torențiale și alunecãri de teren impun peisajului aspecte specifice.

Caracteristicile acestor unitãți morfogenetice sunt reflectate în modul de utilizare a acestor terenuri. Astfel, cea mai mare parte a suprafeței depresiunii, respectiv cea tabularã, se preteazã culturilor agricole. De asemenea, terasele râurilor, care au o extindere deosebitã, au constituit încã din cele mai vechi timpuri vetre pentru așezãri. Versanții reprezintã cele mai propice terenuri pentru culturile pomicole și viticole, dar și pentru pãșuni și fânețe și chiar pãduri. Acestea din urmã sunt, însã, mai dezvoltate pe culmile deluroase foarte extinse (Piscupia – dealul Bucovel).

Lucrarea fiind axatã în principal pe studierea fizico-geograficã a regiunii, sub aspect genetic, dar mai ales morfodinamic, face apel la toate elementele cadrului natural ce condiționeazã sau sunt influențate de relief. În încheierea lucrãrii referirea la aspectele de ordin practic prezintã rolul reliefului în rãspândirea așezãrilor umane, în dezvoltarea agriculturii și a industriei extractive.

În aceastã lucrare am dorit sã realizez o cât mai completã caracterizare fizico-geograficã, din punct de vedere grafic și cartografic, a arealului studiat și conectarea acestui studiu la necesitãțile și implicațiile de ordin practic.

ISTORICUL CERCETÃRILOR

Zona Subcarpaților, în general, și a celor de Curburã, mai ales, a constituit încã din cele mai vechi timpuri un subiect preferat de cercetare pentru geografii români. Existã studii detaliate despre Subcarpații dintre Prahova și Dâmbovița, despre Subcarpații Buzãului, și nu numai.

De asemenea, au existat și studii generale despre relieful României, care comentau și aceastã zonã. Câteva studii mai detaliate au avut ca subiect depresiunea Mislea – Podeni, acestea au fost atât geologice, cât și geografice.

Un numãr destul de mare de articole referitoare la depresiunea Mislea – Podeni au fost publicate în diferite reviste de specialitate, cum ar fi Natura, Terra și Revista Geograficã Românã.

Printre cercetãtorii geologi și geografi care au studiat aceastã zonã se remarcã N. Popp, Gh. Niculescu, V. Tufescu, A. Banu și T. Naum.

Astfel, unul dintre primele studii geologice efectuate în aceastã zonã aparține lui G.M. Filipesu, în 1934. Studiul acestuia se numește Cercetãri geologice între Valea Teleajenului și Valea Doftanei.

Th. Iorgulescu, în anul 1953, aduce contribuții importante la studiul micropaleontologic al Miocenului superior din Muntenia de Est, respectiv a zonei dintre Prahova și Buzãu.

Tot în domeniul geologiei, în anul 1961, N. Grigoraș studiazã potențialul economic și resursele de hidrocarburi din zona Subcarpaților, incluzând și teritoriul depresiunii Podeni. Lucrarea a fost intitulatã “Geologia zãcãmintelor de petrol și gaze din România”.

Cea mai timpurie lucrare geograficã referitoare la zona studiatã a fost cea a cercetãtorului G. Vâlsan – “Morfologia vãii superioare a Prahovei și a regiunilor vecine”. Aceasta a fost publicatã în revista Buletinul Societãții Române de Geografie, în anul 1916.

Tot în domeniul geografiei, N. Popp efectueazã studii importante cu privire la unitãțile geografice prezente pe teritoriul Subcarpaților Românești, aducând, totodatã, date importante privitoare la limitele acestor unitãți. Acest studiu a fost efectuat în anul 1936, deci se poate spune cã a indicat numeroase direcții de cercetare.

Dupã 1960, N. Popp revine asupra studiului geografic referitor la zona subcarpaticã, limitându-se, de aceastã datã la structurile anticlinale, în lucrarea “Dealurile Subcarpaților din România”.

Unul dintre cele mai detaliate articole referitoare la zona depresionarã studiatã este cel al lui A. Banu, din anul 1946, publicat în Revista Geograficã Româneascã, nr. II. Acest articol se numește “Depresiunea Podenilor”.

În anul 1958, geograful Gr. Popescu publicã articolul “Contribuțiuni la stratigrafia flișului cretacic cuprins între valea Prahovei și valea Buzãului, cu privire specialã asupra vãii Teleajenului”.

T. Naum, în anul 1961 realizeazã un studiu deosebit de complex și detaliat asupra reliefului structural din Carpații și Subcarpații de Curburã, în lucrarea “Platformele și nivelurile de eroziune din Carpații și Subcarpații de Curburã”.

Un studiu general, efectuat de V. Mihãilescu, în anul 1966, în care se fac referiri și la zona depresiunii Podeni este reprezentat de “Dealurile și câmpiile României”.

Tot în anul 1966, V. Tufescu publicã lucrarea “Subcarpații”, un important studiu geomorfologic general asupra întregii unitãți de relief.

Date importante privind terasele Teleajenului și Cricovului Sãrat au fost oferite și în lucrarea – “Terasele fluviale din România”, scrisã de T. Morariu și I. Donisã, în anul 1968.

Gh. Niculescu contribuie la studiul geografic al zonei cu lucrãrile “Terasele Teleajenului în zona subcarpaticã, cu privire specialã la mișcãrile neotectonice cuaternare”, în 1962 și “Reconstituirea unui piemont cuaternar în Subcarpații Teleajenului”, în 1965. Acestea se caracterizeazã printr-o deosebitã complexitate și concizie.

O lucrare importantã, din punct de vedere hidrologic este cea a Constanței Trufaș – “Bazinul hidrografic al Prahovei. Calitatea apelor”, publicatã în revista Societãții Geografice din România, în anul 1998.

Studiile geografice ce au ca subiect Subcarpații de Curburã, în general și depresiunea Podeni, în special nu se opresc aici, numeroși alți geografi aducându-și contribuția.

Cap. 1 Elemente generale de cartografie

Actuala lucrare are ca scop atât un studiu amãnunțit al Depresiunii Podeni cât și explicarea metodelor și procedeelor prin care au fost realizate materialele grafice și cartgrafice. În acest scop a fost introdus încã de la începutul lucrãrii un capitol de cartografie ce își dorește sã explice pe cât posibil modul de realizare a hãrților și a altor materiale grafice care însoțesc aceastã lucrare.

Cartografia este definitã ca ansamblul studiilor și operațiunilor științifice, artistice și tehnice care intervin, pornind de la rezultatele observațiilor directe sau exploatarea unei documentații, în vederea elaborãrii și întocmirii hãrților, planurilor și a altor moduri de reprezentare și pânã la folosirea acestora.

În etapa actualã, ca urmare a dezvoltãrii științei și tehnicii care necesitã realizarea de cât mai multe și mai diversificate hãrți, precum și datoritã particularitãților întocmiri acestora s-a individualizat o cartografie topograficã sau generalã, care se ocupã cu metodele de întocmire a hãrților generale și o cartografie tematicã sau specialã, care se ocupã cu metodele de întocmire a hãrților speciale. În cadrul cartografiei tematice sunt incluse: cartografia fizico-geograficã, cartografia economico-geograficã, cartografia geologicã etc. fiecare dintre acestea diversificându-se. De exemplu, din prima grupã fac parte: cartografia geomorfologicã, cartografia pedologicã, cartografia climaticã etc.

Având în vedere cã în aceastã lucrare se vor întâlni hãrți speciale (tematice) se v-a face o scurtã prezentare privind întocmirea hãrților generale urmând a se prezenta mai detaliat modul de realizare a hãrților tematice.

1.1. Întocmirea hãrților generale. În cadrul acestor lucrãri se disting urmãtoarele etape: lucrãrile redacționale pregãtitoare, întocmirea originalului hãrții și pregãtirea hãrții pentru tipar.

Lucrãrile redacționale pregãtitoare se referã la întocmirea programului hãrții. Prin programul hãrții se stabilește destinația și denumirea hãrții, se delimiteazã teritoriul cuprins în harta respectivã, dimensiunile hãrții, se definitiveazã baza matematicã și densitatea rețelei hidrografice și a cãilor de comunicații. Tot în aceastã etapã se alege metoda de reprezentare a reliefului, se selecteazã elementele ce trebuie reprezentate și se aleg semnele convenționale ce vor fi utilizate. Programul hãrții mai cuprinde totalitatea surselor de informații necesare întocmirii hãrții, cunoscute sub numele de materiale cartografice.

A doua etapã în realizarea unei hãrți este întocmirea originalului hãrții. Acesta se poate realiza la aceeași scarã cu cea a hãrții viitoare, la o scarã mai mare sau la o scarã mai micã. Lucrãri pregãtitoare pentru întocmire constã în calcularea rețelei cartografice, în transcalcularea coordonatelor punctelor de bazã și pregãtirea materialelor cartografice de bazã în sensul cã se definitiveazã dimensiunile lor pentru fotografiere. Tot în aceastã etapã se pregãtește suportul originalelor. Construcția rețelei cartografice se realizeazã pe baza a diferite calcule. Completarea bazei cartografice cu elemente de conținut se realizeazã prin mai multe metode: a pãtratelor, cu compasul reductor, cu pantograful, cu proiectoare optice și prin metoda fotomecanicã.

Pentru asigurarea unei bune reușite a elaborãrii originalului hãrții, trecerea diferitelor elemente de pe materialul cartografic trebuie fãcutã într-o anumitã ordine. Astfel, dupã ce a fost desenat cadrul interior și baza cartograficã, trebuie sã se continue cu rețeaua hidrograficã, în primul rând trecându-se țãrmurile mãrilor și malurile lacurilor mari și apoi restul hidrografiei, în ordinea importanței. Urmeazã apoi localitãțile, cãile de comunicații, relieful, hotarele politico-administrative, învelișul pedo-vegetal etc.

Inscripțiile pe original se deseneazã și trebuie astfel alese și dispuse încât sã nu încarce, rolul lor fiind de a da lãmuriri suplimentare asupra conținutului viitoarei hãrți. Alte etape constau în definitivarea întocmirii originalului hãrții și în editarea hãrții.

1.2. Întocmirea hãrților speciale. Lucrãrile referitoare la întocmirea hãrților speciale sau tematice se aseamãnã în bunã parte cu cele necesare întocmirii hãrților generale, însã prezintã câteva particularitãți în etapele de realizare a acestui gen de hãrți. Lucrãrile redacționale pregãtitoare se referã la o activitate de documentare detaliatã în domeniul pentru care se realizeazã harta respectivã, documentare care se realizeazã mai întâi în cabinet pentru a avea o imagine de ansamblu asupra zonei respective și apoi pe teren pentru a surprinde modil cartografic trebuie fãcutã într-o anumitã ordine. Astfel, dupã ce a fost desenat cadrul interior și baza cartograficã, trebuie sã se continue cu rețeaua hidrograficã, în primul rând trecându-se țãrmurile mãrilor și malurile lacurilor mari și apoi restul hidrografiei, în ordinea importanței. Urmeazã apoi localitãțile, cãile de comunicații, relieful, hotarele politico-administrative, învelișul pedo-vegetal etc.

Inscripțiile pe original se deseneazã și trebuie astfel alese și dispuse încât sã nu încarce, rolul lor fiind de a da lãmuriri suplimentare asupra conținutului viitoarei hãrți. Alte etape constau în definitivarea întocmirii originalului hãrții și în editarea hãrții.

1.2. Întocmirea hãrților speciale. Lucrãrile referitoare la întocmirea hãrților speciale sau tematice se aseamãnã în bunã parte cu cele necesare întocmirii hãrților generale, însã prezintã câteva particularitãți în etapele de realizare a acestui gen de hãrți. Lucrãrile redacționale pregãtitoare se referã la o activitate de documentare detaliatã în domeniul pentru care se realizeazã harta respectivã, documentare care se realizeazã mai întâi în cabinet pentru a avea o imagine de ansamblu asupra zonei respective și apoi pe teren pentru a surprinde modificãrile survenite în teritoriu. În urma acestei documentãri se elaboreazã programul hãrții care va cuprinde toate datele necesare referitoare la baza geograficã ce va fi utilizatã pentru harta respectivã, la metodele utilizate, lista denumirilor și îndeosebi la legendã, care uneori este foarte complexã.

Întocmirea hãrții începe cu plasarea și desenarea semnelor, apoi se trece la scrierea denumirilor, respectând normele în vigoare, dupã care se copiazã, de pe o hartã generalã, baza geograficã sau topograficã: rețeaua hidrograficã, cãile de comunicație și localitãțile, adicã elementele din conținutul hãrții care sunt direct implicate în interpretarea unor fenomene ce constituie conținutul hãrții speciale și care în același timp conferã hãrții speciale precizia reprezentãrii necesare oricãrei hãrți.

În continuare va fi prezentat modul de realizare a hãrților speciale ce au fost întocmite în cadrul acestei lucrãri, în scopul unei mai bune înțelegeri a zonei studiate.

Primele materiale cartografice incluse în aceastã lucrare sunt hãrți generale, ce prezintã așezarea zonei studiate, respectiv a depresiunii, în cadrul României și a marii unitãți de relief – Subcarpații de Curburã. Acestea au fost realizate dupã baze cartografice preluate din Atlasul României și din lucrarea lui Al. Roșu – “Geografia fizicã”. Aceste hãrți au fost realizate exclusiv manual prin metoda arealelor și a semnelor convenționale, respectându-se toate normele de realizare a hãrților.

Hãrțile pedologicã, geologicã și a vegetației au fost realizate, la scara 1:50000, prin metoda fondulului calitativ, completatã de cea a semnelor convenționale. De asemenea, acestea sunt hãrți policrome, fiecare areal fiind colorat într-o anumitã culoare sau nuanțã reprezentativã.

Coloana stratigraficã a Miocenului reprezintã un profil geologic vertical al formațiunilor de roci depuse în acea peioadã. Acesta este, de asemenea, realizat prin metoda semnelor convenționale și este un profil policrom.

Hãrțile geomorfologice reprezintã procentul cel mai mare al materialelor cartografice prezentate în aceastã lucrare. Acestea sunt cele mai edificatoare pentru studiul fizico-geografic al unei anumite zone. Acesta a fost și motivul pentru care hãrțile au fost realizate la scara 1:25000, scarã ce permite plasarea a cât mai multor detalii pe hartã. Acestea au avut ca bazã topograficã foile topografice la scara 1:25000 – L-35-101-C-a, L-35-101-C-b, L-35-101-C-c și L-35-101-C-d. Hãrțile geomorfologice anexate acestei lucrãri sunt atât monocrome, cât și policrome. Elementul de conținut al hãrților geomorfologice este relieful, prezentat morfometric, adicã sub raportul mãrimilor mãsurabile, morfogenetic, adicã sub raportul tipurilor genetice de relief și morfografic și morfodinamic, adicã sub raportul aspectului și evoluției tipurilor de relief.

Harta geomorfologicã generalã este cea mai complexã hartã de acest tip. Aceasta prezintã atât formele de relief actuale, cât și procesele geomorfologice actuale. Astfel, aceastã hartã, semipolicromã, prezintã tipul de relief fluviatil, respectiv albiile râurilor, reniile, ostroavele, luncile, teasele, malurile abrupte, interfluviile, cât și tipul de relief structural, respectiv anticlinale – dealuri și sinclinale – tãpșan coluvial, prin metoda arealelor. De asemenea, aici sunt prezentate procesele geomorfologice actuale, respectiv șiroiri difuze, rigole și șanțuri, ravene și ogașe, organisme torențiale, toate cu ajutorul semnelor convenționale.

Astfel, au fost identificate și cartografiate microformele de relief și au fost delimitate unele areale ce corespund unor stadii de evoluție ale reliefului.

Cartografierea teraselor presupune respectarea unor reguli ce au ca scop atât identificarea și marcarea lor prin semne convenționale și fond calitativ, cât și aprecierea etapelor evolutive ale reliefului din arealul cartografiat. Terasele au fost numerotate în ordine crescãtoare, dinspre albie spre versant, în ordinea vechimii lor. De asemenea, terasele au fost racordate geometric, respectiv s-au identificat treptele de terase care corespund aceluiași fost nivel de albie. De asmenea, cele trei suprafețe de nivelare prezente în aceastã zonã au fost cartografiate și racordate.

Harta hipsometricã este o hartã morfometricã, în care relieful este prezentat sub raportul distribuției în teritoriu a valorilor altimetrice care îl caracterizeazã. Arealele hipsometrice ce corespund treptelor de altitudine au fost delimitate analitic, dupã criterii genetice. Aceastã hartã hipsometricã este policromã și a fost realizatã în urmãtoarele etape: extragerea bazei topografice de cartografiere, pe care se vor suprapune arealele hipsometrice, rețeaua de vãi, cotele altimetrice și toponimele, alegerea izohipselor și delimitarea arealelor hipsometrice, colorarea arealelor hipsometrice cu nuanțe reprezentative pentru fiecare areal, stabilirea legendei, respectiv a arealelor hipsometrice și a elementelor cartografice și acordarea titlului și a scãrii.

Harta densitãții fragmentãrii relieului este tot o hartã morfometricã, care aratã gradul de fragmentare, de discontinuitate a reliefului generat de vãi, rigole, ravene, ogașe, torenți și diferite tipuri de râpe. Densitatea fragmentãrii reprezintã raportul dintre lungimea rețelei de drenaj și suprafața drenatã (km/km2). Harta are o importanțã practicã deosebitã, deoarece ne oferã date privind amenajarea spațiului geografic, privind realizarea unor construcții sau a unor tipuri de utilizare a terenului.

Metoda aleasã pentru realizarea acestei hãrți este cea a cartogramelor, dar se mai poate realiza prin metodele izoliniilor, a bazinelor hidrografice și a profilelor transversale. Metoda cartogramelor este cea mai simplã metodã de realizare a acestor tipuri de hãrți, densitatea fragmentãrii fiind calculatã pe suprafețe egale, de 1 km2 – pãtratele caroiajului kilometric. Este necesarã extragerea acestui caroiaj de pe baza topograficã, precum și a rețelei de vãi permanente și temporare, a cotelor altimetrice și a toponimelor. Densitatea fragmentãrii este calculatã dupã formula D=L/S, unde D este densitatea fragmentãrii, L este lungimea totalã a rețelei hidrografice dintr-un pãtrat, iar S este suprafața pãtratului. Aceastã hartã este monocromã, fiind realizatã prin hașuri reprezentative pentru fiecare interval al densitãții fragmentãrii reliefului.

Harta adâncimii fragmentãrii reliefului, cunoscutã și sub numele de Harta energiei de relief este o hartã morfometricã ce oferã informații cantitative cu privire la poziția pe verticalã și în spațiu a bazelor locale de eroziune. Energia reliefului reprezintã diferența de altitudine (absolutã) dintre douã puncte, în cadrul unui areal. Aceasta se calculeazã dupã formula: Er=Hmax-Hmin (m/km2). În aceastã lucrare, aceastã hartã a fost realizatã prin metoda cartogramelor, ce presupune calcularea energiei de relief pe suprafețe egale, pãtrate, reprezentate de caroiajul kilometric al bazei topografice. De asemenea, aceastã hartã este monocromã și a fost realizatã în hașuri reprezentative pentru fiecare interval al adâncimii fragmentãrii reliefului. Aceastã hartã mai poate fi realizatã și prin metoda bazinului hidrografic și a izoliniilor.

Harta geodeclivitãții, sau Harta Panteloreste tot o hartã morfometricã pe care se redã diferitele înclinãri ale suprafeței topografice. Existã mai multe modalitãți de a calcula declivitatea terenului: pe anumite aliniamente, mãsurând lungimea dintre douã puncte și cunoscând diferența de nivel, metoda firului cu plumb etc. Panta se calculeazã folosind tangenta într-un triunghi dreptunghic. Intervalele geomorfologice ale geodeclivitãții se stabilesc pe criteriul dinamicii și în funcție de scopul hãrții.pentru realizarea acestei hãrți se extrage baza topograficã, respectiv rețeaua hidrograficã, cotele altimetrice și toponimele. Apoi se identificã și se delimiteazã arealele de pantã. Limitele acestora pot fi sectoare din curbele de nivel sau segmente perpendiculare pe acestea. Și aceastã hartã este monocromã, fiind realizatã prin hașuri reprezentative pentru fiecare areal de pantã.

Pentru capitolul de Hidrologie a fost realizatã Harta ierarhizãrii rețelei de vãi. Aceasta constã în identificarea și marcarea tuturor cursurilor de apã temporare și permanente și a ordinelor acestora. Aceastã hartã a fost realizatã prin metoda semnelor convenționale și a liniilor. Astfel, dupã ce s-a extras baza topograficã, respectiv rețeaua de vãi, cotele altimetrice și toponimele, au fost delimitate bazinele hidrografice ale fiecãrui organism hidrografic. Bazinele hidrografice au fost și acestea ierarhizate. Ierarhizarea vãilor s-a fãcut pornind de la cele mai mici organisme fluviatile, care nu primesc afluenți, pânã la principalii colectori.

Harta modului de utilizare a terenurilor este o hartã foarte complexã ce redã diferitele tipuri de folosințe ale suprafeței topografice. Aceasta este o hartã policromã, realizatã la scara 1:25000 și care prezintã cât mai precis realitatea din teren. Metodele de realizare a acestei hãrți sunt metoda semnelor convenționale și cea a arealelor. Astfel, localitãțile au fost cartografiate și colorate cu roșu, cãile de comunicație cu portocaliu, culturile agricole cu diferite nuanțe de galben, culturile viticole și cele pomicole cu diferite nuanțe de mov, iar vegetația spontanã, respectiv pãdurile, pãșunile și fânețele cu diferite nuanțe de verde.

Profilele geomorfologice constitue o reprezentare în plan, într-un sistem de axe rectangulare, a configurației suprafeței topografice, așa cum rezultã în urma intersecției acesteia pe un anumit traseu. Profilele geomorfologice se pot clasifica dupã mai multe criterii – dupã modul în care linia profilului intersecteazã suprafața topograficã, și atunci pot fi profile transversale și longitudinale, sau dupã complexitate, și atunci pot fi profile simple sau complexe – compuse, suprapuse sau mixte.

Profilele se construiesc în urma intersecției suprafeței reliefului, pe o singurã direcție, rezultând o singurã linie de profile longitudinale și transversale de vale și longitudinale și transversale de interfluviu.

Scara profilului este cea orizontalã, aceeași cu scara hãrții topografice. Scara verticalã se poate mãri sau micșora în funcție de specificul reliefului. Astfel, în zona deluroasã și depresionarã se impune o exagerare a scãrii verticale de pânã la 10 ori.

1.3 Metode de reprezentare a elementelor de conținut. În procesul întocmirii hãrților, un rol important îl are trecerea elementelor de conținut ale hãrților de pe materialele cartografice pe originalul hãrții. Deosebirile existente între întocmirea hãrților generale și cele speciale atrag dupã sine și deosebiri în ceea ce privesc metodele de reprezentare a acestor elemente în cadrul celor douã categorii de hãrți.

Deoarece elementele de conținut ale hãrților sunt rezultate ale ridicãrilor planimetrice și altimetrice, metodele de reprezentare pot figrupate în același sens. Pentru reprezentarea elementelor de planimetrie se folosesc semne convenționale, alegerea și desenarea acestora se face conform urmãtoarelor principii:

Întotdeauna pe planuri și hãrți se reprezintã numai proiecția orizontalã a obiectelor și a suprafețelor de teren.

Forma semnului se fie cât mai adecvatã, mai asemãnãtoare cu a obiectului pe care-l reprezintã, pentru ca privind la semn sã ne dãm seama imediat de obiectul din naturã.

Semnul convențional sã fie astfel ales, încât sã se poatã desena ușor, iar desenarea pe hãrți și planuri sã fie în așa fel fãcutã, încât sã nu îngreuneze citirea hãrții, iar semnul sã poatã fi observat cu ușurințã cu ochiul liber.

Toate lucrãrile în construcție, precum și cele în subteran sã fie reprezentate prin linii întrerupte.

Cu cât obiectul pe care îl reprezintã este mai important, cu atât semnul sã fie redat mai pronunțat, prin linii mai groase și invers, cu cât obiectul reprezentat este mai puțin important, sã fie redat începând de la linii normale pânã la linii întrerupte.

Semnele convenționale sunt caracterizate prin trei elemente: mãrime, formã și culoare. Mãrimea aratã importanța obiectului reprezentat, iar forma și culoarea, destinația acestuia.

Semnele convenționale sunt foarte variate ca formã. Ele pot fi intuitive adicã sã aminteascã prin forma lor obiectul reprezentat, geometrice (cercuri, pãtrate, dreptunghiuri etc.), sau pot cuprinde litera inițialã a denumirii obiectului reprezentat (c-canton, șc-școalã).

În cadrul semnelor convenționale de planimetrie deosebim trei grupe și anume: semne convenționale de contur, utilizate pentru a reprezenta pe hartã detalii ce pot fi redate la scara hãrții (pãduri, livezii, vii); semne convenționale care nu țin seama de scarã, folosite pentru reprezentarea detaliilor de pe teren de dimensiuni mai mici, care nu pot fi reprezentate la scara hãrții; semne convenționale explicative, sunt notãrile convenționale ce se fac pe hartã și care sunt folosite întotdeauna împreunã cu celelalte semne de contur și nu țin seama de scarã.

Pentru reprezentare elementelor altimetrice pe planuri și hãrți se utilizeazã diferite metode cum ar fi:

Metoda curbelor de nivel, este cea mai utilizatã metodã la ora actualã. Curba de nivel este linia care unește punctele de egalã altitudine.

Metoda hașurilor, se bazeazã pe principiul iluminãrii verticale a reliefului. Hașurile sunt liniuțe care au direcția liniei de cea mai mare pantã. Pe o suprafațã orizontalã nu vom avea nici o hașurã, cu cât panta este mai mare, cu atât pe hartã vor fi mai multe hașuri.

Metoda tentelor hipsometrice, constã din colorarea spațiilor dintre curbele de nivel cu culori diferite. Aceastã metodã este foarte utilizatã pentru redarea reliefului pe hãrțile generale deoarece este foarte expresivã și în același timp precisã.

Metoda umbririi, are la bazã același principiu ca al metodei hașurilor, harta fiind mai întunecatã cu cât panta este mai mare. Deosebirea constã în aceea cã în loc sã se deseneze hașuri, pantele apar pe hartã umbrite.

Metoda profilelor oblice și echidistante, constã în înlocuirea curbelor de nivel prin liniile unor profile oblice echidistante care intersecteazã relieful.

Metoda stereoscopicã, mai este cunoscutã și sub denumirea de metoda anaglifelor; se bazeazã pe principiul anaglifelor și pe reprezentarea reliefului prin curbe de nivel sau în combinație cu metoda prin tente în culoare gri sau bitru. Curbele de nivel sunt desenate pe hartã în douã culori complementare (roșu și albastru, de exemplu). Citirea hãrții se face cu ochelari cu lentile în aceleași culori complementare.

În întocmirea hãrților speciale, reprezentarea proceselor și fenomenelor se face atât grafic, cât și cartografic, iar metodele utilizate în acest sens pot fi grupate în douã mari categorii: metode statistice și metode cartografice.

Metodele statistice, se numesc astfel, deoarece prin conținutul și caracterul lor sunt utilizate pentru reprezentarea anumitor indicatori statistici, iar amplasarea lor pe hartã nu este condiționatã de elementele geografice, ci se face în mod arbitrar. Din aceastã categorie fac parte diagrama, cartograma și cartodiagrama.

Metodele cartografice, se caracterizeazã prin aceea cã reprezentarea și amplasarea fenomenelor și proceselor se face în mod geografic, cu exactitate și în dependențã de o serie de factori fizico-geografici și economico-geografici. În cadrul acestor metode se deosebesc:

Metoda semnelor, se utilizeazã pentru reprezentarea fenomenelor care nu au o rãspândire continuã și care nu pot fi reprezentate la scarã. Semnele pot fi: geometrice, sub formã de litere, artistice și simbolice.

Metoda arealelor, se întrebuințeazã pentru reprezentarea unor fenomene sau elemente ce au o rãspândire continuã. Prin areal se înțelege o suprafațã, o regiune, în care este rãspândit un fenomen oarecare.

Metoda fondului calitativ, constã în delimitarea unor suprafețe pe care se întâlnesc aceleași elemente sau procese. Aceste suprafețe se clasificã în funcție de o serie de indicatori stabili, în vederea deosebirii lor. Fiecare suprafațã se coloreazã sau se hașureazã în mod diferit.

Metoda liniilor de mișcare sau dinamice, se aplicã pentru reprezentarea, prin diferite semne (linii, sãgeți etc.), a dinamicii fenomenelor și proceselor fizico-geografice și economico-geografice.

Metoda izoliniilor, constã în unirea punctelor cu aceleași valori. Se utilizeazã pentru reprezentarea unor fenomene care au o rãspândire continuã pe suprafața consideratã și care pot fi mãsurate.

Metoda punctului, constã în plasarea pe hartã a unor puncte cu diferite semnificații în funcție de elementele ce se doresc a se scoate în evidențã. Își gãsește aplicarea în reprezentarea unor elemente sau fenomene care nu au o rãspândire continuã, putându-se reda repartiția geograficã și cantitatea unui fenomen.

Cap. 2. AȘEZAREA, LIMITELE ȘI UNITÃȚILE DE RELIEF ALE DEPRESIUNII

Depresiunea Podeni este, de fapt o subunitate a întinsei depresiuni precarpatice Mislea-Podeni, situatã în partea central-sud-esticã a României (fig. 1 – Poziția depresiunii Podeni în cadrul României).

Depresiunea Podeni este situatã în Subcarpații de Curburã, respectiv, în Subcarpații Teleajenului. Aceasta are o poziție centralã, privilegiatã în cadrul marii unitãți de relief. De asemenea, aceastã depresiune constitue limita exterioarã a Subcarpaților, fiind amplasatã la contactul cu Câmpia Românã, respectiv Câmpia Ploieștilor (fig. 2 – Poziția depresiunii Podeni în cadrul Subcarpaților Curburii).

Aceastã depresiune tipic intracolinarã exterioarã s-a dezvoltat pe axul sinclinalului Mãgurele-Podeni, între douã anticlinorii, la nord și la sud – Salcia și Boldești.

Dincolo de culmile deluroase care le despart, depresiunea Podeni se învecineazã cu depresiunile Vãlenii de Munte-Gura Vitioarei la nord, depresiunea Sângeru la est, Câmpia Ploieștilor la sud și depresiunile Câmpina și Mislea la vest.

Aceste depresiuni sunt despãrțite de culmi anticlinale și vãi ale râurilor ce le dreneazã. Astfel, în nordul depresiunii Podeni se aflã dealul Salcia cu culmile Gornet, Brãzila, Sotãcu, Cãoaia, Titila și Popești, care reprezintã, de altfel și limita nordicã a depresiunii. În sudul acesteia se aflã dealul Bucovel, ce corespunde anticlinalului Boldești și reprezintã și limita sudicã a depresiunii. Limita vesticã corespunde vãii Teleajenului, iar limita esticã – vãii Cricovului Sãrat. Tot în partea esticã se aflã și culmea anticlinalã Istrița – cea mai reprezentativã din acest punct de vedere.

Coordonatele matematice au fost calculate pentru extremitãțile esticã, vesticã, nordicã și sudicã. Depresiunea se aflã situatã în jurul valorii latitudinale de 45° N și a valorii longitudinale de 26° E. Mai exact, limita vesticã se aflã la latitudinea de 45°06’00” N și la longitudinea de 26°00’00” E. Limita esticã se aflã la latitudinea de 45°06’00” N și la longitudinea de 26°15’00” E. Limita nordicã se aflã la latitudinea de 45°08’30” N și la longitudinea de 26°07’30” E. Limita sudicã se aflã la latitudinea de 45°02’20” N și la longitudinea de 26°07’30” E. Centrul depresiunii este traversat de paralela de 45°06’00” latitudine N și de meridianul de 26°07’30” longitudine E.

Din punct de vedere administrativ, depresiunea Podeni este localizatã în nordul județului Prahova, în apropierea zonei de contact cu județele Buzãu și Brașov, ceea ce a dat vãilor și interfluviilor zonei o mare importanțã în tranzitul de persoane și mãrfuri, manifestat încã din evul mediu prin existența drumurilor comerciale ce legau Țara Româneascã de Țara Bârsei și Transilvania.

Cele mai importante localitãți urbane ce dominã depresiunea Podeni sunt Ploieștii și Câmpina. Alte orașe mai mici sunt Boldești-Scãieni și Urlați.

Aceastã așezare, la contactul marilor unitãți de relief este propice dezvoltãrii economice a zonei depresiunii Podeni. De asemenea, varietatea peisajului – atât dealuri cât și suprafețe tabulare oferã o complexitate deosebitã zonei.

Cap. 3 CADRUL NATURAL; IMPLICAȚII MORFOGENETICE ȘI MORFODINAMICE

3.1. Geologia; roca și implicațiile morfogenetice. În ceea ce privește constituția petrograficã, studiile efectuate (Niculescu Gh., Iorgulescu T., Velcea I., Mutihac V., Popp N.) au arãtat cã formațiunile sedimentare ale Depresiunii Podeni corespund în cea mai mare parte miocenului și pliocenului, peste care se întâlnesc uneori și petece sedimentare fluvio-lacustre villafranchiene (fig. 3 – Harta geologicã – Depresiunea Podeni). Acestea se sprijinã pe un fundament de șisturi cristaline rezultate din metamorfozarea unor sedimente foarte vechi. Fundamentul are vârstã precambrianã și apare la zi în afara depresiunii, în munții Leaota.

Miocenul (fig. 4 – Coloana stratigraficã a Miocenului), formeazã umplutura depresiunii reprezentatã prin depozite foarte heterogene (marne, nisipuri, argile, gresii, conglomerate etc.) cu o sedimentație haoticã și cu frecvente schimbãri laterale. Dacã la aceste se adaugã faptul cã resturile de organisme sunt rarisime, este de înțeles cã nu a fost posibilã realizarea unei stratigrafii riguroase.

Miocenul începe printr-un complex gros de brecii argiloase cu intercalații de sare gemã și sãruri de potasiu și de magneziu la care se adaugã argile gipsifere cu intercalații subțiri de gresii. Acest complex separat de T. Borș sub numele de formațiunea saliferã inferioarã, aratã cã odatã cu miocenul s-a accentuat regimul lagunar început în oligocen. Formațiunea cu sare revine aquitanianului, fiind corelabile cu partea inferioarã a stratelor de Cornu din Valea Prahovei.

Formațiunea cu sare este urmatã de un complex flișoidal, reprezentat printr-o alternanțã de gresii și marne cenușii cu intercalații de marne brun-roșcate care îi dau un aspect bariolat. În continuare se deosebește o alternanțã de gresii și marne cenușii cu intercalații de gipsuri. Partea inferioarã a miocenului continuã cu gipsuri și tufuri vulcanice, intercalate în depozite marnoase și nisipoase.

Sarmațianul este transgresiv spre vorland; depozitele sarmațiene se caracterizeazã prin alternanța stratelor cu marne și a stratelor cu nisipuri, dar din loc în loc apar și nisipuri cu concrețiuni sau calcare.

Pliocenul urmeazã fie concordant peste depozitele miocene, fie discordant, și este reprezentat de meoțian. În succesiunea meoțianã se includ depozite marnoase și nisipoase cu intercalații de calcar grezos, nisipuri cu concrețiuni și gresii, grosimea lor fiind diferitã.

Tectonica. La sfârșitul jurasicului, soclul cristalin carpatic, altãdatã mult mai extins, s-a scufundat în zona de la est de Masivul Leaota, așa încât în apele mãrilor cretacice a început o intensã sedimentare. Aici s-au depus sedimentele flișului sub diferite faciesuri, pe grosimi de câteva mii de metri, ceea ce dovedește cã, în timpul sedimentãrii, fundul mãrii a suferit o coborâre treptatã (subsidențã). Aceste formațiuni au fost cutate în timpul mișcãrilor orogenice din faza laramicã (sfârșitul cretacicului), exodate și supuse erozinii.

Mai târziu, în eocen, marea s-a retras spre sud, la exteriorul arcului carpatic, iar pe fundul ei accidentat s-au depus noi sedimente sub facies foarte variat: gresia masivã de Tarcãu și alternanțe de marne și gresii. În oligocen, colmatarea accentuatã a geosinclinalului a fãcut ca marea sã-și micșoreze adâncimea și pe fundul ei s-au depus mâluri organogene care au dat naștere șisturilor menilice și șisturilor disodilice bituminoase, alcãtuind cel mai însemnat generator de hidrocarburi.

Dupã mișcãrile orogenice din aquitanian (faza savicã), în marea miocenã încep sã se depunã noi sedimente: conglomerate, gresii, tufuri, marne, argile și, alãturi de acestea, sarea și gipsul, indicând o fazã lagunarã a mãrii și un climat cald și arid. Faza de cutare stiricã de la sfârșitul tortonianului marcheazã inaugurarea unui nou ciclu de sedimentare, de data aceasta în apele salmastre și apoi dulci ce se aflau pe teritoriul Subcarpaților și al Câmpiei Române. Formațiunile sarmațiene (gresii, lumașe) urmate de nisipurile, pietrișurile, argilele și marnele pliocenului au fost, la rândul lor, cutate în timpul orogenezei valahe (sfârșitul levantinului), iar întregul edificiu carpatic deja consolidat a fost înãlțat în bloc. În aceastã perioadã s-au format cutele diapire din zona subcarpaticã; supuse la presiuni puternice și datoritã plasticitãții, depozitele de sare au migrat din adâncuri spre suprafațã, boltind formațiunile de deasupra, strãpungându-le și rãsturnându-le uneori.

Succedarea ciclurilor de sedimentare în timpul cãrora pe fundul sau la marginea mãrilor, mereu cu alte contururi, s-au depus formațiuni atât de diferite în condiții climatice tot atât de variate și reînvierea ritmicã a fazelor orogenice au dus la formarea reliefului. Frãmântãrile scoarței au cutat sedimentele, le-au faliat și chiar le-au încãlecat pe alocuri, așa încât ele se aflã astãzi în diferite raporturi altimetrice. Și dacã eroziunea nu a întârziat sã-și arate efectele de îndatã ce un teren nou ieșea de sub apã, nu a izbutit sã-l distrugã total; întreruptã mereu de noi faze orogenice, ea nu a reușit, cu atât mai mult, sã șteargã marele tipare geologice (morfostructurale) ale reliefului.

Ținutul dealurilor corespunde unor formațiuni de obicei argiloase, marnoase și nisipoase de vârstã mio-pliocenã, ceea ce explicã altitudinile mai coborâte ale reliefului. Bancurile de gresii sau calcare mai dure, ca și cele de conglomerate sau pietrișuri groase, se înscriu în relief prin proeminențe (culmi), în timp ce argilele și marnele apar de obicei în depresiuni și prilejuiesc alunecãri de teren.

Structura reflectã evoluția tectonicã a regiunii. Modul de dispunere a acestor formațiuni, adicã structura lor, exercitã influențe în configurația reliefului. Un element dominant îl constituie ansamblul de cute cu direcția est-vest, prezența anticlinalelor și sinclinalelor. Ele se materializeazã în relief prin faptul cã masivele deluroase coincid cu boltiri anticlinale, ca Dealul Titila, Dealul Popești, Dealul Cãloaia, în timp ce depresiunea propriu-zisã este în lungul unui sinclinal.

Evoluția post tectonicã a reliefului a avut ca efect definitivarea formelor actuale. Mișcãrile neotectonice continuã și azi, rezultând înãlțimi ce determinã deformarea teraselor, evoluția vãilor.

Roca și implicațiile morfogenetice. Dupã cum s-a amintit în partea de geologie a lucrãrii, Depresiunea Podeni este situatã pe depozite miocene reprezentate prin marne, nisipuri, gresii (fig. 4 – Coloana Stratigraficã a Miocenului).

Aceastã scurtã introducere în geologia regiunii ne prezintã alcãtuirea petrograficã și structuralã, care se reflectã în morfologia zonei, roca și structura impunând evoluția generalã a regiunii. Caracterele imprimate de structurã au dus la separarea formelor de relief în cele legate de evoluția interfluviilor și cele apãrute în urma adâncirii rețelei de vãi.

Potențialul morfodinamic este condiționat în primul rând de rocã, la care se adaugã și alți factori (vegetație, climã, factorul antropic). Rezistența acestor roci la acțiunea agenților modelatori este foarte diferitã, fiind bine definitã de indicele de tãrie al rocilor (M. Stamatiu, 1962). În scara stabilitã de geologi, indicele de rezistențã a rocilor din regiune se încadreazã în intervalul 1 – 7. Luând în calcul și acest indice de tãrie, și folosind ca model harta potențialului morfodinamic pentru zona Munților Ciucaș, întocmitã de M. Ielenicz în 1984, putem separa rocile din Depresiunea Podeni în: formațiuni foarte moi, în care intrã depozitele deluvio-coluviale, aluviunile și proluviile (It = 1, cursurile râurilor Teleajen, Cricovu Sãrat, Lopatna), și formațiuni semitari cu alternanțe de argile, marno-argile și gresii (It = 2-7, Dealul Brãzila, Dealul Popești, Dealul Gornet), care favorizeazã alunecãrile de teren, șiroirea și curgerile noroioase.

Rolul rocii în modelarea reliefului poate fi remarcat foarte bine pe interfluvii și versanți, unde rezistența diferitã a rocilor a dus la apariția martorilor de eroziune, și în strânsã legãturã și cu factorul vegetație a dus la apariția ravenelor, ogașelor iar pe versanții din partea sudicã chiar a torenților de mari dimensiuni (foto 1; foto 2). Alãturi de aceste forme de relief, alternanța stratelor de roci permeabile cu argile și marne genereazã alunecãri de teren pe versanți (foto 3), multe fiind determinate și de activitatea antropicã, ca în cazul terenurilor defrișate.

Ca urmare a litologiei complexe din zona anticlinalã, ce prezintã depozite de hidrocarburi, existã exploatãri prin sonde fapt ce a dus la modificarea reliefului prin construirea a numeroase drumuri de exploatare și a rețelei de conducte.

Condițiile hidrogeologice

Analiza datelor geologice, morfologice, hidrologice și pluviometrice din aceastã zonã evidențiazã o serie de trãsãturi care definesc condițiile hidrogeologice generale ale depresiunii Podeni.

Intervalul Paleogen-Miocen, în special Oligocenul, nu prezintã condiții favorabile pentru existența apelor subterane.

Existența depresiunilor posttectonice și de eroziune constitue unitãți hidrostructurale ce prezintã interes pentru alimentarea cu apã. În depozitele posttectonice se constatã prezența acviferelor multistrat sub presiune, în timp ce în depresiunile de eroziune prezintã interes numai depozitele aluvionare.

La ieșirea din zonele deluroase, râurile mari formeazã conuri de dejecție, ce prezintã importanțã hidrogeologicã deosebitã.

Local, vãile râurilor pot prezenta nivele de terase suficient de extinse și grosimi ale aluviunilor destul de mari pentru a putea fi luate în considerare pentru captãrile de apã.

Luncile, ca și terasele, prezintã aluviuni formate predominant din roci ce intrã în constituția flișului și mai puțin din elemente de cristalin sau calcare mezozoice.

Râurile își pãstreazã, în general, debitele. Se semnaleazã pierderi de debite numai acolo unde cursurile râurilor curg pe pietrișurile de Cândești, determinând o alimentare în subteran.

Apele asociate zãcãmintelor de hidrocarburi sunt iodobromurate, prezintã mineralizare ridicatã, acizi naftenici și substanțe bituminoase. Acestea se caracterizeazã printr-o dinamicã lentã și sunt legate de formațiuni oligocene, helvețiene și sarmațiene.

3.2 Clima; Depresiunea Podeni este situatã în zona intracolinarã, pe malul stâng al râului Teleajen și pe cel drept al Cricovului Sãrat.

Stația de observații climatologice Câmpina, cea mai apropiatã stație permanentã, este situatã la o altitudine de 461 m., având indicativul sinoptic 15349, coordonatele geografice de 45°17' latitudine nordicã și 25°45' longitudine esticã.

Radiația solarã

Teoretic, zonele paralelei de 45° beneficiazã de un regim radiativ moderat cu diferențieri regionale apreciabile. Cunoașterea particularitãților regimului și repartiției radiației solare rezolvã probleme atât practice, cât și teoretice.

La extinderea latitudinalã a României, fascicolul de raze solare acoperã un interval maxim de 4°38' de latitudine, iar variația anualã a unghiului de incidențã provoacã o creștere a duratei zilei de la solstițiul de iarnã la cel de varã de 6 ore și 30 de minute in S și 7 ore și 40 de minute in N.

Radiația solarã directã depinde de unghiul de înãlțime al Soarelui, de opacitatea atmosferei și de unghiul sub care aceasta este recepționatã. Potențialul radiativ, recepționat de suprafața expusã perpendicular fațã de Soare, scade nu numai latitudinal, ci și datoritã influenței structurii majore a suprafeței active, a lanțului carpatic care influențeaza masele de aer și opacitatea atmosferei. Pe suprafața orizontalã, în iulie, se recepționeazã aproximativ 0,7 cal./cm²/min. În decembrie, la ora 12, suprafața orizontalã primește de la Soare doar 15% din potențialul înregistrat in secțiune perpendicularã.

Pe versanți, sub influența masei opace a atmosferei, gradientul de creștere a fluxului radiativ are valori mult mai mari decât deasupra acesteia. Sumele lunare maxime cresc pânã in iunie când depãșesc 23 kcal/cm2 și scad treptat pânã în decembrie când ajung la 5,5-7 kcal/cm2. Sumele respective scad cu altitudinea de la S la N, mai accentuat iarna, când diferența lor maximã între limita sudicã și cea nordicã a teritoriului țãrii poate sã depãșeascã 1kcal/cm2/lunã. Cele mai mari sume lunare ale radiației totale din cursul anului sunt în luna iulie când predominã cerul senin. Ele ajung la 15-18 kcal/cm2 în nord și la 18-19 kcal/cm2 în sud.

Radiația solarã difuzã depinde de unghiul de înãlțime al Soarelui deasupra orizontului, de opacitatea atmosferei și de nebulozitate. În cursul unui an, aceasta variazã între 0,02-0,03 cal/cm2/min. Iarna la 0,4-0,44 cal/cm2/min. la sfârșitul primãverii și începutul verii. La solstițiul de iarnã, datoritã unghiului de incidențã foarte mic, razele solare parcurg prin stratul de nori un drum mai lung. Astfel, radiația difuzã are cele mai reduse valori.

În funcție de nivelul de condensare, de grosimea stratului de nori și a masei opace, versanții se caracterizeazã printr-o radiație solarã directã mai redusã și printr-o radiație difuzã mai mare.

Radiația globalã, în depresiunea Podeni are valori, vara, la zenit, de 1,1 cal./cm.2./min.

Radiația reflectatã variazã în funcție de albedoul suprafeței active, de structura fluxului radiației globale și de caracteristicile fizice ale stratelor inferioare ale atmosferei. Cele mai reduse valori se înregistreazã la sfârșitul toamnei și începutul iernii(sub 0,1 cal/cm2/min.). Datoritã stratului de zãpadã, radiația solarã crește pânã la 0,2 cal/cm2/min. Proporția în care energia solarã este reflectatã de suprafața terestrã este redatã de albedou, ale cãrui valori depind de culoarea suprafeței active, de structura sa fizicã și de unghiul sub care aceasta este expusã radiației solare. Iarna atinge valorile cele mai mari (58-70 %), în timp ce vara îregistreazã mai puțin de 30 %.

Radiația absorbitã este cantitatea de energie solarã preluatã și transformatã în energie caloricã de cãtre suprafața activã.

Aceasta crește rapid în prima jumãtate a anului (în ianuarie este de 40-55 %, iar în martie de 80-85 %). O parte din energia caloricã este transmisã spre profunzimea scoarței terestre, iar cealaltã parte este cedatã atmosferei (λ >0,76 μ).

Radiația efectivã este diferența dintre energia cedatã de suprafața activã a atmosferei și cea emisã de atmosferã cãtre scoarța terestrã. Aceasta are, în nopțile de iarnã valori medii mici de 0,03 cal./cm.2/min., iar ziua de 0,8 cal/cm.2/min. În timpul iernii, radiația efectivã depãșește, în general, radiația absorbitã.

Bilanțul radiativ este condiționat de caracteristicile fizice ale suprafeței active. În lunile decembrie și ianuarie, bilanțul radiativ are valori negative care însã nu scad pânã la 1kcal/cm2/lunã. În lunile de primãvarã, odatã cu intensificarea radiației solare, valorile bilanțului cresc aproximativ cu 2 kcal./cm.2/lunã, astfel încât în luna mai ajung la 7,3-7,6 kcal./cm.2. În lunile iunie și iulie, sumele lunare ale bilanțului se mențin în jurul a 7 kcal./cm2, fiind cele mai mari din cursul anului.

Circulația generalã a atmosferei.

Circulația vesticã are o frecvențã de 45 % din totalul cazurilor și reprezintã elementul preponderent în transformãrile atmosferei care au loc deasupra continentului. Aceasta are loc în condițiile unui câmp de mare presiune atmosfericã. Anticiclonul vestic determinã în regiunile noastre un timp geros cu vânturi și ninsori moderate iarna, primãvara și toamna produce înghețurile și ninsorile târzii, respectiv înghețul și ninsorile timpurii. Vara determinã un timp cu ploi de scurtã duratã. Acesta are o frecvențã mai mare în luna septembrie.

Suprafața subiacentã activã este importantã numai în contextul raporturilor sale cu pãtura de aer inferioarã a atmosferei. Relieful are rolul cel mai mare, deoarece el genereazã dimensiunile spațiului climatic. Carpații, prin orientarea lor, joacã un rol de baraj în calea maselor de aer oceanice și continentale. Ca urmare, masele de aer maritime determinã un regim continental în aceastã parte a țãrii.

Expoziția versanților fațã de circulația generalã a atmosferei, determinã o distribuție neuniformã a cantitãții de umezealã, de precipitații și a nebulozitãții. Versanții cu expunere vesticã și nord-vesticã beneficiazã de o umezealã mai mare cu 2-4 % comparativ cu cei estici și sud-estici.

Un rol important revine și pantei. Versanții abrupți primesc o cantitate mai micã de energie solarã, comparativ cu cei cu pante line, care primesc o cantitate mai mare, în funcție de gradul de înclinare.

Un rol deosebit îl are altitudinea. Temperatura medie anualã scade cu altitudinea conform gradientului termic vertical de 0,5-0,7 oC/100 m, umezeala relativã crește, iar cantitatea medie anualã de precipitații cu 70-100 mm/100 m (diferențiat în raport cu expozitia versanților).

În timp ce formele convexe de relief sunt expuse permanent vântului, cele concave se caracterizeazã prin umezeala mai mare a aerului, depuneri frecvente de rouã, inversiuni de temperaturã.

Vegetația genereazã la rândul ei particularitați climatice si topoclimatice în raport de gradul de acoperire, de speciile caracteristice, de densitatea lor, de forma coronamentului, de stadiul de vegetație. Principala caracteristicã a vegetației o constituie cea de a-II-a suprafața activã: limita superioarã a vegetației. Astfel, mai mult de 80 % din razele solare și 15-20 % din precipitații nu ajung la sol, ci sunt reținute de frunze. Aceasta are ca efect creșterea temperaturii și scãderea umezelii relative a aerului la acest nivel. Prin rolul sãu de obstacol în calea maselor de aer, pãdurea cotribuie la creșterea turbulenței, la mãrirea gradului de umezire a aerului, la depunerea neuniformã a stratului de zãpadã.

Bazinele de apã influențeazã clima prin proprietãțile lor fizice: capacitate caloricã mare și cãldura specificã mare. Ca urmare, diferențele de temperaturã dintre apã și uscat sunt evidente, mai ales ziua , vara și iarna.

Omul, datoritã tendinței de dezvoltare, a modificat continuu teritoriul în care a trãit. Datoritã acțiunii sale asupra mediului înconjurãtor, prin defrișãri de pãduri, schimbarea cursurilor de apã, degradarea solurilor, omul a influențat puternic și mediul climatic în care trãiește.

Sub influența advecțiilor de aer cald, temperatura maximã absolutã a aerului, la stația meteorologicã Câmpina, a fost înregistratã la 9 iulie 1968; aceasta era de +37 oC .

În cursul anului, intervalul posibil de producere a temperaturilor maxime absolute este 1 mai – 1 septembrie. Acestea depãșesc 32 oC. Din fig. 5 – Media temperaturilor maxime anuale, reiese cã cea mai mare frecvențã a acestor valori are loc în a-II-a parte a lunii august. O frecvențã mare o au și temperaturile medii maxime de 29-31 oC, caracteristice sfârșitului lunii mai, lunilor iunie și iulie.

În general, temperaturile maxime ale aerului cu valorile cele mai mari, se produc în condiții de timp anticiclonic (invazia unui aer cald tropical ce determinã predominarea unui timp senin și secetos).

Temperaturile minime absolute nu coboarã în general sub -25 oC. Valoarea minimã record a fost de -26,6 oC înregistratã la stația meteorologicã Câmpina, la 23 ianuarie 1966.

Scãderile cele mai accentuate de temperaturã s-au produs în timpul advecțiilor de aer rece continental și al rãcirilor radiative în regim anticiclonic.

Frecventa zilelor cu diferite temperaturi caracteristice prezinta o deosebitã importanțã științificã și practicã. Numãrul nopților geroase (temperaturi minime sub – 10 oC) determinate de advecțiile de aer rece totalizeazã un numar de 10-12. Zilele de iarnã (temperaturi maxime mai mici sau cel mult egale cu 0 oC) totalizeazã in medie, anual, 20-35. Zilele de varã (temperaturi maxime mai mari sau cel puțin egale cu 25 oC) se produc din mai pânã în octombrie. Zilele tropicale (temperaturi maxime mai mari sau cel puțin egale cu 30 oC) sunt posibile din mai pânã în septembrie; sunt mai puțin de 10 ca numãr (fig. 6 – Numãrul zilelor cu Soare).

In cursul anului, cea mai mare frecvența atât a zilelor tropicale, cât și a zilelor de varã se remarcã în iulie și august când și advecțiile de aer fierbinte tropical sunt mai frecvente.

La nivelul suprafeței solului se produc cele mai importante procese de transformare a energiei radiante în energie caloricã. Suprafața solului este sursa de încãlzire a aerului în timpul zilei. Ca urmare, variabilitatea mare a condițiilor de sol, microrelief și vegetație, face ca valorile anuale ale temperaturii solului sã se repartizeze foarte neuniform.

In cursul anului, ea variazã de la o lunã la alta, înregistrând un minim iarna, în ianuarie (-3,1 oC) și un maxim vara, în iulie (22,9 oC). În ianuarie, temperatura solului este cu 2 oC mai micã decât cea a aerului datoritã inversiunilor de temperaturã care stimuleazã rãcirea radiativã.

În luna martie toate mediile lunare devin mai mari de 0 oC, iar în mai se produce saltul termic (20,3 oC), astfel încât, valorile se mãresc foarte mult. Creșterile se reduc apoi. În octombrie se produce saltul termic de toamnã (7,4 oC), când temperatura scade iarãși. În decembrie, toate mediile devin negative (-0,1 oC).

Temperaturile minime lunare au valori negative pe suprafața solului din decembrie pânã în martie. Temperaturile maxime lunare pe suprafața solului se produc în perioada iunie-august.

Transmiterea cãldurii în sol se face în raport cu variația fluxului de radiație din timpul zilei și al anului. Astfel, în variația lunarã a temperaturii solului cu adâncimea, se remarcã un minim în ianuarie pentru orizonturile superioare (0-30 cm), fiind decalat cu o lunã pentru orizonturile profunde. Maximul se produce în iulie pentru orizontul de 0-80 cm și abia în august pentru cele mai mari de 80 cm. În anotimpurile de tranziție, și îndeosebi în martie-aprilie și septembrie-octombrie, valorile termice din sol tind sã se omogenizeze. Are loc izotermia de primãvarã și respectiv, de toamna. Încãlzirea cea mai puternicã se produce vara, în iulie-august, în orele de amiazã, chiar și la 100 cm adâncime, unde ating 20 oC la ora 13, în timp ce în stratul arabil de 0-20 cm, temperatura solului depãșește 40 oC. La ora 19, în aceleași luni, nucleul cald coboarã între 5-20 cm adâncime, unde temperatura solului depãșește 25 oC. La ora 1 noaptea, se remarcã tendințe de omogenizare a temperaturilor din sol; acestea au valori de peste 20 oC, cele mai mari situându-se în orizontul de 20-40 cm. La ora 7, când începe încãlzirea suprafeței active se distinge un orizont mai rece, cuprins între 2 orizonturi mai calde și procesul se reia.

Temperaturi negative se produc numai in ianuarie și numai in orizontul de 0-30 cm. Comparând temperaturile de la suprafața solului cu cele de la adancimea de 10 cm și cu cele din aer (la 2 m înãlțime), se remarcã faptul cã cele mai mari valori sunt pe suprafața solului și apoi în stratul arabil, ceea ce confirmã înca o datã, cã suprafața solului este sursa principalã de încãlzire a atmosferei, justificându-și rolul de factor genetic al climei.

Presiunea relativã a aerului este prezentatã în fig. 13 – Presiunea atmosfericã.

Cantitatea de vapori de apã din atmosferã este influențatã atât de particularitãțile fizice ale maselor de aer în mișcare, cât și de caracteristicile locale ale suprafeței active (fig. 7 – Umezeala relativã a aerului). Cele mai mari medii anuale se înregistreazã pe dealurile înalte, ca rezultat al temperaturilor reduse. În luna ianuarie valorile medii ale umezelii relative au o repartiție teritorilã destul de uniformã, apropiindu-se de cele anuale. În aceastã perioadã umezeala relativã se menține la 77 % datoritã valorilor mici ale temperaturilor aerului. În luna august, datoritã diferențelor termice de la o regiune la alta, și umezeala relativã a aerului prezintã o distribuție spațiala destul de neuniformã.

Cele mai ridicate valori se înregistreazã pe vârfurile dealurilor de 600 m înãlțime (87 % – 1998). În evoluția anualã a umezelii relative se remarcã 2 maxime și 2 minime în raport invers cu evoluția temperaturii. Maximul principal se produce în luna octombrie (90 %) când advecția aerului relativ cald și mai umed de deasupra Marii Mediterane este mai frecvent. Minimul principal se observã în depresiunea Podeni în luna martie. Evoluția diurnã a umezelii relative evidențiazã un maxim în timpul nopții și un minim spre dimineațã. În timpul maximelor nocturne umezeala relativã este destul de uniform repartizatã, valorile anuale mentinându-se peste 72 %.

Zilele cu umezealã relativã mai micã de 30 % care caracterizeazã condițiile de mare uscãciune a aerului, au o frecvențã mai mare în cursul anului în intervalul aprilie – septembrie (5-6 zile pe lunã).

Zilele cu umezealã relativã mai micã de 50 % au o frecvențã mare în intervalul aprilie – octombrie (depãșesc 20 zile în lunile iulie și august). Iarna zilele cu umezeala relativã mai micã de 50 % are frecvența micã din decembrie pânã în februarie (3-4 zile lunar). Zilele cu umezeala relativã mai ridicatã de valoarea de 80 % înregistreazã în intervalul aprilie – octombrie, la ora 13, cel mai mic numãr, când advecția aerului cald și uscat de origine tropicalã sau continentalã în regim anticiclonic este mai frecventã (1-4 zile lunar). Iarna, în intervalul noiembrie – februarie, frecvența unor astfel de zile, la ora 13, depașește un numãr de 15.

Nebulozitatea este direct dependentã de particularitãțile circulației generale a atmosferei, ca și de cele ale suprafeței active. Nebulozitatea influențeazã la rândul ei regimul tuturor elementelor climatice. Altitudinea, dar și expoziția versanților fața de direcția de deplasare a maselor de aer umed sau uscat determinã diferențe în valoarea nebulozitãții pentru aceeași altitudine, aceasta fiind cu cel puțin o zecime mai mare pe versantul vestic și nordic, comparativ cu cei sudici și estici.

Sub influența diferitelor sisteme barice care traverseazã sau staționeazã deasupra teritoriului, nebulozitatea înregistrezã în cursul unui an un maxim și un minim. Maximul de nebulozitate se produce în luna noiembrie (7,4%), ca urmare a intensificãrii activitații ciclonice deasupra Mãrii Mediterane, ca și datoritã inversiunilor de temperaturã specifice semestrului rece al anului. Minimul de nebulozitate se produce la începutul iernii când predominã timpul relativ stabil (din decembrie și pânã în februarie variazã între 4-4,8 %).

Nebulozitatea variazã diferențiat și în timpul zilei, în funcție de anotimp și de particularitațile suprafeței active. În octombrie, la orele 7 și 13 sunt cele mai mari valori ale nebulozitãții, ca urmare a regimului termic de iarna care favorizeazã persistența ceții insoțitã la limita ei superioarã de nori stratiformi, dar și datoritã intensificãrii activitații ciclonice. În iulie, nebulozitatea se reduce atât dimineața la ora 7 (3,5-4 %), cât și la amiazã, la ora 13 (4-4,5 %).

Frecvența zilelor cu cer acoperit și senin completeazã regimul nebulozitãții. Numãrul mediu anual al zilelor cu cer senin este invers proporțional cu nebulozitatea totalã. În cursul anului se remarcã un maxim și un minim de zile senine. Maximul se produce în luna august, fiind de 15,8 zile, iar minimul în luna februarie și este de 8,1 zile (1998). Numãrul anual de zile cu cer acoperit cunoaște o variație teritorialã direct proportionalã cu valoarea nebulozitãții totale. Ca urmare, în cursul unui an, se înregistreazã un maxim în iunie (14,2 zile) și un minim în noiembrie (6,4 zile) corespunzãtoare maximelor și minimelor de nebulozitate. De la un an la altul, nebulozitatea a variat foarte mult, fiind în strânsã dependențã cu particularitãțile circulației generale a atmosferei (4,8 %-1990; 1991).

Regimul anual al duratei de strãlucire a Soarelui se aflã în strânsã corelație cu regimul și distribuția nebulozitãții, în special, a celei inferioare. Suma anualã medie a duratei de strãlucire a Soarelui a fost de 78 ore (1998) (fig. 8 – Durata de strãlucire a Soarelui). Analiza sumelor medii din semestrul cald (aprilie-septembrie), evidențiazã faptul cã acestuia îi revine aportul principal din durata annualã de strlucire a Soarelui (cca. 70 %). În semestrul rece (octombrie-martie) valorile medii ale duratei de strãlucire a Soarelui se repartizeazã mult mai uniform, comparativ cu semestrul cald (68 ore-1998). Ca o constatare anualã se poate afirma cã valorile cele mai mari ale strãlucirii Soarelui au fost in 1991 de 81 ore, tendința actualã fiind de creștere a acestora.

Precipitațiile atmosferice

Poziția geograficã a României fațã de principalii centrii barici, pe de o parte și caracteristicile reliefului, pe de alta parte, creeazã diferențe în repartiția precipitațiilor atmosferice.

Ca urmare a rolului de baraj orografic al Carpaților pentru circulația vesticã sau esticã, precipitațiile se repartizeazã neuniform în cadrul Subcarpaților Teleajenului. Dependent de particularitãțile circulației generale a atmosferei, au avut loc numeroase variații neperiodice ale cantitãții de precipitații. Astfel, cele mai mari cantitãți s-au înregistrat în anii cu predominarea activitãții ciclonice și frontale (fig. 10 – Variațiile medii lunare ale precipitațiilor medii și maxime).

În depresiunea Podeni cele mai mari cantitãți anuale de precipitații s-au produs în anul 1997 și au fost de 83,2 mm. Printre perioadele excedentare (în care precipitațiile au fost peste media multianualã în mai mulți ani consecutivi) se remarcã pentru aceastã regiune perioada 1969-1972. Cea mai mare cantitate de precipitații cãzute a fost de 370,4 mm in iunie 1987. În ultimii ani, mediile anuale s-au ridicat de la 46 mm la 83,2 mm. Cele mai mici cantitãți de precipitații s-au înregistrat în anii cu circulație predominant anticiclonalã, cu advecții ale aerului cald tropical sau continental (1945-1946). Pe o perioadã de 10 ani (1989-1998) cele mai mici cantitãți de precipitații au fost înregistrate în anul 1989 de 41,4 mm. Printre perioadele deficitare (în care precipitațiile au fost sub media multianulã mai mulți ani la rând) se remarcã perioada 1950-1953.

Însumând aceste cantitãți din aprilie pânã în octombrie (sezonul cald) se constatã cã, la posturile pluviometrice, acestea sunt în medie cu 200 mm mai mari decât cele din semestrul rece (noiembrie-martie). Din aceste date rezultã caracterul deficitar al ploilor; rezerva de apã necesarã fiind completatã pe alte cãi. În semestrul rece valorile medii ale precipitațiilor reprezintã circa 1/3 din cele înregistrate în sezonul cald, ele oscilând între 22-108 mm. Continentalismul climei României se manifestã și printr-o repartiție neuniformã a precipitațiilor în timpul anului. Se înregistreazã un maxim pluviometric în mai-iunie și un minim pluviometric în februarie-martie. Maximul se datoreazã înaintãrii spre interiorul continentului a dorsalelor anticiclonului azoric, care antreneazã la periferia lor ciclonii atlantici, determinând cantitãți bogate de precipitații (150,8 mm). Minimul pluviometric se datoreazã frecvenței mari a aerului continental din lunile de iarna, determinând scãderea precipitațiilor la 4,4 mm. În celelalte luni din an, precipitațiile atmosferice au valori intermediare între valorile maxime și minime. De-a lungul timpului, cantitãțiile lunare de precipitații au înregistrat valori foarte diferite, ceea ce aratã marea lor varietate neperiodicã, cele mai evidente remarcându-se în luna cea mai secetoasa (februarie) și cea mai ploioasã (iunie).

Cele mai mari cantitãți lunare de precipitații care au avut un caracter exceptional au provenit mai ales din averse puternice, de naturã frontalã sau convectivã, în funcție de perioada în care s-au produs. Cele mai mici cantitãți de precipitații se pot înregistra în tot cursul anului, fiind sub 10 mm. Lunile excedentare apar mai izolate, putând depãși 150 mm. Ele sunt posibile atât în luna maximului pluviometric, cât și în lunile mai secetoase din timpul semestrului cald sau rece (fig. 9 – Precipitațiile medii).

Cantitatile maxime in 24 ore pot depãși uneori cantitatea medie lunarã multianualã (în luna martie 1988, maxima în 24 ore a fost de 44,2 mm, iar media lunarã de 33,1 mm). Cauzele care determinã astfel de ploi se datoreazã fie convecției locale puternice sau trecerii unui front rece, fie ascensiuni forțate a unei mase de aer umed pe versanți. Din analiza valorilor anuale ale cantitãții maxime de precipitații in 24 ore, se evidentiazã faptul ca frecvența cea mai mare o au valorile cuprinse între 20-45 mm (57,4 %) și cele cuprinse între 15-20 mm (26,3 %). Cea mai mare cantitate de precipitații înregistratã în 24 ore a fost de 150 mm.

Valorile anuale ale cantitãții maxime de precipitații în 24 ore s-au produs la date diferite, în funcție de anotimp. Vara sunt consemnate 50,5 % din valorile anuale de pe întreg teritoriul, toamna se înregistreazã 17,3 %, îndeosebi în luna septembrie, primãvara 28,7% în special în luna martie, iar iarna au procentul cel mai mic (fig. 11 – Grosimea stratului de zãpadã). Cantitãțile maxime lunare de precipitații în 24 se repartizeazã neuniform: în jumãtatea caldã a anului se produc cele mai mai cantitãți, în timp ce, în jumãtatea rece a anului se produc cantitãțile cele mai mici. Studiul probabilitãții celor mai mari cantitãți maxime lunare cãzute în 24 ore aratã cã valoarea de aproximativ 25 mm se produce mai frecvent, în timp ce valori de peste 100 mm se produc mai rar. Totuși, acestea pot produce pagube considerabile, ele fiind însoțite nu numai de debite mari de apã, dar și de fenomene orajoase, de grindinã etc., mãrind și mai mult efectele asupra mediului. În timpul verii se produc adesea averse de ploaie, când cantitatea de precipitații cãzute poate depãși totalul precipitațiilor într-o lunã. Ploile torențiale au o frecvențã de 4-5 ori pe an, fiind caracteristice zonelor subcarpatice.

Regimul vântului este determinat atât de particularitãțile circulației generale a atmosferei, cât și de cele ale suprafeței active. Se pune în evidențã rolul de baraj orografic al Carpaților, care determinã prin orientarea și altitudinile sale, anumite particularitãți regionale ale vântului.

Direcția vântului este influențatã vizibil de particularitãțile reliefului. În funcție de aceasta se constatã o varietate mare a frecvenței vântului. Pe versanții cu diferite expoziții, direcțiile predominante sunt date de orientarea culmilor și de expunerea versanților fațã de circulația maselor de aer. Frecvența vântului pe direcții perpendiculare pe cele dominante este de 4,5 m/s. În cursul anului, cele mai mari frecvențe o au direcțiile dominante (19,8 m/s -1998) în noiembrie și februarie.

Viteza medie este calculatã din viteza vântului indiferent de direcție, la care se adaugã calmul atmosferic, aceasta este influențatã de orografie și de stratificarea termicã a aerului. În cursul anului, cele mai mari viteze medii lunare se produc în intervalul februarie-aprilie, iar cele mai mici în lunile august-septembrie. Se remarcã o tendințã de creșterea a frecvenței medii lunare din ianuarie pânã în martie și din septembrie pânã în noiembrie, ca și o scãdere ușoarã din mai pânã în august. Cele mai mari direcții se înregistreazã pe direcția V (3,19 m/s), NE (3,12 m/s), SV (3,04 m/s) si E (2,9 m/s). Cele mai mici viteze se înregistreazã din partea de S (2,53 m/s) (fig. 12 – Roza vânturilor).

Frecvența medie anualã a calmului atmosferic este de 43,9 % (valoare obținutã din media anilor 1989-1998). În timpul anului are o frecvențã redusã in culoarele de vale în lunile de primãvarã și de varã.

Vânturile locale au o amploare relativ redusã, extinzându-se în suprafațã de la câteva sute de metri pânã la zeci de kilometri sau chiar sute. Vânturile de vale sunt caracteristice reliefului destul de accidentat. Ziua aerul se deplaseazã în lungul vãilor sub forma unui flux ascendent, iar noatea în sens opus, sub forma fluxului descendent. Foehnul este un vânt catabatic local,cald și uscat, care se formeazã la traversarea munților. Pe versanții opuși circulației dominante a aerului din vest și sud-vest. Acest tip de vânt contribuie la topirea timpurie a zãpezilor.

Alte fenomene si procese meteorologice

Pentru sezonul rece sunt caracteristice fenomenele de îngheț, brumã, chiciurã, polei, ninsoare, viscol, strat de zãpadã. Toate acestea sunt determinate de scãderea temperaturii aerului și solului sub 0 oC și de influența maselor de aer rece. Primul îngheț (de toamnã) se produce în jurul datei de 1 noiembrie, iar ultimul (de primãvarã) dispare la inceputul lunii aprilie. Datele medii și extreme de producere a brumei și numãrul mediu anual de zile cu brumã, cunosc aceeași zonalitate ca și înghețul. Data medie de producere a primelor ninsori corespunde cu data când temperatura medie zilnicã scade sub 1-2 oC, iar data ultimei ninsori este când temperatura devine mai mare de 5 oC. Numãrul mediu anual de zile cu ninsoare este de 20. Însã, în ultimii ani se observã o scãdere a acestora. Numãrul mediu anual de zile cu strat de zãpadã variazã între 65-75 zile. Înãlțimea medie anualã a stratului de zãpadã variazã între 0,16 m (1989,1994) și 3,16 m (1993). Media anualã are valori mari începând cu a-II-a decadã a lunii noiembrie (2,6 m) pânã în martie, când ajunge iarãși la o valoare destul de apropiatã celei din noiembrie (2,3 m). Cele mai mari valori se înregistreazã în decembrie (4 m) și ianuarie (4,6 m). Pentru sezonul cald al anului sunt caracteristice fenomenele de rouã, ploi torențiale, grindinã, oraje. Frecvența și intensitatea lor sunt condiționate de regimul termic de varã cu temperaturi de 20-25 oC în aer și de advecțiile de aer fierbinte tropical.

Depresiunea Podeni se încadreazã topoclimatului de deal și podiș cu altitudini între 300-800 m. Prezintã caractere climatice intermediare între munți și câmpie. Principalele caracteristici pun în evidențã zonalitatea verticalã a elementelor climatice: temperatura anualã cuprinsã între 8-10 oC, precipitațiile medii anuale între 550-700 mm, umezeala relativã mai ridicatã de 70 %, vânturi influențate de barajul orografic.

3.3. Hidrografia.

Rețeaua hidrograficã de suprafațã. Sistemul de modelare fluviatil în bazinul Prahovei exercitã o acțiune deosebit de importantã, fapt confirmat de o serie de elemente ale peisajului.

Zona depresiunii Podeni se încadreazã în interiorul bazinului hidrografic al Prahovei, râurile ce dreneazã depresiunea fiind afluenți de diferite ordine, pe partea stângã a Prahovei (fig. 21 – Ierarhizarea rețelei hidrografice). Pe teritoriul depresiunii se dezvoltã bazinul hidrografic al Teleajenului. Acesta are ca principal afluent de ordinul I, râul Cricovu Sãrat, pe partea stângã. Cele douã râuri marcheazã limita vesticã și respectiv cea esticã a depresiunii.

În sectorul mijlociu al bazinului Teleajenului, predominarea formațiunilor argiloase, marnoase și a gresiilor friabile a favorizat dezvoltarea proceselor de degradare și existența unei rețele hidrografice temporare și semipermanente foarte evoluate – Matiței, Lopatnei (foto 4), Bucovelului.

În structura cumpenelor de apã secundare, de diferite ordine, se remarcã aceeași dispoziție generalã nord-sud, conform cu cea a rețelei de vãi permanente.

Prezența arterelor hidrografice scurte și cu unghiuri mari de confluențã dovedesc cã între ritmurile de adâncire ale colectorului și afluenților existã diferențe mari, iar prezența celor paralele, cu unghiuri de confluențã mici – adâncirea asemãnãtoare a acestora.

Obârșia Teleajenului se aflã la aproximativ 1720 m altitudine, pe versantul sudic al Ciucașului. Rețeaua de vãi din bazinul Teleajenului este orientatã, în general, pe direcția est-vest și este dezvoltatã mai mult pe partea dreaptã a râului. Afluenții acestuia depun mari cantitãți de aluviuni la intrarea în câmpie, ceea ce face ca albia sã se înalțe și râul sã se despleteascã – sectorul Vãlenii de Munte – Mãgurele. Astfel, Iazul Morilor reprezintã un braț despletit al Teleajenului, important, ce pornește din dreptul localitãții Mãgurele, primește râul Bucovel, pe partea stângã și apoi revin în Teleajen la Berceni, dupã o curgere individualã de 26 km.

Cricovu Sãrat își are obârșia sub înãlțimile subcarpatice ale dealului Salcia (717 m). Acesta prezintã o rețea de afluenți temporari și semipermanenți bine dezvoltatã. Principalul afluent al acestuia, pe partea dreaptã, deci în cadrul depresiunii este pârâul Lopatna, care la rândul acestuia are ca afluent pârâul Sãrãțel. Acești afluenți construiesc importante conuri de dejecție la vãrsarea în colector.

Râurile principale au rol de emisar al apelor reziduale.

Principalul mod de alimentare al acestor râuri este cel pluvial, astfel râurile își colecteazã apele de pe suprafețele organismelor torențiale foarte bine dezvoltate.

Scurgerea lichidã a râurilor reprezintã un element hidrologic de bazã și reflectã interacțiunea factorilor fizico-geografici climatici – mai ales valorile precipitațiilor – și neclimatici din cadrul bazinului hidrografic. Astfel, elementele morfometrice – hipsometria, densitatea fragmentãrii și energia de relief – confirmã evoluția bazinului hidrografic și caracterele proprii ale acestuia pe anumite sectoare.

Scurgerea lichidã medie, în bazinul Teleajenului este cuprinsã între 5 și 10 l/sec./km2. Astfel, curgera pe versanți se menține la valori ridicate, asemãnãtoare zonelor carpatice. Acest lucru se datoreazã prezenței rocilor impermeabile – argile și marne, fragmentãrii ridicate și coeficientului de împãdurire redus.

Apele cele mai mari se realizeazã în luna aprilie, iar cele mai mici în luna octombrie.

Scurgerea maximã survine în anotimpul topirii zãpezii și a ploilor de lungã duratã. Astfel, apele mari și viiturile de primãvarã au o genezã mixtã. Acestea dureazã din februarie pânã la sfârșitul lunii iunie. Debitele maxime sunt explicate și de reținerea minimã a apei de cãtre vegetația încã slab dezvoltatã, de evaporația redusã și de infiltrația redusã în solul suprasaturat cu apã. În aceastã perioadã sunt activate aproape toate organismele torențiale, fragmentarea reliefului crescând foarte mult.

Astfel, în anotimpul de primarã se înregistreazã 49% din debitele maxime, în cel de varã, 28%, iar în cel de toamnã 9%. De asemenea, la sfârșitul iernii – februarie, când se topesc zãpezile se înregistreazã 14% din debitele maxime.

Scurgerea minimã se produce iarna, când precipitațiile cad sub formã de zãpadã și nu participã la scurgere, iar apa din râuri îngheațã și la sfârșitul verii, când precipitațiile sunt foarte reduse și râurile se alimenteazã numai subteran.

Scurgerea aluviunilor în suspensie este un proces prin care fragmentele minerale rezultate din procesele de alterare și eroziune sunt îndepãrtate prin intermediul apei.

Unul dintre nivelele aluviale inferioare ale Teleajenului nu urmãrește numai actualul drum al râului, ci se bifurcã la Mãgurele, o parte mergând spre E pânã la Cricovu Sãrat, prin ulucul Mislei. Aceastã ipotezã a fost enunțatã de Emm. de Martonne în 1907, G. Vâlsan în 1916, N. Popp în 1936 și 1938, A. Banu în 1946 și Gh. Niculescu în anii 1963, 1965, 1971 și 1974.

Turbiditãțile și debitele de aluviuni în suspensie urmãresc numai în mare regimul debitelor de apã. Cele mai mici debite de aluviuni în suspensie apar odatã cu debitele minime lichide (vara și iarna), când alimentarea se face din rezervele de apã subteranã, iar aluviunile în suspensie rezultã exclusiv din procesele de eroziune în albie.

Scurgerea maximã de aluviuni în suspensie are loc în timpul apelor mari și al viiturilor, generate îndeosebi de ploi torențiale. Astfel, particulele în suspensie rezultã atât din eroziunea albilor, cât și din eroziunea areolarã. În aceastã fazã debitul maxim de aluviuni în suspensie se produce cu întârziere fațã de debitul lichid de apã.

Viiturile din sezonul rece nu determinã o scurgere solidã importantã datoritã solului care este înghețat, în schimb cele din sezonul cald, generate de ploile torențiale care urmeazã perioadelor secetoase, au o importanțã deosebitã.

Aceste viituri condiționeazã distribuția în timp a debitelor solide. O singurã viiturã poate sã ducã la o creștere de peste 10 cm a unei medii lunare multianuale.

Din analiza Hãrții scurgerii medii specifice, întocmitã de C. Diaconu în 1971, se constatã cã debitele medii specifice de aluviuni în suspensie cresc proporțional cu scãderea altitudinii și a rezistenței la eroziune a rocilor. Același sens de variație se remarcã și în privința turbiditãților, care, pe sectoarele de obârșie ale râurilor, sunt foarte mici, cresc apoi în sectorul deluros subcarpatic și scad în zona de contact a Subcarpaților cu Câmpia Românã.

Valorile mari ale scurgerii de aluviuni în suspensie în zona subcarpaticã se explicã prin valorile mari ale fragmentãrii terenului, respectiv ale energiei de relief și a prezenței proceselor de pantã pe vãi ușor erodabile.

Tabelul nr. 1. Debitele medii lunare multianuale ale scurgerii solide (în m3/sec. și % din volumul mediu annual), pe râul Teleajen

Sursa: Harta scurgerii medii specifice, C. Diaconu, 1971

Apele subterane pãstreazã anumite particularitãți impuse de varietatea petrograficã , permeabilitatea rocilor și grosimea depozitelor.

Alcãtuirea litologicã (argile, marne, gresii și nisipuri), asociatã cu stratificația și elementele tectonice (cute anticlinale și sinclinale și stãpungeri de sâmburi diapiri) determinã o diferențiere și o diversitate a condițiilor de zãcãmânt ale apelor subterane.

În funcție de alternanța caracteristicilor de permeabilitate ale sedimentelor neogene se poate presupune existența mai multor orizonturi purtãtoare de apã suprapuse, a cãror alimentare și drenare se realizeazã pe la capetele de strat sau pe linii de falii.

În partea sudicã a zonei, pietrișurile levantin-cuaternare, cu slabe intercalații argiloase sunt, probabil, cele mai bogate în ape subterane. Emergențele din aceste depozite au debite mari și sunt corespunzãtoare din punct de vedere calitativ, cum sunt pâraiele Ardeleni (Q=60 l/sec.), Moșoiu (Q=70 l/sec.), Gura Cumetrei (Q=100 l/sec.) și pârâul de la Recea (Q=25 l/sec.). Acestea apar în zona localitãților Șipotu – Boldești – Lipãnești.

Din stratele de Cândești care formeazã umplutura sinclinalului Mãgurele-Podeni s-a captat apa prin foraje adânci de 65-100 m, pentru alimentarea comunei Mãgurele (Q=130 l/sec.) și a orașului Mizil (captarea Bãlțești, Q=70 l/sec.).

În culoarele vãilor principale (Teleajen, Cricov etc.), care dreneazã depresiunea, dezvoltarea mai largã a aluviunilor de luncã și de terasã faciliteazã prezența unor strate acvifere freatice cu extensiuni mai mari.

Grosimea stratului de aluviuni acvifere, în lunca Teleajenului, crește din amonte (3,5 – 7 m) pânã în aval (7 – 9 m). Odatã cu creșterea grosimii depozitelor de luncã crește și adâncimea nivelului piezometric. Acesta se gãsește la adâncimi de 0,5 – 2 m și prezintã oscilații în funcție de regimul râului.

În terase, nivelul piezometric se gãsește la adâncimi de 3 – 10 m, iar direcțiile de filtrare sunt, în general, oblice fațã de axa vãilor. Stratele acvifere din terase sunt alimentate din infiltrații și din zonele de versant limitrofe. Acestea se descarcã natural prin izvoare sau prin materialele deluviale care îmbracã fruntea acestora. În acest ultim caz, ele alimenteazã acviferele cu poziție altimetricã inferioarã.

Cele mai extinse depozite aluvionare de terasã se întâlnesc în depresiunea Mislea – Podeni și se suprapun stratelor de Cândești.

Apele freatice cantonate în aceste depozite se deplaseazã atât în lungul vãii Teleajenului, cât și spre est, spre valea Cricovului Sãrat. De altfel, în zona Mehedința – Podeni, stratul acvifer a fost deschis de eroziunea pâraielor Sãrãțel, Racova și Nevesteasca. Astfel, stratul acvifer se dreneazã prin izvoare spre Cricovul Sãrat.

În zona de cumpãnã a apelor subterane dintre Teleajen și Cricovu Sãrat, în cadrul depresiunii Podeni, se întâlnesc cele mai mari adâncimi (de peste 30 m), care scad treptat spre est și vest.

Apele subterane asociate zãcãmintelor de hidrocarburi

Apele subterane asociate zãcãmintelor de hidrocarburi prezintã interes economic practic, legat de dinamica zãcãmintelor de hidrocarburi în timpul exploatãrii și interes științific, legat de migrarea lor sau de relațiile cu apele subterane din orizonturile superioare.

L. Mrazec preciza cã nu existã acumulare de hidrocarburi importantã și nedegradatã care sã fie însoțitã de ape sãrate de zãcãmânt. Aceste ape sunt veterice sau fosile, care au fost înglobate în sedimente în timpul scufundãrii geosinclinalelor. În ceea ce privește mineralizarea lor, aceasta este cu mult mai mare decât a apelor mãrii sau a celor lagunare. Indicatorul Br sugereazã originea marinã primarã a acestor ape, indicatorul I este de origine organicã, din viețuitoarele mãrii.

G. Macovei considera cã apele ce însoțesc zãcãmintele de hidrocarburi reprezintã apa de constituție a organismelor planctonice, furnizoarele materiei prime organice, care a suferit procesul de bitumizare. Apa a fost eliberatã din organism prin descompunerea substanței organice în timpul bitumizãrii.

Deși unele trãsãturi principale sunt asemãnãtoare, apele subterane asociate zãcãmintelor de hidrocarburi prezintã o serie de particularitãți legate de formațiunea geologicã în care se aflã zãcãmântul, de adâncimea la care se gãsesc, precum și de evoluția paleogeograficã a zonei. Aceasta din urmã reflectã gradul de conservare sau de degradare a structurii și zãcãmântului.

În aceste condiții, a fost pusã în evidențã o gamã largã de ape de zãcãmânt, de la cele cu regim hidrodinamic stabilizat – de tip cloro-calcic sau cloro-magnezian, pânã la cele care suferã un aport masiv de ape dulci de la suprafațã – de tip sulfato-sodic și bicarbonato-sodic.

Apele asociate zãcãmintelor de hidrocarburi pot suferi modificãri, gradul lor de transformare chimicã evidențiind gradul de conservare sau de degradare al zãcãmântului.

Studiile efectuate de Gh. Palade și D. Trifulescu aratã cã apele ce însoțesc zãcãmintele de hidrocarburi în toate unitãțile structurale majore productive de pe teritoriul țãrii pot fi clasificate în cele patru tipuri genetice prezentate anterior. Tipurile cloro-calcice și cloro-magneziene reprezintã ape de zãcãmânt închis, conservate, cu mineralizații cuprinse între câteva g/l și pânã la 300 g/l. Apele sulfato-sodice și cele bicarbonato-sodice reprezintã ape vadoase, de circulație descendentã de la suprafațã, cu mineralizație redusã, identificate mai ales pe marginile bazinelor sedimentare. Aici, formațiunile ce prezintã interes pentru existența hidrocarburilor apar la zi sau zãcãmintele sunt lipsite de condiții de protecție. Aceste tipuri de ape conțin frecvent microcomponenți direcți, între care acizi maftenici, fenoli, H2S, precum și microcomponenți indirecți – Br, I, NH4 și B.

3.4 Vegetația; influența învelișului vegetal în morfodinamicã. Pe baza analizei repartiției geografice a diferitelor elemente floristice, a gradului lor de participare în formarea covorului vegetal, au fost efectuate mai multe regionãri fitogeografice ale întregii țãri. Toate regionãrile au la bazã faptul cã România este situatã la întâlnirea a trei mari regiuni fitogeografice ale Europei: centralã, esticã și sudicã. Delimitarea unitãților în cadrul acestor regiuni diferã de la un cercetãtor la altul. Țara noastrã este împãrțitã în trei regiuni fitogeografice care la rândul lor se împart în provincii, subprovincii, districte.

Având în vedere trãsãturile regionale ale florelor, specificul compoziției, geneza și dependența lor de diversitatea condițiilor fizico-geografice au fost delimitate urmãtoarele regiuni fitogeografice:

Regiunea central europeanã

Provincia est-carpaticã

Subprovincia Carpatilor Orientali

Districtele: Munții Maramureșului și ai Rodnei; Munții Bistriței, Bârgãului și Cãlimanului;Obcinele Bucovinei și Munții Stânișoarei; Munții Gurghiului, Harghitei și Perșanilor; Subcarpații Moldovei; Carpații Orientali centrali și de la curburã.

Subprovincia Carpaților Meridionali

Districtele: Munții Ciucaș, Piatra Mare, Postãvaru, Piatra Craiului, Bucegi;Munții Fãgãraș, Iezer-Pãpușa, Leaota; Munții Cozia, Frunți, Ghițu; Munții Parâng, Cindrel; Munții Vâlcan, Cãpãțânii și bordura calcaroasã a Munțiilor Parâng; Munții Retezat, Țarcu și Godeanu.

Subprovincia Munților Apuseni

Districtele: Munții Metaliferi și Codru-Moma; Munții Trascãului; Munții Bihorului; Muntele Mare; Podișul Someșan de est; Munții Oaș și Țibleș.

Subprovincia Podișului Transilvaniei

Districtele: Podișul din estul Transilvaniei; Podișul din vestul Transilvaniei.

Subprovincia podolico-moldavã

Districtele: Podișul Sucevei; Câmpia Moldovei; Podișul Bârladului de nord-est.

Regiunea macaronezo-mediteraneanã (subregiunea submediteraneanã)

Provincia dacicã

Subprovincia banato-geticã

Districtele: Munții Poiana Ruscã; Munții Banatului; Subcarpații Getici; Subcarpații Orientali ai Munteniei; Câmpia Românã centralã; Podișul Getic.

Subprovincia daco-moesicã

Districtele: Dealurile și Podișul Dobrogei de Nord; Podișul Dobrogei de Sud; Podișul Bârladului de sud-est; Câmpia Râmnicului; Câmpia Mostișei și a Buzãului; Câmpia Burnaz-Boian; Câmpia Olteniei; Bãlțile și Delta Dunãrii.

Provincia daco-iliricã

Districtele: Dealurile Banatului și Culoarul Mureșului; Munții Zarandului; Dealurile Crișanei; Podișul Someșan de vest.

Provincia panono-iliricã

Districtele: Câmpia Banatului și Crișanei; Câmpia Someșului.

Regiunea ponto-caspicã

Provincia ponto-dunãreanã

Districtele: Câmpia Bãrãgan-Covurlui; Podișul Dobrogei Centrale.

Depresiunea Podeni se aflã situatã în arealul regiunii macaronezo-mediteraneanã, provincia dacicã, subprovincia banato-geticã, districtul Subcarpații Orientali ai Munteniei.

Regiunea macaronezo-mediteraneanã se evidențiazã prin prezența numeroaselor specii mediteraneene și submediteraneene, care formeazã grupãri vegetale cu elemente autohtone dacice, constituind vegetația de tip submediteranean. Provincia dacicã, subprovincia banato-geticã se caracterizeazã prin pãduri de fag balcanic (Fagus sylvatica var.moesica) și gorun balcanic (Quercus petraea ssp. Delechampii) cu numeroase plante ilirice, dacice și moesice. Districtul Subcarpații Orientali ai Munteniei se remarcã prin prezența de elemente sudice, printere care Quercus pubescens, Syringa vulgaris, Carpinus orientalis, Crysopogon gryllus și în care se întâlnesc pâlcuri de pajiști stepice cu Stipa pulcherrima sau elemente central asiatice ca Nitraria schoberi.

În Depresiunea Podeni, efectele de föehn ce se accentueazã mai ales pe fundul depresiunii, durata mare a timpului senin, împreunã cu reducerea amplitudinilor variațiilor de temperaturã, formeazã condiții favorabile pentru extensiunea silvostepei, și a unor elemente mediteraneene – plante (liliacul, scumpia, cãrpinița, mojdreanul) și animale (scorpionul, termitele, ciocãnitoarea balcanicã) ca de altfel în toatã regiunea cuprinsã între Teleajen și valea Râmnicului Sãrat. Unele dintre acestea sunt probabil supraviețuitori din pliocen și postglaciar.

Partea înaltã a depresiunii (peste 300 m), unde se resimte încã influența modificatoare de climat a altitudinii, aparține subetajului inferior al etajului nemoral, subetajul gorunetelor, ce cuprinde și fâșia zonalã a alternanței de pãduri de fag și de gorun. Partea joasã (sub 300 m), este sub influența modificãrilor de climat pe care le provoacã latitudinea și, în parte, longitudinea. Vegetația acestei pãrți a depresiunii se încadreazã din punct de vedere fitogeografic în zona latitudinalã a pãdurilor de foioase (zona nemoralã) și în parte în zona de silvostepã (fig. 14 – Harta vegetației – Depresiunea Podeni).

Datoritã altitudinilor în general reduse ce nu depãșesc decât cu puțin 300 m (vârful Șerbu 522 m, vârful Mãgura 424 m), subetajul gorunetelor ocupã o suprafațã restrânsã. Din cele trei specii de gorun întâlnite la noi în țarã (Quercus petraea, Quercus dalechampii, Quercus polycarpa), în regiune întâlnim preponderent gorunul balcanic Quercus dalechampii și Quercus polycarpa (arbore de origine sudicã), Quercus petraea (arbore de origine central-europeanã) ocupând doar cele mai mari înãlțimi.

O bunã parte dintre gorunete sunt formate aproape exclusiv din gorun, cu participarea neînsemnatã a altor specii lemnoase. Lipsa sau prezența, în cantitate micã, a speciilor de amestec, este condiționatã de solurile foarte sãrace, formate pe pietrișuri, nisipuri și argile.

Pe coastele sudice, puternic însorite, pot sã aparã petice de asociații extrazonale, termofile, de stejar pufos (Quercus pubescens) sau de Quercus virgiliana. De asemenea, o serie întragã de specii termofile (cãrpinița, mojdreanul, cornul, ghimpele) se gãsesc chiar în gorunete, formndu-se asociații deosebite – gorunetele termofile.

În subetajul gorunetelor, pe versanții nordici și în apropierea vãilor, se gãsesc și mici fâșii de fãgete având un caracter extrazonal.

Suprafețe întinse de pãduri de gorun au fost înlocuite încã de mult prin culturi și pajiști. În general culturile de aici sunt aceleași ca la câmpie, cu deosebirea cã o largã rãspândire o au livezile (prun, mãr) și vița de vie.

Pajiștile au un caracter destul de eterogen. De obicei, pajiștile aparțin formației de pãiușcã (Agrostis tenuis), reprezentatã prin comunitãțile ei cele mai tipice. La altitudini mai joase, în formația de pãiușcã pãtrund numeroase specii subxerofile sau xerofile.

Formația zonalã, gorunetele, cuprine o mare diversitate de comunitãți. Numai cinci sau șase dintre acestea au însã o rãspândire mai largã. Celelalte sunt fie apariții locale, determinate de anumite condiții staționale speciale, fie vicariante ale celor larg rãspândite.

Stratul arborilor în gorunete este format din una, douã sau chiar și toate trei speciile de gorun. În puține exemplare pot apãrea și alte specii lemnoase, ca: stejarul (Quercus robus), gârnița (Quercus frainetto), cerul (Quercus cerris), fagul (Fagus silvatica), carpenul (Carpinus betulus), ulmii (Ulmus procera, Ulmus foliacea), paltinii și jugastrul (Acer platanoides, Acer campestre), teii (Tilia cordata, Tilia platyphillos), frasinul (Fraxinus excelsior), cireșul pãsãresc (Cerasus avium), sorbul de câmp (Sorbus torminalis), mãrul și pãrul pãdureț (Malus silvestris, Pyrus piraster).

În cazul când principalele specii sau grupe de specii de amestec (teiul, carpenul, paltinul și jugastrul, frasinul, ulmul), participã împreunã cu gorunii în proporții aproximativ egale la formarea stratului de arbori, iau naștere pãduri amestecate de gorun (șleauri de deal cu gorun). Atât în gorunete cât și în șleauri, carpenul, jugastrul, sorbul de câmp, uneori fagul, pot forma un al doilea strat de arbori sub stratul principal. În aceastã depresiune datoritã climatului mai blând al doilea strat de arbori poate fi format din mojdrean (Fraxinus ornus), cãrpinița (Carpinus orientalis), vișin turcesc (Padus mahaleb).

Gorunii fiind specii fotofile, stratul de arbori chiar dacã este închis, lasã sã pãtrundã la suprafața solului suficientã luminã pentru a se forma un strat de arbuști destul de bine evidențiat, pe alocuri continuu. Speciile care participã la formarea acestui strat sunt foarte numeroase: alunul (Corylus avellana), gherghinarul (Crataegus monogyna), voniceriul și lemnul râios (Evonymus europaea, Evonymus verrucosa), cornul și sângerul (Cornus mas, Cornus sanguinea), crușânul și spinul cerbului (Rhamnus frangula, Rhamnus cathartica), lemnul câinesc (Ligustrum vulgare), socul (Sambucus nigra), porumbarul (Prunus spinosa), mãceșul (Rosa canina) și specia submediteraneanã scumpia (Cotynus coggygria).

Stratul ierbos poate fi format din: florã de mull și graminee; florã acidofilã; subarbuști acidofili; subarbuști xerofili.

Mușchii lipsesc sau se gãsesc în cantitãți mici, fãrã a forma un strat continuu; sunt în special mușchi mai bine adaptați la uscãciune (Tortella tortuosa, Hedwigia albicans, Dicranum scoparium, Hypnum cupressiforme, Catharinea undulata).

Dupã ansamblul de caractere al tuturor straturilor de vegetație și al stsțiunilor, gorunetele și șlaaurile se împart în câteva grupe de comunitãți.

O grupã distinctã o formeazã gorunetele și șleaurile cu florã de mull. Flora de mull din gorunete și șleauri are, în general, cam aceiași componenți ca și în fãgete: vinarnița (Asperula odorata), trepãdãtoarea (Mercurialis perennis), laptele câinelui (Euphorbia amygdaloides), sãnișoara (Sanicula europaea), urzica moartã galbenã (Lamium galeobdolon), mierea ursului (Pulmonaria officinalis), la care se mai adaugã: pochivnicul (Asarum europaeum), vinarița (Ajuga genevensis, Ajuga reptans), lipitoarea (Asperula taurina). Spre deosebire de fãgete, în stratul ierbos al gorunetelor cu florã de mull, se gãsesc în cantitate apreciabilã și o serie de graminee de pãdure: obsiga (Brachipodium silvatica), mãrgelușa (Melica uniflora), golomãțul (Dactilis polygama), firuța de pãdure (Poa angustifolia).

Aceste specii sunt mai puțin pretențioase fațã de umiditatea solului, dar au nevoie de mai multã luminã. Fitoclimatul pãdurilor de gorun, ceva mai cald dar și mai uscat decât în fãgete, lumina mai multã ajunsã la sol, favorizeazã instalarea gramineelor.

Gorunetele și șleaurile cu florã de mull sunt pãduri productive (600 m3/ha, la 100 ani). Existã însã și asociații varicante, de gorun cu florã de mull, pe soluri scheletice, ce au o producție mijlocie (400 m3/ha, la 100 ani).

A doua grupã de comunitãți este aceea a gorunetelor și șleaurilor cu florã acidofilã. Stațiunile corespunzãtoare au soluri acide, sãrace, adesea podzolite. În unele gorunete și șleauri de acest fel poate predomina, în stratul ierburilor: rogozul (Carex pilosa), pe lângã care se întâlnesc graminee ca mãrgelușa, firuța de pãdure și alte specii – horștii (Luzula nemorosa), mur (Rubus hirtus). Aceste pãduri legate în general de solurile mai sãrace, au o productivitate mijlocie (400-450 m3/ha, la 100 ani). Alte gorunete au stratul inferior dominat de horști (Luzula nemorosa). Solurile corespunzãtoare sunt și mai sãrace, iar producția de masã lemnoasã mai redusã (350 m3/ha, la 100 ani).

Gorunetele cu arbuști acidofili sunt foarte rare. Stratul lor inferior este dominat de afini (Vaccinium myrtillus), câteodatã merișor (Vaccinium vitis idaea), iarba neagrã (Calluna vulgaris), alteori coacãze (Bruchenthalia spiculifonia). Aceste gorunete se prezintã ca pãduri rare, cu arbori scunzi și au o producție de lemn scãzutã (200-300 m3/ha, la 100 ani).

Gorunetele cu arbuști xerofili, sunt mai frecvente, și se gãsesc obișnuit în stațiunile uscate. Principalele specii din stratul inferior al acestor gorunete sunt speciile de drob (Cytisus leucutrichus, Cytisus austriacus, Cytisus hirsutus, Cytisus nigricans), drobita (Genista tinctoria), pe lângã care se mai gãsesc graminee și elemente ale florei de mull. Producția de masã lemnoasã a acestor gorunete este de asemenea redusã (250-300 m3/ha, la 100 ani).

Aspectul pajiștilor de pãiușcã se deosebește destul de mult de pajiștile de pãiușcã din fãgete. Din cauza climei mai calde și uscate se formeazã comunitãți în care alãturi de pãiușcã (Agrostis tenuis), se gãsesc pãiușurile (Festuca sulcata, Festuca pseudovina, Festuca valesiaca), bãrboasa (Botriochloa ischaemum), pe lângã speciile obișnuite ale comunitãților de pãiușcã.

Zona nemoralã (stejãretele), ca și etajul nemoral, se caracterizeazã prin pãdurile de foioase cu frunze cãzãtoare. Spre deosebire de acest etaj, pãdurile din zona nemoralã sunt constituite numai din specii de stejar (stejar pedunculat, cer, gârnițã) și speciile lor însoțitoare (foto 5). Limita superioarã a zonei coincide cu limita inferioarã a gorunetelor în medie la circa 300 m, iar limita inferioarã se situeazã în jurul altitudinii de 100 m.

Nota specificã a peisajelor din aceastã zonã este datã, ca și în etajul nemoral, de pãduri de foioase cu frunze cãzãtoare. Principalele elemente ale acestor pãduri sunt: stejarul pedunculat (Quercus robur), cerul (Quercus cerris), gãrnița (Quercus frainetto), în mai micã mãsurã gorunul (Quercus petraea). În unele pãduri sunt frecvente și abundente speciile de amestec: carpenul (Carpinus betulus), teii (Tilia platyphyllos, Tilia cordata, Tilia tomentosa), paltinul de câmp, jugastrul și arțarul (Acer platanoides, Acer campestre, Acer tataricum), ulmii (Ulmus foliacea, Ulmus procera, Ulmus ambigua), frasinul (Fraxinus excelsior), cireșul pãsãresc (Cerasus avium), mãrul și pãrul pãdureț (Malus silvestris, Pirus pyraster), uneori plopul tremurãtor (Populus tremula) și altele.

Toate pãdurile sunt în general luminoase, bogate în arbuști și adesea în ierburi.

Din cele douã subzone ale zonei nemorale întâlnite la noi în țarã – subzona pãdurilor de stejari termofili, subzona pãdurilor de stejari submezofili-termofili – doar cea de-a doua apare în Depresiunea Podeni.

Aceastã subzonã este caracterizatã atât prin pãduri de cer cât și de gârnițã. Limita superioarã se aflã la circa 300 m, dar extrazonal, gârnițele, dar mai ales ceretele, se pot întâlni și mai sus. Limita inferioarã se aflã la circa 100 m.

Așa cum aratã rãmãșițele vegetației spontane, pãdurile de cer și gârnițã ocupau odinioarã întreg teritoriul subzonei. Numai în luncile vãilor Teleajenului și Cricovului Sãrat ele erau întrerupte de zãvoaie de plopi, salcie și anin și de stejãrete și șleauri de luncã.

Pajiștile din cadrul subzonei sunt destul de variate. Ele sunt formate din pãiușuri stepice (Festuca valesiaca, Festuca pseudovina), iar la altitudini mai mari, pajiștile încep sã fie dominate de pãiușcã (Agrostis tenuis). Pe coastele repezi, însorite, sunt foarte frecvente pajiștile în care bãrboasa constituie specia dominantã.

În cerete stratul arborilor este dominat de cer (Quercus cerris), cu care se pot asocia în proporție micã gârnița, stejarul pedunculat, arțarul, teiul argintiu, frasinul, mãrul și pãrul pãdureț, sorbul de câmp. Dacã proporția speciilor de amestec este mai mare, ca a cerului, se formeazã pãduri amestecate cu cer (șleao-cerete).

Stratul arbuștilor este bine dezvoltat și este foemat mai ales din gherghinar (Crataegus monogyna, Crataegus pentagyna) și lemn câinesc (Ligustrum vulgare), alãturi mai apar mãceșul (Rosa canina), porumbarul (Punus spinosa), spinul cerbului (Rhamnus cathartica), voniceriul (Evonymus europaea), lemnul râios (Evonymus verrucosa), sângerul (Cornus sanguinea), cornul (Cornus mas), socul (Sambucus nigra).

Stratul ierbos este foarte bine dezvoltat în cerete, în special în cele poienite. Numeroase sunt speciile xerofile: pãiușurile (Festuca pseudovina, Festuca sulcata), golomãțul (Dactylis polygama), firuța de livadã (Poa pratensis var. angustifolia), rutișorul (Thalictrum minus), cinci-degete (Potentilla argentea, Potentilla alba), fraga de câmp (Fragaria viridis), frãsinetul (Dictamnus albus), șovârful (Origanum vulgare), iarba fiarelor (Cynanchum vincetoxicum), mãrgelușa (Lithospermum purpureo-coeruleum), chiminul porcului (Peucedanum alsaticum). Dintre speciile florei de mull se pot întâlni laptele câinelui (Euphorbia amygdaloides), pãștița (Anemone ranunculoides), mierea ursului (Pulmonaria mollissima).

În cazul când nu sunt degradate, ceretele dau o producție destul de mare de lemn (400-500 m3/ha, la 100 ani).

În gârnițe stratul arborilor este format numai din gârnițã. În puține locuri apar și speciile de amestec indicate la cerete. Pãduri amestecate cu gârnițe nu se formeazã însã de loc sau foarte rar.

Arbuștii sunt aceiași ca în cerete, iar în stratul ierbos nu se mai întâlnesc, aproape de loc, specii de mull.

Productivitatea gârnițelor nu este prea ridicatã, cele mai bune pãduri pot da circa 450 m3/ha la 100 ani.

Stejãretele (de Quercus robur), care apar extrazonal în cuprinsul arealului pãdurilor de stejari submezofili-termofili, fac parte din alte comunitãți decât cele descrise mai înainte.

În aceste comunitãți, stratul arborilor, format aproape numai din stejar, este mai rar, iar arborii au înãlțimi mai mici. Stratul arbuștilor nu este prea dezvoltat, în schimb stratul de ierburi este bogat și format în special din specii higrofile, printre care apar și specii de mlaștinã: Polygonum hidropiper, Juncus effusus, Carex brizoides.

Producția de lemn a acestor asociații este destul de scãzutã (300-400 m3/ha, la 100 ani).

Vegetația ierboasã este formatã din pãiușuri stepice, în care dominã speciile de pãiuș (Festuca pseudovina, Festuca valesiaca, Festuca sulcata). Sunt destul de numeroase și alte graminee: pirul (Agropyrum repens), bãrboasa (Botriochloa ischaemum), Koeleria gracilis.

Pajiștile caracteristice ceretelor sunt formate din sadinã (Chrysopogon gryllus), firuța delivadã (Poa pratensis var. angustifolia) și pãiușca (Festuca pseudovina), în amestec cu ierburi mezofile și xerofile.

Aceste pajiști sunt puternic degradate, în compoziția lor gãsindu-se mult pir gros (Cynodon dactylon), firuța cu bulbi (Poa bulbosa) și numeroase buruieni. Producția lor ajunge la 5000-8000 kg masã verde la hectar.

În partea de vest și de est a depresiunii în lungul râurilor Teleajen, Cricovul Sãrat și Lopatna, deci în partea cea mai joasã, apare și vegetația de silvostepã. Aceasta se prezintã ca o alternanțã de suprafețe mai mari sau mai mici de stepã și de pãdure.

Stratul arborilor este format din stejar brumãriu (Quercus pedunculiflora), cu rare exemplare de pãr (Pirus pyraster, Pirus elaeagrifolia), jugastru (Acer campestre), ulm (Ulmus foliaces, Ulmus procera, Ulmus ambigua). Un al doilea strat îl formeazã arțarul (Acer tataricum). Stratul arbuștilor este bine construit, mai ales în pãdurile bãtrâne, rãrite. Acesta este format îndeosebi din pãducel (Crataegus monogyna), porumbar (Prunus spinosa), vonicer (Evonymus europaea), lemn câinesc (Ligustrum vulgare). Stratul erbaceu conține atât elemente de pãdure cât și de stepã. Mai frecvente sunt: obsiga (Brachypodium silvaticum), firuța de livadã (Poa pratensis var. angustifolia), pãiușul (Festuca sulcata) umbra iepurelui (Asparagus officinalis, Asparagus tenuifolius).

Vegetația ierboasã a silvostepei se poate reconstitui într-o anumitã mãsurã, pe baza peticelor de pajiști pãstrate în poienile pãdurilor. În general, pajiștile de silvostepã aparțin grupei de formații de pãiușuri, colilii (Festuca valesiaca, Festuca sulcata, Carex praecox, Stipa joaniss, Stipa stenophylla, Chrysopogon gryllus).

Aceste pajiști sunt formate, pe lângã specii mai xerofile (pãiușuri, colilii), din multe specii subxerofile sau chiar submezofile, cum sunt firuța de livadã (Poa pratensis var. angustifolia), aglica (Filipendula hexapetala), trifoiul (Trifolium montanum), jaleșul (Salvia pratensis), sânzienele galbene (Galium verum), rogozul (Carex praecox), fraga de câmp (Fragaria viridis).

Pajiștile degradate sunt foarte slab productive (2700-3600 kg masã verde la hectar), necesitând mãsuri radicale de ameliorare.

În luncile râurilor se aflã o vegetație lemnoasã bogatã, formatã din zãvoaie de salcie și plop, stejãrete, șleauri de luncã, frãsinete.

Fauna regiunii este, în cea mai mare parte, legatã de existența pãdurii care oferã adãpost și hranã. Dintre mamifere amintim veverița, pârșii (animale întâlnite și în zona de munte), cãprioara (întâlnitã mai frecvent în pãdurile de stejar decât în fãgete și în cele de rãșinoase). Mamifere foarte rãspândite sunt lupul, iepurele și vulpea, în mai micã mãsurã mistrețul și pisica sãlbaticã.

Pãdurea adãpostește o mare varietate de pãsãri în cea mai mare parte a lor migratoare. Dintre acestea amintim: sturzul, potârnichea (întâlnitã și în etajul alpin, ca și în stepã), ciocârlia de pãdure, câneparul (vara cuibãrește în pãdurile de la deal, iarna coboarã la șes), frunzãrița cenușie (întâlnitã între mai și septembrie), mai multe specii de pițigoi între care se remarcã pițigoiul de livadã, gaița (în timpul iernii întâlnim și gaițe nordice), viesparul (specializat în hrãnirea cu larve de viespi și albine sãlbatice, în septembrie pleacã spre sud, revenind în aprilie), pupãza (în octombrie pleacã în Africa de unde se întoarce în aprilie), privighetorile, silviile (pãsãri de tufișuri), pitulicea. Scoarța arborilor este adesea cercetatã de multe pãsãri insectivore: cojoaica, țicleanul, cea mai bine adaptatã la scormonirea trunchiurilor fiind cocãnitoarea.

Dintre reptile se întâlnesc unele relativ comune: șarpele orb, șopârla de câmp, gușterul. În lungul apelor se întâlnesc numeroase specii de batracieni. Insectele sunt de asemenea numeroase, amintim aici doar câteva familii: pseudoscorpionizii, miriopodele, coleopterele, heteropterele.

3.5 Solurile; factorii limitativi și fertilitatea; folosința, degradarea și ameliorarea.

Solul reprezintã stratul superior afânat al litosferei care se aflã într-o continuã transformare influențatã de factorii naturali sau fizico-geografici. Aceasta înseamnã cã toți componenții cadrului natural din Depresiunea Podeni (clima, vegetația, relieful, roca, apa freaticã, atmosfera de deasupra și timpul ca duratã de manifestare) transformã intens solul dar în același timp multe dintre ele își au existența condiționatã de sol. Maxima importanțã a solului în general este aceea cã reprezintã mediul de dezvoltare a plantelor.

Solul înregistreazã cel mai bine interacțiunea factorilor naturali ce îi influențeazã geneza și evoluția, aceștia fiind clima, roca, relieful și vegetația. Clima influențeazã formarea pãrții organice a solului creând condiții de dezvoltare a vegetației ce constituie sursa de materie organicã, a cãrei humificare are loc sub acțiunea temperaturii și umiditãții. Influențele submediteraneene ale climei, manifestate în Subcarpații dintre Prahova și Buzãu, oferã condiții pentru dezvoltarea solurilor diferite fațã de celelalte zone ale Subcarpaților. Roca constituie materialul inițial de solificare, aceasta are o mare influențã prin faptul cã solurile formate pe roci scheletice au caracter restrictiv. Influența reliefului asupra solificãrii este pusã în evidențã în cazul versanților prin diferențierile ce existã în raport de expoziție. Grosimea, textura depozitelor de suprafațã și a solului sunt determinate de antrenarea materialului fin și depunerea lui în partea inferioarã a versanților sau la baza pantelor, în timp ce în partea superioarã grosimea depozitelor de suprafațã și a solurilor este mai micã, textura mai grosierã iar solul mai puțin evoluat. Vegetația de pãdure predominantã în depresiune duce la formarea solurilor specifice care au un conținut ridicat de humus, însã sunt de o calitate inferioarã.

Solurile zonale caracteristice acestei regiuni sunt solurile brun-roșcate de pãdure, inclusiv cele podzolite.

Pe versanții din nordul depresiunii o mare rãspândire o au regosolurile inclusiv soluri puternic erodate și roci afânate la zi, pseudorendzine, soluri negre clinohidromorfe (soluri negre de fâneațã umedã).

Pe versanții din partea sudicã a depresiunii apar soluri brune luvice (podzolite), dar și soluri brune erodate și regosoluri. Mai apar de asemenea soluri brun-roșcate luvice (podzolite), soluri brun-roșcate luvice (podzolite) pseudogleizate și soluri podzolice pseudogleizate.

În partea joasã a depresiunii, cea mai mare extindere o au solurile brun-roșcate luvice (podzolite) alãturi de care s-au format soluri brune aluviale, soluri brune luvice (podzolite), soluri brune erodate și regosoluri, lãcoviști (soluri humicogleice). Pe terasele înalte ale râului Teleajen se gãsesc soluri brune luvice (podzolite), soluri brune eu- și mezobazice, soluri brun-roșcate închise și cernoziomuri cambice (levigate), iar pe cele joase, soluri brune humifere, frecvent scheletice cu pietriș calcaros la diferite adâncimi. În partea esticã a depresiunii, în vãile Cricovului Sãrat și Lopatnei, se întâlnesc mari depozite aluvionale, alãturi de soluri aluviale, dar și de lãcoviști (soluri humicogleice). Pe terasele înalte și pe platforme, unde solurile podzolice s-au format pe materiale cu texturã finã, ele sunt puternic pseudogleizate (fig. 15 – Harta pedologicã – Depresiunea Podeni).

Fenomenul de podzolire este mai evident pe suprafețele neafectate de eroziune. De asemenea, acest proces se intensificã odatã cu creșterea altitudinii și rãcirea climei. Se observã, astfel o zonalitate altitudinalã a solurilor de la cele de climã mai caldã și mai uscatã pe fundul depresiunii, la cele de climã mai rece și mai umedã pe înãlțimi.

Solurile existente în Depresiunea Podeni se înscriu în urmãtoarele clase de sol: molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, spodosoluri, soluri hidromorfe, soluri neevoluate.

Clasa molisolurilor cuprinde solurile al cãror caracter de diagnostic este dat de orizontul A molic de culori închise; cu un conținut de humus cuprins între 1-20%, cu structurã glomerularã, grãunțoasã sau poliedricã micã, gradul de saturație în baze mai mare de 55% și grosimi de cel puțin 25 cm. Aceastã clasã este reprezentatã de pseudorendzine și cernoziomuri cambice (levigate).

Pseudorendzinele sunt soluri molice cu un orizont Am rezultat din alterarea substratului, un orizont A/C sau B de culori închise cel puțin în partea lor superioarã, atât pe fețele cât și în interiorul agregatelor structurale. Orizontul pseudorendzinic Cpr este situat în primii 150 cm și este alcãtuit din marne, marne argiloase sau argile marnoase, având de obicei un conținut >33% argilã și >12% carbonați. Formula generalã de profil este de tip Am-A/C-Cpr.

Pseudorendzinele se caracterizeazã printr-o humificare activã cu formare de mull calcic. Coloizii din sol nu migreazã sau migreazã puțin pe profil (datoritã prezenței ionilor coagulanți de calciu și magneziu). Din aceastã cauzã sunt în general slab diferențiate textural pe profil.

Materialul parental, relativ ușor alterabil, favorizeazã formarea unor soluri relativ profunde și cu conținut scãzut de schelet, de texturã mijlocie și carbonati de profil.

Pseudorendzinele au urmãtoarele caractere morfologice: orizont Am, cu grosimide 25-40 cm, texturã mijlocie sau grea (lut, lut-prãfos, lut-argilos) lipsit de schelet sau cu un conținut scãzut de schelet, structurã glomerularã bine dezvoltatã; A/C orizont de tranziție având încã culori închise (crome și valori <3,5 în stare umedã); orizontul Cpr alcãtuit din marne, marne argiloase sau calcare marnoase, cu un conținut de cel puțin de cel puțin 33% argilã, limita superioarã a acestui orizont este situatã în primii 150 cm.

Cernoziomurile cambice (levigate) sunt soluri cu orizont A molic, cu crome <2 în stare umedã și orizont B cambic (Bv) având cel puțin în partea superioarã valori și crome <3,5 la materialul în stare umedã și cu valori <5,5 la materialul în stare uscatã, atât pe fețele agregatelor structurale cât și în interiorul lor. Se caracterizeazã printr-un proces de humificare activã, slab acidã, cu formare de mull tipic.

Datoritã acidifierii slabe a soluției solului și sporului relativ de umiditate, în partea inferioarã a profilului are loc un început de argilizare și precipitarea pe loc a argilei formate, datoritã prezenței ionilor de calciu și magneziu. Se diferențiazã astfel orizontul B cambic mai bogat în argilã decât Am.

Din cauza aceluiași spor de umiditate, carbonații sunt levigați la adâncimi mai mari (75-120 cm) decât în cazul cernoziomurilor propriu-zise.

Cernoziomurile cambice tipice au urmãtoarea succesiune de orizonturi: Am-Bv-Cca sau C. Orizontul Am cu grosimi de 30-50 cm, culoare negricioasã (cu crome <2 în stare umedã), structurã glomerularã degradatã cu agregate colțuroase; este relativ afânat și permeabil pentru apã și aer. Orizontul Bv are o tranziție lentã de culoare brunã negricioasã (crome <3,5 în stare umedã și valori <5,5 în stare uscatã). Prezintã grosimi de 20-70 cm și este de texturã mai grea decât orizontul superior; structura este poliedricã și are o compactitate mai mare decât a orizontului supraiacent. Orizontul Cca are culoare gãlbuie-albicioasã, adesea cu infiltrații de humus, conține vizibile separațiuni de carbonat de calciu (pete, pseudomicelii, concrețiuni) și se poate întâlni la adâncimi cuprinse între 70-120 cm de la suprafațã. Orizontul C (care se întâlnește uneori la baza orizontului Bv, substituind orizontul Cca) este alcãtuit din loess, depozite loessoide, marne, luturi.

Grosimea morfologicã a solului depâșește de obicei 120-150 cm.

Clasa argiluvisoluri include soluri care au ca diagnostic orizontul Bt îmbogãțit în argilã migratã, care formeazã pelicule pe fețele verticale și orizontale ale agregatelor structurale. Tipurile de soluri întãlnite în Depresiunea Podeni care fac parte din aceastã clasã sunt: solurile brun-roșcate, solurile brun-roșcate luvice (podzolite) pseudogleizate, solurile brune luvice (podzolite).

Solurile brun-roșcate sunt soluri cu orizont B argiloiluvial (Bt), având nuanțe roșcate în partea inferioarã, sau sub formã de pete, pe cel puțin 50% din volumul orizontului, atât în interiorul cât și pe fețele agregatelor structurale.

În solurile brun-roșcate are loc un proces de bioacumulare relativ activ, dar orizontul humifer este mai subțire și mai sãrac în humus, decât în cazul cernoziomurilor. Procesul de alterare a mineralelor și argilizarea sunt intense, argila formatã și hidroxizii ferici precipitã pe loc sau pot migra spre baza profilului, fãrã a se diferenția însã morfologic un orizont eluvial. Carbonații sunt spãlați la adâncimi mai mari de 130 cm.

Solurile brun-roșcate au formula de profil Ao-Bt-Cca sau C. Orizontul Ao are grosimi de 25-30 cm, culoare brumã închisã, este bine structurat, de texturã mijlocie sau mijlocie spre grea, relativ afânat și permeabil. Orizontul Bt este gros de peste 100 cm, are culoare brun roșcatã sau ruginie atât în interiorul cât și la suprafața agregatelor; prezintã o structurã poliedricã și o texturã mai grea decât în orizontul superior; este de obicei compact, greu permeabil, uneori afectat de fenomene de pseudogleizare. Orizontul Cca se aflã la adâncimea de 130-180 cm, are nuanțe gãlbui-albicioase, cu separațiuni de carbonat de calciu. Orizontul C este format din loess și depozite loessoide, luturi.

Solurile brun-roșcate luvice (podzolite) pseudogleizate reprezintã unul din subtipurile solului brun-roșcat luvic (podzolit). Solurile brun-roșcate luvice au ca orizonturi de diagnostic El și Bt, ultimul având nuanțe roșcate-ruginii în parte inferioarã sau cel puțin în pete, pe 50% din partea superioarã a orizontului atât pe fețele cât și în interiorul agregatelor structurale. Culoarea roșcatã-ruginie a orizontului Bt se datorește acumulãrilor relicte de oxizi ferici de tipul hematitului, ca și în cazul solurilor brun-roșcate.

Solurile brun-roșcate luvice au formula de profil Ao-El-Bt-Cca-C. Orizontul Ao are grosimi mai mici decât la solurile brune roșcate (15-25 cm), moderat humifer, de texturã lutoasã sau luto-argiloasã, structurã glomerularã degradatã, relativ permeabil și afânat. Orizontul El prezintã grosimi de 10-20 cm, nuanțe mai deschise și texturã mai ușoarã decât a orizontului subiacent, structura este slab exprimatã. Orizontul Bt are grosimi medii (60-120 cm), nuanțã ruginie-roșcatã, crome și valori >3,5 în stare umedã, atât în interiorul cât și pe fețele agregatelor structurale; textura este mai argiloasã decât a orizontului superior, este mai compact și are o structurã poliedricã sau prismaticã. Orizontul Cca orizont cu grosimi variabile situat de obicei sub 150 cm adâncime sau poate lipsi. Orizontul C, roca mamã, poate fi diferitã (depozite loessoide, luturi, depozite aluvio-coluviale), fiind însã mai sãracã și mai permeabilã decât în cazul solurilor brun-roșcate.

Solul brun-roșcat luvic peudogleizat se formeazã pe suprafețele plane, cu drenaj intern și lateral redus. Se caracterizeazã prin prezența orizontului pseudoglezat (w) în primii 100 cm, sau a unui orizont pseudogleic (W) situat între 50-200 cm adâncime.

Solurile brune luvice (podzolite) sunt soluri argiloiluviale cu orizont eluvial (El) având drept orizonturi de diagnostic El și Bt. Profilul solului are o nuanțã brunã-gãlbuie, crome >3,5 în stare umedã cel puțin în interiorul agregatelor structurale și în proporție de 50% din suprafața orizontului B. Culoarea mai palidã fațã de solul brun-roșcat luvic se datorește acumulãrii pe profil a oxizilor ferici de tipul limonitului și goetitului.

Ca și în cazul celorlalte soluri argiloiluviale, humificarea slab-moderat acidã creeazã condiții pentru levigarea treptatã a ionilor coagulatori de calciu și magneziu din orizonturile superioare ale profilului. Are loc astfel o simplã dispersare coloidalã a argilei și o migrare a ei spre orizonturile inferioare fãrã ca argila sã sufere modificãri la nivelul rețelei cristaline. Este deci numai o migrare mecanicã, cantitativã a argilei, fãrã modificãri calitative.

Acumularea argilei în orizontul Bt determinã o diferențiere texturalã relativ accentuatã pe profil, sesizabilã și morfologic pe teren.

Solurile brune podzolite nu au de obicei orizont de acumulare a carbonaților (Cca) întregul profil fiind percolat de apa din precipitații.

Orizontul C fiind relativ bogat în minerale calcice și ferimagnezice, nu permite acidifierea prea înaintatã a complexului coloidal și deci nici degradarea rețelei cristaline a argilei.

Solurile brune luvice (podzolite) prezintã urmãtoarea succesiune de orizonturi: Ao-El-Bt-C. Orizontul Ao – orizont cu grosimi de 15-25 cm, slab-moderat humifer, culoare brunã cenușie și relativ bine structurat; poate prezenta separațiuni ferimanganice sub formã de pete sau mici concrețiuni. Orizontul El – grosime de 10-20 cm, cu nuanțã gãlbuie, în general mai deschisã decât a orizontului superior; structura este slab exprimatã și textura mai grosierã decât a orizontului subiacent; uneori tranziția spre Bt se face printr-un orizont EB. Orizontul Bt – orizont argiloiluvial cu grosimi de 60-80 cm, cu nuanțe brune gãlbui sau ruginii, mai închise decât în orizontul eluvial; este în general compact, moderat pânã la greu permeabil, cu agregate poliedrice sau subpoliedrice mari. Orizontul C – material parental alcãtuit din depozite mai mult sau mai puțin decarbonatate, cu un conținut variat de schelet (în funcție de natura rocii de bazã).

Clasa cambisoluri se caracterizeazã prin: orizont de diagnostic B cambic (Bv), având gradul de saturație în baze mai mare sau egal cu 55%, precum și valori și crome >3,5 în stare umedã cel puțin în interiorul agregatelor structurale. Aceastã clasã este prezentã prin tipul de sol brun eu-mezobazic.

Solurile brune eu-mezobazice sunt soluri cambice cu gradul de saturație în baze >55% și orizontul Bv care prezintã nuanțe gãlbui. Acest tip de soluri cuprinde soluri biologic active, cu humificare de tipul mulului slab-moderat acid, în care acizii fulvici sunt parțial neutralizați de ionii de calciu și magneziu, iar acizii humici bruni favorizeazã apariția complexelor argiloferihumice stabile, care contribuie la formarea unei bune structuri a orizonturilor superioare.

Solurile brune eu-mezobazice se caracterizeazã printr-o argilizare activã, și prin precipitarea pe loc a argilei formate (datoritã prezenței în materialele parentale a elementelor bazice cu rol coagulator), din care cauzã acestea sunt slab diferențiate textural pe profil. Migrarea coloizilor argiloși fiind frânatã, se creeazã condițiile apariției orizontului cambic (Bv).

În general solurile brune sunt soluri profunde, bine structurate și afânate, permeabile și cu aerisire normalã.

Acest tip de sol prezintã urmãtoarea succesiune de orizonturi: Ao-Bv-C. Orizontul Ao – cu grosimi de 12-15 cm, de culoare brunã gãlbuie, moderat humifer, cu o structurã glomerularã sau granularã stabilã, afânat, permeabil și bine strãbãtut de rãdãcini. Orizontul Bv – cu grosimi cuprinse între 20-45 cm, de culori gãlbui cu valori și crome >3,5 în stare umedã, de texturã apropiatã de cea a orizontului superior și relativ bine structurat pe toatã grosimea lui; deși mai compact decât orizontul superior, este în general permeabil, bine aerisit și strãbãtut de rãdãcini pe toatã grosimea lui. Orizontul C – roca mamã, alcãtuit din depozite de suprafațã, provenite din alterarea unor roci bogate în minerale calcice și ferimagnezice.

Clasa spodosoluri cuprinde solurile care au drept orizont de diagnostic orizontul B spodic, cu sau fãrã orizont eluvial spodic. Orizontul spodic se formeazã prin acumularea și precipitarea, la partea inferioarã a profilului, a humusului și hidroxizilor de fier și aluminiu soubilizați din orizonturile superioare sub influența acizilor organici. În general, solurile spodice sunt puternic acide, oligobazice (V <30%) sau chiar extrem oligobazice (V <15%) și cu activitate biologicã slabã. Aceastã clasã este reprezentatã în regiune de podzoluri.

Podzolurile sunt soluri spodice cu orizont eluvial, având ca orizont de diagnostic orizontul Bhs sau Bs.procesul pedogenetic specific acestui tip de sol este podzolirea, constând în degradarea rețelei cristaline a argilei și migrarea diferențiatã pe profil a produselor de degradare.

Datoritã litierei cu conținut ridicat de ligninã, rãșini, ceruri și substanțe tanante, în condițiile unui climat rece și umed și a unei activitãți biologice slabe, are loc acumularea la suprafața podzolurilor a unui orizont organic O de humus brut, puternic acid și cu conținut ridicat de acizi fulvici agresivi. În asemenea condiții are loc debazificarea treptatã a argilei și chiar desfacerea ei în componentele de bazã: silice și hidroxizi de fier și aluminiu. Datoritã regimului hidric percolativ, proudsele de degradare sunt antrenate în mod diferențiat pe profilul solului: silicea rãmâne pe loc, îmbogãțind rezidual orizontul Es (cãruia îi dã o culoare cenușie-albicioasã), iar hidroxizii de fier și aluminiu sunt deplasați la baza profilului și acumulați în orizontul spodic, feriiluvial Bs (cãruia îi dã o nuanțã gãlbuie-ruginie). În cazul unor subtipuri de podzoluri (datoritã unui anumit raport dintre acizii fulvici și sescvioxizi), are loc antrenarea nu numai a hidroxizilor ci și a humusului din orizonturile superioare și precipitarea lor într-un orizont humicofeiiluvial Bhs, situat sub limita inferioarã a orizontului eluvial spodic Es. Spre deosebire de orizontul Bs (feriiluvial), orizontul Bhs (humicoferiiluvial) are nuanțe brune-ruginii.

În cazul podzolurilor humificarea este slabã, acumulându-se de la un an la altul un orizont organic O, gros, de humus brut, puternic acid.

Pe profilul podzolului nu mai are loc formarea de argilã, dar se acumuleazã în partea inferioarã a profilului o cantitate importantã de coloizi necristalizați, de tipul alofanelor.

Podzolurile tipice au urmãtoarea succesiune de orizonturi: O-Au (Aou)-Es-Bhs-R sau C. Orizontul organic O are grosimi de 5-10 cm, fiind alcãtuit din humus brut, care se separã tranșant de orizontul mineral. Orizontul Au (Aou), în general scurt de 10-15 cm, intens humifer, are culori închise, negricioase; este nestructurat, sau cu structurã slab exprimatã. Orizontul Es, cu grosimi de 20-25 cm, nuanțe cenișii-deschise, texturã ușoarã (nisipoasã, nisipo-lutoasã) este nestructurat și foarte slab humifer. Orizontul Bhs are grosimi cuprinse între 20-40 cm, prezintã nuanțe brune închise-ruginii, este moderat pânã la intens humifer, textura ușoarã spre mijlocie și nestructurat; poate conține un procent variat de schelet atunci când solul s-a format direct pe roca tare. Materialul parental poate fi alcãtuit din roci dure silicioase (R) sau din depozite dezagregate, de asemenea silicioase (C).

Clasa solurilor hidromorfe cuprinde solurile formate și evoluate în condiții de exces periodic sau permanent de apã provenitã din pânza freaticã, precipitații, scurgeri de versanți, izvoare de coastã. Aceste soluri se recunosc dupã orizonturile de diagnostic Go, Gr, W. Prezența acestei clase în Depresiunea Podeni este datã de lãcoviști și solurile negre clinohidromorfe (soluri negre de fâneațã umedã).

Lãcoviștile sunt soluri hidromorfe umezite excesiv de apa freaticã. Au ca orizonturi de diagnostic: orizontul Gr a cãrui limitã superioarã este situatã între 50-125 cm adâncime; orizontul Am cu crome <2 la materialul în stare umedã; orizontul Ago având cel puțin în partea superioarã culori cu valori și crome <3,5 în stare umedã atât pe fețe cât și în interiorul agregatelor structurale. Se recunoaște dupã prezența petelor ruginii pe fond cenușiu.

Pentru lãcoviști (ca și pentru celelalte soluri freatice hidromorfe) procesul de solificare caracteristic este gleizarea.

În orizontul inferior Gr, aflat sub oglinda apei freatice, în condiții de anaerobiozã permanentã are loc reducerea sãrurilor oxidate și acumularea în cuprinsul orizontului, a unor sãruri reduse.

În orizontul de oscilare a apei freatice (Go), au loc procese alternante de reducere (în perioada de ridicare a nivelului freatic) și de reoxidare (în perioadele de coborâre a nivelului freatic). Se acumuleazã în aceastã perioadã hidroxid feric care coloreazã orizontul cu pete ruginii. De asemenea, se formeazã concrețiunile negre ferimanganice (bobovine) prin precipitatea fierului și a manganului.

Humificarea este activã datoritã atât prezenței florei hidrofile bogate cât și proceselor biologice intense. Se acumuleazã în sol și o cantitate mare de humus de mull hidromorf mai mult sau mai puțincalcic care dã o culoare închisã, negricioasã (crome >2), orizontului Am și pãrții superioare a orizontului Go notatã cu Ago.

Prezența carbonatului de calciu în materialul parental sau în apa freaticã favorizeazã formarea unui humus saturat și a complexelor organominerale de tipul humaților de calciu și magneziu, care contribuie la dezvoltarea unei foarte bune și stabile structuri glomerulare.

Morfologia lãcoviștilor este de tipul Am-AGo-Gr-C. Orizontul Am cu grosimi de 30-60 cm, culoare negricioasã (crome <2 în stare umedã), texturã mijlocie sau finã, cu slabã diferențiere texturalã, structurã glomerularã sau granularã stabilã, afânat, permeabil, reavãn-jilav, jilav vara; este de obicei bine strãbãtut de rãdãcini subțiri. Orizontul AGo de 10-20 cm grosime, culoare închisã datoritã infiltrațiilor de humus cu fond cenușiu, pe care se disting vizibile pete ruginii; orizontul este nestructurat, compact, jilav-umed vara, slab strãbãtut de rãdãcini mijlocii sau groase. Orizontul Gr cu grosimi variabile 70-100 cm, culoare cenușie-vineție uniformã, nestructurat, compact, umed-ud vara, plastic în stare umedã, lipsit practic de rãdãcini. Orizontul C material parental de texturã finã, unitarã sau stratificatã, bogatã în carbonați.

Solurile negre clinohidromorfe (solurile negre de fâneațã umedã) sunt soluri hidromorfe umezite excesiv de apa din precipitații, de scurgerile de versanți, sau de izvoarele de coastã. Au ca orizonturi de diagnostic: orizontul Am, cu crome <2 la materialul în stare umedã; orizontul Bv având cel puțin în partea lui superioarã culori închise (valori <3,5 și crome <1,5 la materialul în stare umedã), atât pe fețele cât și în interiorul elementelor structurale; orizont W, cu limita superioarã situatã în primii 50 cm și orizont Go având limita superioarã în primii 200 cm.

În orizonturile superioare solul este umezit excesiv de apa din precipitații și scurgerile de suprefațã (determinând procese de pseudogleizare), în timp ce orizonturile inferioare sunt umezite excesiv de izvoarele de coastã sau de scurgerile laterale prin orizonturile profilului de sol (determinând procese de gleizare).

Procesele pedogenetice caracteristice sunt pseudogleizarea în orizonturile superioare (Amw, Bvw) și gleizarea în orizonturile inferioare (BvGo, CGo). Humificarea este activã și determinã acumularea în orizonturile superioare a unei cantitãți mari de humus de mull hidromorf-calcic, care dã culoare închisã acestor orizonturi.

Solurile negre clinohidromorfe au profilul de tipul Amw-BvwGo-Bv-CGo. Orizontul Amw cu grosimi de 30-40 cm, culori închise negricioase (crome <2 la materialul în stare umedã), texturã finã, structurã bine exprimatã, cu fenomene de pseudogleizare marcate de conținutul mare de humus. Orizontul BvwGo, orizont cambic, cu grosimi de 30-50 cm, cu caractere mixte de pseudogleizare și gleizare, având culori închise cel puțin în partea lui superioarã (crome <3,5 și valori <1,5 la materialul în stare umedã). Orizontul Bv, orizont cambic cu grosimi variate 20-50 cm, de obicei neafectat sau slab afectat de fenomene de hidromorfism. Orizontul CGo, orizont cu evidente fenomene de gleizare, situat în primii 200 cm ai profilului.

Clasa solurilor neevoluate, trunchiate sau desfundate include o gamã largã de tipuri de soluri aflate in stadiu incipient de evoluție, al cãror profil este alcãtuit numai dintr-un orizont de bioacumulare, incomplet dezvoltat, urmat de roca mamã. Se include de asemenea solurile cu orizont superior parțial sau integral îndepãrtat prin eroziune sau decopertare, precum și solurile cu așezare naturalã deranjatã prin lucrãri mecanice. În aceastã clasã se încadreazã și depozitele de diferite materiale (steril de minã, deșeuri ceramice), precum și depozite de material pãmântos transportate și depozitate de om (rambleuri, depozite de pãmânt vegetal). Tipurile de sol întâlnite în zona studiatã, care fac parte din aceastã clasã sunt: regosolurile, solurile aluviale și erodisolurile.

Regosolurile sunt soluri neevoluate, tinere, formate dintr-un orizont A (care poate avea caracter de Ao, Am sau Au), urmat de materialul parental, provenit din roci neconsolidate, menținut aproape de suprafațã prin eroziune lentã geologicã.

Evoluția regosolurilor este influențatã determinant de prezența depozitului neconsolidat, excesiv permeabil, menținut aproape de suprafațã.

Humificare diferã în funcție de condițiile fito-climatice, determinând formarea unui orizont Ao, Am sau Au. Orizontul humifer este în general scurt, datoritã eroziunii lente de suprafațã.

Argilizarea este lentã, iar profilul este în general scurt, datoritã materialului parental și eroziunii geologice, care frâneazã procesele de solificare.

Regosolul tipic are profilul cu urmãtoarele caractere morfologice: Ao – este în general scurt 5-10 cm, moderat humifer, de texturã variatã (dar de obicei grosierã), cu structurã slab exprimatã, cu conținut variat de schelet. C – material parental din depozite neconsolidate, calcaroase sau necalcaroase.

Solurile aluviale sunt soluri neevoluate, cu un orizont Ao mai gros de 20 cm (ceea ce le deosebește de protosolurile aluviale cu Ao <20 cm) urmat de materialul parental cel puțin 50 cm grosime, format din depozite recente fluviatile, de orice texturã, inclusiv pietrișuri.

Cu toate cã formarea solurilor aluviale se aflã predominant sub influența regimului de inundații, poate fi resimțit în evoluția acestor soluriefectul etajului fitoclimatic.

Datoritã faptului cã evoluția solului aluvial este mai rar întreruptã de depunerea unui nou strat de aluviuni, are loc un proces mai activ de humificare, un început de formare de structurã și chiar un început de argilizare.

Solul aluvial tipic are urmãtoarea succesiune de orizonturi: Ao – orizont cu grosimi mai mari de 20 cm, culoare brunã, texturã diferitã, structurã glomerularã sau granularã slab exprimatã, slab moderat humifer. C – orizont cu grosimi de cel puțin 50 cm, cu texturã uniformã sau stratificatã, uneori afectat de procese de gleizare.

Erodisolurile sunt soluri trunchiate, cu orizontul superior îndepãrtat prin eroziune acceleratã sau prin decopertare. Prin aceste procese poate ajunge la zi materialul parental sau porțiuni din orizonturile inferioare

Formarea erodisolurilor este determinatã de eroziunea apei, care se scurge pe versanți și îndepãrteazã în timp relativ scurt diferite orizonturi ale solului, putându-se ajunge uneori pânã la materialul parental sau chiar pânã la roca de bazã. În alte condiții, îndepãrtarea solului se poat datora și vântului, prin procese de deflație. Alunecãri de teren pot conduce de asemenea la îndepãrtarea unei pãrți sau chiar a întregului profil de sol.

Formarea erodisolurilor se poate datora și intervenției directe a omului, care prin mijloace mecanice îndepãrteazã solul vegetal de la suprafața carierelor, a suprafețelor care urmeazã a fi construite.

Caracterizarea morfologicã a erodisolurilor poate fi fãcutã în funcție de natura orizonturilor neândepãrtate. Se înțelege cã un erodisol care pãstreazã o parte din orizontul Bv sau Bt, având grosimi de câțiva decimetri, poate fi mai ușor valorificat prin vegetație decât un erodisol în care a fost îndepãrtat întregul strat de pãmânt fin, pânã la rocã.

Factorii limitativi și fertilitatea; folosința, degradarea și ameliorarea. Solurile constituie un important element geografic care prin proprietãțile sale specifice dã omului posibilitatea de a-și procura hrana, îmbrãcãmintea, adapostul și tipurile specifice de material lemnos ce pot fi obținute dintr-o regiune. Cea mai importantã proprietate a lor este fertilitatea care însã variazã foarte mult în funcție de diferiți factori limitativi ce îi scad aceastã proprietate de bazã și implicit productivitatea respectivelor soluri.

Diferitele subtipuri de cernoziomuri cambice pot înregistra nivele diferite de fertilitate în raport cu vegetația agricolã sau forestierã. De pildã, cernoziomurile cambice tipice și vermice sunt biologic active, cu humificare intensã, permeabile pentru apã și aer, având în același timp volum edafic mare, deci și fertilitate ridicatã. Alte tipuri, sunt de texturã grea, sunt compacte, cu regim aerohidric defavorabil, sau sunt salinizate și alcalizate, fertilitatea fiind diminuatã datoritã prezenței sãrurilor solubile.

Pseudorendzinele sunt soluri cu volum edafic relativ mai mare decât rendzinele, sunt lipsite de schelet sau sunt slab scheletice. Spre deosebire de rendzine, care sunt excesiv permeabile, pseudorendzinele sunt greu permeabile, motiv pentru care pe terenurile lipsite de drenaj lateral pot fi afectate de pseudogleizare. Datoritã prezenței carbonaților, sãrurile fosfatice pot trece în combinații greu solubile, puțin accesibile vegetației, fapt pentru care au potențial productiv mijlociu.

Solurile brun-roșcate sunt soluri biologic active cu bioacumulare de tip mull, profunde, de texturã mijlocie sau grea, frecvent compactizate și greu permeabile în orizontul Bt. Pe terenurile fãrã drenaj lateral, pot fi afectate de exces periodic de umiditate pluvialã sau freaticã. Regimului aerohidric defavorabil, determinat de conținutul mare de argilã coloidalã în orizontul Bt, duce la scãderea fertilitãții solului. Solurile brun-roșcate au fertilitate ridicatã pentru vegetația forestierã, culturile agricole necesitând mãsuri agrotehnice adecvate și cantitãți sporite de îngrãșãminte organice și minerale. Din cauza orizontului Bt compact, unele soluri din acest tip necesitã mãsuri de ameliorare hidrofizicã și de înlãturare a excesului vernal de umiditate.

Solurile brun-roșcate luvice au în general o fertilitate naturalã mai scãzutã decât solurile brun-roșcate tipice datoritã, atât levigãrii și sãrãcirii în substanțe nutritive sub acțiunea proceselor de podzolire argiloiluvialã, cât și înrãutãțirii regimului aerohidric, din cauza prezenței orizontului Bt iluvionat, mai compact și mai greu permeabil. Acestea sunt soluri forestiere de productivitate mijlocie, dar pot fi valorificate și prin culturi pomicole, precum și în cultura agricolã, caz în care, necesitã doze mijlocii sau mari de îngrãșãminte minerale și organice.

Solurile brune luvice sunt predominant forestiere de productivitate mijlocie sau chiar ridicatã. Pot fi valorificate și pentru livezi, precum și ca pajiști naturale, sau ca terenuri pentru culturi agricole; în aceste ultime cazuri, necesitând amendamente calcice, îngrãșãminte azotate, fosfatice și potasice, de preferințã în amestec cu îngrãșãmintele organice.

Cu toate modificãrile de la un subtip la altul, solurile brune eu-mezobazice se pot considera soluri biologic active, bogate în baze de schimb și substanțe nutritive, slab-moderat acide. Prezintã o productivitate ridicatã pentru pãduri, în agriculturã putând fi valorificate pentru culturi pomicole, pajiști secundare, cu valoare nutritivã ridicatã, precum și pentru culturi de câmp. În acest ultim caz sunt utile doze mici pânã la mijlocii de îngrãșãminte organice și minerale.

Podzolurile sunt soluri forestiere sãrace, cu humificare slabã și acumulare de humus brut, uneori turbos, puternic acide. Activarea circuitului biologic se poate realiza prin operațiuni culturale (rãrituri), iar reducerea aciditãtii și sporirea conținutului în baze de schimb poate fi realizatã prin amendamente calcice.

Lãcoviștile sunt în general, soluri eubazice, slab acide pânã la moderat alcaline, cu humificare activã, dar cu grosime fiziologicã redusã datoritã prezenței nivelului freatic la adâncime micã și a orizonturilor compacte și neaerisite Go și Gr. Fertilitatea scãzutã a lãcoviștilor mlãștinoase se datorește anaerobiozei permanente sau prelungite, pânã aproape de suprafața solului; iar subtipurile salinizate sau alcalinizate au ca factori limitativi principali prezența pe profil a sãrurilor solubile toxice și reacția soluției solului slab pânã la puternic alcalinã. Lãcoviștile pot fi soluri de fertilitate mijlocie pentru cultura forestierã, de fertilitate mijlocie pânã la ridicatã pentru culturile agricole și pajiști, dacã se amelioreazã prin lucrãri de drenare, care urmãresc coborârea nivelului freatic și prin lucrãri agrotehnice de afânare adâncã, care se efectueazã în vederea ameliorãrii regimului aerohidric și pentru activarea proceselor microbiologice.

Solurile clinohidromorfe sunt soluri cu troficitate potențialã ridicatã, dar au ca factor limitativ regimul aerohidric defavorabil, din care cauzã mineralizarea humusului este îngreunatã. Pentru luarea în cultura agricolã se recomandã, lucrãri de drenaj în vederea eliminãrii excesului de umiditate pluvialã și freaticã și totodatã mobilizarea orizonturilor superioare pentru activarea circuitului biologic.

Regosolurile sunt în general soluri cu fertilitate scãzutã, din cauza proceselor pedogenetice puțin evoluate, a volumului edafic scãzut și a drenajului excesiv. Sunt soluri de productivitate redusã pentru pãduri și pajiști secundare, dar se pot valorifica prin culturi de vițã de vie și livezi. Pentru culturile intensive sunt necesare lucrãri de terasare, aplicarea de îngrãșãminte și uneori amendamente.

Fertilitatea solurilor aluviale este foarete diferitã în funcție de conținutul de humus, de texturã, de structurã și în funcție de gradul de evoluție, caractere influențate de regimul de inundație și nivelul apei freatice. Pot fi valorificate în silviculturã prin culturi cu specii repede crescãtoare de plopi, sau prin asociații forestiere de tipul șleaurilor de luncã, înregistrând productivitate mijlocie sau ridicatã. În agriculturã, solurile aluviale pot fi valorificate prin culturi de câmp sau legumicole, precum și prin pajiști secundare cu productivitate superioarã. Mãsurile de ameliorare sunt necesare mai ales pentru solurile aluviale salinizate și alcalizate (irigații de spãlare, amendamente cu gips), iar pentru subtipul aluvial umbric aplicarea de amendamente calcaroase. Se mai recomandã, aplicarea de îngrãșãminte organice și minerale și irigarea culturilor, când nivelul freatic se aflã la adâncime mare, dar evitându-se salinizarea secundarã a solurilor.

Deși în acestã depresiune cea mai mare parte a solurilor au fost formate sub pãduri, astãzi aceastã formațiune vegetalã are o rãspândire foarte redusã, fiind înlocuitã de pãșuni, fânețe și mai ales livezi și culturi viticole, ceea ce face ca solurile sã fie în continuã transformare.

CAP. 4 RELIEFUL

4.1 Caractere generale.

Lucrarea de fațã și în mod special acest capitol își propune sã prezinte relieful depresiunii Podeni în decursul evoluției sale paleogeografice, sã descrie și sã delimiteze principalele momente evolutive ale formelor de relief cuprinse în depresiune, condițiile generale ale modelãrii și nu în ultimul rând ca importanțã procesele geomorfologice actuale.

Importanța studierii reliefului nu este numai de ordin teoretic, ci și practic, fomele de relief având o influențã deosebitã asupra activitãților omenești.

Depresiunile subcarpatice reprezintã zone importante, de aglomerare umanã, astfel, așezãrile au o frecvențã foarte ridicatã. Condițiile pentru instalarea unei densitãți a populației ridicate, pentru obținerea unor resurse agricole bogate, pentru dezvoltarea unei rețele de șosele și cãi ferate, sunt multiple în zona depresiunii Podeni, iar populația a beneficiat din plin de acestea. Influența directã pe care o executã relieful asupra omului poate fi exemplificatã în multe alte moduri. Gradul de înclinare al pantelor determinã în mare mãsurã calitatea solului care condiționeazã dezvoltarea culturilor agricole și a vegetației forestiere.

În acest studiu nu s-a omis nici precizarea influențelor rocii asupra formelor de relief ce se rãsfrânge în continuare și asupra altor componente ale cadrului natural.

Pe teritoriul țãrii noastre sunt prezente douã tipuri mari de unitãți structurale: de orogen și de platformã. Unitãților de orogen le corespund, ca relief, unitãți montane la care se adaugã unitãți și subunitãți deluroase subcarpatice, precum și depresiuni interne și externe subcarpatice. În aceastã ultimã categorie de depresiuni externe subcarpatice se încadreazã și depresiunea Podeni, subdiviziune a depresiunii Mislea – Podeni.

Relieful subcarpatic reprezintã o unitate geograficã de tranziție între Carpați și regiunile extracarpatice, deoarece ca și munții, acesta are o structurã cutatã și o varietate de relief, dar altitudinile mici și rocile friabile din alcãtuirea acestuia amintesc mai mult de dealuri (foto 6).

Subsectorul subcarpatic cuprins între Cricovul Sãrat și Dâmbovița se evidențiazã prin intercalarea pintenilor de fliș paleogen între cuvetele miocene de Slãnic și Drajna și prin apariția cutelor diapire.

Subcarpații Teleajenului prezintã cea mai clarã diviziune între partea internã și cea externã a acestora. Astfel, St. Mateescu în 1927, M. David în 1932 și N. Popp în 1936 au descris depresiuni cu direcții oblice, cu bifurcãri și pierderi longitudinale, axate pe înșeuãri structurale sau realizate prin strãpungeri de vãi. Dealurile au aceeași orientare, mai rar sunt longitudinale, majoritatea apãrând ca masive deluroase și nu ca șiruri paralele (dealurile Gornet, Brãzila, Sotãcu, Cãloaia etc.). Acest relief a fost determinat și influențat de mișcãri tectono-structurale neotectonice. Acestea au generat, la sfârșitul Pliocenului și în Cuaternar, boltirile anticlinale transformate în dealuri și sinclinalele, sau cuvetele subsidente transformate topografic în depresiuni.

Nu întotdeauna unitãțile de relief corespund întru totul, ca extindere, unitãților structurale. Neconcordanța se observã mai ales la contactul dintre unitãțile de orogen și de platformã, unde depozitele sedimentare mai noi au mascat limitele dintre acestea.

Unele unitãți de relief se extind peste un fundament diferențiat structural, cum sunt cele de la contactul Subcarpaților Curburii cu Câmpia Românã. Astfel, spre sudul Subcarpaților de Curburã, boltirile anticlinale, respectiv anticlinalul Boldești, apar tot mai puțin la zi, scufundându-se treptat sub formațiuni de câmpie, respectiv de platformã.

Depresiunea Podeni este tipic intracolinarã, subcarpaticã externã, ce se extinde pe direcția est-vest, traversatã de Teleajen în vest și de Cricovul Sãrat la est. Aceasta reprezintã o veche vale a Prahovei, care se îndrepta spre Cricovul Sãrat (foto 7). De asemenea, depresiunea Podeni este un vechi șes aluvial, din care s-a pãstrat o suprafațã restrânsã de tãpșan coluvial (foto 8).

4.2. Relieful structural al zonei Podeni apare ca o succesiune de culmi deluroase, cu structurã cutatã mai accentuatã ce merge pânã la cute solzi și diapirism și o lãțime mai redusã, precum și depresiunea tipic intracolinarã Podeni, bine dezvoltatã, cu altitudini reduse, de 300 m (fig. 16 – Harta geomorfologicã generalã). Astfel, Gh. Munteanu-Murgoci și Emm. de Martonne, în anul 1907 au evidențiat legãtura dintre depresiunile subcarpatice și o serie de sinclinale simple sau faliate.

Culmile deluroase corespund structurilor de anticlinal și sunt localizate în nordul depresiunii, respectiv Dealul Salcia și în sudul acesteia, respectiv Dealul Bucovelul. Acesta din urmã corespunde axei anticlinalului Boldești – Țintea – Florești, dezvoltat pe argile, nisipuri argiloase și pietrișuri larg cutate. De asemenea, depresiunea Podeni este dominatã de dealul Istrița, de 749 m care se aflã în partea de est-sud-est a depresiunii.

Cutele structurale sunt orientate, în general, longitudinal fațã de Carpați, ceea ce determinã o ordonare orograficã.

Întreaga zonã subcarpaticã a fost afectatã de mișcãri tectono-structurale neotectonice, în general cu caracter pozitiv, datoritã cãrora s-a înãlțat anticlinalul Boldești și anticlinalul Salcia. Concomitent a avut loc și scufundarea sinclinalului Mãgurele, cãruia îi corespunde, topografic, depresiunea Podeni (foto 9).

Structura cutatã exercitã o influențã deosebitã asupra reliefului prin varietatea tipurilor de cute, diferențiate de înclinarea planului axial și a flancurilor, variațiile de grosime ale flancurilor și extensiunea cutelor.

Caracteristica anticlinalului este datã de formarea torentului, respectiv a ruzului, pe flancul acestuia, a cãrui eroziune începe încã din momentul schițãrii anticlinalului și se intensificã pe mãsurã ce culmea cutatã se înalțã. Torentul, care acționeazã regrsiv, este condiționat de nivelul de bazã al sinclinalului alãturat. Eroziunea continuã chiar și dupã ce mișcarea de ridicare se atenueazã sau înceteazã.

Acțiunea erozivã constã în înlãturarea stratelor friabile superficiale și înceteazã, sau se atenueazã doar când întâlnește un strat de roci dure și de o grosime foarte mare. Acest lucru duce la formarea a trei suprafețe structurale, ce nu corespund culmii inițiale a anticlinalului. Astfel, pe dealul Bucovelul sunt marcate, între limitele depresiunii, o suprafațã de nivelare superioarã și una inferioarã. Suprafața de nivelare superioarã corespunde culmii Piscupia (foto 10), la o altitudine de 300-330 m, iar cea inferioarã corespunde unei altitudini de 260-280 m. Aceste suprafețe de nivelare pot fi racordate, genetic și altimetric, cu cele de pe anticlinalele mediane subcarpatice, cum ar fi cea de pe dealul Gornet.

Limita nordicã a depresiunii Podeni este alcãtuitã de culmile interne axate pe anticlinalul incipient Salcia, reprezentate de dealulul Gornet, dealul Brãzila, dealul Sotãcu, dealul Cãloaia, dealul Titia și dealul Popești, cu altitudini medii de 420 m. Anticlinalul Salcia are o altitudine maximã de 717 m și este localizat între Chiojdeanca și nord de Cislãu.

Dealul Gornet (foto 11) se aflã situat în extremitatea nord-vesticã a depresiunii Podeni și mãsoarã o înãlțime maximã în vârful Pe Deal, de 522,43 m. Acesta dominã Valea Teleajenului, respectiv malul stâng al acestuia. De asemenea, aceastã culme este traversatã de organisme torențiale, ogașe, ravene etc.

Dealul Brãzila (foto 4) este localizat în continuarea Dealului Gornet, în partea de est a acestuia. Cele douã culmi sunt despãrțite de Valea Sãrãțelu, un afluent de ordinul II al Cricovului Sãrat. Aceastã culme înregistreazã o altitudine mai micã decât Dealul Gornet, respectiv 428 m în vârful Brãzila. De asemenea, și acest deal este afectat de eroziune, prin acțiunea directã a organismlor torențiale, a ogașelor, a ravenelor și a șiroirilor.

Spre est, dincolo de Valea Lopatna, un afluent direct al Cricovului Sãrat, se aflã numeroase alte culmi deluroase, cu extindere mai redusã decât dealurile Gornet și Brãzila și cu altitudini cuprinse între 296 m și 424 m. Astfel, Dealul Sotãcu are o altitudine de 424 m în vârful Mãgura, dealul Cãloaia, spre sud-est, are o înãlțime maximã de 379,2 m, dealul Titila și dealul Popești au altitudini în jurul valorii de 450 m și se aflã în extremitatea nord-esticã a dpresiunii Podeni, dominând Valea Cricovului Sãrat.

Structurile diapire corespund, de asemenea, unor anticlinale caracterizate prin prezența unui sâmbure de roci plastice ce strãpunge rocile de deasupra. Acești sâmburi sunt, de obicei, formați din sare. Pe teren, cutele diapire sunt localizate în zona nord-esticã a depresiunii, respectiv dealurile Cãloaia, Titila și Popești.

Depresiunile intracolinare de sinclinal, sau de cuvete subsidente sunt specifice acestei zone – sinclinalul de la Apostolache, axat pe Cricov, cuveta Sângerului sau a Cricovului Sãrat, ce trece în vest cãtre Podeni. Dar, cea mai tipicã depresiune intracolinarã de sinclinal este depresiunea Podeni, ce corespunde unei zone structurale negative, respectiv sinclinalului Mãgurele. Acesta este caracterizat de curba de nivel de 250 m și reprezintã limita dintre dealurile subcarpatice interne și cele externe. Sinclinalul a fost umplut cu depozite fluvio-lacustre villafranchiene. De asemenea, acesta a suportat scufundãri în urma mișcãrilor neotectonice importante din aceastã zonã, mișcãri prezente și astãzi în cadrul Subcarpaților de Curburã.

În sudul depresiunii apar deschideri foarte largi cãtre câmpie, date de lãsãrile dintre anticlinale. Acest lucru duce la multiple scufundãri axiale cu aspect de cuvetã și sinclinal, care constitue, de fapt, un culoar intradeluros unitar (sud-estul și sud-vestul depresiunii).

Depresiunile din aceastã zonã, înșirate transversal, în lungul râurilor, cum ar fi Nișcov, Cislãu, Pãtârlagele, tind sã se uneascã în fascicolul reprezentat de culoarul Sânger-Podeni.

Dealurile exterioare de anticlinal, cum este dealul Bucovel, închid spre est, depresiunile intracolinare de sinclinal. Dealul Istrița este cea mai reprezentativã culme anticlinalã din acest punct de vedere. Anticlinalul Boldești, prin ridicare, în urma mișcãrilor neotectonice a format dealul Bucovel.

Pe parcursul acestui proces, în urma eroziunii, formațiunile mai vechi ale miocenului au fost scoase la zi, dar, pe anumite aliniamente din sudul Subcarpaților Teleajenului, mai existã încã strate levantin-villafranchiene.

Aceste dealuri exterioare de anticlinal se aflã și acum într-un proces de ridicare. Altitudinea maximã a dealului Bucovel, în interiorul limitelor depresiunii este de 333 m.

4.3. Relieful petrografic. Formele de relief ale depresiunii Podeni sunt relativ variate datoritã, mai ales, petrografiei și structurii geologice la care se adaugã acțiunea diferențiatã în timp și spațiu a agenților modelatori.

În raport cu complexele petrografice existente au fost distinse forme de relief dezvoltate pe argile și marne, precum și pe pietrișuri și nisipuri (fig. 16 – Harta geomorfologicã generalã).

Versanții și culmile dealurilor ce formeazã limitele nordicã și sudicã a depresiunii prezintã o structurã petrograficã alcãtuitã din formațiuni argiloase și marnoase ce impun un relief specific. Faciesul conglomeratic este dispersat, apãrând doar ca iviri locale, intercalat formațiunilor amintite mai sus. Aceste iviri de conglomerate impun un relief petrografic specific, a cãrui durabilitate depinde de gradul de cimentare al stratelor. De asemenea, mai apar local, strate de gresii, în alternanțã cu formațiunile mai moi, adicã marne, argile, nisipuri și pietrișuri. Acestea genereazã forme minore de relief de versant și culme. Gresia se impune prin trasarea liniilor de inflexiune ale versanților.

Formațiunile argiloase propriu-zise sunt alcãtuite din granule fine, iar morfologia acestora depinde de însușirile caracteristice, cum ar fi compoziția chimicã, impermeabilitatea, coerența, plasticitatea. Astfel, aceste formațiuni sunt omogene din punct de vedere chimic, ceea ce duce la inexistența eroziunii diferențiale. Argilele și marnele nu rãspund la descompunerea chimicã și granularã, deoarece sunt puțin solubile, dar sunt atacate de eroziunea linearã și lateralã. De asemenea, se caracterizeazã prin impermeabilitate și plasticitate ridicate, ceea ce duce la dezvoltarea unei șiroiri accentuate și a deplasãrii argilei pe pante.

În depresiunea Podeni, prezența acestor roci face ca versanții sã aibã un profil concav și o pantã de 10º. Astfel, energia de rellief este relativ micã, iar râurile au, în general un regim temporar deoarece sunt alimentate de scurgerile de suprafațã.

Aceste scurgeri de suprafațã sunt cauza domolirii pantelor și formeazã o adevãratã rețea hidrograficã. Șiroirile sau ravenãrile apar în urma eroziunii lineare, declanșatã pe suprafețele fãrã vegetație. Procesul de ravenare este foarte intens în cazul marnelor salifere prezente în nordul depresiunii. Acest proces este rapid, ceea ce duce la adâncirea organismului ravenal. Panta versanților este estompatã de șiroirea difuzã, foarte prezentã în depresiune. Acest tip de scurgere este specific zonelor cu pantã foarte micã, nefiind o scurgere de versant.

Rigolele și șanțurile de șiroire au adâncimi de doar câțiva centimetri, se instaleazã pe versanți și se pot stinge natural. Totuși, acestea sunt deosebit de multe și prin contopire și adâncire dau naștere unor organisme de scurgere mult mai evoluate. Astfel, apar ogașele și ravenele (foto 1), extinse pe suprafețe de câțiva zeci de metri și adâncite în pãtura de alterare (fig. 16 – Harta geomorfologicã generalã).

Organismele torențiale se formeazã în urma contopirii mai multor ogașe și ravene și chiar șiroiri. Aceste zone de pe care se alimenteazã organismele torențiale sunt bazinele de recepție deosebit de evoluate pe versanții dealurilor mãrginașe ale depresiunii (foto 12). Canalul de scurgere al torenților este puternic adâncit și mãsoarã sute de metri, ceea ce oferã un aspect de rețea hidrograficã bine dezvoltatã (foto 2). Acest lucru face ca energia de relief și densitatea fragmentãrii sã aibã valori destul de ridicate.

Organismele torențiale necesitã lucrãri de stingere artificiale, cum ar fi împãdurirea bazinului de recepție, terasãrile, precum și construirea barajelor din nuiele sau zid (foto 2).

Conul de dejecție acumuleazã totalitatea materialelor erodate de pe versanți (din bazinul de recepție) și transportate pe canalul de scurgere. La fel cum aceste canale se pot contopi, formând un torent de mari dimensiuni, și aceste conuri de dejecție se pot uni, formând suprafețe de acumulare la baza versanților. Torenții se pot stinge și înainte sã ajungã în vale, dacã unghiul pantei versantului scade brusc.

Peisajul corespunzãtor reliefului dezvoltat pe argile și marne are un aspect de câmpie, cu vãi numeroase și destul de largi, versanți puțin înclinați și interfluvii rotunjite.

Morfologic, formele de relef tipice dezvoltate pe argile și marne sunt porniturile de teren. Aceste roci stimuleazã declanșarea alunecãrilor de teren, mai ales dacã intervine factorul pantã. Argilele sunt roci impermeabile, care, suprasaturate cu apã și prinse între douã strate de rocã rezistente, provoacã alunecãri ample (foto 3). Alunecãrile de teren sunt procese geomorfologice actuale de deplasare naturalã a maselor de rocã, pe versanți, în urma umectãrii stratelor de argile și marne. Alunecãrile de teren se caracterizeazã prin prezența râpei de desprindere – de unde alunecã materialele, corpul alunecãrii – cu un microrelief variat, suprafața de alunecare – cu neregularitãți. Microrelieful dezvoltat pe corpul de alunecare constã în valuri de alunecare, trepte de alunecare, crãpãturi, creste, microdepresiuni etc. Fruntea de alunecare se poate opri chiar pe versant, acolo unde se schimbã unghiul pantei.

În urma acestor alunecãri apar suprafețele structurale ca cele trei prezente pe dealurile Bucovel și pe cele din nordul depresiunii, prin scoaterea la zi a patului argilos.

Nisipurile și pietrișurile intercalate formațiunilor argiloase și marnoase nu impun forme de relief deosebite, dar dau anumite caracteristici celor prezentate mai sus. Astfel, podurile interfluviale sunt sunt largi și au culmi rotunjite și eroziunea torențialã eate foarte activã, ceea ce face ca energia de relif sã fie foarte mare. Conurile de dejecție sunt formațiuni nisipoase aluvionare construite la gura ogașelor, ravenelor și torenților.

4.4. Relieful fluviatil. Apele curgãtoare sunt importanți agenți modelatori ai reliefului, ce acționeazã prin eroziune, transport și depunere (fig. 16 – Harta geomorfologicã generalã). Prin eroziune râurile se adâncesc și evacueazã treptat materialele acoperitoare din depresiune. Șesul aluvial prezent in centrul depresiunii Podeni, pe o suprafațã restrânsã, reprezintã o rãmãșițã a fundului de depresiune netransformatã de acțiunea apelor. Aici, densitatea fragmentãrii este nulã.

Maturitatea unui râu este determinatã de tendința acestuia de a-și dezvolta un fund de vale plat, respectiv o luncã. Prin eroziune albia se deplaseazã spre exterior, decopertând suprafața pe care râul curge. Râurile foarte tinere nu au avut timp sã-și construiascã o luncã, astfel, cã malurile acestora sunt foarte abrupte. Același fenomen se poate observa la râurile readâncite, a cãror luncã a devenit, de curând, o terasã. Lunca este o unitate morfohidrograficã complexã, unde relieful este cel mai jos ca altitudine și cel mai recent ca vârstã (Holocen – Cuaternar).

Aspectul, extinderea și structura luncilor (Teleajenului, Cricovului, Lopatnei și Sãrãțelului) au fost influențate de schimbãrile petrecute în dinamica râurilor, datorate mișcãrilor neotectonice subsidente. Marile unitãți de relief, respectiv structurile anticlinale și sinclinale și faciesurile petrografice strãbãtute de cursul râurilor determinã aspectul și extinderea luncilor.

Astfel, lunca Teleajenului și cea a Cricovului Sãrat prezintã un caracter discontinuu, câte un sector îngust în zona dealurilor subcarpatice, respectiv în partea nordicã a depresiunii și un sector larg de sute de metri în centrul depresiunii și în sudul acesteia, unde se creeazã culoare intradeluroase.

În anumite zone, lunca poate chiar sã lipseascã, fiind înlocuitã de maluri abrupte. Acestea au înãlțimi relativ mari, deoarece râul s-a adâncit, dar nu a avut timp sã erodeze lateral, și în condițiile unei pante mari.

Formarea luncii se face prin meandrare. În urma închiderii acestora iau naștere și belciugele și popinele, respectiv brațele pãrãsite și formele de relief pozitive, de dimensiuni mici.

Luncile sunt alcãtuite din depuneri de aluviuni – pietrișuri și nisipuri – erodate în sectoarele convexe ale râurilor și transportate de cursul acestora.

Grindul fluviatil este tipul de microrelief fluviatil pozitiv, format în urma revãrsãrilor râurilor, la debitele maxime, în albia majorã. Aceste grinduri sunt alcãtuite din materiale transportate de râu și depuse – mâl, nisipuri. Lunca atinge altitudinile maxime pe aceste grinduri fluviatile. Acestea sunt principala cauzã a despletirilor râurilor. Astfel, din râul Teleajen s-a desprins un braț lung de 26 km – Iazul Morii – ce curge paralel cu acesta și se unește cu Teleajenul la sud de depresiunea Podeni.

Terasele fluviatile (foto 4) reprezintã vechi lunci ale râurilor care s-au adâncit și și-au schimbat profilul de echilibru din anumite motive, cum ar fi mișcãrile neotectonice de subsidențã din Cuaternar. Formarea teraselor fluviatile constitue rezultatul acțiunii factorilor tectonici, climatici și eustatici în scurgerea râurilor, rolul fiecãruia variind regional și temporal (fig. 16 – Harta geomorfologicã generalã).

Astfel, mișcãrile neotectonice asociate cu oscilațiile climatice de la sfârșitul Pleistocenului au determinat apariția teraselor. În funcție de alternarea fazelor de eroziune cu cele de acumulare, terasele au anumite caratere specifice unitãții de relief în care se gãsesc.

Vãile ce prezintã un numãr mare de terase sunt considerate evoluate, pe când cele cu terase foarte puține sau inexistente sunt vãi tinere.

Terasele fluviatile sunt alcãtuite din materiale aluviale – bolovãnișuri și pietrișuri grosiere acoperite de formațiuni deluvio-proluviale de diferite grosimi, depuse de râu și se deosebesc prin prezența frunții de terasã, cu o pantã mai mare, podului de terasã – foarte plat și a țâțânii terasei – cu pantã mai mare. Fruntea de terasã vine în contact cu lunca, dacã este terasa numãrul unu sau cu țâțâna unei terase inferioare. Podul terasei poate avea o extindere de câțiva km și se caracterizazã pintr-o înclinare a terenului foarte micã. Țâțâna terasei este zona de contact cu fruntea unei terase superioare sau cu versantul.

În aceastã zonã, terasele sunt tectono-climatice, cu predominarea tectonicii. Astfel, luncile râurilor (Telejen, Cricovu Sãrat, Lopatna și Sãrãțel) s-au lãțit și aluvionat în fazele glaciare și periglaciare, treptele teraselor s-au detașat în fazele interglaciare, iar frunțile teraselor au fost tãiate în fazele glaciare.

Terasele au suferit modificãri, înãlțându-se în sectoarele de anticlinale. Astfel, creșterile peste valoarea medie a acestora ajung chiar și la 8-10 m (Gh. Niculescu, 1963).

În sectoarele sinclinale, cum este centrul depresiunii Podeni, se constatã scãderi altimetrice ale teraselor și îngroșarea stratului aluvial. De asemenea, anumite trepte de terase, mai ales cele inferioare se pot pierde complet în umplutura aluvionarã a zonei subsidente. Aceste terase pierdute pot reapãrea în avale. Fenomenul se întâlnește mai ales la contactul Subcarpaților cu Câmpia Românã, unde a avut loc convergența și pierderea teraselor inferioare.

Terasele fluviatile, respectiv numãrul și altitudinea acestora variazã de la un sector la altul chiar pe valea aceluiași râu. De obicei, afluenții de ordin inferior au un numãr mai mic de terase, fiind vãi mai noi sau înregistrând numai nivelele principale de terase ale colectorului.

Terasele se pierd treptat în talveg, din avale cãtre amonte, astfel cã numãrul lor și altitudinea relativã scade spre obârșie.

În sectorul depresionar, terasele prezintã cea mai mare extindere, de câțiva km, permițând dezvoltarea localitãților.

T. Morariu și colaboratorii, în 1960 au concluzionat cã remanierile rețelei hidrograficeau fãcut ca unele dintre aceste terase sã capete aspect de interfluvii secundare, care separã diferite compartimente secundare.

Înãlțãrile sau lãsãrile din profilul longitudinal al râurilor au provocat convergențe sau divergențe, locale sau regionale.

Racordãrile teraselor au avut la bazã numãrul teraselor sau datãrile paleontologice.

Vârsta teraselor a fost studiatã de mai mulți cercetãtori, cum ar fi Al. Rãdulescu în 1937, N. Popp în 1939 și M. Spirescu în 1970, pe baza granulometriei, sporopolenicii și radiometriei.

În urma studiilor pe teren, s-a concluzionat existența terasei Mislea pe Valea Teleajenului, la o altitudine de 20-30 m. Aceasta a fost racordatã de Gh. Niculescu, în 1963, cu terasa Câmpina de pe Prahova și datatã din perioada wurmianã. O altã terasã, ce apare pe partea dreaptã a Teleajenului este terasa Bãicoi, de 70-80 m, ce dateazã din perioada Riss și constitue un evantai proluvial, depus peste terasa Mislea, ce a separat depresiunea Mislea de bazinul Prahovei. Terasa inferioarã se poate racorda cu cea a Cricovului Sãrat și cele ale Sãrãțelului. De asemenea, terasa Bãicoi se poate racorda cu terasa superioarã a Sãrãțelului.

Un numã mai mare de terase apare în zona înaltã a acestor cursuri hidrografice, unde s-au adâncit mai mult.

Morfografia și morfometria.

Depresiunea Podeni este amplasatã în sectorul Prahova – Buzãu al Subcarpaților de Curburã, partea inferioarã a sa învecinându-se zonei de contact a Subcarpaților cu Câmpia Românã, iar partea superioarã se învecineazã cu depresiunea Vãlenii de Munte. Formele de relief ce sunt cuprinse în depresiunea analizatã prezintã o morfografie și morfometrie destul de variabile pe care le vom prezenta în acest capitol.

Hipsometric, cea mai mare parte din suprafața depresiunii, peste 80% se aflã la o altitudine mai micã de 300 m. Aceastã suprafațã corespunde centrului și extremitãților vestice și estice ale depresiunii (fig. 17 – Harta hipsometricã).

Cea mai micã altitudine din depresiune este înregistratã în partea sud-esticã a zonei studiate, respectiv în valea Cricovului Sãrat și are valoarea de 144 m. De asemenea, se poate observa cã au fost folosite patru izohipse ce delimiteazã cinci areale hipsometrice din punct de vedere morfogenetic. De asemenea, cel de-al șaselea areal este reprezentat de martorii de eroziune, diferențiați genetic de restul arealelor. Cu ajutorul izohipselor relieful este reprezentat sub raportul distribuției, în cadrul depresiunii Podeni, a valorilor altimetrice caracteristice și analitice.

Arealele hipsometrice corespund, în general, etajelor de luncã joasã, luncã înaltã, terase, versant inferior, versant superior, interfluviu și martori de eroziune. În realitate, pe suprafața topograficã, aceste areale hipsometrice nu se suprapun exact peste diferitele tipuri genetice de relief.

Se poate observa cã rețeaua hidrograficã, atât cea permanentã, cât și cea temporarã influențeazã direct forma, poziția și rãspândirea arealelor hipsometrice. Astfel, izohipsa de 200 m urmãrește perfect albia râului Cricovul Sãrat, iar cea de 400, culmea interfluviilor.

Repartiția suprafețelor pe categorii de altitudine este datã în tabelul nr. 2:

Tabelul nr. 2. Repartiția suprafețelor pe areale hipsometrice

Sursa: fig. 17 – Harta hipsometricã.

Arealele hipsometrice reprezentative pentru zona depresiunii Podeni sunt cele delimitate de izohipsele (curbele de nivel) de 200 m, 250 m, 300 m, 400 m. Suprafețele cu altitudini mai mici de 200 m corespund tipului genetic de relief – luncã joasã, cele cu altitudini cuprinse între 200 m și 250 m corespund luncilor înalte și teraselor inferioare, suprafețele cu altitudini cuprinse între 250 m și 300 m corespund teraselor superioare, cele cu altitudini cuprinse între 300 m și 400 m corespund etajelor de versant, iar cele cu altitudini mai mari de 400 m corespund culmilor de interfluviu.

De asemenea, arealul hipsometric ce corespunde martorilor de eroziune este delimitat de izohipse cu valori altimetrice foarte diferite. Martorul eroziune aflat la altitudinea cea mai micã este delimitat de izohipsa de 175 m și are o înãlțime maximã de 175,8 m. De asemenea, martori de eroziune se mai gãsesc, în depresiunea Podeni, la altitudini de 240 m, 255 m, 315 m, 320 m, 330 m, 380 m, 415 m. Totuși, cei mai mulți martori de eroziune se aflã situați la altitudini mai mari de 400 m, respectiv 415 m, 450 m și chiar 500 m și 520 m. Cel mai jos martor de eroziune se gãsește în apropierea râului Cricovul Sãrat, iar cel mai înalt pe culmea Dealului Gornet (vf. Pe Deal – 522,43 m).

Majoritatea martorilor de eroziune, cu excepția celor aflați la altitudini foarte mici, sunt localizați în extremitatea nordicã a depresiunii Podeni, respectiv pe înãlțimile dealurilor Gornet, Brãzila (vf. Brãzila – 428 m), Sotãcu (vf. Mãgura – 424,4 m), Cãloaia, Titila și Popești (vf. Piscu Hoților – 420 m), dar și în extremitatea sudicã, respectiv pe înãlțimile Dealului Bucovelu (320 m, 325 m).

Cea mai joasã altitudine se aflã în partea de est și de sud-est a depresiunii, mai exact în lunca râului Cricovul Sãrat. Încã de la intrarea în depresiune, când traverseazã zona înaltã deluroasã, izohipsa de 200 m însoțește râul.

De asemenea, pârâul Lopatna a efectuat o eroziune puternicã, ce a dus la o adâncire accentuatã. Acest lucru este dovedit de prezența izohipsei de 200 m, pe tot parcursul lui în depresiune, chiar și în zonele deluroase care ajung la altitudini de peste 400 m (vf. Brãzila – 428 m, vf. Mãgura – 424,4 m). O situație asemãnãtoare se întâlnește și pe valea pârâului Sãrãțelu.

Acest areal hipsometric cu altitudini sub 200 m ocupã 20,2 km2, ceea ce reprezintã 16% din suprafața totalã a depresiunii.

Arealul hipsometric cu valori altitudinale cuprinse între 200 m și 250 m ocupã cea mai mare parte a depresiunii, respectiv centrul și vestul acesteia. Suprafața mãsuratã de acest areal este de 54,4 km, respectiv 43,1% din totalul suprafeței depresiunii.

Intervalul 200 – 250 m este localizat pe malul stâng al Teleajenului, unde ocupã o suprafațã destul de extinsã, în centrul depresiunii și înconjoarã arealul cu altitudini sub 200 m, în estul depresiunii. Acesta corespunde unui tãpșan coluvial – fundul depresiunii propriu-zis, care nu a fost modificat de eroziunea fluviatilã.

Cel de-al treilea etaj hipsometric, cu altitudini destul de mici, între 250 și 300 m are o extindere înteresantã și ocupã o suprafațã destul de mare. Astfel, acest areal este întâlnit în pãrțile de nord și sud ale depresiunii, cu o extindere mai mare în nord-vestul și sud-vestul acesteia. De asemenea, în partea central-vesticã, izohipsa de 250 m corespunde interfluviului dintre valea Teleajenului și valea Sãrãțel.

Acest interval altitudinal ocupã 30,2 km2, respectiv un procent de 24% din suprafața depresiunii Podeni.

Al patrulea areal hipsometric, respectiv cel ce cuprinde intervalul altitudinal 300 – 400 m, este localizat pe suprafețe mai mici și discontinue în nordul și sudul depresiunii. Acesta corespunde versanților dealurilor ce strãjuiesc depresiunea, respectiv versanții dealurilor Gornet, Brãzila, Sotãcu, Cãloaia, Titila și Popești în nord și versantul dealului Bucovel în sud.

Suprafața ocupatã de acest areal este de 18,4 km2, ceea ce înseamnã 14,6% din totalul de 126 km2 ai depresiunii.

Culmile dealurilor situate în extremitãțile nordice și sudice ale depresiunii sunt încadrate de izohipsa de 400 m. Acest areal, cu altitudini mai mari de 400 m ocupã doar 1,5 km2, ceea ce înseamnã 1,2% din suprafața totalã. De asemena, se caracterizeazã printr-o discontinuitate foarte mare, dar cea mai întinsã suprafațã se gãsește pe culmea dealului Gornet. Tot aici, se aflã și altitudinea cea mai mare mãsuratã în depresiunea Podeni, respectiv 522,43 m.

Suprafața martorilor de eroziune este de 1,3 km2, respectiv 1,03% din total, dar jumãtate din acest areal este ocupat de culmea Piscupia de pe dealul Bucovel. Restul martorilor de eroziune, deși sunt destul de rãspândiți în aceastã zonã, ocupã o suprafața foarte micã, de sub 1%.

Un parametru geomorfologic reprezentativ pentru interpretarea reliefului este fragmentarea reliefului. Fragmentarea reprezintã gradul de neregularitate al reliefului, fiind rezultatul acțiunii rețelei hidrografice.

Densitatea fragmentãrii orizontale a reliefului reprezintã gradul de discontinuitate generat în planul orizontal al suprafețelor morfologice din cadrul depresiunii Podeni, în urma modelãrii și împãrțirii suprafețelor de cãtre factorii exogeni, respectiv de cãtre rețeaua hidrograficã. Elementul caracteristic al densitãții fragmentãrii îl reprezintã alternanța culoarelor de vãi și a interfluviilor (fig. 18 – Harta densitãții fragmentãrii).

Densitatea fragmentãrii reliefului este datã de raportul dintre lungimea rețelei de drenaj și suprafața drenatã (km/km2).

Calculând densitatea fragmentãrii numai pentru rețeaua hidrograficã permanentã se vor obține valori mult mai mici ale acesteia, care nu sunt reprezentative pentru realitatea din teren.

Astfel, se va calcula și raportul dintre lungimea rețelei de drenaj temporare și suprafața drenatã. Vãile temporare constau în organisme torențiale de dimensiuni mari, puternic adâncite, dar și ravene, ogașe și chiar simple șiroiri. Toate acestea au o importanțã practicã deosebitã deoarece oferã date privind amenajarea spațiului geografic, realizarea unor construcții sau a anumitor tipuri de utilizare a terenurilor.

Pentru evidențierea cât mai exactã a situației din teren au fost alese analitic cinci clase. Acestea cuprind valori ale densitãții fragmentãrii orizontale a reliefului între 0 și 5,50 km/km2.

Valorile densitãții fragmentãrii orizontale a relifului în depresiunea Podeni sunt reprezentate în tabelul urmãtor:

Tabelul nr. 3. Repartiția densitãții fragmentãrii reliefului.

Sursa : Harta densitãții fragmentãrii reliefului în depresiunea Podeni

Peste 50% din suprafața terenului depresiunii Podeni este caracterizatã printr-o valoare a densitãții fragmentãrii reliefului cuprinse între 1 km/km2 și 3 km/km2.

Valorile densitãții fragmentãrii sunt direct proporționale cu înclinarea relifului, deoarece rețeaua hidrograficã temporarã, respectiv organismele torențiale se instaleazã și evolueazã pe terenuri cu pante relativ mari, adicã pe versanți.

Astfel, valorile cele mai mici ale densitãții fragmentãrii reliefului, chiar și cele de 0 km/km2 vor fi înregistrate pe fundul depresiunii, acolo unde altitudinile sunt cele mai reduse și înclinarea suprafeței topografice este foarte micã. Aceastã zonã corespunde centrului depresiunii, dar mai als pãrții central-vetice a acesteia.

De asemenea, valorile mai mari ale densitãții fragmentãrii reliefului, precum și cele maxime sunt înregistrate pe versanții dealurilor ce mãrginesc depresiunea la nord și la sud.

Prima clasã valoricã a densitãții fragmentãrii orizontale a reliefului în zona depresiunii Podeni este cea de 0 – 0,12 km/km2. Aceasta are o extindere apreciabilã în partea central – vesticã a depresiunii, respectiv în zona ce corespunde interfluviului dintre valea Teleajenului și valea Sãrãțel, în sectorul depresionar.

Se poate observa cã, în aceastã zonã, fragmentarea orizontalã înregistreazã numeroase valori nule. Acest fenomen este datorat lipsei scurgerii de suprafațã.

Suprafața terenului caracterizatã printr-o densitate a fragmentãrii cu valori cuprinse între 0 și 0,12 km/km2 este de 16 km2, ceea ce reprezintã 12,7% din totalul suprafeței depresiunii Podeni.

Urmãtorul interval cuprinde valori ale densitãții fragmentãrii cuprinse între 0,13 și 1 km/km2. Acest interval este reprezentativ pentru terasele Teleajenului, precum și pentru cele ale Cricovului Sãrat. În acest zone sunt construite numeroase vetre de localitãți, cum ar fi Zamfira, Mãgurele, Ghiocel, Mehedința, Rahova și Nevesteasca.

Suprafețele cu aceste valori mãsoarã 23 km2, ceea ce înseamnã 18,3% din suprafața cuprinsã între limitele depresiunii Podeni.

Valori ale densitãții fragmentãrii cuprinse între 1,01 și 2 km/km2 sunt înregistrate pe o suprafața extinsã, ce mãsoarã 42 km2. Aceasta însemnã un procent de 33,3% din totalul ariei depresiunii Podeni. Suprafețele cu aceste valori corespund teraselor înalte, localizate la baza versanților dealurilor din nordul și sudul depresiunii. Aici se aflã organisme torențiale, precum și pâraie ce se varsã în albiile râurilor Lopatna, Sãrãțel și Cricovul Sãrat.

Suprafețele topografice pe care se aflã albiile organismelor hidrografice importante, cum ar fi Teleajenul, Cricovul Sãrat, Lopatna și chiar și Sãrãțel, sunt caracterizate de valori mari ale densitãții fragmentãrii.

Valori la fel de ridicate sunt înregistrate și pe versanții dealurilor din nordul depresiunii – dealul Gornet, dealul Brãzila, dealul Sotãcu, dealul Cãloaia, dealul Titila și dealul Popești, dar și pe cei ai dealului Bucovelul din sudul depresiunii. Aceste valori sunt datorate instalãrii pe versanții mai abrupți a organismelor torențiale cu extindere foarte mare.

Astfel, cea mai mare valoare a densitãții fragmentãrii orizontale a reliefului în depresiunea Podeni, a fost înregistratã în nord-vestul acesteia, pe versantul sudic al dealului Gornet. Aceastã valoare este de 5,5 km/km2.

Suprafețele ce cuprind valori ale densitãții fragmentãrii reliefului mai mari de 2,01 km/km2 au fost împãrțite în trei clase valorice. Astfel, suprafețele cu valori cuprinse între 2,01 și 3 km/km2 dețin o pondere destul de mare, de 24,6%, ceea ce înseamnã 31 km2. Suprafețele cu valori cuprinse între 3,01 și 4 km/km2 mãsoarã 12 km2, ceea ce înseamnã 9,6% din totalul de 126 km ai depresiunii. Suprafețele cu valori ale densitãții fragmentãrii reliefului mai mari de 4,01 km/km2 mãsoarã doar 2 km2, ceea ce înseamnã doar 1,5% din suprafața depresiunii. Aceastã ultimã clasã, cu valori maxime, este datoratã rețelei hidrografice temporare, respectiv organismelor torențiale și nu albiilor râurilor permanente.

Adâncimea fragmentãrii reliefului reprezintã fragmentarea reliefului, evidențiind gradul de adâncire pe verticalã a elementelor ce genereazã aceastã fragmentare a suprafeței topografice. Acest indice este dat de amplitudinea reliefului, vârsta rețelei hidrografice și roca (fig. 19 – Harta adâncimii fragmentãrii reliefului).

Indicele energiei de relief oferã informații cantitative cu privire la poziția pe verticalã și în spațiu a bazelor locale de eroziune.

Baza de eroziune constitue punctul în funcție de care se desfãșoarã evoluția reliefului dintr-un bazin morfohidrografic. Astfel, baza de eroziune localã este punctul de confluențã dintre un organism fluviatil și colectorul acestuia.

Energia reliefului reprezintã diferența de altitudine absolutã dintre douã puncte, în cadrul unui areal (Er = Hmax – Hmin = m/km2).

Valoarea acestui parametru geomorfologic este influențatã de existența organismelor hidrografice, dar și de vârsta acestora, respectiv de capacitatea de erodare a suprafeței topografice. Este bine cunoscut faptul cã eroziunea fluviatilã este una dintre cele mai puternice forme de eroziune.

Cauzele adâncirii unui râu sunt variate, dar cea mai importantã cauzã este reprezentatã de mișcãrile neotectonice ce acționeazã și astãzi.

Se poate observa cã valorile adâncimii fragmentãrii sunt direct proporționale cu cele ale densitãții fragmentãrii și cele ale înclinãrii terenului.

Tabelul nr. 4. Repartiția valorilor adâncirii fragmentãrii

Sursa: Harta adâncirii fragmentãrii

Astfel, pentru o corelare cât mai exactã a densitãții și adâncimii fragmentãrii au fost alese tot șase intervale valorice. Acestea cuprind valori între 0 și 15 m/km2, 16 și 30 m/km2, 31 și 50 m/km2, 51 și 100 m/km2, 101 și 150 m/km2 și valori peste 150 m/km2.

Suprafețele cu valori ale adâncimii fragmentãrii cuprinse între 0 și 50 m/km2 reprezintã un procent de peste 50% din suprafața totalã a depresiunii. acestea corespund zonelor cu altitudini joase, care se caracterizeazã și printr-o înclinare micã a terenului.

Cele mai mici valori ale energiei reliefului sunt localizate în zona central-vesticã și sud-vesticã a depresiunii, corespunzãtoare luncii și podurilor teraselor Teleajenului. Aceeași situație este întâlnitã și pe anumite poduri ale teraselor Sãrãțelului și Lopatnei.

Cea mai micã energie de relief întâlnitã în depresiunea Podeni este de 5 m/km2 și corespunde unui pod de terasã.

Suprafețele cu asemenea valori mãsoarã 30 km2 și dețin cea mai mare pondere, de 23,8% din totalul suprafeței depresiunii.

Intervalul de 16 – 30 m/km2 corespunde zonelor cu frunți de terase, unde curbele de nivel se precipitã puțin, precum și zonelor de adâncire propriu-zis a unor vãi de pe fundul depresiunii, unde altitudinile sunt reduse și panta este foarte micã.

Aceste suprafețe mãsoarã, pe teren, 18 km2, adicã 14,4% din totalul suprafeței depresiunii.

Intervalul cu valori ale energiei reliefului cuprinse între 31 și 50 m/km2 au o extindere de 21 km2, adicã de 16,6% din total. Acest interval se suprapune, pe suprafața topograficã, albiilor puțin adâncite din zona depresionarã joasã. Aceste organisme hidrografice, deși sunt permanente, nu au reușit sã erodeze îndeajuns pentru a-și adânci albia. Acest lucru se datoreazã și vitezei mici de scurgere a râurilor și pantei mici a suprafeței topografice.

Suprafețele cu valori ale adâncimii fragmentãrii mai mari de 50 m/km2 corespund zonelor de versant. Acestea sunt localizate în nordul și sudul depresiunii Podeni, pe versanții sudici ai dealurilor Gornet, Brãzila, Sotãcu, Cãloaia, Titila și Popești și pe versantul nordic al dealului Bucovel. Aceste suprafețe mãsoarã sub 30% din suprafața totalã a depresiunii.

Pe acești versanți, panta suprafeței topografice este destul de mare, ceea ce imprimã o vitezã apreciabilã a scurgerii apelor temporare, sub forma organismelor torențiale. Acestea evolueazã rapid, transformând relieful.

Astfel, suprafețele cu valori ale energiei de relief cuprinse între 51 și 100 m/km2 ocupã 27 km2, ceea ce înseamnã un procent de 21,4% din totalul arealului depresiunii Podeni. Acestea sunt caracteristice bazelor versanților, unde panta devine mai domoalã și majoritatea organismelor torențiale tinde sã se stingã.

Intervalul de 101 – 150 m/km2 corespunde unei suprafețe topografice ce mãsoarã 17 km2, respectiv un procent de 13,5%. Aceste valori ale adâncimii fragmentãrii reliefului sunt înregistrate în zonele în care organismele torențiale sunt puternic evoluate și adâncite.

Valori ale energiei de relief mai mari de 150 m/km2 sunt înregistrate pe suprafețele cu eroziune deosebit de puternicã efectuatã de organismele torențiale instalate pe versanții mai abrupți și puțin împãduriți. Aceste areale mãsoarã cea mai micã suprafațã – de 13 km2 – 10,3% și sunt localizate numai în nordul depresiunii, unde panta este mai mare, ca de altfel și diferența de altitudine.

Cele mai mari diferențe de altitudine, deci cele mai mari energii de relief din depresiunea Podeni, sunt de 209 m/km2, 189 m/km2 și 185 m/km2 și respectiv 175 m/km2, în extremitãțile nord-esticã și nord-vesticã a acesteia, pe dealurile Titila, Popești și Gornet. În aceste zone, în cadrul unui kilometru, altitudinea scade de la 500 m la 300 m. De asemenea, aici sunt concentrați numeroși torenți ce au exercitat o eroziune apreciabilã asupra terenului.

Asemenea valori mari ale energiei reliefului, de 161 m/km2, 153 m/km2, 167 m/km2 sunt înregistrate și pe versanții superiori ai dealurilor Brãzila, Sotãcu și Cãloaia.

Indicele de declivitate al terenului are o importanțã deosebitã în explicarea valorilor parametrilor geomorfologice. Panta este o componentã geograficã geometricã, cantitativã și mai puțin geomorfologicã (fig. 20 – Harta geodeclivitãții).

Înclinarea suprafeței topografice este impusã de evoluția reliefului, faciesuri petrografice, structuri diverse și influențe neotectonice. Acestea sunt destul de variate în depresiunea Podeni, ceea ce imprimã valori diferite ale pantei.

Pantele înregistreazã valori mari acolo unde curbele de nivel se precipitã, fiind foarte apropiate.

Principala cauzã a înclinãrii suprafeței topografice este reprezentatã de mișcãrile neotectonice ce au ridicat arealul ce corespunde anticlinalelor, respectiv dealurilor mãrginașe ale depresiunii.

Pentru o interpretare mai exactã a valorilor geodeclivitãții în depresiunea Podeni, acestea au fost sintetizate în patru clase valorice.

Tabelul nr. 5. Repartiția valorilor geodelivitãții

Sursa: Harta geodeclivitãții

Depresiunea Podeni este caracterizatã printr-o planitate deosebitã, ceea ce face ca peste 50% din suprafața depresiunii sã fie caracterizatã de pante sub 3º.

Aceastã suprafațã mãsoarã 66 km2 și este localizatã în centrul și extremitãțile esticã și vesticã, ce corespund fundului depresiunii Podeni, caracterizat de altitudini reduse. O extindere mai mare a acestui areal se poate observa în partea central-vesticã și sud-vesticã ce corespunde luncii și teraselor Teleajenului.

Valori asemãnãtoare se înregistreazã și în lunca și terasele râurilor Cricovul Sãrat, Lopatna și Sãrãțel, cu excepția frunților de terase caracterizate de pante mai mari.

O situație deosebitã este specificã suprafețelor martorilor de eroziune extrem de extinși. Astfel, suprafața Piscupia mãsoarã 0,65 km2 și se aflã la o altitudine de 330 m, fațã de 200 sau 250 m – altitudinea luncilor și a teraselor din cadrul depresiunii.

În aceste zone s-au dezvoltat numeroase vetre de așezãri, mai ales pe terase, relieful oferind condiții prielnice, atât datoritã pantelor line cât și existenței unor soluri fertile, a apei în cantitãți suficiente și a climei favorabile dezvoltãrii activitãților antropice.

Intervalul valoric cu unghiuri ale pantei cuprinse între 3 și 10º corespunde, în general, frunților de terasã, acolo unde adâncirea râului a fost bruscã și și-a format o altã luncã la o altitudine mai joasã.

Aceste areale au o formã alungitã, sub formã de fâșii, ce urmeazã fidel tâțâna și fruntea teraselor. În aceste zone, acest interval nu ocupã suprafețe importante cantitativ.

Acest lucru este specific teraselor râurilor din estul depresiunii – Cricovul Sãrat, Lopatna și Sãrãțel, mai ales teraselor aflate pe malul drept al râurilor.

De asemenea, versantul dealului Gornet este caracterizat de o suprafațã cu extindere mult mai mare și cu pante cuprinse între 3 și 10º. Pãrți din versantul nordic inferior al dealului Bucovel este caracterizat de valori asemãnãtoare.

Aceste suprafețe mãsoarã 20 km2, ceea ce reprezintã 18% din suprafața totalã a depresiunii Podeni.

Suprafețe cu pante mai mari, cu valori cuprinse între 10 și 25º mãsoarã 25 km, adicã 20% din totalul suprafeței depresiunii. Acestea corespund, în general, versanților din partea sudicã a depresiunii Podeni, deci a dealului Bucovelul, dar și a câtorva din nordul depresiunii – versanții dealurilor Brãzila, Sotãcu și Popești. Repartiția valorilor declivitãții influențeazã, în mare mãsurã, și dezvoltarea pãdurii.

Astfel, pãdurille de pe versanții cu pante sub 25º ocupã o suprafațã extinsã în aceastã depresiune, mai ales în partea sudicã, pe dealul Bucovelul. De asemenea, aici sunt condiții prielnice pentru dezvoltarea culturilor pomicole.

Valorile cele mai mari ale unghiului pantei suprafeței topografice sunt mai mari de 25º, dar suprafețele cu aceste caracteristici ale geodeclivitãții ocupã doar 15 km2, ceea ce înseamnã doar 12% din totalul suprafeței depresiunii Podeni.

Acestea caracterizeazã versanții superiori ai dealurilor din nordul depresiunii – Brãzila, Sotãcu, Cãloaia, Titila și Popești. Aceste suprafețe sunt atacate de o eroziune accentuatã, ceea ce face ca energia de relief sã fie mare în aceste zone. Suprafețele caracterizate de diferite intervale valorice ale geodeclivitãții sunt discontinue, dar corespund, în general, diferitelor tipuri genetice de relief. Se poate observa o creștere a valorii geodeclivitãții din centrul depresiunii spre extremitãțile nordicã și sudicã.

5. ASPECTE DE ORDIN PRACTIC

Încã din cele mai vechi timpuri, populația a fost atrasã de aceastã zonã, a depresiunii Podeni, datoritã climei propice funcțiilor biologice și apropierii apei dulci. Un factor decisiv pentru stabilirea populației pe aceste meleaguri a constituit-o și fertilitatea deosebitã a solului pentru culturile agricole, dar și poziția de apãrare oferitã de dealurile ce împrejmuiesc depresiunea.

Gruparea populației este un fenomen specific ființei omenești ce derivã din necesitatea formãrii unei societãți și din necesitatea apãrãrii în fața naturii și a dușmanilor. Astfel se formeazã concentrãri de populație mai mici sau mai mari, în funcție de gradul de populare și de favorabilitatea condițiilor naturale.

Originea satelor se pierde în negura timpului, iar evoluția acestora constituie un proces continuu, de la comunitatea gentilicã pânã la organizarea superioarã ruralã.

Aceastã evoluție a avut loc sub influența factorilor geografici – relief și climã, a factorilor sociologici – gradul de culturã al populației, considerații politice și ocupația de bazã a populației, și a factorilor cronologici – perioada de evoluție și posibilitãțile tehnice ale epocii.

Astfel, în cadrul depresiunii au luat naștere mai multe comune, printre care comuna Podenii Noi, Bãlțești și Mãgurele.

Localitãțile, în totalitate rurale, s-au dezvoltat în funcție de condițiile biopedoclimatice. Forma, structura și textura acestora a ținut cont de tipurile genetice de relief. Astfel, majoritatea localitãților este amplasatã pe întinsele terase ale Teleajenului, Cricovului Sãrat, Lopatnei și Sãrãțelului. O altã categorie de localitãți este reprezentatã de cele amplasate pe versanți. Satele din aceste zone subcarpatice sunt considerate sate rãsfirate (fig. 23 – Harta modului de utilizare a terenului).

De asemenea, cursurile de apã prezintã un interes deosebit pentru localitãți. Astfel, comuna Mãgurele este situatã pe terasa Teleajenului și este alcãtuitã din trei sate. Numãrul locuitorilor acestei comune este de 4850 de locuitori, la data de 1 iulie 1996. Satul Mãgurele este considerat un nod rutier.

Podenii Noi este o comunã alcãtuitã din 10 sate și cu o populație de 4846 locuitori. Satul Podenii Noi se aflã la confluența pâraielor Lopatna și Sãrãțel, la fel și satul Podu lui Galben. Restul satelor, cum ar fi Sfãcaru, Ghiocel, Mehedința, Racova, Nevesteasca sunt localizate pe malul drept al Lopatnei. Pe malul stâng se aflã satele Valea Dulce și Popești.

Comuna Bãlțești este alcãtuitã din 3 sate și numãrã 3586 de locuitori. Satul Podenii Vechi (foto 13) face parte din aceastã comunã și este localizat pe versantul nordic al dealului Bucovel.

Satul Gornet, din comuna Gornet se întinde tot pe versant, dar pe cel sudic al dealului Gornet și urcã pânã la altitudini de 400-500 m.

Accesul cãtre aceste localitãți este asigurat de numeroase cãi rutiere, precum și feroviare. Astfel, drumurile județene și cele comunale au lãțimi destul de mari și sunt asfaltate. O altã categorie de drumuri este reprezentatã de cea a drumurilor pietruite deosebit de numeroase, printre acestea numãrându-se mai ales drumurile de culme (Piscupia) și cele de exploatare forestierã (fig. 23 – Harta modului de utilizare a terenului).

Legãtura feroviarã Ploiești – Mãneciu asigurã transportul locuitorilor cãtre reședința de județ, dar și cãtre zona montanã Ciucaș. Ploiești și Mãneciu reprezintã și principalele destinații ale navetiștilor domiciliați în localitãțile din depresiunea Podeni.

Populația salariatã în industrie este majoritarã navetistã, dar un procent foarte mare lucreazã în industria extractivã dezvoltatã pe baza exploatãrii zãcãmintelor de hidrocarburi din zonã. Satul Podenii Vechi este cel mai cunoscut din acest punct de vedere. Sondele de extracție a petrolului se întind pe aproape toatã suprafața dealului Bucovel.

Peisajul este deosebit de variat, sondele (foto 2) și conductele de petrol intersecteazã atât parcele agricole, pomicole și viticole, cât și grãdini și proprietãți.

Agricultura este, de asemenea foarte dezvoltatã, o mare parte a locuitorilor fiind ocupatã în aceastã ramurã. Condițiile biopedoclimatice sunt dintre cele mai favorabile dezvoltãrii culturilor de grâu și de porumb (foto 5, foto 14), precum și a grãdinãritului. Planitatea terenului, respectiv panta sub 3º și clima caldã transformã depresiunea – luncile, terasele – într-un adevãrat grânar.

Pomicultura (foto 15) și viticultura sunt specifice acestei zone, aici cultivându-se soiuri deosebite. Aceste culturi se practicã pe versanți, mai ales pe cei însoriți din nordul depresiunii, dar și pe cei din sud cu altitudini mai mici.

Pãdurile, extinse în trecut pe suprafețe deosebite au fost defrișate, apoi replantate. Acest fenomen se poate observa pe culmea dealului Bucovel – Piscupia (fig. 23 – Harta modului de utilizare a terenului).

CONCLUZII

Depresiunea Podeni este, de fapt o subunitate a întinsei depresiuni precarpatice Mislea-Podeni.

Depresiunea Podeni este situatã în Subcarpații de Curburã, respectiv, în Subcarpații Teleajenului. Aceastã depresiune constitue limita exterioarã a Subcarpaților, fiind amplasatã la contactul cu Câmpia Românã, respectiv Câmpia Ploieștilor. Aceastã depresiune tipic intracolinarã exterioarã s-a dezvoltat pe axul sinclinalului Mãgurele-Podeni, între douã anticlinorii, la nord și la sud – Salcia și Boldești.

În nordul depresiunii Podeni se aflã dealul Salcia cu culmile Gornet, Brãzila, Sotãcu, Cãoaia, Titila și Popești, care reprezintã, de altfel și limita nordicã a depresiunii. În sudul acesteia se aflã dealul Bucovel, ce corespunde anticlinalului Boldești și reprezintã și limita sudicã a depresiunii. Limita vesticã corespunde vãii Teleajenului, iar limita esticã – vãii Cricovului Sãrat. Tot în partea esticã se aflã și culmea anticlinalã Istrița – cea mai reprezentativã din acest punct de vedere.

În ceea ce privește constituția petrograficã, formațiunile sedimentare ale Depresiunii Podeni corespund în cea mai mare parte miocenului și pliocenului, peste care se întâlnesc uneori și petece sedimentare fluvio-lacustre villafranchiene.

Depresiunea Podeni are un climat temperat continental de tranziție, dacã o considerãm ca parte dintr-o regiune amplã. Are însã un specific climatic și microclimatic ce este dat de zona amplasãrii, la limita externã a Subcarpaților și datoritã altitudinilor reduse.

Iarna are loc o circulație a maselor de aer dinspre NE aducând aer polar siberian; vara, circulația dinspre sud aduce zile toride, cu cer senin și intervale de secetã.

Rețeaua hidrograficã a Depresiunii Podeni este strâns legatã în evoluția sa, de relief și condițiile climatice.

Rețeaua hidrograficã este reprezentatã de râurile Teleajen, Cricovul Sãrat și afluentul acestuia Lopatna, care colecteazã numeroase pâraie. În general aceste pâraie au un curs echilibrat, numai rareori, dupã ploi abundente și repezi cursul lor devine vijelios, putând produce pagube mai ales la gurile lor de vãrsare.

Regimul hidrologic al apelor din bazinul Telejenelului este influențat de condițiile fizico-geografice, un rol deosebit avându-l relieful (altitudine, pantã, fragmentare), clima (precipitațiile cãzute) și geologia regiunii.

Depresiunea Podeni se aflã situatã în arealul regiunii macaronezo-mediteraneanã, provincia dacicã, subprovincia banato-geticã, districtul Subcarpații Orientali ai Munteniei.

Partea înaltã a depresiunii (peste 300 m), unde se resimte încã influența modificatoare de climat a altitudinii, aparține subetajului inferior al etajului nemoral, subetajul gorunetelor, ce cuprinde și fâșia zonalã a alternanței de pãduri de fag și de gorun. Partea joasã (sub 300 m), este sub influența modificãrilor de climat pe care le provoacã latitudinea și, în parte, longitudinea. Vegetația acestei pãrți a depresiunii se încadreazã din punct de vedere fitogeografic în zona latitudinalã a pãdurilor de foioase (zona nemoralã) și în parte în zona de silvostepã.

Solurile zonale caracteristice acestei regiuni sunt solurile brun-roșcate de pãdure, inclusiv cele podzolite.

Pe versanții din nordul depresiunii o mare rãspândire o au regosolurile inclusiv soluri puternic erodate și roci afânate la zi, pseudorendzine, soluri negre clinohidromorfe (soluri negre de fâneațã umedã).

Pe versanții din partea sudicã a depresiunii apar soluri brune luvice (podzolite), dar și soluri brune erodate și regosoluri. Mai apar de asemenea soluri brun-roșcate luvice (podzolite), soluri brun-roșcate luvice (podzolite) pseudogleizate și soluri podzolice pseudogleizate.

În partea joasã a depresiunii, cea mai mare extindere o au solurile brun-roșcate luvice (podzolite) alãturi de care s-au format soluri brune aluviale, soluri brune luvice (podzolite), soluri brune erodate și regosoluri, lãcoviști (soluri humicogleice). Pe terasele înalte ale râului Teleajen se gãsesc soluri brune luvice (podzolite), soluri brune eu- și mezobazice, soluri brun-roșcate închise și cernoziomuri cambice (levigate), iar pe cele joase, soluri brune humifere, frecvent scheletice cu pietriș calcaros la diferite adâncimi. În partea esticã a depresiunii, în vãile Cricovului Sãrat și Lopatnei, se întâlnesc mari depozite aluvionale, alãturi de soluri aluviale, dar și de lãcoviști (soluri humicogleice). Pe terasele înalte și pe platforme, unde solurile podzolice s-au format pe materiale cu texturã finã, ele sunt puternic pseudogleizate.

Relieful subcarpatic reprezintã o unitate geograficã de tranziție între Carpați și regiunile extracarpatice, deoarece ca și munții, acesta are o structurã cutatã și o varietate de relief, dar altitudinile mici și rocile friabile din alcãtuirea acestuia amintesc mai mult de dealuri.

Subcarpații Teleajenului prezintã cea mai clarã diviziune între partea internã și cea externã a acestora.

Depresiunea Podeni este tipic intracolinarã, subcarpaticã externã, ce se extinde pe direcția est-vest, traversatã de Teleajen în vest și de Cricovul Sãrat la est. Aceasta reprezintã o veche vale a Prahovei, care se îndrepta spre Cricovul Sãrat. De asemenea, depresiunea Podeni este un vechi șes aluvial, din care s-a pãstrat o suprafațã restrânsã de tãpșan coluvial.

Relieful structural al zonei Podeni apare ca o succesiune de culmi deluroase, cu structurã cutatã mai accentuatã ce merge pânã la cute solzi și diapirism și o lãțime mai redusã, precum și depresiunea tipic intracolinarã Podeni, bine dezvoltatã, cu altitudini reduse, de 300 m.

Acțiunea erozivã asupra anticlinalului duce la formarea a trei suprafețe structurale – inferioarã, mijlocie și superioarã, ce nu corespund culmii inițiale a anticlinalelor Boldești și Salcia.

Formele de relief ale depresiunii Podeni sunt relativ variate datoritã, mai ales, petrografiei și structurii geologice la care se adaugã acțiunea diferențiatã în timp și spațiu a agenților modelatori.

În raport cu complexele petrografice existente au fost distinse forme de relief dezvoltate pe argile și marne, precum și pe pietrișuri și nisipuri.

Versanții și culmile dealurilor ce formeazã limitele nordicã și sudicã a depresiunii prezintã o structurã petrograficã alcãtuitã din formațiuni argiloase și marnoase ce impun un relief specific.

Șiroirile sau ravenãrile apar în urma eroziunii lineare, declanșatã pe suprafețele fãrã vegetație. Procesul de ravenare este foarte intens în cazul marnelor salifere prezente în nordul depresiunii. Acest proces este rapid, ceea ce duce la adâncirea organismului ravenal. Panta versanților este estompatã de șiroirea difuzã, foarte prezentã în depresiune.

Apele curgãtoare sunt importanți agenți modelatori ai reliefului, ce acționeazã prin eroziune, transport și depunere.

Aspectul, extinderea și structura luncilor (Teleajenului, Cricovului, Lopatnei și Sãrãțelului) au fost influențate de schimbãrile petrecute în dinamica râurilor, datorate mișcãrilor neotectonice subsidente. Marile unitãți de relief, respectiv structurile anticlinale și sinclinale și faciesurile petrografice strãbãtute de cursul râurilor determinã aspectul și extinderea luncilor.

În aceastã zonã, terasele sunt tectono-climatice, cu predominarea tectonicii. Astfel, luncile râurilor (Telejen, Cricovul Sãrat, Lopatna și Sãrãțel) s-au lãțit și aluvionat în fazele glaciare și periglaciare, treptele teraselor s-au detașat în fazele interglaciare, iar frunțile teraselor au fost tãiate în fazele glaciare.

Arealele hipsometrice reprezentative pentru zona depresiunii Podeni sunt cele delimitate de izohipsele (curbele de nivel) de 200 m, 250 m, 300 m, 400 m. Suprafețele cu altitudini mai mici de 200 m corespund tipului genetic de relief – luncã joasã, cele cu altitudini cuprinse între 200 m și 250 m corespund luncilor înalte și teraselor inferioare, suprafețele cu altitudini cuprinse între 250 m și 300 m corespund teraselor superioare, cele cu altitudini cuprinse între 300 m și 400 m corespund etajelor de versant, iar cele cu altitudini mai mari de 400 m corespund culmilor de interfluviu.

Valorile cele mai mici ale densitãții fragmentãrii reliefului, chiar și cele de 0 km/km2 vor fi înregistrate pe fundul depresiunii, acolo unde altitudinile sunt cele mai reduse și înclinarea suprafeței topografice este foarte micã. Aceastã zonã corespunde centrului depresiunii, dar mai als pãrții central-vetice a acesteia. De asemenea, valorile mai mari ale densitãții fragmentãrii reliefului, precum și cele maxime sunt înregistrate pe versanții dealurilor ce mãrginesc depresiunea la nord și la sud.

Pentru o corelare cât mai exactã a densitãții și adâncimii fragmentãrii au fost alese tot șase intervale valorice. Acestea cuprind valori între 0 și 15 m/km2, 16 și 30 m/km2, 31 și 50 m/km2, 51 și 100 m/km2, 101 și 150 m/km2 și valori peste 150 m/km2.

Valorile declivitãții sunt dintre cele mai variate, o suprafațã extinsã caracterizându-se prin pante sub 3°, iar altele prin pante cuprinse între 3º și 10°, 10° și 25° și peste 25°.

Încã din cele mai vechi timpuri, populația a fost atrasã de aceastã zonã, a depresiunii Podeni, datoritã climei propice funcțiilor biologice și apropierii apei dulci. Un factor decisiv pentru stabilirea populației pe aceste meleaguri a constituit-o și fertilitatea deosebitã a solului pentru culturile agricole, dar și poziția de apãrare oferitã de dealurile ce împrejmuiesc depresiunea.

BIBLIOGRAFIE

Banu A. – Depresiunea Podenilor, Rev. Geogr. Rom., I.C.G.R., nr. II, București, 1946

Cãlinescu R. – Biogeografia României, Edit. Științificã, București, 1969

Chițu C-tin. – Relieful și solurile României, Editura Scrisul Românesc, Craiova, 1975

Coteț P. V. – Geomorfologie cu elemente de geologie, Edit. Ceres, București, 1976

Enculescu P. – Zonele de vegetație lemnoasã din România în raport cu condițiile oro-hidrografice, climatice, de sol și subsol, în “Mem. Inst. Geologic”, București, 1924

Filipescu G. M. – Cercetãri geologice între Valea Teleajenului și Valea Doftanei, București, 1934

Florea N., Munteanu I., Rapaport C., Chițu C., Opriș M. – Geografia solurilor României, Edit. Științificã, București, 1968

Grecu Florina, Comãnesu Laura – Studiul reliefului. Îndrumãtor pentru lucrãri practice, Edit. Universitãții din București, București, 1998

Grigoraș N. – Geologia zãcãmintelor de petrol și gaze din România, Edit. Tehnicã, București, 1961

Iacobescu V., Cojocaru D. – Cartografierea și reproducerea hãrților, Edit. Didacticã și Pedagogicã, București, 1966

Ielenicz M., Laura Comãnescu, Mihai B. – Dicționar de geografie fizicã, Edit. Corint, București 1999

Ionițã I., Maria Rãdoane, Rãdoane N., Surdeanu V. – Ravenele – forme, procese, evoluție, Edit. Presa Universitarã Clujeanã, Cluj, 1999

Iorgulescu Th. – Contribuțiuni la studiul micropaleontologic al Miocenului superior din Muntenia de Est. (Prahova și Buzãu), An. Com. Geol. XXVI, București, 1953.

Micalevich-Velcea Valeria – Studiul fizico-geografic al alunecãrilor de teren, Rev. Natura, nr. 1, București, 1961

Mihãilescu V. – Marile regiuni morfologice ale României, Bul. Soc. Rom. Geogr., L, București, 1932

Mihãilescu V. – Dealurile și câmpiile României, Edit. Științificã, București, 1966

Mihãilescu V. – Geografia fizicã a României, Edit. Științificã, București, 1969

Mihãilescu-Todirițã V. – Geologia României, Centrul de Multiplicare al Universitãții București, București, 1972

Morariu T., Savu Al. – Fragmentarea medie a reliefului României, Probl. de Geogr., vol. VI, București, 1959

Morariu T., Dumbravã F. – Energia reliefului României, Studii și Cercetãri de Geologie și Geografie, tom VIII, nr. 3-4, Cluj, 1957

Morariu T., Donisã I. – Terasele fluviale din România, Studii și Cercetãri Geografice, nr. 1, București, 1968

Mutihac V., Ionesi L. – Geologia României, Edit. Tehnicã, București, 1973

Naum T. – Platformele și nivelurile de eroziune din Carpații și Subcarpații de Curburã, An. St. Univ., nr. 27, București, 1961

Nãstase A. – Cartografie-Topografie, Editura Didacticã și Pedagogicã, București, 1983

Nãstase A., Cernea D. – Cartografie generalã. Manual practic, ediția a II-a, Centrul de Multiplicãri al Universitãții București, București, 1976

Niculescu Gh. – Terasele Teleajenului în zona subcarpaticã, cu privire specialã la mișcãrile neotectonice cuaternare, Probl. de Geogr., III, București, 1962

Niculescu Gh. – Reconstituirea unui piemont cuaternar în Subcarpații Teleajenului, S.C.G.G.G. – Geogr., XII, nr. 2, București, 1965

Oncescu N. – Geologia României, Edit. Tehnicã, București, 1957

Paucã M. – Depozitele miocene presarmațiene din regiunea de curburã a Carpaților, An. Com. Geol., XXIV, București, 1952.

Pascu M. R. – Apele subterane din România, Edit. Tehnicã, București, 1983

Pãtruț I. – Geologia și tectonica regiunii Vãlenii de Munte-Cosminele-Buștenari, An. Com. Geol. XXVIII, București, 1955.

Popp N. – Clasificãri geografice în Subcarpații Românești, Bul. Soc. Rom. Geogr., LIV, București, 1936

Popp N. – Dealurile Subcarpaților din România, Rev. Natura, nr. 6, București, 1965

Popescu Gr. – Contribuțiuni la stratigrafia flișului cretacic cuprins între valea Prahovei și valea Buzãului, cu privire specialã asupra vãii Teleajenului, Acad. R.S.R., Șt. cerc. Geol. II, 3-4, București, 1958.

Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M. – Relieful României, Edit. Științificã, București, 1974

Posea Gr., Popescu N. – Harta geomorfologicã generalã, An. Univ. Buc., seria geologie-geografie, București, 1964

Rãdulescu I., Grumãzescu H. – Descifrarea mișcãrilor tectonice în cuaternar de pe teritoriul României, Probl. de Geogr., vol. IX, București, 1962

Roșu Al. – Geografia fizicã a României, Edit. Didacticã și Pedagogicã, 1973, București.

Saulea Emilia – Contribuții la stratigrafia Miocenului din subcarpații Munteniei, An. Com. Geol. XXIX, București, 1956.

Tufescu V. – Subcarpații, Edit. Științificã, București, 1966

Tufescu V. – Modelarea naturalã a reliefului și eroziunea accentuatã, Edit. Academiei Române, București, 1966

Trufaș Constanța – Bazinul hidrografic al Prahovei. Calitatea apelor, Soc. Geogr. din România, București, 1998

Vâlsan G. – Morfologia vãii superioare a Prahovei și a regiunilor vecine, Bul. Soc. Rom. Geogr., 1916

Velcea Valeria – Relieful ca element de bazã în cercetarea fizico-geograficã, Rev. Natura, seria geografie-geologie, nr. 3, București, 1964

Velcea Valeria – Cartografierea fizico-geograficã, Tipografia Universitãții București, 1976

***, Geografia României – Geografie fizicã, vol. I, Edit. Academiei Române, București, 1983

***, Geografia României – Regiunile pericarpatice: Dealurile și Câmpiile Banatului și Crișanei, Podișul Mehedinți, Subcarpații, Piemontul Getic, Podișul Moldovei, vol. IV, Edit. Academiei Române, București, 1992

***, Harta Geologicã a României, scara 1:100000

***, Harta Pedologicã a României, scara 1:100000

***, Harta topograficã, scara 1:25000 – L-35-101-C-a

L-35-101-C-b

L-35-101-C-c

L-35-101-C-d