95

Bazinul hidrografic Glajerie – Studiu Geomorfologic

1. INTRODUCERE-ARGUMENT

“Natura nu este numai frumoasă sau eroică, ea este şi inteligentă ”, spunea George

Vâlsan.

Întregul meu efort, de-a lungul elaborării lucrării prinde contur în jurul acestei idei. A mă

raporta la natură altfel decât până adineaori, a o aborda cu uneltele şi metodele geografului

(cartarea, fotografierea şi în primul rând interpretarea formelor) a făcut din realizarea lucrării o

frumoasă experienţă.

La alegerea acestui studiu a stat iniţial la bază un criteriu nu neapărat de ordin

ştiinţific, şi anume eram legată, datorită multor drumeţii, de acest colţ al Carpaţilor, care

alcătuieşte în mare parte abruptul nordic al Bucegilor. Dar pe măsura realizării studiului am

realizat că limitându-mă la valoarea peisagistică a unei zone pierd aspectele legate de evoluţia

peisajului şi formelor, pe care în ciuda neclintirii edificiului ciclopic al munţilor, acum nu le

mai văd static ci ca pe un moment al unei străvechi evoluţii. Bazinul Glăjerie se suprapune pe

mari contacte fizico-geografice, geologice, peisagistice şi morfologice, având prin excelenţă

vocaţia spaţiului intermediar, a condiţiei mixte, analiza acestui mic spaţiu al interferenţelor

devenind cu atât mai interesantă cu cât entităţi diferite se întâlnesc aici şi par să cadă la

învoială.

Lucrări de specialitate referitoare la bazinul Glăjerie nu există, iar referirile la această

zonă sunt tangenţiale şi destul de rare, dar acest fapt a fost compensat într-o mare măsură de

extensiunea mică a bazinului, care mi-a permis o atentă observare a formelor. Aşadar,

observaţiile de pe teren, (exclud drumeţiile fără caracter ştiinţific, dar datorită cărora

cunoşteam foate bine orografia şi toponimia zonei) au fost necesare pentru a avea aport

personal la realizarea lucrării. Bibliografia a fost absolut indispensabilă, în primul rând pentru

realizarea capitolului de geologie, dar şi a celorlalte.

Domnului inginer silvic Horia Iuncu director al Parcului Natural Bucegi şi domnilor

rangeri de la aceasta instituţie care mi-au favorizat accesul la o serie de date ştiinţifice şi nu

numai, pe care i-am însoţit în mai multe peripluri în zona studiată deschizându-mi pe teren

ochii la lucruri de domeniul geografiei care ar fi trecut pe lângă mine neobservate.

95

Capitolul 1

Considerente ştiinţifice privind problematica morfostructurii şi morfogenezei versanţilor

1.1 Litologia şi mecanismul rocilor

Rocile formaţiunilor geologice au un comportament selectiv la acţiunea fortelor şi

proceselor exogene. Proprietăţile rocilor influenţează tipurile genetice şi dinamice ale

proceselor de modelare respectiv de degradare a reliefului, repartiţia şi implicaţiile în peisajul

geografic ale acestora şi ale formelor de relief create. În procesul eroziunii diferenţiale rezultă

variate forme de relief petrografic care în anumite circumstanţe pot lua atributul de degradări

de teren.

Duritatea unei roci se apreciază în raport cu o altă rocă mai exact cu cea cu care intră

în contact. Rocile dure (gnaise, cuartite, granite, andesite, calcare) opun o rezistenţă mai mare

la eroziune şi la acţiunea directă a gravitaţiei în comparaţir cu rocile friabile (argile, marne,

loess, şisturi filitoase, şisturi granitoase) conferind o stabilitate remarcabilă albiilor şi

versanţilor. Totuşi în condiţii periglaciare şi de pante accentuate, rocile dure sunt afectate de

gelifracţii şi deprinderi.

Coeziunea reprezintă legătura dintre comportamentele rocii. Coeziunea reală este cu

atât mai mare cu cât roca este alcătuită din particule fine care măresc suprafaţa specifică.

Coeziunea aparentă se datorează pătrunderii apei în micile spaţii dintre prticule respectiv

tensiunii superficiale create. Se stabilesc diferite grade de coeziune: nulă (nisipurile), minimă

(pietrişurile de terasă şi piemontane, grohotişurile), maximă (calcare masive, granitele). O

coerenţă redusă pot avea chiar şi rocile compacte care prezintă fisuri şi crăpături ori sunt

dezagregate şi alterate.

Rocile cu coeziune nulă şi minimă sunt deosebit de vulnerabile la eroziune şi la

deplasări în masă pe pante.

Frecarea (unghiul de frcare internă) depinde de: densitatea rocii sau depozitul de

cuvertură, mărimea particulelor şi gradul de umezire. Frecarea este mai redusă în rocile şi

materialele mai afânate (deluvii, proluvii, coluvii) şi mai mare în cazul rocilor cu granulaţie

grosieră caracterizate cu mai multe puncte de contact. De asemenea frecarea se reduce pe

măsură ce umezirea materiei minerale creşte.

95

Unghiul de frecare internă influenţează porniturile de teren stimulându-le sau

frânându-le.

Omogenitatea se raportează la mărimea particulelor şi la compoziţia mineralogică.

Spre deosebire de rocile heterogene, cele omogene alcătuite din particule de aceeaşi mărime şi

compoziţie mineralogică sunt mai redutabile la acţiunea proceselor gravitaţionale şi eroziune.

Compoziţia granulometrică se referă la dimensiunile particulelor la forma şi poziţia pe

care o au unele faţă de altele. Rocile macrogranulare (bolovăniş, găleţi, pietriş) deşi cu

coeziune redusă dau o mai mare stabilitate datorită permeabilitaţii şi unghiului de frecare

internă mare. Ele nu oferă condiţii favorabile pentru dezlănţuirea porniturilor umede, dar sunt

propice eroziunii torenţiale. În schimb rocile microgranulare (argile, marne) amplifică

potenţialul de apariţie şi dezvoltare a porniturilor în special a celor umede.

Masivitatea şi şistuozitatea Masivitatea conferă rocilor rezistenţă atât la dezagregarea,

agregarea, cât şi la procesele gravitaţionale şi de eroziune. Planurile de şistuozitate şi de

stratificaţie, fisurile şi crăpăturile permit pătrunderea apei accelerează alterarea şi dezagregarea

favorizează deplasările de pante şi eroziunea de versant. Fisurile şi crăpăturile reduc

masivitatea şi coeziunea rocilor precum şi unghiul de frecare internă al rocilor.

Porozitatea (dimensiunile şi densitatea porilor din roci) şi permeabilitatea (capacitatea

de infiltrare a apei prin porii rocilor) influenţează percolarea şi scurgerea de suprafaţă a apei şi

implicit şi porniturile umede, procesele de eroziune areală şi concentrate care au loc pe

versanţi. Rocile poroase şi permeabile au rol important în pregătirea şi declanşarea

deplasărilor de teren umede, dar fac posibilă şi reducerea proceselor de eroziune prin

diminuarea scurgerii de suprafaţă. Este remarcat că permeabilitatea depinde nu numai de

porozitate ci şi de compoziţia granulometrică, masivitatea şi coeziunea rocilor.

Higroscopicitatea este însuşirea rocilor de a absorbi şi reţine apa. Ea caracterizează în

grad mai înalt formaţiunile cu granulaţie fină (argilele), terenurile cu higroscopicitate ridicată

se înmoaie accentuat, pierzându-şi astfel stabilitatea.

Plasticitatea are mare rol în producerea şi dezvoltarea porniturilor umede. În legătură

cu această proprietate se stabileşte limita de plasticitate şi de curgere a rocilor şi material de

cuvertură. Corelaţiile genetice dintre diferitele tipuri de roci şi procesele gravitaţionale ca

procese de degradare a terenurilor pot fi sintetizate în felul următor:

Rocile nelegate (nisipuri, pietrişuri) nisipuri curgătoare şi tasări

95

Rocile legate (argile, marne) alunecări de teren, curgeri noroioase

Rocile poroase (loess) sufuziune şi tasare

Rocile tari (granite, gnaise, calcare dure) rostogliri surpări prin subminare

Rocile moi (gresii friabile, şisturi menilitice, gipsuri) înconvoierea capetelor de strate

(deraziunea) alunecări

Îmbinarea atât de variabilă în spaţiu a proprietăţilor fizice ale rocilor imprimă denudări

cu caracter diferenţial ceea ce se reflectă în diversitatea proceselor de modelare a reliefului şi

de degradare a terenurilor.

Depozitele de cuvertură

În climatele umede, depozitele de cuvertură acoperă aproape continuu rocile scoarţei

terestre constituind stratul lor protector. Aceste fomaţiuni rezultă prin dezagregare aterare prin

procese gravitaţionale şi prin acţiunea agenţilor modelatori. Depozitele de cuvertură se

compun din eluvii, deluvii, coluvii, proluvii, şi aluvii.

Sub raportul modelării reliefului şi al degradării terenurilor interesează în primul rând

depozitele de versanţi, pante deluviale. Comparând deluviile cu rocile în situri se poate stabili

că primele sunt puţin coezive, cu o slabă frecare internă, neomogene cu porozitate,

permeabilitate, higroscopicitate şi pasticitate de valori ridicate. De aceea pantele deluniale

prezintă stabilitatea redusă, fiind predispuse la pornituri. Totodată depozitele de versant sunt

vulnerabile la acţiunea mecanică a scurgerii de suprafaţă (difuză şi liniară).

1.2 Solul

Solurile au o importanţă deosebită în mecanismele proceselor geomorfologice întrucât

prin proprietăţile lor fizice şi chimice influenţează percolarea şi reţinerea apei, scurgerea de

suprafaţă, respectiv potenţialului terenurilor precum pornituri şi eroziune. În funcţie de

caracteristicile solului la aceiaşi indici de pantă procesele de deplasare şi mai ales cele erozive

(pluviodenudarea, eroziunea areală, şiroirea şi ravenarea) se diferenţiază.

Pe solurile cu textură nisipoasă după saturare se formează rigole care se adâncesc cu

rapiditate. Solurile cu textură argiloasă fiind slab permeabile oferă posibilitatea scurgerii la

suprafaţă şi formării de rigole şi ogase.

În cazul unei structuri stabile (granulometrică) permeabilitatea, capacitatea de infiltrare

şi de reţinere a apei au valori superioare, iar glomerulele se comportă ca nişte particule greu

95

transportabile. În consecinţă scurgerea superficială devine redusă, iar dislocarea particulelor

dificilă. În solurile lipsite de structură apa nu poate pătrunde întrucât spaţiile capilare şi

necapilare se acoperă prin umezire, de aceea apele şiroiesc la suprafaţă provocând eroziunea.

Conţinutul ridicat de humus măreşte permeabilitatea şi capacitatea de infiltrare a apei

dând solului o rezistenţă sporită faţă de eroziune.

1.3 Sructura geologică

Variatele tipuri de structuri geologice (orozională, monoclinala, cutată, faliată)

influenţează procesele geomorfologice, morfologia şi degradările de teren prin succesiunea

stratelor cu proprietăţi diferite ale rocilor (roci coezive – roci necoezive, dure-friabile, masive

–fisurate sau şistoase, macro sau microgranulare, permeabile - impermeabile) prin înclinarea

stratelor, tipul de cute şi amplitudinea cutelor, gradul de faliere a formaţiunilor litologice. În

esenţă elementele de structură geologică se impun în morfologia sculpturală tot prin

intermediul rocilor. Eroziunea diferenţială crează, în acest mod, reliful structural.

Componentele reliefului structural sunt supuse unor tipuri diferite de procese de

modelare actuală şi de degradări de teren. De pildă în cazul unei cueste grefate pe un monolit

în care alternează stratele de roci dure şi friabile abrupte este marcat de surpări şi rostogoliri,

eroziunea torenţială fiind frământată de opoziţia capetelor de strat în timp ce versantul este

afectat de alunecări consecvente, de ogase, ravene şi torenţi.

Mişcările neotectonice şi mişcările seismice

Mişcările verticale ale scoarţei tereste având caracter compensator (înălţări şi subsinte

în regiuni apropiate) măresc înclinarea stratelor şi accentuează pantele. Ca urmare sunt

intesificate porniturile şi procesele de eroziune, fenomenele semnificative în Carpaţii şi

Subcarpaţii de Curbură.

Mişcările seismice au rol de dinamizare a proceselor de modelare în acest mod

contribuind la apariţia şi agravarea degradărilor de teren. Cutremurele de pământ deschid

crăpături în stratul de sol şi în formaţiunea geologică subadiacentă, declanşează sau

reactivează surpări şi alunecări de teren activează procesele eroziunii torenţiale şi fluviale.

95

1.4 Relieful

Întrucât modelarea comportă trăsături specifice în raport cu unităţile morfotectonice şi

treptele majore de relief, procesele de degradare a terenurilor înregistrează diferenţieri la

aceeaşi scara spaţială.

Mai mult, procesele geomorfologice actuale, ca procese de degradare, prezintă variaţii

semnificative în limitele aceleiaşi unităţi geomorfologice, în funcţie de modul de asociere a

elementelor morfometrice, morfografice şi morfodinamice prin care se individualizează. Pe

fondul variabilităţii morfodinamicii se conturează areale de hazard geomorfologic cu frecvente

puncte critice, areale cu numeroase nuclee de degradări intense şi generalizate. În mod separat

vom prezenta rolul elementelor geomorfologice cantitative şi calitative în geneza şi dinamica

proceselor de modelare a reliefului şi de degradare a terenurilor.

Densitatea fragmentării reliefului (fragmentarea orizontală). Cu cât indicele densităţii

fragmentării este mai mare, expresie a unei succesiuni dense de văi şi interfluvii înguste cu

atât forţa denundatoare a eroziunii tinde să se generalizeze. În aceste condiţii versanţii deţin

ponderea cea mai mare în structura geomorfologică oferind un potenţial favorabil pentru

manifestarea proceselor de pantă.

Adâncimea fragmentării (fragmentarea verticală, energia de relief). Cu cât diferenţele

dintre fundul văilor şi nivelul interfluviilor (în special a culmilor deluroase şi muntoase) este

mai mare, cu atât înclinarea şi lungimea pantelor cresc, iar procesele gravitaţionale şi erozive

capătă posibilitatea de declanşare şi de manifestare tot mai intense.

Înclinarea versantului influenţează infiltrarea apei, scurgerea la suprafaţă şi implicit

tipul şi intensitatea eroziunii şi porniturilor de teren. Astfel pe terenuri cvasiorizontale (sub 3o)

spălarea este interceptibilă, în timp ce pe terenuri puternic înclinate (15-25o) denudarea este

complexă adesea până la rocă, iar abrupturile (peste 45o) se caracterizează prin roca la zi, cu

degradări, rostogoliri şi surpări.

Lungimea versantului. La aceeaşi înclinare alungirea traseului de curgere a apelor

superficiale face să crească debitul, iar ca urmare, eroziunea câştigă în intensitate. În general

se consideră că la o mărime a lungimii pantei de 2 ori, eroziunea se intensifică de 3,03 ori.

Distanţa critică de eroziune este aproape de limita superioară a versanţilor deoarece debitul de

şiroire se formează la mică depărtare de cumpăna de ape.

95

Forma versantului influenţează infiltrarea şi scurgerea apei, procesele de eroziune şi

deplasările de teren. Schematizat versanţii se pot prezenta sub trei forme simple (covexă,

dreaptă, concavă) şi o infinitate de forme complexe în funcţie de litologie şi structură, de

specificul modelării şi de etapa de evoluţie a reliefului. Cele mai afectate de pornituri şi

eroziune sunt pantele convexe, pe când pantele concave, în măsura în care se apropie de

profilul de echilibru suferă cel mai puţin.

Înclinarea şi forma versantului au rol deosebit în stabilitatea acestuia şi în dinamica proceselor

de pantă. Unghiul până la care este asigurată în mod natural stabilitatea pantelor stă în raport

cu însuşirile rocilor. Echilibrul versanţilor este determinat în primul rând de rezistenţă la

rupere sau la desprinderea rocilor, a corpurilor geologice.

Expoziţia versanţilor influenţează degradarea şi alterarea, deplasările în masă şi

procesele de eroziune. Orientarea diferită faţă de radiaţia solară determină apariţia de

topoclimate mai cald şi mai uscat sunt afectaţi de dezagregări mai active, de pornituri uscate,

de eroziune mai puternică.

Pentru evaluarea corectă a rolului reliefului în geneza şi dezvoltarea degradărilor de

teren este necesară coroborarea tuturor indicilor geomorfologici şi corelarea acestuia cu

ceilalţi factori fizico –chimici.

1.5 Clima

Agenţii modelatori, procesele geomorfologice şi formele sculpturale se diferenţiază

corespunzător cu zonele, etajele şi tipurile de climă. Deasemenea variaţii locale în

desfăşurarea proceselor geomorfologice introduce topoclimatele. În consecinţă degradările de

teren generate de procesele de modelare actuală a reliefului comportă aceleaşi deosebiri

spaţiale.

Elementele climatice caracterizate printr-o serie de trăsături cantitative şi calitative

îndeplinesc un rol bine determinat în geneza şi evoluţia proceselor de modelare a relifului şi de

degradare a terenurilor.

Precipitaţiile atmosferice stau la originea celor mai multe procese de descompunere a

rocilor, de deplasare în masa şi de eroziune. Gama genetică şi dinamică a acestora este în

95

funcţie de însuşirile calitative şi cantitative ale precipitaţiilor, în primul rând ale ploilor şi

zăpezilor.

În modelarea reliefului şi degradarea terenurilor cea mai mare importanţă are felel

ploilor, o trăsătură conturată de intensitatea şi durata acestora şi în funcţie de care se deosebesc

ploi repezi şi ploi lente, respectiv ploi scurte şi ploi îndelungate. Dacă ploile de durată au o

deosebită însemnătate pentru porniturile umede, ploile repezi determină pluviodenudarea,

eroziunea în suprafaţă şi eroziunea concentrată (şiroirea şi revenarea )

Intensitatea se apreciază prin raportarea cantităţii de apă la durata ploii. Ploile de

intensitate mare se numesc ploi torenţiale. Raportul dintre intensitate şi durata ploilor

torenţiale, dintre intensitate şi suprafaţa afectată sunt de inversă proporţionalitate.

Pentru scurgerea intermitentă de versant şi procesele de eroziune generate de aceasta

are importanţă şi momentul intensităţii maxime a ploii torenţiale. Cele cu intensitate maximă

la inceput produc scurgeri reduse intrucât terenul neumezit are încă o mare capacitate de

infiltrare; ploile cu intensitate maximă la mijloc dau scurgeri moderate: ploile cu intensitate

maximă la sfârşit provoacă cele mai mari scurgeri, deoarece solul în urma umezirii prezintă o

capacitate redusă de infiltrare.

În legătură cu impactul ploilor se stabileşte limita critică, un indice care exprimă cantitatea de

apă căzută în unitatea de timp, necesară pentru a provoca scurgerea şi eroziunea pe versanţi.

Aceasta este viabilă în raport cu declivitatea pantei, cu permeabilitatea solului şi a rocii.

Trebuie considerate şi frecvenţa ploilor torenţiale, acest indice are următoarea distribuţie pe

anotimpuri: 19% primăvara (mai ales în mai), 70% vara, 10% toamna, 1% iarna. Ceea ce

inseamnă că activitatea torenţială începe la sfârşitul primăverii, continuă toată vara şi se

prelungeşte în prima luna de toamna. Pe de altă parte alternarea perioadelor ploioase cu cele

secetoase, o caracteristică a climatului temperat continental, favorizează porniturile de teren şi

procesele eroziuni de versant.

Nu trebuie neglijată nici influenţa ploilor de durată asupra proceselor de pantă. Astfel

în intervalele ploioase, solul devine saturat, iar agregatele sale se desfac şi pot fi îndepărtate.

În plus saturarea solului limitează mult infiltrarea şi măreşte scurgerea superficială,

producându-se spălări şi şiroiri.

Zăpezile au rol deosebit în scurgerea şi eroziunea pe versanţi în declanşarea

porniturilor umede. Aceste depinde de durata şi grosimea stratului de zăpadă, de ritmul topirii

95

sale, de condiţiile în care se găseşte solul (sol îngheţat sau dezgheţat, sol dezgheţat doar la

suprafaţă) în ultima situaţie scurgerea de suprafaţă este abundentă fiind capabilă să antreneze

mari cantităţi de sol, material de cuvertură sau rocă. Poate fi o acţiune comparabilă cu a ploilor

torenţiale mari. Infiltrarea apei şi supraumectarea materialelor, îngheţul şi dezgheţul provoacă

solifluxiuni, alunecări de teren şi curgeri noroioase.

Temperatura aerului prin insolaţie şi oscilaţii termice ce produc dezagregări de tipul

contracţie-diluţie, ingheţ-dezgheţ, umezire-uscare. Intensitatea şi capacitatea distructivă a

acestora sunt strâns legate de amplitudinea şi ritmul variaţiilor de temperatură (diurne,

sezoniere), de numărul ciclurilor gelivale, de adâncimea îngheţului.

Adâncimea de îngheţ a solului depinde de grosimea stratului de zăpadă, felul

învelişului vegetal, de experienţa şi grosimea litierei, de expoziţia de microrelief. Îngheţul sub

pădure este totdeauna mai puţin adânc sau lipseşte cu totul în iernile moderate. Solul de sub

pădure se dezgheaţă înainte de topirea zăpezii. Se diferenţiază astfel în mod radical terenurile

de pădure de cele din camp deschis, primele având o mai mare permeabilitate se opun

scurgerile de suprafaţă şi eroziuni de pantă.

Vânturile în degradarea terenurilor prin eroziune eoliană are importanţa tăria, frecvenţa,

durata şi direcţia vânturilor.

1.6 Apele

Apa sub diferitele ei stări de agregare şi forme geografice are un aport esenţial în

denudarea scoarţei terestre. Prin rolul important în descompunerea rocilor, în declanşarea

deplasărilor de masă şi în eroziunea uscaturilor, apa participă în cea mai mare măsură la

degradarea reliefului şi a terenurilor cu diferite folosinţe economice.

Umezirea terenurilor

Umezirea solului şi materialul litologic, infiltraţia apei sunt procese care influenţează

stabilitatea şi eroziunea versanţilor. Apa din sol, roci şi depozite de cuvertură se găseşte sub

următoarele forme:

Apa gravitaţională liberă (de îmbibare)

Apa capilară, care se ridică prin porii fini deasupra nivelului freatic

Apa în stare de vapori

Apa higroscopică, care provine prin condensarea vaporilor

95

Apa peliculară sau membranoasă, care înveleşte moleculele

Apa agregată chimic

Apele care contribuie la umezirea terenurilor provin din atmosferă (sub formă de

vapori şi precipitaţii), din pânza freatică (prin creşterea nivelului acesteia, pe cale capilară) şi

din reţeaua hidrografică de suprafaţă (prin infiltrarea laterală).

Infiltrarea apelor din precipitaţii constituie un proces care limitează scurgerile de

suprafeţe. Ea depinde de caracteristicile fizice ale solului, depozitelor de cuvertură şi rocilor,

de micromorfologia versanţilor, de specificul precipitaţiilor, de felul vegetaţiei şi gradul de

acoperire. În rocile microgranulare (argile, marna) prevalează umezirea peliculară şi capilară,

pe când în cele macroganulare (găleţi, prundişuri, nisipuri) predomină infiltraţia gravitaţională.

Circulaţia apelor se realizează în felurite moduri: prin infiltrare (gravitaţional, deci

descendent), prin capilaritate (ascendent), pe planul nivelului acvifer (lateral), sub formă de

vapori (dinspre orizonturile mai calde spre cele reci), prin ridicarea pânzei freatice până la

stratul de sol în perioadele de umiditate accentuată (apele pedofreatice).

Apele subterane

Apele subterane pot influenţa prin mai multe căi stabilitatea corpurilor geologice şi a

versanţilor:

a) Schimbarea greutăţii şi a consistenţei formaţiunilor. Înmuierea până la saturare a

solului şi rocilor duce la mărirea considerabilă a greutăţii terenurilor şi prin aceasta la apăsarea

asupra maselor de dedesubt. Îmbibând depozitele până la saturaţie produc lichefierea acestora,

micşorează forţa de frecare interioară şi de coeziune, cauzând alunecări de teren. Umezirea

tălpii de alunecare reprezintă factorul hotărâtor în declanăarea acestui proces.

b) Variaţiile nivelului hidrostatic şi efectul subpresiunii în stratele permeabile cu nivel

liber. Câtă vreme pânza freatică păstrează debit normal, stratele de deasupra rămân în

echilibru stabil.

c) Dizolvarea şi eroziunea internă a unora din particulele rocilor (a loessului şi

loessoidelor în special) respectiv sufoziunea şi tasarea terenurilor.

d) Coroziunea rocilor solubile şi dezvoltarea exo şi endocarstului .

e) Apariţia izvoarelor care se pot afla la originea alunecărilor şi a proceselor de eroziune.

95

Apele de suprafaţă

Apele de suprafaţă şi în special apele curgătoare au rolul principal în modelarea

reliefului şi în degradarea terenurilor.

Scurgerile de suprafaţă pe versanţi şi în albii, generează cele mai intense procese de

eroziune a reliefului şi de degradare a folosinţelor economice: şiroire, ravenare. În legatură cu

scurgerea de suprafaţă este util de cunoscut coeficientul de scurgere care reprezintă raportul

dintre cantitatea de apă şi cea scursă pe sol, reprezentând un bilanţ între mai multe variabile

dintre care unele cu indici pozitivi de intensificare (ploi torenţiale, pante accentuate şi

alungite), altele cu indici negativi, de atenuare (rocile tari, învelişul protector de pădure şi

pajişti) scurgerile prezintă mari variaţii în spaţiu şi timp.

Energia cinetică a scurgerilor pe pantă şi în albii şi capacitatea de eroziune sunt în

raport direct cu debitul şi viteza lor.

Totodată apele de suprafaţă influenţează unele procese de deplasare pe pante,

condiţionând stabilitatea versanţilor în mai multe moduri:

Ca sursă de umezire a solului şi rocilor şi de creştere a nivelului apei subterane prin

infiltrare, de unde posibilitatea producerii porniturilor de teren umede: în cazul umezirii

laterale a maselor de pământ şi apa râurilor şi lacurilor la nivelul obişnuit al apei, taluzul

malului atinge un anumit echilibru, dar variaţiile de nivel ale acestor surse afectează direct

stabilitatea terenurilor;

Prin scurgerea intermitentă de versant şi formarea organismelor torenţiale, care stau la

originea năruirilor, alunecărilor de teren sau curgerilor noroioase

Prin cursurile de apă care subminează baza malurilor, teraselor şi versanţilor, eroziunea

laterală fiind una din cauzele surpărilor şi alunecărilor de teren.

1.7 Vegetaţia

Vegetaţia îndeplineşte o funcţie geomorfologică deosebită în climatele umede,

asigurând instalarea sau menţinerea echilibrului reliefului, este siuaţia în care învelişul vegetal

păstrează intact şi protejând versanţii impune eroziunea lentă. Pe de altă parte în condiţiile

eroziunii lente, numită şi eroziune geologică, pătura vegetează şi solul se reface treptat. Este o

eroziune compensată, care nu diminuează nici grosimea solului şi nu declanşează nici

eroziunea liniară.

95

Vegetaţia reduce impactul ploilor cu solul, reţine o parte din apă şi reglează curgerea

pe versant şi în albii, opunându-se astfel pluviodenudării, şiroirii, ravenării şi eroziunii fluvio-

torenţiale. Ploile întrucât nu cad direct pe sol, nu exercită o acţiune distructivă asupra

agregatelor acestuia şi nici nu acoperă interstiţiile care asigură infiltrarea apei în sol. Apa

precipitaţiilor întârzie pe frunze şi ramuri, iar odată ajunsă pe sol, scurgerea este diminuată de

stratul ierbos de subarboret şi de litieră. În plus, o parte din apa provenită din precipitaţii este

consumată de plante pentru îndeplinirea funcţiilor biologice, micşorându-se pe aceeaşi cale

debitul de scurgere.

Pădurile sunt cele mai eficace în reţinerea apelor în regularizarea scurgerilor şi în

atenuarea eroziunii. Reţinerea apei de către coronament este mult mai mare decât în cazul

pajiştilor datorită suprafeţei incomparabil mai întinse a frunzelor, mulţimii planurilor pe care

se află acestea şi ramurilor: la aceasta se adaugă reţinerea apei de către litieră. Retenţia apelor

se deosebeşte după consistenţa pădurii şi speciile dominante după intensitatea şi durata ploilor.

Reţinută de coronamente se evaporează în cea mai mare parte. O parte însemnată din apa

ajunsă în sol este utilizată de vegetaţia pentru funcţiile vitale. Ea este redată atmosferic prin

transpiraţie. Absorţia variază după specie, precum şi după consistenţa pădurii.

Ca urmare a marilor cantităţi de vapori restituiţi de pădure în atmosferă prin

transpiraţie şi evapotranspiraţie acestea conturează topoclimatele mai umede decât spaţiile

neîmpădurite din jur. Pădurile acumulează un surplus de umiditate şi prin ploile “orizontale”

ca rezultat al condensării vaporilor de apă pe coronamente. Pădurile reţin mai multă zăpadă,

iar topirea ei se petrece mult mai lent decât pe terenurile deschise din jur. Cantitatea sporită de

umezeală pe care o primeşte pădurea se împarte aproape exclusiv între evaporare şi infiltrare,

micşorând la minimum scurgerile superficiale. Din cauza acestui complex bilanţ hidrologic,

scurgerea este de regulă exclusă în pădurea de consistenţă plină.

Vegetaţia, îndeosebi cea forestieră, constituie un factor de ridicare a stabilităţii

versanţilor prin sistemul radicular care funcţionează ca o armătură pentru formaţiunile

superficiale (sol, depozite de cuvertură, rocă). Însă vegetaţia arborescentă nu se poate opune

tuturor tipurilor de pornituri, unele dintre acestea fiind chiar stimulate (creeping-ul

desprinderile şi rostogolirile). Favorizând umezirea şi infiltrarea apei pădurile nu anihilează

factorul de bază în producerea porniturilor umede. Ele nu pot opune nici un fel de rezistenţă

alunecărilor masive cu talpa de glisare profundă.

95

Capitolul 2

Consideraţii ştiinţifice asupra degradărilor terenurilor

Degradările de teren sunt modificări negative ale proprietăţilor fizice şi chimice ale

solului şi maselor litologice (rocile din substrat, depozitele de cuvertură), ale caracterelor

dimensionale şi de formă ale reliefului care rezultă în principal, din cauza abaterii

morfogenezei şi pedogenezei de la linia normală şi dinamică lentă, pe cale naturală sau

antropică având ca urmare directă diminuarea sau suprimarea temporară sau definitivă a

posibilităţilor de utilizare optimă a fondului funciar.

Se desprinde de aici faptul că degradările de teren sunt generate de două categorii de

procese fizico-geografice actuale:

1) Procese geomorfologice (procese de alterare, procese gravitaţionale, procese

specifice factorilor externi – eroziune, transport, acumulare)

2) Procese pedologice (gleizare, pseudogleizare, podzolire excesivă)

Considerate în planul general al modelării reliefului şi al solificării acestea sunt

procese absolut normale, dar raportate la activitatea societăţii de folosire complexă a

teritoriului, ele exercită în condiţiile speciale ale perturbării echilibrului diferitelor unităţi

geoseismice, acţiuni distructive, devenind astfel procese de degradare a terenului.

Procesele menţionate produc distrucţia terenurilor fie în condiţii naturale de evoluţie

(procese cu manifestare energetică continuă sau sezonieră – procesele crionivale; procesele

care capătă intensitatea excesivă doar accidental - procesele torenţiale), dar cel mai adesea

datorită intervenţiei incompatibile a omului în echilibrul structural – funcţional al unităţilor

geosistemice, prin care morfogeneza şi pedogeneza vor urma o directivă deformată, deficientă.

O serie întreagă de degradări de teren de factură geomorfologică sau pedologică sunt

determinate direct de om. De aceea din acest unghi al cauzalităţii pot fi diferenţiate trei

categorii de degradări de teren: degradări naturale, degradări naturale condiţionate antropic,

degradări antropice propriu-zise.

Concret, anumite procese morfogenetice şi pedogenetice distructive işi fac apariţia la

un moment dat într-un teritoriu, în condiţiile în care, în timp şi în spaţiu survine subminarea

sau ruperea sistemului de interconexiuni specific geosistemului respectiv datorită unor forţe

naturale.

95

2.1 Categorii şi tipuri de degradări de teren în Platoul Bucegi. Caracterizare

generală

Cunoscută fiind marea lor varietate degradările de teren, implicând relieful şi solul, se

poate împărţi sub raport cauzal în două mari categorii:

1) Degradări de teren generate de procese geomorfologice

2) Degradări de teren generate de procese pedologice

În cazul lor se includ numeroase tipuri (forme) de degradare, definite şi grupate tot pe

criteriul genezei.

2.1.2 Degradări de teren generate de procesele geomorfologice

Procesele geomorfologice, ca procese de modelare actuală a reliefului, produc

modificări negative sub raport utilitar atât în forma şi dimensiunile reliefului, cât şi asupra

învelişurilor fizice şi chimice ale solurilor.

Aceste categorii cuprind cele mai numeroase şi mai complexe procese şi forme de

degradare a terenurilor, cu cele mai vaste şi grave implicaţii în utilizarea şi amenajarea

spaţiului. Folosind acelaşi criteriu genetic, ele se clasifică în modul următor:

1. Degradări de teren prin procese de descompunere a rocilor (de alterare a rocilor, de

meteorizaţie)

Procese geomorfologice prezente în zona de abrupt a Bucegilor

95

2. Degradări de teren prin procese gravitaţionale (deplasări de masă, deplasări de teren,

pornituri de teren)

3. Degradări de teren prin procese specifice agenţilor externi (eroziune, transport,

acumulare)

2.1.3. Degradări de teren prin procese de descompunere a rocilor

Procese de descompunere a rocilor, procese de răspândire generală la scara maselor

continentale, au un rol important în modelarea versanţilor în denudarea reliefului în ansamblu.

Fiind lente ele nu dau naştere la forme de relief semnificative decât prin asociere cu procesele

erozivo-acumulative.

Procesele de meteorizaţie produc în timp, scoarţa de dezagregare şi pătura de alterare,

straturi care acoperă crusta terestră. Scoarţa de dezagregare este formată din stratul de material

dezagregat şi din zona de fisuraţie a rocii vii.

Pătura de alterare se formează într-un stadiu avansat de transformare fizico-chimică a

rocilor, fiind alcătuită din mai multe straturi:

Stratul de fisuraţie a rocii vii

Stratul detritic

Stratul detritico-argilos

Stratul argilos

Pătura de alterare constituie suportul mineral al procesului de solidificare.

Pătura de alterare odată formată joacă rol protector pentru roca în situ, ea diminuează

impactul forţelor externe care generează procesele de meteorizare şi de eroziune. Pe de altă

parte pătura de alterare prin slaba coeziune a componentelor sale este susceptibilă degradărilor

gravitaţionale şi vulnerabilă la acţiunea agenţilor externi.

Degradarea fizică şi alterarea chimică, deşi acţionează pretutindeni pentru că se

manifestă lent şi pentru că produc puţine forme distructive sau activităţi spectaculoase, sunt,

mai păgubitoare decât porniturile şi procesele de eroziune se dezlănţuie uneori în forme

catastrofale. Totuşi acestea au un mare rol în prepararea condiţiilor de declanşare a

deplasărilor în masă şi în pregătirea rocilor pentru eroziune.

2.1.4. Degradarea terenurilor prin dezagregarea fizică a rocilor

Fisurarea şi sfărâmarea fizică a rocilor au loc în anumite medii morfogenetice prin

acţiunea unor procese meteo şi sub forma unor mecanisme specifice:

95

Insolaţia şi variaţiile de temperatură, dilatarea şi contracţia mineralelor din roci

producându-se diferit, pe contactul dintre ei apar şi se dezvoltă liniile de fisuraţie.

Variaţiile de umiditate ale aerului, alternarea perioadelor ploioase şi secetoase, de unde

umezirea şi uscarea rocilor şi a solurilor: variaţiile de volum ale rocilor plastice (argila, marna)

şi ale solului, ritmicitatea gonflării şi contractării acestora pe măsură ce particulele fine absorb

sau cedează apa fac posibilă apariţia şi accentuarea fisurilor şi solului, iar aceste modificări

ritmice ale tensiunii interne provoacă crăpături pe liniile de minimă rezistenţă: sunt fenomene

caracteristice mediilor periglaciare.

Decrepitarea fizică a rocilor poate avea loc şi în alte condiţii şi moduri, ca de exemplu

prin scăderea presiunii ambiante a formaţiunii geologice, situaţie ce poate să apară, în mod

natural, pe măsură ce roca ajunge mai aproape de suprafaţă datorită îndepărtării prin eroziune

a orizonturilor superioare. De asemenea, integritatea fizică a rocilor este subminată şi de

rădăcinile plantelor, ale arborilor în special, care provoacă desfacerea blocurilor fisurate.

Degradarea fizică ia diferite forme în funcţie de natura rocilor şi de condiţiile de climă:

- Dezagregarea granulară, în care produsele rezultate sunt fine, fiecare granulă constând

dintr-o singură particulă minerală aşa cum are loc în rocile magmatice intruzive cu textură

granitoidă şi în rocile sedimentare clastice grosiere.

Rezultatele eroziunii de versant în mediul montan.

95

- Dezagregarea sub formă de sfărâmături, caracteristica rocilor dure, masive,

fragmentele rezultate fiind mari şi angulare.

Alte forme în funcţie de structura rocilor de exemplu: desfacerea-desprinderea pe

planul de stratificaţie (formaţiunilor sedimentare), planul de clivaj (ardezia), planul de foliaţie

(şisturile cristaline), planul de falie (formaţiunile intens faliate).

Dezagregarile sub formă de sfărâmături aduc cele mai semnificative modificări în

relief, chiar la o scară mai redusă a timpului, generând pe această cale şi degradări de teren

importante. Acestea au loc sub acţiunea variaţiilor termice şi a îngheţ-dezgheţului (gelivaţie).

Intensitatea procesului depinde de roca de amplitudinile termice diurne şi de numărul

ciclurilor gelive. Dezagregarea prin gelifracţie este caracteristica mediilor periglaciare aşa cum

se conturează şi în masivele carpatice înalte.

Rolul distructive ale acestor dezagregări este cu atât mai mare cu cât ele pregătesc roca

pentru mişcari gravitaţionale pe pante şi acţiunea proceselor de eroziune.

2.1.5. Degradări de teren prin descompunerea chimică a rocilor

Descompunerea chimică a rocilor are loc prin oxidare, hidratare, hidriliza,

carbonatarea, dizolvarea, şi prin acţiunea organismelor. Dintre aceste procese numai

dizolvarea (coroziunea) pot să creeze o micromorfologie specifică cu implicaţii pregnante în

peisajul natural şi, de multe ori, cu consecinţe negative în planul utilizării şi amenajării

teritoriului este micromorfologia carstică şi pseudocarstică.

Monument geomorfologic-

Babele-Bucegi

Pestera Ialomicioara şi schitul nou construit din gura peşterii

95

Carstificarea de suprafaţă şi de adâncime se desfăşoară în roci solubile (calcar, domlit,

sare, gips), iar pseudocarstificarea în roci sedimentare bogate în saruri solubile (loess, gresii

calcaroase), dar şi în aglomerate vulcanice.

Formele carstice de suprafaţă (dolinele, avalele, avenurile) prin frecvenţa şi

dimensiunile deosebite duc la înrăutaţirea calităţii terenurilor şi pot fi interpretate ca forme de

degradare.

Pe de altă parte, dolinele, avalele, pe măsura impermeabilizării fundului lor cu argilă

reziduală se transformă în terenuri fertile, atât de restrânse şi de căutate în mediile carstice.

Pe linia evoluţiei endocarstice este posibil să se producă şi prăbuşiri de peşteri cu efecte

catastrofale pentru infrastructură (imobile, căi de comunicaţii).

Capitolul 3

Prevenirea degradării reliefului şi a solului

3.1 Punctele de vedere ale geografiei

Pentru fundamentarea ştiinţifică a proiectelor tehnice şi executarea în bune condiţii a

lucrărilor de prevenire şi combatere a degradărilor de teren este necesară aplicarea în

cercetările şi studiile de specialitate, a principiilor geografiei moderne şi a normelor

geomorfologice experimentale.

În primul rând spiritul geografic ar trebui să conducă la integrarea proceselor de

degradare ca şi a tuturor proceselor geomorfologice în ansamblul teritorial în care acţionează,

respectiv raportarea lor la totalitatea componentelor structurii fizico-geografice, acestea

presupun cunoaşterea proprietăţilor componentelor, a relaţiilor multilaterale dintre ele, dar şi

diagnosticarea stării echilibrului geografic, toate în scopul identificării genezei şi evoluţiei

proceselor geomorfologice ca procese de degradare, aşa cum se manifestă într-un anume

complex teritorial. În mod reciproc se analizează şi implicaţiile degradărilor de teren asupra

peisajului geografic în general. Aceste studii vizează o conditie obligatorie ce trebuie să

indeplinească lucrările ameliorative: menţinerea echilibrului natural sau crearea unui nou

echilibru între elementele de peisaj. Fiind principiu pur geografic, astfel de studii preliminare

sunt de competenţa specialiştilor în geografia fizică şi în primul rând al geomorfologilor.

În al doilea rând încadrarea fenomenelor de degradare în ansamblul morfogenezei şi

într-un sistem de eroziune bine determinat cerinţa importantă este ca degradarea reliefului este

95

opera unor forţe şi procese exogene care acţionează asociat. Se va avea în vedere că asemenea

fenomene vor avea loc în cazul în care echilibrul fizico-geografic şi în special morfogenetic a

fost modificat sau rupt de către forţele naturale sau prin intervenţia omului.

Precizarea etapei evolutive şi tendinţelor de dezvoltare a degradărilor, stabilirea

soluţiilor de remediu ar trebui să fie considerate în acelaşi context. De aceea sunt necesare

sudii privitoare la formele de detaliu ale reliefului şi la procesele elementare de modelare care

crează dezechilibre. Toate aceste sarcini cad tot în atribuţiile geomorfologului, care se va servi

în sintezele sale şi de datele furnizate de alţi specialişti (geologi, pedologi, hidrologi,

meteorologi).

Aplicarea cu fidelitate a principiilor enunţate va permite cercetătorului să cunoască

modalităţile concrete de acţiune a legilor şi mecanismelor naturii în diferite unităţi geografice.

Cele două principii de bază consacră un

al treilea, anume că lucrările care se decid prin

studii şi proiecte să se înscrie armonios în

complexul natural şi pe firul dezvoltării

fenomenului supus corectării, să se asambleze

cu elementele fizico-geografice astfel încât să

asigure consolidarea echilibrului natural sau

refacerea acestuia. De aici necesitatea studiilor

prospective vizând consecinţele posibile pe care le pot avea lucrările preconizate asupra stării

echilibrului natural. Se va avea în vedere ca lucrările, odată materializate, să nu provoace

dezechilibre ce ar putea pune sub semnul incertitudinii chiar integritatea lor, cu implicaţii

nedorite în peisajul natural şi asupra componentei social-economice a mediului geografic.

Problema cheie este stabilirea şi realizarea acelor măsuri ameliorative care să conducă

spaţiile aflate sub eroziune accelerate spre un regim de eroziune moderat, spre redobândirea

echilibrului natural. De aceea morfologul va colabora cu proiectanţii căutând împreună cele

mai adecvate soluţii pentru restaurarea pământurilor degradate şi pentru optimizarea lucrărilor.

Se cunosc multe cazuri de erori în proiectare (este vorba de soluţia adoptată, dimensionarea şi

amplasarea lucrărilor) şi realizarea lucrărilor de corectare a torenţilor şi de stabilizare a

terenurilor în pantă.

95

Măsurile ameliorative fie că urmăresc prevenirea şi combaterea eroziunii în suprafaţă

şi liniare sau a deplasărilor în masă, trebuie luate în complex şi pe suprafeţe mari, cerinţa

impusă de o realitate naturală: conexiunile dintre procesele fizico-geografice, condiţionarea

reciprocă şi marea capacitate de propagarea spaţială a lor. Aceasta înseamnă că lucrările de

combatere a proceselor de eroziune de pe versanţi să fie corelată cu cele aplicate pentru

stăvilirea deplasărilor de teren şi invers.

De asemenea este necesară luarea progresivă a măsurilor în funcţie de ierarhizarea

cauzelor şi de evoluţie, de consecinţele acestor procese distructive. Se va dovedi eficientă

tratarea spaţială diferenţiată, adică pe parcele mici şi apoi asamblarea la nivelul unor suprafeţe

mai întinse. Deci, realitatea terenului solicită o concepţie unitară şi lucrări închegate într-un

sistem care să asigure rezistenţa şi o repunere grabnică a teritoriului tratat în condiţiile

modelării naturale, integrarea lui într-o folosinţă adecvată.

Cu rezultate pozitive şi mai puţin costisitoare sunt măsurile preventive adică cele care

acţionează nu asupra efectelor ci asupra cauzelor care generează fenomenele de degradare.

De aceea accentul va cădea pe cercetările care vizează depistarea condiţiilor de geneză

şi a cauzelor până în cele mai intime aspecte, făcând astfel posibilă stabilirea potenţialului de

degradare a diferitelor terenuri şi a probabilităţilor de reactivare a unor vechi degradări. În

acest sens, prognozele geografice îşi dovedesc pe deplin utilitatea.

O condiţie importantă pentru asigurarea succesului lucrărilor ameliorative este

reţinerea sub observaţie, întreţinere şi reparaţia lor până la lichidarea cauzelor şi efectelor

proceselor de degradare până la restabilirea echilibrului elementului supus corectării şi a

peisajului natural în ansamblu.

Studiile de geomorfologie aplicată se bazează pe cercetări experimentale (de teren şi

laborator) adică pe măsuratori, determinări, în vederea obţinerii de date analitice cât mai

numeroase de indici cantitativi sintetici: de aici posibilitarea creării de modele şi de prelucrare

cibernetice a datelor.

Însemnătatea practică a problemelor ameliorării terenurilor degradate abordată în

contextul unor interese economice de prim ordin (recuperarea terenurilor neproductive,

îmbunătăţirea terenurilor slab productive, utilizarea raţională a fondului funciar) poate să

angajeze o largă colaborare a geografilor de diferite specialităţi cu practicieni de diferite

95

domenii. Cercetarea interdisciplinar în comisii mixte pentru elaborarea de proiecte şi contracte

cu utilitate economică a devenit deja o concepţie de muncă şi o modalitate practică de

rezolvare optimă a problemelor complexe legate de protecţia mediului înconjurător.

3.2 Lucrări tehnice destinate prevenirii şi combaterii terenurilor degradate

Lucrări hidrotehnice

- Lucrări de regularizare a râurilor: baraje şi lacuri de reţinere, praguri, epiuri, diguri,

canale, calibrări de albii.

- Lucrări de colectare a torenţilor: baraje şi praguri (cu formare de terasamente),

cleionaje, fascinaje, garnisaje, ziduri de sprijin, gabioane, canale de evacuare a apei

- Lucrări de prevenire şi combatere a excesului de apă: drenaje de suprafaţă şi subterane

- Lucrări de stabilizare a terenurilor: drenaje de suprafaţă şi subterane, contraforturi,

gărduleţe

Lucrări şi măsuri silvotehnice

- Împăduriri pe terenurile în pantă degradate

- Perdele forestiere antierozionale de fixare a nisipurilor şi de combatere a excesului de

apa

- Exploatarea raţională a fondului silvic

- Protecţia pădurilor

Lucrări agrotehnice

- Lucrări antierozionale şi de stabilizare a versanţilor: modelarea versanţilor,

transformarea lor în agroterase, orientarea loturilor agricole şi lucrărilor aferente pe curbele de

nivel.

- Lucrări de fixare şi de ameliorare a terenurilor nisipoase

- Lucrări de prevenire şi combatere a gleizării, pseudogleizării şi salinizării solurilor

- Lucrări de fertilizare a solurilor: aplicarea îngrăşămintelor (chimice şi naturale) şi

amendamentelor

- Lucrări de ameliorare a pajiştilor naturale: sistematizarea păşunatului, aplicarea de

îngrăşăminte, supraînsămânţarea.

3.3. Degradări de teren pe valea Glajeriei

Degradările de teren constituie problema importantă în cercetarea pluridisciplinară.

Faptul că se află în sfera preocupărilor a numeroase discipline stiinţifice şi tehnice este

95

urmarea firească a diversităţilor lor, ele fiind generate de procesele geomorfologice,

pedologice, geologice, hidrologice şi antropice, fiecare într-o gamă largă de tipuri. În acelaşi

timp interesul multilateral pentru studiul degradărilor de teren provenite din considerente

uneori irecuperabile, diferitelor sectoare de activitate economico-socială: agriculturii,

silviculturii, aşezărilor omeneşti, căilor de comunicaţie, construcţiilor.

Dacă geomorfologia, geografia şi pedologia sunt ştiinţe cu rolul principal de elucidare

a mecanismelor genezei şi evoluţiei diferitelor categorii de degradare a terenurilor (eroziune,

deplasări de mase, gleizere, salinizare, podzolire) disciplinele tehnice (agrotehnica,

hidrotehnica, geotehnica) au calitatea de a aborda, pe fundamentele teoretice, aspectele

inginereşti legate de prevenirea şi combaterea lor.

Atât în plan ştiinţific cât şi în cel aplicativ s-a acumulat o valoroasă experienţă, prin

cercetările efectuate de către instituţiile de învăţământ superior, universitar, institutele de

cercetări şi proiectare specializate, staţiunile experimentale, dar şi realizarea unor importante

lucrări de indiguire, desecări, irigaţii, de regularizare a râurilor şi de corectare a a torenţilor, de

combatere a porniturilor de teren, de ameliorare şi valorificare a solurilor erodate, salinizate,

nisipoase şi podzolice. Bibliografia ştiinţifică şi tehnică pe tema degradărilor de teren,

devenită de-a lungul anilor deosebit de bogată, atestă nivelul înalt atins de cunoaşterea acestor

fenomene, în soluţionarea problemelor practice complexe ce le ridică.

Pentru a ajunge la actualul stadiu al cunoaşterilor teoretice despre degradări de teren

avea să fie parcursă o cale îndelungată, ale cărei începuturi se găsesc în cea de a doua parte a

secolului al-XIX –lea.

Procese de degradare a terenurilor în Bucegi-Valea Glăjăriei

95

Studiile de geologie dinamică, hidrogeologie, geomorfologie şi pedologie, pe măsura

aprofundării lor şi în funcţie de destinaţia lor practică se ocupă de anumite categorii de

degradări, deosebite de eroziunea solului, de alunecările de teren şi excesul de apă.

Rezultatul cercetărilor geologilor şi pedologilor asupra proceselor de distrugere a

terenurilor sunt consemnate în „Dările de Seamă Anuale” ale Institutului Geologic. Un pas

important s-a făcut în direcţia îmbunătăţirii metodelor de cartografie a terenurilor degradate

trecându-se la detalieri mult solicitate în activitatea practică.

Degradările de teren se produc într-o gamă extrem de largă, aceasta afectând spaţii

vaste cu folosinţe economice dintre cele mai variate. Se evidenţiază astfel ampla desfăşurare a

premiselor favorabile apariţiei şi manifestării proceselor de degradare a terenului în

concordanţă cu ariile de hazard natural ridicat (geomorfologic şi climatic) şi cu arealele care

suportă cele mai tari presiuni urmate în peisaj.

Terenurile în pantă cu folosinţă afectate de pluviodenudare şi eroziune areală

însumează circa 3 milioane ha, iar suprafaţa antrenată în sfera eroziunii în adâncime este de

0,36 milioane ha. Alunecările se asociază acestora pe circa 0,75 milioane ha. Terenurile în

pantă cu pericol de eroziune ocupă aproximativ 8,7 milioane ha. Terenurile cu exces de apă

ocupă 1,7 milioane ha, din care 0,7 milioane ha sunt puternic şi excesiv afectate, cu soluri

periodic sau permanent înmlaştinate.

Suprafaţa ocupată de soluri salinizate este de circa 0,5 milioane ha jumătate având

saturare excesivă. Terenurile cu soluri nisipoase, în pericol de a fi supuse deflaţiei şi chiar

erodate eolian deţin 266.000 ha.

Potenţialul natural de degradare a terenurilor, forţele declanşatoare (naturale,

antropice) tipologia proceselor de degradare care rezultă, şi ponderea terenurilor degradate

prezintă mari diferenţieri în funcţie de unităţile morfologice principale şi de etajele fizico-

geografice individualizate pe verticală celor 2543 m ai edificiului morfostructural românesc ca

medii morfologice şi pedogenetice distincte.

La aceasta adăugăm o altă însuşire caracteristică aceea a variabilităţii spaţiale a

aspectelor considerate anterior în limitele aceleiaşi unităţi majore, conturarea de areale

intrazonale şi azonale în contrast cu fondul zonal datorită gradului mare de diversificare a

condiţiilor fizico şi economico-geografice.

95

În domeniul etajului alpin degradările de teren cu largă răspândire în intensitate sunt

generate de procesele crionivale şi torenţiale, de podzolire. În etajul montan propriu-zis

terenurile sunt distruse dominant de eroziunea fluvio-torenţială şi pe spaţii mai restrânse (cele

neacoperite cu păduri) de deplasări de masă iar dintre procesele care intervin în solificare,

efecte negative ample generează podzolirea şi pseudogleizarea. În munţi predomină

degradările produse de eroziunea exercitată de apele curgătoare şi deplasări în masă

(pornituri ), în plus modelarea actuală, care în condiţii naturale are loc în general lent fără

distrugeri grave este intensificată în anumite părţi ale munţilor (cele deposedate de păduri

îndeosebi) până la nivelul eroziunii accelerate datorită gradului înaintat şi defectuos de

artificializare a cadrului geografic.

În timp declanşarea şi intensificarea proceselor de degradare înregistrează caracter

sezonier şi accidental, ca un reflux al ritmului anotimpual, marcat frecvent de abateri, al

climatului temperat continental specific ţării noastre. Primăvara îndeosebi, vara şi toamna se

produc majoritatea fenomenelor de distrugere a terenurilor, iarna fiind mai sporadice şi mai

puţin grave. Declanşarea şi manifestarea proceselor de degradare se afla în mare parte sub

condiţionarea modului de folosinţă a terenurilor. Cele mai afectate sunt terenurile supuse

păşunatului excesiv, defrişărilor.

Climatul rece şi umed impune munţilor înalţi o modelare prin sistemul crionival şi o

solificare tip alpin. Determinată de forţe care în mod natural sunt puternice, procesele

periglaciare actuale (gelivaţia, nivaţia) îşi exercită acţiunea dominantă sezonier în

anotimpurile de tranziţie, ele îşi continuă activitatea modelatoare şi distructivă şi în scurt pe

perioada de vară, dar nu cu aceea perseverenţă şi tărie, rolul şi locul lor fiind luat acum de

eroziunea torenţială, care preia de fiecare dată un teren subminat.

Fenomene de degradare a terenului datorate construirii haotice

95

O dinamică anotimpuală prezintă şi solificarea, mai activă fiind în intervalul cald al

anului.

Degradări de teren cauzate de procesele crionivale

Asocierea spaţio temporală în moduri diferite a factorilor potenţiali şi a forţelor

declanşatoare conduc la manifestarea unei multitudini de procese crionivale. Astfel substratul

geologic geliv (conglomerate, gresii, calcare, şisturi cristaline), împreună cu învelişul vegetal

şi stratul de sol profund, cu climatul aspru, fac posibil impactul dur dintre temperatura aerului

(cu valori negative mai mult de jumătate din an şi care oscilează frecvent în anotimpurile de

tranziţie, în jurul punctului de îngheţ al apei) şi rocă, generând gelifracţia ca proces

caracteristic al periglaciarului actual.

Gelifracţia afectează puternic spaţiile cu roca la zi, lipsite de acoperământul

depozitelor de cuvertură al solului şi vegetaţiei. Ele corespund crestelor, martorilor de

eroziune şi abrupturile tecto-erozive, care exclud formarea acestor pături naturale. Absenţa lor

de pe unele suprafeţe este şi consecinţa proceselor torenţiale sau nivale intense într-o măsură

anumită cu condiţionarea antropică. Intensitatea gelifracţiei depinde de profunzimea şi

densitatea reţelei de fisuraţie iniţiale şi dobândire a complexelor geologice, de gradul de

gelivitate a rocilor.

Conglomeratele, calcarele, şisturile cristaline sunt intens tectonozate având un

coeficient de fisuraţie şi de permeabilitate ridicat şi o susceptibilitate naturală la gelifracţie.

În mod direct efectele negative ale dezagregării prin îngheţ-dezgheţ constau în slăbirea

coeziunii rocilor şi a stabilităţii substratului geologic, putând fi periclitată durabilitatea

amenajărilor aferente. Totuşi singular gelifracţia are un rol redus, dar indirect şi prin asocierea

genetică, pregătind acţiunea proceselor de alterare chimică şi biologică, a proceselor

gravitaţionale şi erozive, îşi arată din plin acest caracter.

Rezultatele proceselor crionivale în abruptul Văii Glăjerie

95

Astfel liniile de fracţionare a rocilor, dobândite prin dezagregare, facilitează

complexele şi intimele mecanisme ale alterării, grăbind intrarea materiei în mişcare pe pantă.

Fisurarea – desprinderea - prăbuşirea sau rostogolirea gelifractelor duce la formarea

“câmpurilor de piatră” a torenţilor de pietre sau grohotişurilor, toate laolaltă determină

considerabile distrugeri pe terenuri ocupate cu păşuni alpine, diferite amenajări turistice.

Aliniamentele curgerilor de pietre sunt preluate de avalanşe şi de scurgerile torenţiale de vară

care accentuează distrugerile de terenuri.

Gelivaţia continuă şi dezintegrarea fracţiunilor, eluviilor sau deluviilor în stabilitatea

relativă, atinge şi roca în situ dar efectele sunt minime. Intensitatea sa este mai mare numai

acolo unde roca aflorează, respectiv în spaţiul martorilor de eroziune.

Suprafeţele slab înclinate din munţi nu sunt ferite însă de degradări prin procese de

solifluire, dar efectele lor sunt mai puţin grave. Deasemenea şi terenurile afectate de formarea

marghilelor dense şi mari le apreciem ca fiind într-o anumită măsură, depreciate, deoarece

gradul mare de neregularitate şi formaţiunea scheletică a solului adusă la zi provoacă

dificultăţi în exploatarea pastorală a vegetaţiei. Foarte obişnuite sunt cărăruile apărute pe

curbele de nivel datorită păşunatului. Disecarea învelişului de vegetaţie şi de sol favorizează

procesele torenţiale ale curgerii apei şi eroziunea pe pante.

Degradarea terenurilor de către eroziunea torenţială

Elementele naturale se caracterizează prin trăsături cantitative care, cumulate, dau un

potenţial favorabil şi pentru acţiunea proceselor de eroziune prin scurgerea torenţială a apelor

pe versanţi.

Astfel însumarea spaţială a pantelor accentuate şi lungi cu pături uşor erodabile

(scoarţa de alterare, diferite depozite de cuvertură, stratul de sol) cu învelişul pajiştilor (care nu

este o pătura redutabilă în faţa eroziunii), în condiţiile climatice specifice (ne referim la

precipitaţii) permite declanşarea şi expansiunea în timpul verii a eroziunii torenţiale, se ştie că

forţa eroziunii pe versanţi este direct proporţională cu intensitatea precipitaţiilor, cu înclinarea

şi lungimea pantei şi invers proporţională cu capacitatea de infiltraţie, de reţinere, a solului,

depozitele de cuvertură şi rocii de bază cu posibilităţile de reţinere şi de rezistenţă ale

învelişului vegetal. Fenomenul, având loc sub forma spălării, ogăsirii şi ravenării este deosebit

de energic la obârşia reţelei hidrografice, fapt ce se concretizează în degradarea terenurilor din

bazinele de recepţie, în degradarea esteticii peisajului ca resursă naturală.

95

Trecere de la eroziunea torenţială tipică cu activitate de doar trei luni pe an (iunie-

august ) la eroziune fluvio-torenţială continuă dar cu mari fluctuaţii de intensitate.

Suprapunerea sezonieră a eroziunii torenţiale cu procesele crionivale este o cauză a extensiunii

spaţiale şi a intensităţii mari a degradărilor de teren din munţi.

De extinderea şi manifestarea accentuată a eroziunii în domeniul golurilor alpine se

face răspunzător şi omul, prin practicile necorespunzătoare de utilizare a resurselor acestui

spaţiu. Enumerăm dintre acestea pe cele mai des întâlnite: distrugerea jnepenişurilor,

defrişările la limita superioară a pădurilor, suprapăşunatul, trasarea şi realizarea inadecvată a

drumurilor şi a potecilor turistice, neîntreţinerea lor. Toate favorizează concentrarea scurgerii

şi şuvoaie, de unde şi intensificarea energiei sale cinetice şi a capacităţii de eroziune.

Efectele eroziunii torenţiale se transmit în aval pe arterele hidrografice, în tot spaţiul

muntos şi dincolo de limitele sale sub următoarele aspecte morfohidrografice: intensificarea

scurgerilor lichide sau solide, accentuarea caracterului torenţial al eroziunii fluviatile,

amplificarea aluvionării albiilor şi al colmatării lacurilor de reţinere, mărimea prezenţei

viiturilor şi a riscului inundaţiilor. Cu atât mai mult se impune grija deosebită în folosirea

potenţialului natural.

Eroziunea terenurilor prin scurgerea de vară a apelor diferă de la unele masive la altele

şi chiar în acelaşi masiv în funcţie de variaţiile condiţiilor naturale şi de specificul

modificărilor antropice. Este suficient să ilustrăm acestea cu unele aspecte semnificative

întâlnite în Leaota, Bucegi, Gârbova.

În flancul prahovean al Masivului Bucegi, substratul conglomeratic dur şi permeabil,

afloarea capetelor de strat se opun evoluţiei rapide a văilor obsecvente la nivel de bază local

oferit de Prahova. Energia de relief şi panta atât de pronunţată au înfrânt opoziţia structurii şi

litologiei, încât obârşiile acestora, care funcţionează şi ca traiecte de avalanşe, au străpuns

frontal cuestic, evoluând activ în domeniul suprafeţelor structurale. Astfel, Valea Albă, Valea

Jepilor, Valea Urlătoarei, Valea Babei, Valea Peleşului au intrat în lupta directă cu reţeaua

aferentă Izvorului Dorului şi Ialomiţei. În unele locuri dintre Furnica şi Babele obârşiile

tributarilor Prahovei şi Izvorul Dorului sunt foarte apropiate, ba chiar intercalate. Aceste

fenomene morfogenetice se înscriu în peisaj prin intense degradări de teren.

95

Deprecierea terenurilor prin alterarea chimică şi turbificare

Alterarea chimica şi biologică sunt procese cu desfăşurare lentă în condiţiile de climă

şi vegetaţie, este natural ca ele să fie avantajate pe suprafeţe mai slab înclinate acoperite

tocmai de aceea de scoarţa de alterare, de sol şi vegetaţie care odată constituite întreţin şi

amplifică procesele generatoare.

Descompunerea chimică se intensifică în arealele calcarelor (Bucegi ). Dar modelarea

carstică în dinamica actuală a coroziunii, are totuşi minore consecinţe negative în utilizarea

terenurilor, cu atât mai însemnate sunt efectele clastocarstului.

Pe de altă parte predominarea dezagregării fizice, lenta alterare chimică şi biologică

fac dificilă sau pe alocuri imposibilă solidificarea. Condiţii mai prielnice pentru aceasta există

pe suprafeţele cu mică înclinare cu scoarţa de alterare profundă, evoluată. Prin urmare acolo

unde se găsesc solurile slab dezvoltate cu profil subţire de tip A-AR(Bv) având material

scheletic abundant şi conţinut redus de humus, deci o fertilizare scăzută.

Pe acest fond edafic slab productiv (podzoluri humico-feriiluviale, podzoluri

feriiluviale, sol brun acid) se conturează mici areale cu fenomene de turbificare (în văile de

altitudine, pe suprafeţele cu înclinare redusă) cu formarea de soluri turbogleice şi soluri

turboase. Mai semnalăm ca procese de solificare intrazonale pe cele litomorfice care au

generat rendzine şi pseudorendzine (pe calcare, respective pe conglomerate calcaroase, pe

greso-calcare, marno-calcare) cu calităţi naturale inferioare.

Degradări de teren generate de eroziunea fluvio-torenţială

Reţeaua hidrografică este nu numai agentul modelator principal, ci şi o forţă generală

şi puternică de distrucţie a terenurilor şi a amenajărilor aferente. Deşi cu acţiunea concentrată

liniar pe fundul văilor, apele curgătoare îşi exercită comanda morfogenetică asupra totalităţii

teritoriului muntos. Pe această linie evolutivă, eroziunea fluviatilă şi torenţială devin cauzele

cele mai obişnuite declanşării proceselor gravitaţionale. Marea capacitate de modificare a

reliefului şi de distrucţie a terenurilor pe care o posedă apele de munte este dată de energia

cinetică superioară concentrată în albii. Aceasta, la rândul ei, este rezultatul scurgerii

abundente (10-35 l/s/km2) şi fluctuante (cu un maxim de primăvară în mai şi cu frecvente

viituri de vară şi toamnă), pantei accentuate a profilului longitudinal (în zona de izvoare 20-60

m/km, în defilee 2-10 m/km), dar în depresiuni şi bazinete sub 1,5 m/km, gradului de

rugozitate sporit al patului albiei (în sectoarele superioare, în chei şi defilee).

95

De aceea, generează o intensă eroziune în adâncime şi un transport masiv de materiale.

Acolo unde panta se reduce considerabil (în sectoarele depresionare), forţa eroziunii verticale

diminuează până la anulare, ponderea trecând de partea aluvionării şi eroziunii laterale.

Aspectele menţionate atestă că procesele fluvio-torenţiale şi degradările de teren

generate de ele se deosebesc între colectori şi reţeaua afluenţilor de diferite ordine.

Dinamica hidroeroziunii este mult mai eficace de-a lungul reţelei secundare de ordin

inferior, incomparabil mai vastă şi mai densă (2-3 km/km2) şi care acoperă cu acţiunea sa

permanentă culmile muntoase până la aproximativ 1600-1700 m. Cauzele acestei amplificări

morfodinamice rezistă în talvegurile puternic înclinate (în medie, la obârşii, 20-60 m/km, dar

local, la bordura unor sinclinale suspendate depăşesc 100 m/km), cu frecvente ruperi de pantă

în regimul scurgerii de tip torenţial. Drept urmare, pe cursurile periferice sunt caracteristice

eroziunea în adâncime şi transportul materialelor astfel rezultate şi a celor ajunse în albie prin

efectul gravitaţiei. Ele câştigă în amploare la apele mari. În aceste momente, şuvoaiele,

propagându-se cu mare viteză, ajutate fiind şi de încărcătura voluminoasă şi grosieră, rup cu

putere din propriul pat de scurgere, dislocă malurile şi baza versanţilor, generând surpări sau

alunecări. Prin asemenea acţiuni, dar şi prin abandonarea materialelor pe traiectul albiilor şi în

spaţiile limitrofe, prin dezvoltarea conurilor de dijecţie la debuşarea în colectori, pot fi distruse

terenuri ocupate cu păduri, cu păşuni şi fâneţe, pot fi avariate căi de comunicaţie, diferite

construcţii din vetrele localităţilor.

Decurge de aici necesitatea regularizării scurgerilor şi a aducerii eroziunii în limitele

manifestării lente prin lucrări hidrotehnice şi silvotehnice practicate atât în profil longitudinal,

cât şi pe versanţi. Numai după aceea vor putea fi rezolvate optim aceleaşi probleme pe văile

colectoare. Amenajarea complexă şi integrală a bazinelor hidrografice reclamă, în fapt,

corelarea acestor lucrări.

Pe arterele principale, procesele fluviatile sunt mai complexe, caractere ce se transmit

şi asupra degradărilor de teren.

În ansamblu, rămâne dominantă eroziunea în adâncime, dar intensitatea ei este

variabilă în profil longitudinal, nu atât din cauza debitului în creştere spre aval, cât mai ales în

cea a alternării sectoarelor cu pante contrastante. În acelaşi sens fluctuează, ca tip şi pondere,

toate celelalte procese ale eroziunii fluviale, procesele morfohidrografice în general.

95

Adâncirea patului albiei, subminarea bazei versanţilor prin eroziune-evorsiune

determină declanşarea ori accentuarea unor surpări sau alunecări, care afectează depozite

superficiale sau chiar roca subiacentă.

La viituri, aceste porţiuni de vale îngustă sunt susceptibile de a fi inundate datorită

secţiunii transversale reduse a albiilor, curburi mari a cursurilor (în unele cazuri, meandre

încătuşate) care fac dificilă evacuarea debitului numai prin albia minoră. Pe această cale sunt

periclitate sau avariate de forţa apelor mari drumurile şi căile ferate, reţelele electrice, aşezările

omeneşti care urmăresc de aproape cursurile marilor râuri, ceea ce solicită lucrări costisitoare

de apărare şi consolidarea malurilor de stabilizare a versanţilor.

Procesele morfohidrografice şi degradările de teren cauzate de ele iau alte însuşiri în

sectoarele cu pantele mult reduse, acestea corespunzând cu fundurile bazinetelor de eroziune

diferenţială şi, pe o scara mult mai amplă, depresiunilor intercarpatice. Aici sunt caracteristice

aluvionările în albia minoră şi majoră (luncile au căpătat extensiune în ariile respective),

meandrările, despletirile şi părăsirile de cursuri, revărsările şi inundaţiile, procese care

afectează spaţii întinse, cu folosinţe economice importante sau apte pentru acestea.

Fenomenele indicate au largă răspândire şi pentru faptul că depresiunile conturează

zone de convergenţă hidrografică. Pe de altă parte, izvoarele numeroase, apărute la periferia

glacisurilor şi piemonturilor de la contactul fundului depresiunilor cu rama montană,

generează o reţea minoră parazitară, dar şi o alimentare abundentă a pânzelor freatice şi a

râurilor.

Un curs pozitiv în morfodinamica fluviatilă, în sensul diminuării sau înlăturării

degradărilor de teren, introduc lacurile de retenţie, create pe tot mai multe artere hidrografice.

Regularizarea scurgerii reduce din capacitatea erozivă şi de transport, din posibilitatea de

supraîncărcare a albiilor cu aluviuni şi de inundare a luncilor în sectoarele din avale de baraje.

Totodată, înălţarea bazei locale de eroziune diminuează intensitatea eroziunii în adâncime şi

puterea de propagare regresivă a acesteia, dar avantajează acumularea, în special la debuşarea

în lacurile respective. În condiţiile în care impulsul noii baze de eroziune nu a ajuns până în

sectorul superior al tributarilor, eroziunea de aici, fiind încă puternică, furnizează cantităţi

mari de materiale. Acumularea, transmisă din avale, va reduce treptat panta profilului

longitudinal, impunându-i un nou echilibru dinamic. Amintim, însă, că aceste procese prezintă

fluctuaţii în timp, în funcţie de oscilaţiile oglinzii lacurilor de acumulare.

95

Degradări de teren provocate de pornituri

Nu sunt rare cazurile de degradare a terenurilor de către procesele de deplasare, mai

ales de surpări şi alunecări, care antrenează solul, depozitele de cuvertură (cele deluviale, în

general) şi chiar formaţiunile din substrat. Susceptibilitatea naturală la pornituri este dictată, în

primul rând, de condiţiile geologice, hidrogeologice şi geomorfologice specifice.

Considerându-le ca atare, se desprinde faptul că potenţialul de deplasare este mai mare

în munţii flişului paleogen şi cretacic şi mult mai redus în munţii cristalino-mezozoici şi

eruptivi. Dimpotrivă, pădurea, cu maximă extindere în acest spaţiu, reduce din acest potenţial,

ea îndeplinind un rol esenţial în păstrarea echilibrului versanţilor. Există, însă, situaţii în care

nici vegetaţia forestieră nu se dovedeşte totdeauna eficace în stăvilirea deplasărilor de teren,

îndeosebi a celor masive, dar şi a celor superficiale generate de o pantă exagerat de mare.

Oricum, este evident că acolo unde pădurea a fost înlăturată, fără a fi fost efectuate

replantări imediate, procesele de deplasare, ca şi cele de eroziune torenţială au luat amploare.

Tot astfel, terenurile în pantă ocupate de fâneţe şi păşuni secundare conturează arealele cele

mai afectate de pornituri. Ele se concentrează pe rama depresiunilor, pe versanţii văilor

principale, ca domenii intens populate şi utilizate economic, dar mai ales în bazinele de

recepţie despădurite, unde şi eroziunea torenţială este intensă.

Un factor general de declanşare a surpărilor şi alunecărilor este eroziunea fluviatilă şi

torenţială, foarte intensă în perimetrele menţionate anterior. Eroziunea laterală-evorsiunea

subminează malurile, baza teraselor sau versanţilor. La apele mari, sectoarele de subsăpare şi

de punere în mişcare gravitaţională a terenurilor devin mai numeroase, iar dinamismul

proceselor considerabil accentuat. Iniţiate în baza versanţilor, surpările şi alunecările au

tendinţa de a se propaga către partea superioară a lor, ceea ce presupune ca măsurile de

prevenire şi combatere să se întreprindă cu promptitudine. Pregătirea şi declanşarea

Procese de versant şi pluviodenudaţionale în zona studiată

95

alunecărilor în diferitele puncte ale profilului versanţilor se produc cel mai adesea pe calea

infiltrărilor abundente, care determină supraumectarea, plastificarea orizonturilor marno-

argiloase şi depăşirea rezistenţei la forfecare şi a greutăţii-limită a formaţiunilor geologice.

Acestea sunt alunecările masive, profunde.

Tot prin supraumezire, la desprimăvărare îndeosebi, poate fi mobilizat şi solul. Acest

fenomen se numeşte solifluire. Mai amintim şi un alt mod de declanşare a unor surpări de

alunecări, deşi este limitat spaţial. Este vorba de abraziunea care subminează ţărmurile

lacurilor de acumulare.

Caracteristice şi larg răspândite sunt porniturile în munţii flişului. Stratificaţia specifică

(în general o alternanţă de gresii şi şisturi marno-argiloase, dar în particular deosebit de

variabilă, succesiunea ritmică a orizonturilor acvifere şi acviclude, cutarea strânsă,

tectonizarea accentuată a formaţiunilor constitutive, grosimea mare a deluviilor (în general,

pleistocene şi postglaciare) care îmbracă versanţii, facilitatea dezagregării şi alterării

complexelor litologice, în sfârşit, înclinarea pronunţată a pantelor sunt trăsături care fac ca

munţii flişului cretacic şi paleogen să fie predestinaţi producerii porniturilor de teren.

În munţii alcătuiţi din şisturi cristaline se remarcă, de asemenea, deplasări ale

deluviului şi ale substratului pe planuri de şistuozitate, care, fiind locurile celei mai eficace

alterări, devin suprafeţe ale coeziunii şi stabilităţii minime ale rocilor şi produselor lor de

alterare. Aceste fenomene sunt frecvent întâlnite pe versanţii complet despăduriţi şi care,

datorită declivităţii mari şi foarte mari, apărută în procesul modelării fluviatile, nu pot menţine

integritatea păturii de sol, a celei deluviale şi chiar a rocii în situ. Spaţiile respective trebuie

grabnic reîmpădurite, asigurându-se astfel instaurarea unui nou echilibru de versant,

prevenindu-se totodată, tendinţa de dezvoltare a scurgerii şi eroziunii torenţiale nu numai în

bazinele de recepţie, ci şi pe traiectele colectorilor.

Înrăutaţirea calităţii terenurilor prin acţiunea proceselor de descompunere a rocilor

În domeniul montan, degradările de teren cauzate de procesele de alterare sunt limitate.

În primul rând, faţă de etajul alpin, dezagregarea fizică pierde din eficacitate sub protecţia

termoregulatoare a pădurilor.

Dintre procesele alterării chimice, considerată acum sub raport geomorfologic,

subliniem doar dizolvarea, care găseşte condiţii deosebit de favorabile în munţii calcaroşi.

Carstificarea, prin evoluţia de suprafaţă şi de adâncime, conduce la creşterea indicelui de

95

neregularitate a suprafeţei topografice (este vorba de dezvoltarea lapiezurilor, dolinelor,

avenurilor), la apariţia riscului de prăbuşire a peşterilor, la înlocuirea drenajului superficial cu

cel subteran, la aridizarea terenurilor cu implicaţii negative în planul folosinţelor.

Sub învelişul vegetaţiei montane (forestiere şi ierboase) şi în climatul răcoros şi umed,

alterarea chimică şi biochimică, ca procese de solidificare, se intensifică, dar fără să determine

înrăutaţirea generală a calităţilor naturale ale solurilor zonale, şi aşa mediocre. Numai local,

aceste procese iau direcţii şi ritmuri contrare unităţii zonale, soldate cu apariţia solurilor

intrazonale, totdeauna cu fertilitate inferioară clasei zonale în care se interpun.

Humificarea materiei organice, în munţii mici şi mijlocii mai abundentă, determină şi

accentuarea alterării chimice prin acţiunea acizilor huminici. În mediul acid întreţinut de

descompunerea litierei, alterarea silicaţilor, debazificarea, decarbonatarea, formarea şi

acumularea de humus acid, podzolirea sporesc în intensitate dinspre poalele munţilor, cu

păduri de fag, spre părţile lor mai înalte, învelite în molidişuri. Ca urmare, şi solurile se

diferenţiază pe verticală, de jos în sus, în felul următor: soluri brune, uneori slab sau moderat

podzolite, soluri brune acide şi argiloiluviale brune podzolite, soluri brune podzolite. Toate

acestea, soluri zonale fiind, prezintă o fertilitate în general slabă, dar care diminuează treptat

spre înălţimi. Se remarcă ca podzolirea, în diferite grade, este caracteristică solidificării din

etajul montan. Ea este mai intensă pe suprafeţele cu înclinare mai redusă, permiţând o

circulaţie descendentă activă a soluţiei solului, eluvierea coloizilor şi a bazelor din orizontul

A, care înregistrează astfel o mărire a conţinutului de siliciu şi deci, a acidităţii. Mai mult,

iluvierea componentelor respective în orizontul B, care devine impermeabil, face ca

podzolirea să fie secondată de gleizere, de asemenea, un proces negativ.

Pe spaţii mici, dar diseminate, pedogeneza a fost (şi este) direcţionată pe o cale

deficientă, solurile astfel formate având o fertilitate inferioară celor zonale, unele fiind

improprii utilizării. Asemenea modificări de la linia şi ritmul zonal al solidificării produc

compoziţia mineralogică a rocii parentale şi excesul de umiditate. Dintre solurile litomorfe

amintim rendzinele, dezvoltate pe calcare, şi andosolurile, evoluate pe andezite.

95

Legenda

Zona studiată

95

Capitolul 4

4.1. Bazinul Glăjerie pozitie, limite, caractere generale

Bazinul hidrografic Glăjerie se află în nordul munţilor Bucegi, intrând cu aproximativ

o treime din suprafaţa sa în Clăbucetele Predealului. La nivelul României, bazinul cu o

suprafaţă de 20,5km2 (adică 0,008% din suprafaţa României) ocupă un areal aflat în sudul

municipiului Braşov, cumpăna de ape a bazinului identificându-se pe o porţiune de 3,8 km cu

limita dintre judeţele Braşov şi Prahova. Bazinul are o orientare predominant sud-nord,

coborând (în linie dreaptă) pe o distanţă de 6,27km şi cu o lăţime maximă de circa 5,18km de

la altitudinea maximă de 2490m la aproape 830m în zona de confluenţă cu Ghimbavul.

Bazinul râului Glăjerie are un perimetru de 20,17km2 şi o lungime de la izvoare la

confluenţă de 5,56 km. Bazinul este foarte asimetric, afluenţii de stânga fiind cu mult mai

lungi decât cei de dreapta. În cursul său superior râul Glăjerie are ca afluenţi râuri scurte, valea

Bucşoiului (2,42km), vâlcelul Bucşoiului (1,33 km), vâlcelul Îndrăcit (0,71 km), valea Rea

(1,58 km) pe stânga şi văile Nisipu (0,95 km), valea lui Ţimen (0,76km), vâlcelul Dihamului

(1,52km), valea Armăsarul (1,16km) pe dreapta. După confluenţa cu aceste fire de vale, răul

Glăjerie primeşte pe partea dreaptă doi mari afluenţi – valea Mălăieşti (6,36km) la altiutudinea

de 880m şi după un parcurs de 160m valea Ţigăneşti lungă de 6,61 km, confluenţa fituîndu-se

la altitudinea de 870m. Extinderea acestor două văi care sunt mai lungi atât decât râul colector

Glăjerie cât şi decât afluenţii Glăjeriei de pe partea dreaptă imprimă o pronunţată notă de

asimetrie bazinului.

Ghimabvul este râul care adună toate apele abruptului nordic al Bucegilor, deci şi valea

Glăjeriei, izvorând din Platforma Predeal, cu obârşia situată la altitudinea de 1354m, în zona

muntelui Diham, mai precis de sub şaua Baiului ce uneşte vârful Baiului (fără legătură cu

munţii omonimi,se mai numeşte şi Dihamul – 1581,8m) de vârful La Cleşte (1461m).

Ghimbavul (cunoscut şi sub denumirea de Ghimbăşel) este afluent de stânga al Oltului,

desfăşurându-se pe o lungime de 49,8 km, şi având o suprafaţă a bazinului hidrografic de

434,5 km2 (“După primirea pe stânga a Văii negre, în Olt se varsă Ghimbăşelul sau

Ghimbavul, care izvorăşte de sub poalele nordice ale masivului Bucegi”

95

Râul Glăjerie se varsă în râul Ghimbav aparţinând sistemului hidrografic al Râului Olt.

În sistemul Horton-Strahler este un bazin de ordinul 4, în ierarhizarea râurilor de suprafaţă

bazinul Glăjerie făcând parte din categoria bazinelor foarte mici; izvorăşte de sub şaua de la

Pichetul Roşu şi primeşte cei mai mari afluenţi de pe partea stângă, şi anume văile Mălăieşti şi

Ţigăneşti, Velicanul, vărsându-se după un parcurs de 5,56km în valea Ghimbavului, puţin

după ce trece pe sub ultimul pod de pe parcursul său, pod peste care trece drumul ce coboară

de pe valea Ghimbavului spre Râşnov, sub versantul sud vestic al dealului Stănicica

(1008,5m).

Bazinul hidrografic al văii se învecinează la est cu bazinul Prahovei, mai precis limita

este faţă de bazinul văii Morarului, vale afluentă a văii Cerbului (tributară Prahovei). În rest

bazinul Glăjerie se învecinează cu bazine hidrografice de ordine mai mici (bazinul

Pănicerului, bazinul văii Poarta, bazinul văii Gaura) aparţinând tot de bazinul Oltului.

Structura Parcului National Bucegi

Delimitare interioara

Rezervatii naturale Categoria Tipul Suprafata

Total

(ha)

Din care padure

(ha)

Abruptul Prahovean IV complexa 3026 1521

Abruptul Nordic IV complexa 2191 1250

Tiganesti Saura I complexa 1343 453

Abruptul Vestic IV complexa 1045 522

Platoul Strunga –

Horoaba

I complexa 432 126

Cocora Babele IV botanica -

geomorfologica

196 50

Tataru IV complexa 343 308

Sfanta Ana I botanica - geologica 8 -

Coltii lui Barbes IV complexa 1513 1406

Scropoasa-Zanoaga V complexa 1080 1056

Ratei-Lespezi IV geologica -

geomorfologica

1230 1230

95

Plaiul Motilor IV geologica 21 -

Coltii Obarsiei IV geomorfologica 54 -

Jnepenisul Piatra

Arsa

V botanica 103 -

Dichiu II forestiera 175 175

Turbaria Laptici I botanica - forestiera 11 11

4.2. Unitatile morfografice ale versantului

“Eterogenitatea evidentă a regiunii Bucegilor face ca individualităţile orografice să

poată fi distinse cu multă uşurinţă” (Emm. De Martonne)

Culmile din bazinul Glăjerie sunt constituite din complexul de spinări înalte şi în bună

parte stâncoase, ce se ramifică radiar din platoul Vârfului Omu (2507m), şi anume Creasta

Bucşoiului, denumită şi Bucşoiul Mare, spre nord, nord-est (care lasă spre est Creasta

Bucşoiului Mic, numită şi Creasta Balaurului) şi culmea Scara spre vest. Din aceasta se

ramifică spre nord culmea danteletă a Padinei Crucii (din vârful omonim), iar din Vârful Scara

în aceeaşi direcţie Culmea Ţigăneşti, din care se desprinde către nord Piciorul Velicanului.

Cuprins între valea Glăjeriei (est), valea Mălăieşti (vest), şi valea Morarului (sud), Bucşoiul

constituie, prin marea varietate a reliefului şi întinsele perspective ce le oferă, cel mai

însemnat munte din grupul culmilor nordice. Străjuind colţul de nord-est al Bucegilor, imensa

piramidă de piatră a vârfului Bucşoiu domină înălţimile înconjurătoare. Caracterul piramidal al

muntelui nu se observă foarte bine din bazinul Glăjerie, ci mai degrabă de pe orice “clăbucet”

din faţa Bucegilor, de exemplu din zona cabanei Belvedere. Vârful Bucşoiu (2492m), situat la

nord de vf. Omu, este legat de acesta printr-o creastă care are două denivelări adânci

(Curmătura Morarului şi Curmătura Bucşoiului).

Din vârf se desprinde către nord, Creasta Bucşoiului Mare, iar de la baza sudică a

vârfului, Creasta Balaurului (Creasta Bucşoiului Mic), paralelă cu creasta Morarului de care

este despărţită de valea Morarului (aparţinând bazinului Prahovei).

Bucşoiul Mic (Creasta Balaurului) formează cumpăna apelor dintre bazinele văii

Prahovei şi văii Oltului (de care aparţine bazinul Glăjerie). Această cumpănă se continuă

prinrtr-o şa ce coboară în şaua Căpăţânii Porcului (şaua de la Pichetul Roşu). De sub flancul

estic al vârfului Bucşoiu se formează valea Bucşoiului.

95

Aceasta trece în partea superioară printr-o serie de hornuri, primeşte pe dreapta două

vâlcele cu caracter alpin (Vâlcelul Grohotişului şi Vâlcelul Portiţelor), iar după ce traversează

Poiana Bucşoiului coboară spre Valea Glăjăriei cu care confluează.

Creasta Bucşoiului Mare se desfăşoară către nord şi ia sfârşit deasupra confluenţei văii

Glăjeriei cu valea Mălăieşti. Flancul ce scapă din valea Glăjeriei spre valea Malăieşti,

formează o zonă stâncoasă şi abruptă, foarte frământată, acoperită în porţiunea inferioară cu

întinse jnepenişuri întrerupte de ţancuri stâncoase. Flancurile sudice şi estice ale Bucşoiului

sunt însă străbătute de numeroase brâne, care confluează pe Faţa Bucşoiului în pajişti largi.

Cele mai importante sunt Brâna Mare a Bucşoiului şi Brâna Caprelor prezentate pe larg în

capitolul despre relieful structural.

Culmea Scara se desprinde din paltoul Vârfului Omu, spre nord-vest, formează

flancul drept al văii Gaura şi se desfăşoară aproape paralel cu porţiunea iniţială a culmii

Strunga. Culmea, la început de forma unei spinări largi, coboară repede, lăsând spre nord

abrupturile ce coboară spre valea Mălăieşti, se încovoaie apoi uşor către vest, apoi îngustându-

se formează şaua (curmătura) Hornurilor, dincolo de acesta urcă spre vârful Scara (2421m).

Culmea Padina Crucii se desprinde din culmea Scara către nord, despărţind căldările

adânci ale văilor Mălăieşti (spre est), şi Ţigăneşti (spre vest). Această culme, mai scundă decât

cele vecine (explicaţia la capitolul despre relieful glaciar), ale Bucşoiului şi Ţigăneştilor,

prezintă o zonă abruptă stâncoasă în porţiunea superioară. Flancul estic, dinspre Valea

Mălăieşti, deşi puternic înclinat, este străbătut de numeroase brâne şi pajişti ierboase, iar cel

vestic, acoperit aproape în întregime cu întinse tufişuri de smirdar şi afinişuri.

Culmea Ţigăneşti se ramifică din platoul vârfului Scara către nord, paralel cu Padina

Crucii, şi ia sfârşit în unghiul dintre văile Ţigăneşti şi Velicanul. Ambele sale flancuri sunt în

mare parte înierbate şi acoperite cu tufărişuri întinse de smirdar. Din culmea Ţigăneşti se

desprinde, la nord de vf.Scara şi către vest o primă spinare de munte numită Ciubotea,

cuprinsă intre văile Ciubotea (sud) şi Urlătoarea Clincei (nord).

Valea Mălăieşti este cea mai cunoscută dintre văile glaciare de pe clina nordică

a Bucegilor. Căldarea superioară se deschide în amfiteatru, între culmea Bucşoiului, Culmea

Scara şi Padina Crucii. Peretele abrupt care mărgineşte această căldare la sud este brăzdat de o

serie de hornuri stâncoase, dintre care cel mai important din punct de vedere turistic, Hornul

Mare al Mălăieştilor, este însoţit de o mică potecă.

95

Valea traversează o serie de trepte şi căldări, intră în zona morenei frontale, unde firul

apei se ascunde în masa bolovănişurilor, iar de aici coboară puternic şi confluează cu Valea

Glăjeriei.

Valea Ţigăneşti, paralelă cu Valea Mălăieşti, este tot glaciară şi este despărţită de

aceasta de custura Padina Crucii, iar flancul stâng al văii este format de versantul muntelui

Ţigăneşti. Valea Coboară de sub platoul Vârfului Scara şi prezintă în partea superioară

numeroase hornuri, neexploatate din punct de vedere turistic datorită înclinării lor care le fac

extrem de periculoase. Ca şi valea vecină Mălăieşti, traversează trepte şi căldări descrise pe

larg la capitolul referitor la relieful glaciar, după care intră în etajul forestier şi confluează cu

valea Glăjeriei cu aproximativ 100m aval de confluenţa Glăjeriei cu Valea Ţiăgneşti.

“ Clăbucetele” cele mai cunoscute din faţa Bucegilor sunt de la vest la est Muchia

Turnului, Măgura Ştrempeni, Mpgura Cenuşie, Dihamul şi Căpăţâna Porcului. Dintre văile

cele mai importante care le despart sunt Valea Nisipu, vâlcelul Dihamului şi Valea Armăsarul.

4.3.REFLECTAREA PEISAJULUI GEMORFOLOGIC ÎN TOPONIMIE

Ideea realizării unui astfel de capitol a avut la bază o concluzie a lui de Martonne

privitoare la toponimia Carpaţilor Meridionali, şi anume: “La munte, toponimia naturală este

mai mult decât oriunde însăşi expresia sufletului poporului, precum şi felului său de a înţelege

natura. În aprecierea formelor de relief, a naturii terenului şi a condiţiilor geografice, poporul

vădeşte o siguranţă care îl uimeşte pe învăţat. Sunt astfel forme a căror origine şi

individualitate noi o discutăm încă şi pe care poporul le-a desemnat de mult timp cu un nume

comun aplicat aproape peste tot în acelaşi timp” (Emmanuel de Martonne – Bulletin de

geographie historique et descriptive, Paris,1901)

Celui care citeşte o listă cu toponimele din bazinul Glăjerie, îi este suficient

pentru a-şi da seama că se află într-o zonă cu relief frământat, din zona montană. Valea Rea,

Vâlceaua Crăpată, Vâlcelul Îndrăcit, Şiştoaca Ţimbalului, Vâlcelul Grohotişului, Vâlcelul de

sub Vârf, Creasta Balaurului, Muchia de sub Vârf, Colţul Grohotişului, Valea Pietrelor,

Muchia Turnului sunt poate cele mai sugestive exemple în acest sens.

Cele mai multe toponime din Bazinul Glăjerie fac referire la forme de relief, urmate de

fitotoponime şi zootoponime, şi într-o foarte mică măsură de alte categorii. Astfel de toponime

sunt: Vâlcelul Grohotişului, Vâlcelul de sub Vârf, Coasta mare a Poienii, Muchia de sub Vârf,

Turnul cu Jnepeni, Colţul Grohotişului, Valea Pietrelor, Turnul Mălăieşti şi Turnurile

95

Ţigăneşti, Colţii Ţigăneşti, Hornurile Mălăieşti şi Hornurile Ţigăneşti, Şaua (Curmătura

Hornurilor), Curmătura Bucşoiului, Curmătura Morarului, Muchia Turnului, Vâlcelul

Portiţelor. Chiar şi toponimul Bisericuţa din Ţigăneşti se referă la aspectul de con cu baza

mare şi circulară a unui vârf de pe culmea Ţigăneşti.

Termenul Vâlcea (Sin: Vâlcel) este descris în lucrarea Dicţionar de Geografie

Fizică (Mihai Ielenicz şi colaboratorii) ca fiind un “termen regional care desemnează văi de

dimensiuni mici (sub 30m adâncime), cu versanţi evazaţi, (sub 200), cu talveg şi albie minoră

slab conturate, fiind plat sau larg concav, cu scurgere intermitentă”. DEX-ul defineşte

vâlceaua (vâlcelul) ca fiind o “vale îngustă şi puţin adâncă, cu fundul aproape plat şi cu

versantele în pantă uşoară”. Totuşi, în tot nordul Bucegilor, deci şi în bazinul Glăjerie acest

termen a desemnat întotdeauna un tip de văi cu alte caractere morfologice. Vâlceaua, în acest

colţ al Carpaţilor şi nu numai, denumeşte un tip de vale cu caracter alpin, de mai mici

dimensiuni, abruptă, cu talvegul plin de blocuri stâncoase prăvălite de pe versanţi, adâncă,

versanţii fiind foarte înclinaţi şi întâlnindu-se în talveg. Vara, vâlcelele, ca orice văi alpine

sunt afectate de torenţialitate iar iarna funcţionează ca nişte culoare de avalanşe. Vâlcelele mai

denumesc şi văi din etajul forestier afectate de torenţialitate. Dintre cele mai cunoscute

amintesc: Vâlcelul Portiţelor, Vâlcelul Grohotişului, Vâlcelul Furcilor, Vâlcelul de sub Vârf,

Vâlceaua Bucşoaia, Vâlcelul Îndrăcit, Vâlcelul Prepeleacului, Vâlcelul Dihamului, Vâlceaua

Crăpată.,Vâlcelul lui Ţimen.

Alt termen care defineşte un tip asemănător de vale alpină de mici dimensiuni,

chiar cu caracter de horn este termenul “şiştoacă”. Ex: Şiştoaca Ţimbalului şi Şiştoaca

Răsărită, afluente ale văii Bucşoiului.

Hornurile sunt un tip de vale îngustă, aflată pe versanţii abrupţi ai muntelui, al

căror profil longitudinal este cvasivertical. Iarna funcţionează ca nişte culoare de avalanşă.

Cele mai cunoscute şi tipice sunt Hornul Mare şi Hornul Mic al Mălăieştilor, şi hornurile

Ţigăneşti, dintre care mai cunoscut este hornul La Scară.

Termenul de brână (brâu) denumeşte microforme de relief strucrural, corespunzătoare

feţelor de strat, şi se prezintă sub forma unor “brâuri” care încing munţii (forme structurale).

Brâna Caprelor, Brâul mare al Bucşoiului, Brâul Miresei sunt câteva toponime reprezentative.

Şeile sau curmăturile (sectoare mai coborâte ale unor culmi de munte, încadrate între

două sectoare mai înalte) sunt reprezentate de toponimele Şaua Căpăţânii Porcului (Şaua de la

95

Pichetul Roşu), Curmătura Bucşoiului, Şaua Bucşoiului, Curmătura Morarului, Şaua

(Curmătura) Hornurilor. Un alt toponim care desemnează un loc prin care se poate trece de pe

o clină a muntelui pe alta este toponimul “portiţă”(ex: Portiţa Bucşoiului). Deasemeni

toponimul strungă se referă la acelaşi aspect – Strunga portiţelor.

Martorii reziduali poartă nume ca Turnul Mălăieşti şi Turnurile Ţigăneşti, Colţii

Ţigăneşti, Căciula lui Ţepeş, Ţancul Pietrele, Turnul cu Jnepeni, colţii La Scară, Ţimbalul (de

pe creasta Balaurului).

Un toponim aparent paradoxal este Padina Crucii care denumeşte un munte,

“padina” fiind un termen utilizat în limbajul de specialitate pentru forme negative de relief.

Totuşi, DEX-ul dă şi un alt sens acestui termen: “loc aproape plan sau uşor scobit, de obicei în

vârful unui deal sau al unui munte”, astfel “padina” putând desemna o microformă care cu

toate că este negativă, aparţine interfluviului. Un alt toponim interesant este Creasta Văii Rele.

În Bucegi, cu precădere în zona abruptului se mai întâlneşte acest gen de alăturare paradoxală

(ex: Creasta Văii Albe), Creasta Văii Rele alcătuind porţiunea superioară a versantului drept al

Văii Rele. Alt toponim care cuprinde două nume de forme de relief este Coasta mare a Poienii.

Poienile, aflate la confluenţe, în înşeuări ori pe trepte structurale, sunt reprezentate de câteva

toponime: Poiana Bucşoiului, Poiana Buhacu, Poiana Glăjeriei, Poiana Mălăieşti-Izvor, Poiana

Pichetul Roşu, Poiana Ferigii.

Dealurile din faţa Bucegilor, corespunzătoare nivelului Predealului poartă în

bazinul Glăjerie denumirile de măguri sau căpăţâni: Căpăţâna Strâmbului, Căpăţâna Porcului,

Măgura Cenuşie, Măgura Ştrempeni.

Dintre fitotoponime şi zootoponime se pot aminti Turnul cu Jnepeni, Valea

Caprelor, Brâna Caprelor, La Bătaia Cocoşilor de Munte, Şaua Căpăţânii Porcului, dealul

Căpăţâna Porcului, Curmătura Armăsarilor, Valea Armăsarul, şi de ce nu, Creasta Balaurului

şi locul numit La Balaur.

Pichetul Roşu este numele şeii care desparte bazinul Prahovei de cel al Oltului, deci

implicit de cel al râului Glăjerie. Aici a existat un vechi pichet grăniceresc, aflat pe graniţa

care despărţea odinioară Ţara Românească de Austro-Ungaria.

Cuvântul glăjerie înseamnă un loc defrişat, cu mormane de crengi uscate,

buturugi şi ierburi greu de trecut.

95

În bazinul Glăjerie există cîteva antroponime dintre care cele mai vechi sunt:

Vâlcelul lui Ţimen şi Căciula lui Ţepeş. Antroponimele a căror origine este recentă sunt legate

de potecile astăzi marcate şi date în folosinţa turiştilor, dar care poartă numele unor pionieri ai

Bucegilor. Un exemplu este drumul Tache Ionescu, care leagă Pichetul Roşu de valea

Mălăieşti. Drumul Deubel a fost denumit traseul care se ramifică din Tache Ionescu, din

punctul La Prepeleac şi urcă din greu către vf. Bucşoiul.

Celelalte toponime din bazinul Glăjerie, dar a căror etimologie este incertă sau

chiar necunoscută sunt: Prepeleac,un punct de belvedere pe muntele Bucşoiu, pe traseul Tache

Ionescu, toponimul Diham, care denumeşte un deal şi vârful acestuia (se mai numeşte şi

Baiului) şi o cabană turistică, toponimele Mălăieşti (mălăişte = loc cultivat cu porumb sau cu

mei – DEX, dar e imposibil de crezut că aici s-ar fi cultivat într-o proporţie cât de mică

cereale), Ţigăneşti, Valea Nisipu, Bucşoiu, Velicanu, Buhacu, vf. La Mese şi Cununa

Bucşoiului (un punct de belvedere).

Aşadar, peisajul geomorfologic are o puternică reflectare în toponimie, numele

locurilor în general extrem de plastice denumind forme de relief. Sărăcia antroponimelor şi

ponderea considerabilă a toponimelor care se referă la forme de relief sau la biocenoză

demonstrează impactul cadrului natural atât de sălbatic asupra primilor oameni care au avut

viaţa legată de această zonă.

4.4. Unitatile morfologice ale zonei studiate

Capitolul de faţă încearcă să clarifice raporturile şi criteriile după care este judecată

dispunerea spaţială a unor mari unităţi morfostructurale, geologice sau fizico-geografice, care

se întâlnesc în bazinul Glăjerie. Bucegii, din punctul de vedere al peisajului geomorfologic

sunt foarte eterogeni. Această caracteristică este în mod special condiţionată de structură.

Aşadar a vorbi despre particularităţile Bucegilor este prea mult, având în vedere cât de diferit

este peisajul bazinului valea Glăjeriei de peisajul din alte zone ale Bucegilor, să spunem din

bazinul Izvorul Dorului sau de la Padina.

M-am limitat aşadar la descrierea abruptului nordic al Bucegilor, acesta având legătură

directă cu bazinul Glăjerie. Platforma Predealului este în primul rând o unitate morfologică şi

a fost tratată ca atare.

95

4.5. Abruptul nordic al Bucegilor – particularităţi geologice şi fizico-geografice

Abruptul nordic al Bucegilor poate fi considerat ca începând de la creasta muntelui

Bucşoiul Mic (Creasta Balaurului) până la creasta muntelui Clincea, incluzând versantul

nordic al muntelui Bucşoiu Mic, munţii Bucşoiul Mare, Padina Crucii, Ţigăneşti, Velicanul

Mare şi Velicanul Mic, câteva culmi mai domoale şi împădurite dintre care Muntele

Cărbunarilor până la clina nordică a muntelui Clincea.

Această zonă, aparţine numai de bazinul Oltului, şi administrativ de judeţul

Braşov, distingându-se prin masivitate şi energie mare de relief faţă de zona din faţă. Culmile

abruptului nordic sunt alcătuite din stivele imense de conglomerate de Bucegi care stau peste

formaţiunile stratelor de Sinaia. In partea superioară a abruptului se întâlnesc pachete de gresie

de Babele. Bascularea de la nord spre sud a sinclinalului Bucegilor a imprimat o energie mare

de relief acestui versant nordic (faţă de regiunea din faţă), văile care-l fragmentează grefându-

se pe capete de strat, având deci caracter obsecvent. Climatul este mult mai răcoros decât în

restul masivului datorită insolaţiei slabe în toate anotimpurile. Astfel, pe versantul nordic

umezeala persistă mult mai mult decît pe cel Prahovean sau Brănean, sau decât în sudul sau pe

culmile masivului. De asemenea zăpada se topeşte mult mai greu, existând ani când petice

considerabile de zăpadă rezistă până toamna sau chiar de la un an la altul. Râurile (Bucşoiul,

Glăjerie, Mălăieşti, Ţigăneşti, Velicanu, Pănicerul, Urlătoarea, Valea lui Şmit, etc.) aparţin în

totalitate bazinului Oltului, mai precis bazinului Ghimbavului, şi îşi încep cursul permanent

atunci când talvegurile imtersectează în profil longitudinal limita litologică dintre

conglomerate şi stratele de Sinaia, adică aliniamentul unde apare linia de izvoare. Regimul de

scurgere al acestor râuri este influenţat direct de stratul de zăpadă. Vegetaţia, fauna şi solurile

reflectă raporturile strânse faţă de celelalte componente fizico-geografice. Vegetaţia este

etajată, reprezentată de pădurile de amestec (fag, brad şi molid), păduri pure de molid, etaj

subalpin cu tufărişuri şi jnepeni, şi etajul alpin cu vegetaţie de tundră. Fauna este tipic

montană – lupi, urşi, vulpi, capre negre, cocoşul de munte, vulturul pleşuv, acvile şi corbi. Un

adevărat mozaic de soluri întâlnim pe abruptul nordic, şi anume de la solurile brune de pădure

la solurile podzolice şi alpine, care atestă o etajare similară a vegetaţiei şi climei.

4.6.. Bazinul Glăjerie – zonă de contact

Bazinul Glăjerie este străbătut de limita nordică a Bucegilor, limită care pentru acest

masiv este cel mai greu de stabilit, aici intervenind contactul imprecis cu platforma

95

Predealului care în această zonă se prelungeşte ca un culoar între clina nordică a Bucegilor şi

munţii Postăvarul. Doamna profesor Valeria Velcea defineşte această limită în studiul

geomorfologic dedicat Bucegilor plecând de la criterii morfologice şi fizico-geografice: “Din

şaua de la Pichetul Roşu, limita coboară în valea Glăjeriei pe care o urmăreşte până în amunte

de confluenţa cu Valea Velicanului. De aici se continuă spre vest printr-o serie de înşeuări care

se menţin între 1000 şi 1200m.”

Din toate punctele de vedere bazinul Glăjerie este trunchiat de această limită.

Din punctul de vedere peisagistic Bucegii se înalţă puternic deasupra Clăbucetelor, printr-o

mare denivelare de ± 1000m, linia denivelării suprapunându-se cu limita nordică a

munţilor.”Limita nordică este cea mai impunătoare, frontul de cueste, fragmentat de văi

glaciare, dominând cu 1200 – 1400m culoarul Râşnoavei.” (Geografia României, vol III,

1983). O importantă diferenţă morfohidrografică între abruptul nordic şi zona din faţă este

legată de evoluţia celei din urmă (Platforma Predeal). Astfel, intrând în Clăbucete, profilele

longitudinale ale văilor capătă un cu totul alt aspect. Aceasta se explică prin prisma faptului că

regiunea de la nord de Bucegi (astăzi Clăbucetele Predealului) a funcţionat ca un golf al

depresiunii Bârsei din cretacicul superior (G. Murgeanu şi D. Patrulius). Aşadar, noile tipuri

de văi care conlucrau la colmatarea regiunii şi-au lăsat amprenta în cadrul actualelor văi şi

interfluvii, prin prezenţa unor caractere morfologice noi (văi largi şi interfluvii rotunjite).

Deci, la bordura abruptului nordic al Bucegilor apare o nouă serie de văi, care îşi schimbă

aspectul în profil longitudinal (micşorându-şi panta talvegurilor şi lărgindu-se). Aspectul

acestor profile longitudinale ale văilor şi interfluviilor corespunde aşadar nivelului

Predealului.

În bazinul Glăjerie se întâlnesc şi două mari domenii carpatice (judecate după criterii

fizico-geografice): Carpaţii Orientali şi Carpaţii Meridionali, limita dintre ei urmărind Valea

Cerbului de la confluenţa cu aceasta şi intrând în bazinul Oltului prin înşeuarea de la Pichetul

Roşu, urmărind în continuare râul Glăjerie, şi mai apoi culoarul Râşnoavei. Aşadar râul

Glăjerie, pe toată porţiunea lui este o parte a acestei limite.

Din punctul de vedere geologic bazinul Glăjerie este inclus Carpaţilor Orientali, fiind

situat mult mai la est de falia Dâmboviţei, şi fiind alcătuit din roci specifice Orientalilor

(Platforma Predealului retează formaţiunile stratelor de Sinaia, reprezentate de fliş marno-

95

grezos barrenian-apţian (stratele de Piscu cu Brazi), conglomerate şi brecii apţiene (de tip

Dihamu), gresii vraco-cenomaniene şi marne cenuşii şi roşii turonian-senoniene, iar abruptul

Bucegilor este alcătuit din conglomeratele).

În concluzie, nu ne putem referi la bazinul Glăjerie ca la un spaţiu unitar, mai

ales când este vorba de încadrare fizico-geografică, geneză şi evoluţie. Bazinul hidrografic

Glăjerie, în ciuda dimensiunilor reduse, corespunde din aproape toate punctele de vedere unui

spaţiu intermediar, în care se întâlnesc şi se întrepătrund mari unităţi morfostructurale (Bucegii

şi Platforma Predeal), geologice (conglomeratele de Bucegi şi formaţiunile stratelor de Sinaia)

şi fizico-geografice (Carpaţii Orientali şi Carpaţii Meridionali).

Dacă totuşi dorim să luăm bazinul Glăjerie ca pe un tot, atunci nu o putem face

decât dacă-l considerăm parte a unei zone de tranziţie între Meridionali şi Orientali,

necesitatea stabilirii unei zone de tranziţie între cele două domenii carpatice constituind o

veche problemă, pusă în discuţie pentru prima dată de Vimtilă Mihăilescu.

4.7. RAPORTURI STRATIGRAFICE ŞI TECTONICE

Relaţia de continuitate dintre depozitele conglomeratice şi depozitele grezoase de la

baza lor nu este suficient demonstrată, ca în cazul altor regiuni carpatice (versantul estic al

Bucegilor, Ceahlău, Stânişoara). Întreg intervalul vraconianului şi cenomanianului este invadat

de gresii, asociate local cu conglomerate.Aceste depozite grezoase şi conglomeratice se

deosebesc net de conglomeratele de Bucegi şi evidenţele litologice sunt mult mai evidente

aici, întrucât imediat la sud se înalţă versantul abrupt al Bucegilor, format din conglomerate

poligene, mai dure, mai compacte, conţinând numeroase elemente de calcare jurasice.

Depozitele vracono-cenomanianului stau direct pe marnele şi gresiile calcaroase cu urme de

plante ale barrenianului şi apţianului, şi pe conglomeratele calcaroase intercalate în aceste

gresii, sau formând un termen superior gresiilor, cum este cazul în muntele Dihamul. Este de

remarcat poziţia joasă a Cretacicului superior cu masa acestor conglomerate care constituie, în

imediata vecinătate, abruptul nordic al Bucegilor.

Deşi E. Jekelius considera Cenomanianul ca stând discordant pe baza conglomeratelor

de Bucegi, raporturile directe ale Cretacicului superior cu masa conglomeratelor sunt mai

puţin clare. În profilul văii Ţigăneşti se observă căderi ale Cretacicului superior spre baza

conglomeratelor,iar marnele cenuşii şi roşii care stau pe gresiile cenomaniene, par să ia direct

contact de-a lungul unei falii cu gresiile apţiene situate imediat sub masa conglomeratelor de

95

Bucegi. Depozitele vraconianului şi cenomanianului stau, aşadar discordant peste terenurile

Cretacicului inferior, la picioarele unei faleze care are în bază gresiile apţiene, urmate în

continuitate de masa conglomeratelor de Bucegi.

Toate elementele concordă de altfel pentru a demonstra că între Bucegi şi

Postăvaru a existat un golf creat printr-o puternică eroziune prevraconiană şi în care marea a

pătruns în Cenomanian şi s-a menţinut până în eocen.

Un profil interesant în ceea ce priveşte raporturile de discontinuitate dintre

flişul cu conglomeratele asociate şi molasa albiană este cel din şaua Pichetul Roşu. Această şa

corespunde părţii axiale a unui anticlinal constituit din depozite marno-grezoase de tipul Piscul

cu Brazi. Pe flancul extern (la est) se dezvoltă o stivă groasă de brecii-conglomerate de tip

Dihamu, ale căror elemente sunt în majoritate blocuri, uneori foarte mari, de şisturi cristaline

cloritoase. Aceste brecii-conglomerate constituie Căpăţâna Porcului. Pe flancul intern, la vest,

la numai 200m faţă de Căpăţâna Porcului se înalţă abruptul versantului nord-estic, alcătuit din

conglomerate de un tip cu totul diferit sub raportul granulometriei şi al compoziţiei, şi anume

din conglomeratele de Bucegi medii cu galeţi de calcare în proporţie de 50-70%. Între aceste

conglomerate polimictice şi depozitele marno-grezoase din partea axială a anticlinalului se

interpune numai o bandă îngustă de brecii-conglomerate de tip Dihamu, cu grosime cu totul

disproporţionată faţă de cea pe care o prezintă aceleaşi roci pe flancul estic. Mai la nord, în

văile Mălăieştilor şi Ţigăneştilor şi în valea Velicanului, conglomeratele de Bucegi se aşează

direct pe depozitele grezoase ale flişului.

Lărgimea cutelor din perimetrul bazinului Glăjerie este de ordinul sutelor de

metri până la un kilometru. În majoritate este vorba de cute normale drepte sau aplecate,

distingându-se un anticlinal şi două sinclinale, şi anume:

- anticlinalul Pichetul Roşu, cu nucleu de fliş şi conglomerate apţiene

- sinclinalul Ţigăneşti-Căpăţâna Porcului

- sinclinalul bifurcat al Dihamului

Sinclinalul Ţigăneşti-Căpăţâna Porcului este separat de sinclinalul Dihamului

printr-o mare falie longitudinală: falia Glăjeria-Velicanul Mic, care se urmăreşte începând din

Valea Coştilei, în direcţia Velicanul Mic.

Primul dintre sinclinalele menţionate este, la rândul lui, afectat de o falie axială:

falia Ţigăneşti, evidentă în văile Ţigăneştilor şi Mălăieştilor, unde marnele roşii senoniene din

95

partea axială a sinclinalului, cu cădere spre sud-vest, vin în contact abrupt cu gresiile

vraconian-cenomaniene din flancul intern, care prezintă căderi până la 600 spre nord-est. Falia

Ţigăneşti şi falia Velicanu Mic se întâlnesc în valea Mălăieşti. În legătură cu aceste raporturi

tectonice este de reamintit că E. Jekelius(1938) a considerat marnele turoniene şi senoniene

din Valea Mălăieştilor ca apărând în fereastra de sub gresiile cenomaniene.

M. Săndulescu admite de asemenea existenţa unor puternice raporturi de încălecare în

valea Glăjeria, dar într-o interpretare diferită: atât marnele turonian-senoniene cât şi gresiile

vracono-cenomaniene ar apărea într-o semifereastră, încadrată la nord-est şi sud-est de

depozite apţiene. Ramura internă a sinclinalului Dihamului se prelungeşte în direcţia nord-vest

prin culmea Baiului, iar apoi în lungul văii Glăjeria. Ramura sa externă este trunchiată de o

falie – falia Dihamului.

În sectorul superior al bazinului Glăjerie există o mare falie longitudinală, falia

Velicanul Mare, care se urmăreşte începând de la obârşia văii Velicanului, peste creasta

Ţigăneştilor, până în abruptul din muntele Scara, unde se recunosc mai multe alte falii

paralele, fiecare corespunzând unui horn (Hornurile Mălăieştilor).

4.8. CONDIŢIONAREA GEOLOGICĂ A RELIEFULUI

Nu putem vorbi de nici un aspect al reliefului bazinului Glăjerie fără a ne raporta la

geologie. Atât structura de sinclinal suspendat, faliile (D. Patulius consideră că Hornurile

Mălăieşti corespund fiecare unei microfalii), cât şi caracteristicile petrografice condiţionează

formele de relief din acest areal. Suportul formelor de relief din bazinul Glăjerie este format

numai din roci sedimentare. Gresia de Babele, flişul grezos al stratelor de Sinaia,

conglomeratele de Bucegi care predomină, calcarele olistolitelor joacă un rol important alături

de structură, chiar dacă participă pasiv la morfogeneză, oferind o mare diversitate de forme în

funcţie de reacţia lor specifică la eroziune.

4.9. CONDIŢIONAREA MORFOGENEZEI DE CĂTRE CLIMĂ, VEGETAŢIE ŞI

SOLURI

Clima constituie componenta cea mai dinamică dintre toate componentele care intervin

în mod nemijlocit în morfogeneza bazinului Glăjerie. Altitudinea, masivitatea, configuraţia

văilor şi a interfluviilor, ca şi poziţia în extremitatea estică a Meridionalilor (bazinul chiar

95

depăşeşte cu o treime din suprafaţa sa această limită) explică particularităţile climatice şi

implicit reflexul lor în peisajul bazinului Glăjerie. Intervenţia directă în dinamica actuală a

bazinului Glăjerie se realizează mai ales prin intermediul a două componente meteorologice:

precipitaţiile atmosferice, care acţiopnează diferenţiat în funcţie de intensitatea şi durata lor,

alternanţa îngheţ-dezgheţ, cu rol important în dezagregarea şi pregătirea rocilor pentru

transport şi în desfăşurarea proceselor de versant, la care se adaugă amplitudinile termice şi

eolizaţia. Un aspect important se leagă de etajarea climatică. Astfel, în zona înaltă a

interfluviilor temperatura medie anuală este de – 2,50C, (valoarea corespunde staţiei

meteorologice vf.Omu), iar în partea inferioară a bazinului de 4,90C (valoarea corespunde

staţiei Predeal, aflată la 1093m). În Clăbucetele Predealului precipitaţiile sunt de circa 932mm

şi 133 de zile au strat permanent de zăpadă (înregistrate la staţia Predeal).

Îngheţul are o frecvenţă mare, fiind posibil în tot cursul anului la altitudini de peste

1800m, unde şi numărul zilelor cu îngheţ şi fără îngheţ este egal. Efectele acestuia sunt foarte

mari mai ales pe suprafeţele puternic înclinate, unde vânturile au o intensitate maximă

(60m/s), ceea ce face ca suprafaţa topografică să fie supusă direct îngheţului şi dezgheţului

(îngheţul părtunde la altitudinea de 1900m până la adâncimi de 1,20 m).

Vânturile, în zona înaltă a cumpenelor de ape au frecvent o intensitate mare. La vârful

Omu, până aproape de care se extinde cumpăna de ape a bazinului, vânturile puternice deţin în

medie circa 40%, cele moderate circa 54%, adierile slabe circa 6%. Viteza medie este de m/s.

Pe văile adăpostite se înregistrează 2m/s. Iarna, în zonele expuse, viteza vântului depăşeşte

60m/s. Circulaţia descendentă puternică a maselor de aer crează “doborâturi”, nu numai la

limita superioară a pădurii, ci şi în cadrul acesteia, ceea ce a contribuit, în astfel de condiţii la

distrugerea pădurii în unele areale.

Vegetaţia. Formaţiunile vegetale, şi în special pădurea, au rolul de a modera

acţiunea factorilor exogeni, a căror energie o folosesc cu o intensitate mai mică, dar în mod

continuu în transformarea substratului. Astfel, vegetaţia constituie un factor de stabilitate în

modelarea actuală. De asemenea, “vegetaţia contribuie şi la uniformizarea evacuărilor pe toată

suprafaţa, opunându-se celor rapide pe fâşii” (Grigore Posea şi colaboratorii, citaţi de doamna

Iuliana Armaş în lucrarea Bazinul hidrografic Doftana – studiu geomorfologic). Vegetaţia este

dispusă în etaje şi anume: etajul montan mijlociu cu amestec de fag cu brad (Abies alba) şi

molid care urcă până la 1500m altitudine; etajul montan superior cu păduri pure de molid ce

95

ating 1750m. Etajului forestier îi este caracteristică şi zada (Larix decidua); etajul subalpin

formează tranziţia faţă de zona alpină şi este alcătuit din rarişti de limită cu molid asociate cu

tufărişuri; etajul alpin inferior variază din punct de vedere altimetric între 2100 – 2300m în

zona înaltă şi este caracterizat prin tufărişuri şi etajul alpin superior la cele mai mari altitudini

cu o vegetaţie de tundră alpină cu plante tipice. Jnepenii acoperă spinările prelungi ale

Bucşoiului, Padinei Crucii, Ţigăneştiului, Clincei. Aceşti arbuşti au o mare importanţă pentru

protecţia solului, împiedicând eroziunea şi spălarea în suprafaţă acolo unde nu există nici o

asociaţie vegetală care să-i înlocuiască. De aceea sunt şi protejaţi de lege, culegerea de conuri

de jneapăn (Pinus mugo), tăierea sau incendierea lor fiind interzisă (lege de care ciobanii nu au

ţinut niciodată cont). Pajiştile sunt localizate pe suprafeţe slab înclinate acolo unde solurile

sunt mai evoluate pe grohotişuri fixate sau pe brâne. Pe acestea din urmă este frecventă

Floarea de colţ (Leontopodium Alpinum), plantă ocrotită de lege. Smârdarul sau

Rododendronul (Rhododendron kotschyi) este de asemenea specific pentru această zonă

alături de afin (Vaccinium myrtillus) şi merişor (V. vitis idaea).

Tundra alpină este caracteristică zonelor înalte ale versantului nordic, unde mare parte

din an temperaturile scad sub 0oC, vânturile sunt puternice şi frecvente, producând mare

uscăciune. Datorită acestor elemente covorul vegetal este discontinuu şi formate din plante

mici lipite la adăpostul format de sol, alcătuind “perniţe” (Ion Simionescu). La altitudini de

peste 2400m, covorul vegetal este discontinuu, alcătuit din plante oligoterme (care alcătuiesc

perniţele amintite anterior), reprezentate de ochiul găinii (Primula minima) şi clopoţei alpini

(Campanula alpina). Caracteristică este şi gramineea pitică (Festuca bucegiensis). Tot în zona

superioară a compenei de apă care trece pe lângă Omu se dezvoltă asociaţia de coarnă (Carex

currula) la peste 2300m. Tot aici întâlnim ţepoşica (Nardus stricta) şi de păruşcă (Festuca

ovina), alături de care apare frecvent Agrostis rupestris. Grohotişurile mobile au o floră foarte

variată în funcţie de dimensiunile materialelor constituante, de expoziţie, de altitunine şi de

grad de stabilitate (ex. Clopoţelul de stâncă, ferigi, specii de muşchi, etc.). Pe brâne vegetează

specii endemice şi rarităţi floristice, ca Sesleria haynaldiana, Festuca versicolor, Poa violaceea

etc.

În cadrul acestor asociaţii vegetale se găsesc terenuri cu potenţial morfodinamic în

stare latentă (sub pădure şi în sectoarele de pajişti bogate), şi terenuri în care procesele

95

morfodinamice se află în diferite stadii de activizare, determinate de gradul de degradare a

pajiştilor şi mai puţin de defrişare a pădurii.

În bazinul Glăjerie fauna este foarte bine reprezentată de urşi, lupi, mistreţi, şi în

special capre negre, fapt reflectat şi în toponimie – Valea Caprelor în versantul drept al văii

Mălăieşti. Avifauna este reprezentată de cocoşul de munte, vulturul pleşuv, acvila de munte şi

în special corbi.

Solurile.

Solul intervine în morfogeneza bazinului prin dubla sa calitate: de prim suport al

agenţilor exogeni şi ca factor potenţial al modelării actuale, care prin însuşirile sale fizice şi

fizico-mecanice imprimă o anumită intensitate proceselor geomorfologice. Astfel, cu diferite

proprietăţi de coeziune şi permeabilitate care stau la baza potenţialului de infiltrare, capătă

valoare morfogenetică maximă pe suprafeţele înclinate, în condiţiile excesului de umiditate,

influenţând pluviodenudarea, eroziunea eoliană şi scurgerea în suprafaţă. Ritmicitatea

îngheţului şi dezgheţului complică procesele pedogenetice din această zonă, ceea ce explică

multiplele tipuri şi subtipuri de sol.

Termenul final al scoarţei de alterare în evoluţie este solul, iar acesta trebuie să fie

permanent în echilibru cu condiţiile climatice. Formarea solului necesitând timp îndelungat, el

poartă amprenta trecutului. Numai solurile aluviale sunt actuale propriu-zise.

În bazinul Glăjerie solurile sunt reprezentate de clasele cambisoluri, spodosoluri,

umbrisoluri, soluri neevoluate şi soluri organice. Cambisolurile sunt reprezentate de două

tipuri: solurile brune-eu-mezobazice şi solurile brune-acide. Solurile brune eu-mezobazice au

o extindere mică în bazinul Glăjerie, urcând pe alocuri la peste 1000m, întâlnindu-se mai des

în arealul de pădure din sectorul inferior al bazinului, în special pe versanţii bine drenaţi

extern. Acest tip de sol prezintă un profil de tip Ao-Bv-C.Orizontul Ao măsoară între 30-

60cm, cu textură lutoasă-lutoprăfoasă şi structură grăunţoasă slab dezvoltată. Orizontul Bv,

gros de 20-100cm are aceeaşi textură, culoare brun-gălbuie şi structură poliedrică angulară sau

subangulară ori columnoid-prismatică slab-dezvoltată. Profilul se continuă cu materialul

parental. Aceste soluri nu prezintă difrenţiere texturală, ceea ce face ca celelalte proprietăţi

fizice şi hidro-fizice să fie în general favorabile. Conţinutul în humus este de 2-12%, gradul de

saturaţie oscilează între 60-90% iar reacţia solului este slabă până la neutră (valori ale pH-ului

cuprinse între 6,2-7,0). Solurile brune eu-mezobazice au o fertilitate naturală bună şi sunt

95

ocupate în principal cu păduri. Fertilitatea lor poate fi mărită prin adăugarea de îngrăşăminte

chimice complexe, asolamente şi lucrări agrotehnice adecvate, ceea ce nu este cazul în bazinul

Glăjerie din două motive: extinderea mare a pădurilor foarte dese şi infrastructura deficitară

care care împiedică accesul omului în această regiune.

Solurile brune-acide formate pe rocile stratelor de Sinaia se găsesc în arealul de pădure

până la altitudini de 1100-1400m. S-au format sub un climat umed (în general se formează în

condiţiile unor precipitaţii de 800-1200mm şi temperaturi medii anuale de 3-60) şi o vegetaţie

naturală formată în principal din păduri de răşinoase dar şi din păduri de amestec (foarte puţin

fag şi răşinoase). În astfel de condiţii pedogenetice alterarea este foarte intensă, astfel de soluri

formându-se într-o gamă relativ variată. Aceste soluri au un profil de tip Ao-Bv- C sau R.

Orizontul Ao este gros de 15-30cm; are o textură mijlocie-grosieră, culoare brun-deschisă şi

structură grăunţoasă, slab dezvoltată.

Orizontul Bv măsoară între 20-70cm, având aceeaşi textură ca în Ao, culoare brună cu

nuanţe gălbui şi structură poliedrică. Orizontul C(R) poate apărea la adâncimi de 40-110cm.

Au un conţinut mic de humus, predominant alcătuit din acizi fulvici (3-4%), reacţie acidă (4,5-

5,0) şi grad redus de saturaţie sub 55%. Având o ferilitate scăzută, solurile brune-acide sunt

folosite pentru silvicultură.

Spodosolurile sunt reprezentate de ambele tipuri ale clasei: solurile brune

feriiluviale şi podzoluri, care au ca diagnostic un orizont B spodic caracterizat prin acumulare

de humus şi/sau sescvioxizi (de fier şi aluminiu), care îmbracă grăunţii de nisip, culori roşcate

sau spre roşii (7,5 YR sau spre 5YR), datorită sescvioxizilor de fier, mai închişi dacă orizontul

are şi acumulare de humus, fără structură.

Solurile brune feriiluviale se găsesc tot în etajul forestier, ca şi cambisolurile, în

condiţii de versant, pe culmi dezvoltate pe conglomerate, în condiţiile unui climat rece şi umed

(temperaturi medii anuale de 30-50C şi precipitaţii între 850-1200mm), şi sub păduri de molid.

În asemenea condiţii alterarea este foarte intensă, silicaţii primari nu duc la formarea de argilă,

ci sunt predominant desfăcuţi în componente de bază: silice, oxizi şi hidroxizi de aluminiu şi

fier, etc. O parte din sescvioxizi este supusă migrării, ducând la formarea unui orizont Bs.

Solurile brune-feriiluviale tipice au un profil de tip Aou sau Au-Bs-R sau C. Orizontul

superior poate avea grosimi de 5-15cm, culoare închisă (cu humus acid), textură mijlocie-

grosieră, stuctură grăunţoasă sau nestructurat. Orizontul Bs, gros de 25-27cm, este luto-

95

nisipos, cu nuanţe roşietice (datorită sescvioxizilor de fier) şi are o structură poliedrică

subangulară, slab dezvoltată. Urmează orizontul R sau C. Conţin puţin humus, dar cantitate

mare de materie organică, împreună ajungând la 5-25% (în orizontul superior), au o reacţie

puternic acidă (până în jur de 4) şi grad de saturaţie sub 55%. Solurile brune feriiluviale au o

fertilitate mică, fiind folosite în bazinul Glăjerie pentru silvicultură.

Podzolurile sunt răspândite în sectorul superior al bazinului, acolo unde temperatura

medie anuală coboară sub 30C, iar precipitaţiile depăşesc 1400mm. S-au format, ca şi solurile

brune feriiluviale, pe roci conglomeratice, sub vegetaţia caracteristică etajului de molid, de

jnepeniş sau de pajişti alpine. Aceste soluri au un profil de tip Au sau Aou-Es-Bhs-R sau C.

Ca şi la solurile brune feriiluviale, orizontul superior este închis la culoare, datorită humusului

acid, are textură mijlociu-grosieră mijlocie şi structură grăunţoasă, slab dezvoltată.

Es (orizontul podzolic sau spodic) poate avea grosimi de 5-20cm, textură de asemenea

mijlociu-grosieră mijlocie, culoare albicioasă (datorită sărăcirii în materie organică şi

sescvioxizi), dar este nestructurat. Urmează orizontul Bhs (de acumulare a humusului şi

sescvioxizilor), gros de 20-40cm, lutonisipos, brun-ruginiu şi apoi orizontul R sau C. Conţin

între 6-30% (humus/humus brut şi acid) în orizontul superior. Acesta scade mult în Es şi creşte

din nou în Bhs (5-15%). Au un grad de saturaţie în baze şi pH-ul dintre cele mai scăzute (6-

20% şi respectiv 3,5-4,5). Podzolurile au o fertilitate mai scăzută decât solurile brune-

feriiluviale, dar acelaşi mod de folosinţă şi de întrebuinţare.

Umbrisolurile sunt reprezentate de solurile humico-silicatice, care apar pe

conglomeratele de Bucegi, la peste 1800m. Ele corespund unor condiţii climatice foarte umede

(1400mm precipitaţii) şi foarte reci (3 la –50C), în etajul alpin şi subalpin. În asemenea

condiţii, rocile masive determină formarea unui profil de tip scurt de tip Aou-A/R sau A/C-R

sau C. Aceste soluri au de obicei o textură grosieră până la mijlocie, sunt nediferenţiate

textural şi conţin mult material scheletic. Sunt soluri bogate în materie organică (14-30%), dar

sărace în humus propriu-zis şi substanţe nutritive. Fiind puţin fertile sunt folosite pentru păşuni

şi fâneţe.

Solurile neevoluate sunt reprezenatate de litosoluri, protosoluri aluviale, soluri

aluviale şi erodisoluri. Litosolurile apar acolo unde la suprafaţă sau foarte aproape de suprafaţă

se află roci dure. Se întâlnesc în tot arealul abruptului Bucegilor. Cele tipice au un profil de tip

Ao sau Aom ori Aou-R. Orizontul superior, gros de minimum 5cm (5-20cm), poate fi deci

95

deschis la culoare (Ao) sau închis la culoare, dar cu humus debazificat (Aou), în cazul rocilor

acide (nu este cazul pentru bazinul Glăjerie). Orizontul R, adică roca dură are limita superioară

situată înte 5-20cm. Sunt soluri bogate în material scheletic şi cu textură variată (de la grosieră

la fină), fără structură, cu rezerve reduse de humus şi substanţe nutritive. În mod natural sunt

acoperite cu pajişti sau cu păduri şi au productivitate foarte scăzută.

Prezenţa protosolurilor aluviale (aluviunilor) este legată de şesul aluvial

(D.Patrulius), mai precis de lunca incipientă a râului Glăjerie. Sunt alcătuite din sedimente

aluviale variate atât ca textură (grosieră până la luto-argiloasă) cât şi din punct de vedere al

compoziţiei mineralogice.

Formarea protosolurilor aluviale este strâns legată de regimul de scurgere al râului

Glăjerie, astfel încât în imediata apropiere a cursului apei procesul de solificare este adesea

întrerupt, datorită revărsărilor (strate vechi sunt acoperite de strate noi, împiedicând

dezvoltarea vegetaţiei, încât abia se conturează un orizont superior, subţire, foarte sărac în

materie organică). Protosolurile aluviale tipice au un profil alcătuit dintr-un orizont Ao

dezvoltat pe cel puţin 20cm, deschis la culoare şi variat ca textură (nisip grosier până la argilă)

şi nestructurat.Urmează materialul parental (orizontul C) reprezentat prin depozite aluviale.

Fertilitatea acestor soluri este un element nerelevant, din punct de vedere practic. Utilizarea

protosolurilor aluviale din bazinul Glăjerie este practic imposibilă, dat fiind relieful accidentat

şi pădurea compactă din sectorul inferior al bazinului, unde apar aceste soluri

Protosolurile aluviale sunt responsabile pentru formarea uneia dintre cele mai

noi forme de relief din bazinul Glăjerie, şi anume lunca incipientă a râului omonim

Solurile aluviale s-au format în aproximativ acelaşi areal, şi dar pe suprafeţe

mai rar inundabile sau ieşite de sub influenţa revărsărilor. Lipsind inundaţiile, se creează

posibilitatea instalării şi dezvoltării plantelor, ceea ce duce la formarea unui orizont Ao, mai

bine conturat şi mai gros, cuu oarecare acumulare de humus. Totuşi, în bazinul Glăjerie aceste

soluri sunt destul de slab reprezentate, având în vedere extinderea mică a şesului aluvial, care

este inundat în totalitate primăvara la topirea zăpezilor sau vara la ploile torenţiale. Ele se

caracterizează printr-un profil Ao-C, orizontul Ao fiind mai gros de 20cm (până la 40-50cm),

mai bine conturat şi uniformizat în care nu se mai observă stratificaţiile. Fiind ieşite de sub

influenţa revărsărilor sunt mai fertile. Valorificarea lor este de asemenea imposibilă, date fiind

condiţiile de relief şi vegetaţie care nu permit accesul, şi prezenţei lor întâmplătoare.

95

Erodisolurile apar îndeosebi pe versanţii supuşi eroziunii accelerate, care determină

îndepărtarea orizonturilor supeioare ale solurilor, astfel încât orizonturile rămase nu mai

permit încadrarea într-un anumit tip de sol. Acestea nu se caracterizează printr-un anumir

profil de sol, ci prin profile foarte variate. În mod obişnuit, la suprafaţă apare orizontul A/C,

A/B sau C. Erodisolurile au proprietăţi fizice şi chimice corespunzătoare orizonturilor ajunse

la zi şi solurilor din care au provenit.

Solurile organice sunt reprezentate de solurile turboase, care se găsesc în circul

Ţigăneşti, în preajma lacului. Lacul actual este o rămăşiţă a ceea ce a fost cândva un lac

glaciar care ocupa aproape tot fundul circului (fapt trădat de orizontalitatea fundului circului şi

de tendinţa de înmlăştinire primăvara şi la ploile de vară). Datorită colmatării şi înmlăştinrii s-

au creat condiţiile esenţiale care determină formarea acestor soluri: un mediu permanent umed

şi vegetaţie specifică (muşchi şi alte plante hidrofile). Profilul este alcătuit dintr-un orizont T,

gros de peste 50cm, constituit din plante hidrofile bine conservate. Sub orizontul T se găseşte

un orizont Gr, dar care nu face parte din profilul solului. Astfel de soluri turboase din zona

montană se numesc tinoave, şi au un grad de saturaţie în jur de 10% iar pH-ul în jur de 3.

4.9. RELIEFUL

4.9.1.MORFOGRAFIA

4.9.1.1 Forma bazinului

Pentru o evaluare mai obiectivă a formei bazinului se foloseşte un raport între

suprafaţa acestuia şi cea a pătratului care are acelaşi perimetru cu al bazinului (Zăvoianu,

1978).

Am aplicat aşadar formula :

Rf = Sb / (P/4)2.

unde:

Rf= coeficientul de forma a bazinului

Sb= Suprafata bazinului asa cum rezultă din harta topografică

P= Suprafaţa pătratului care are acelaşi perimetru cu cel al bazinului

S-a adoptat ca figură geometrică pătratul având în vedere faptul că acesta este

poligonul perfect, şi aria pătratului, care are latura egală cu unitatea de lungime, constituie

unitatea de măsură pentru suprafeţe.

95

Aplicând formula am obţinut următorul rezultat:

Rf = 20,5 / (20,15 : 4)2 = 20,5 / 25,426 = 0,80

Dacă mai luăm în calcul şi indicele de formă stabilit de Gravelius, ca relaţie existentă

între perimetrul bazinului şi perimetrul unui cerc cu aceeaşi suprafaţă, valoarea este de 1,25,

conform calculului de mai jos:

R = √F/p = √20,5 / 3,14 = √6,25 = 2,55

unde:

R=raza cercului la care ne raportam

F= suprafaţa bazinului

p=perimetrul bazinului

K = P/2pr = 20,17 / 2p ´2,55 = 20,17 / 16,014 = 1,25

unde : K= factorul de forma

Valorile sunt destul de apropiate de 1, rezultând un aspect predominant ovoidal.

Această valoare ne arată că bazinul Glăjerie are o evoluţie rapidă, fiind bine cunoscut faptul că

în bazinele de formă rotundă apele afluenţilor ajung aproape în acelaşi timp în centrul

geometric al bazinului, determinând viiturile care se formează şi se transmit mai repede, având

în acelaşi timp şi o mai mare putere de transport (Ion Zăvoianu).

4.9.1.2. Aspectul cumpenelor de apă

Scopul analizei cumpenelor de apă este acela de a observa uniformitatea sau

diversitatea lor pe verticală, cât şi tendinţa de evoluţie pe orizontală (extindere sau

restrângere), pentru a deduce în ultimă instanţă evoluţia anterioară şi tendinţa actuală a fiecărui

bazin hidrografic (Posea, 1977). “Un râu tinde spre realizarea unei forme de echilibru nu

numai în profil longitudinal dar şi în ceea ce priveşte conturul cumpenelor sale“ (Posea, 1977).

4.9.1.2.1 Dezvoltarea altimetrică a cumpenelor

Analiza desfăşurării pe verticală a cumpenelor permite conturarea şi racordarea unor

trepte altimetrice, care se asamblează în cadrul unor suprafeţe de nivelare extinse pe tot arcul

95

carpatic, sau corespund unor suprafeţe structurale sau circuri care dezechilibrează profilele

longitudinale ale văilor.

Cele două cumpene (cea stângă şi cea dreaptă au) sunt considerate în funcţie de izvorul

râului Glăjerie, situat undeva la 1410m, sub înşeuarea de la Pichetul Roşu, şi nu în funcţie de

punctul cu altitudinea maximă de pe interfluviul principal al bazinului, care este situat lângă

vârful Omu şi are altitudinea de 2490m.

Aşadar, cumpăna stângă a bazinului Glăjerie urcă Creasta Balaurului de la Pichetul

Roşu până în şaua Bucşoiului, trece peste un mic vârf din apropierea nodului orografic Omu,

străbate şaua Hornurilor aflată între circurile Gaura şi Mălăieşti, urcă pe vârful Scara şi intră

pe creasta muntelui Ţigăneşti. Din dreptul obârşiei văii Velicanu (aflată la stânga vârfului

Ţigăneşti), cumpăna urmeză creasta muntelui Velicanu şi apoi Muchia Turnului. Cea din

urmă, înaltă de 1055m şi nivelată corespunde nivelului Predealului. Punctul cel mai înalt al

acestei cumpene este 2490m, care reprezintă altitudinea maximă a bazinului.

Cumpăna dreaptă porneşte din aceeaşi înşeuare de la Pichetul Roşu urcând dealurile

Căpăţâna Porcului şi Diham, dealuri care au aproape aceeaşi altitudine (1390m şi 1581m) şi

pesemne corespund nivelului Râu-Şes.

Cumpăna urmează apoi Măgura Cenuşie, înaltă de 1359m, şaua Ştrempeni (1080m) şi

Măgura Ştrempeni (1171m) pentru a coborâ apoi la confluenţă. Ultimele două dealuri sunt

nivelate (mai ales Ştrempeni) şi corespund nivelului superior al Predealului (Pliocen superior).

Remarcăm o mare diferenţă între cele două culmi. Dacă cea stângă urcă şi coboară o zonă de

mare energie a reliefului, şi anume abruptul Bucegilor, fapt care-i conferă o mare

neregularitate în mersul ei longitudinal, pe când cumpăna dreaptă urmăreşte pe tot parcursul ei

interfluviile nivelate ale Clăbucetelor Predealului. Cumpăna stângă urcă pentru ca apoi să

coboare, pe când cea dreaptă numai coboară, fiind de două ori mai scurtă decât prima. Aceasă

deosebire fundamentală dintre cele două cumpene, şi anume lungimea ilustrează încă o dată

asimetria bazinului.

4.9.1.2.2. Dezvoltarea în plan orizontal a cumpenelor

Mersul cumpenelor de apă în plan orizontal întregeşte dispunerea lor în profil

longitudinal, arătând complexitatea evoluţiei bazinului Glăjerie. Coeficientul de sinuozitate al

cumpenei stângi s-a calculat pe baza formulei :

Ks = Lc/Lp

95

unde :

Lc reprezintă lungimea reală a cumpenei de apă;

Lp lungimea în linie dreaptă a acestora între izvor şi vărsare.

La fel s-a procedat şi pentru cumpăna dreaptă. Valoarea obţinută pentru cumpăna din

dreapta este de 1,41 arătând o sinuozitate mai mică în comparaţie cu cumpăna stângă, care are

un coeficient de sinuozitate de 2,75.

Diferenţele dintre cele două cumpene pot fi uşor explicate prin următorul fapt:

cumpăna dreaptă urmăreşte culmile domoale ale unor “clăbucete”, pe când cumpăna stângă

urcă abruptul Bucegilor printr-una dintre cele mai accidentate zone ale masivului până aproape

de vârful Omu, urmează interfluviul ascuţit dintre văile Gaura şi Mălăieşti, urmăreşte culmea

unuia dintre munţii cei modelaţi periglaciar din regiune, după care coboară spre confluenţă

intrând în “Clăbucetele Predealului”, fiind de fapt de două ori mai lungă decât cumpăna

dreaptă şi cu un grad de sinuozitate de două ori mai mare.

4.9.1.3. Forma reţelei hidrografice

Faptul că afluenţii se varsă în colectorul principal sub un unghi ascuţit (excepţie făcând

râul Ţigăneşti) impune bazinului un caracter dendritic. Asimetria pronunţată a bazinului ne

face însă să nu ne oprim la această încadrare, aşadar vom considera bazinul Glăjerie ca fiind

95

un bazin dendritic asimetric. Înfăţişarea dispunerii reţelei hidrografice corespunde unui bazin

total neunitar, sculptat în principal pe două categorii de roci cu omogenităţi şi durităţi diferite

(conglomeratele de Bucegi şi gresiile stratelor de Sinaia), fapt care i-a impus această formă.

4.9.1.4 Coeficientul de asimetrie

Coeficientul de asimetrie al bazinului scoate în evidenţă repartiţia suprafeţei bazinului

faţă de axa de drenaj. În acest caz se impune a cunoaşte suprafeţele existente pe partea stângă

(Sst) şi pe cea dreaptă (Sdr) a cursului principal.

În acest caz coeficientul de asimetrie (a) este;

a = [2 (Sst - Sdr) ] / Sb .

unde ; Sst=17.11

Sdr=3, 39

Sb=20, 5

Rezultă de aici calculul:

a = [2 (17,11 - 3,39) ] / 20,5 = 1,33.

Acest coeficient, precum şi simplul fapt că partea stângă a bazinului este peste 5 ori

mai extinsă decât cea dreaptă denotă o pronunţată asimetrie a bazinului.

Denumirea Valori

Sst(supraf dreapta) 17.11

Ssd(supraf stanga) 3.39

Sb(supraf bazin ) 20.5

4.9.1.5. Ierarhizarea reţelei de văi

În forma ei actuală reţeaua de văi tributare râului Glăjerie, precum şi râul în sine sunt

de vârstă recentă, cuaternară, dar procesul de instalare şi ierarhizare al ei s-a realizat de-a

lungul unei lungi perioade de timp.

95

Râul Glăjerie izvorăşte de sub înşeuarea de la Pichetul Roşu şi devine în scurt timp de

ordinul doi, după confluenţa cu un mic afluent de dreapta. După un scurt parcurs de doar 500m

(toate distanţele reprezintă proiecţii în plan orizontal), primeşte pe stânga primul mare afluent

– Valea Bucşoiului, lungă de 2,42km, vale care-şi are obârşia mult mai sus, la aproape 2500m.

Această vale fiind tot de ordinul 2 îi schimbă râului Glăjerie ordinul, acesta devenind astfel de

ordinul 3.

După această importantă confluenţă râul Glăjerie urmează să primească tot din

abruptul Bucegilor nişte afluenţi mult mai mici – Valea Rea -1,58km, Vâlcelul Îndrăcit (0,71),

Vâlcelul Bucşoiului (1,33), iar pe partea dreaptă Valea Armăsarul (1,16km), Vâlcelul

Dihamului (1,52km), Vâlcelul lui Ţimen (0,76km), şi Valea Nisipu (0,95km).

După un parcurs de 4,5km, deci cu 1 km înainte de vărsarea în râul Ghimbav, râul

Glăjerie primeşte un mare afluent, care îi măreşte considerabil debitul – Valea Mălăieşti, la o

altitudine de 880m, vale de ordinul doi, care nu îi schimbă ordinul. După aproximativ 160m,

valea primeşte cel mai imporant afluent de pe tot parcursul, şi anume valea Ţigăneşti.

Importanţa constă în primul rând în faptul că valea Ţigăneşti are acelaşi ordin cu valea

Glăjerie, ordinul 3, deci îi schimbă acesteia ordinul în 4. Aval de această confluenţă cu mai

puţin de 800m râul Glăjerie se varsă în râul Ghimbav (numit şi Ghimbăşel).

Tabel cu privire la ierarhizarea reţelei de văi tributare Vaii Glăjăriei

Nr.

crt.

Denumirea Lungimea arterei

( Km. )

Ordin

1. Valea Glăjăriei 5,5 Km. 4

2. Valea Bucşoiului 2,42 Km. 2

3. Valea Rea 1,58 Km. 1

4. Vâlcelul Îndrăcit 0,71 Km. 1

5. Vâlcelul Bucşoiului 1,33 Km. 1

6. Valea Armăsaru 1,61 Km. 1

7. Vâlcelul Dihamului 1,52 Km. 1

8. Vâlcelul lui Ţimen 0,76 Km. 1

9. Valea Mălăieşti 6,36 Km. 2

10. Valea Ţigăneşti 7,32 Km. 3

95

Cei mai importanţi afluenţi ai Glăjeriei sunt aşadar cei care coboară de pe abruptul

nordic al Bucegilor, deci de pe partea stângă a râului colector. Dintre acestea văile cele mai

importante sunt văile Bucşoiu, Mălăieşti şi Ţigăneşti.

Valea Bucşoiului îşi are obârşia sub Şaua Bucşoiului, având ca principal afluent

Vâlceaua Bucşoaia, între ele ridicându-se Muchia de sub Vârf. Alţi afluenţi ai acesteia sunt

Vâlcelul Portiţelor, Vâlcelul Grohotişului, Vâlcelul Furcilor, Vâlcelul de sub Vârf, dar toate nu

o “trec” de ordinul 2. Este valea cu cel mai pronunţat caracter alpin din bazinul Glăjerie, având

o suprafaţă bazinală de 4,77 km2.

Valea Mălăieşti îşi are obârşia la altitudinea de 2360 m în Şaua Hornurilor, iar

după un parcurs de 6,36 km se varsă în râul Glăjerie, nereuşind să-i schimbe ordinul, fiind

inferioară acesteia, şi anume de ordinul 2. Valea Mălăieşti primeşte cei mai mari afluenţi pe

dreapta, cei mai cunoscuţi fiind valea Pietrele şi Valea Caprelor. Are o suprafaţă bazinală de

5,09 km2.

Valea Ţigăneşti îşi are obârşia la nord de vârful Scara, la altitudinea de 2400m, şi

primeşte la altitudinea de 1033m un important afluent – valea Velicanu. Are o suprafaţă

bazinală de 6,80 km2, fiind cea mai mare şi importantă vale tributară Glăjeriei.

4.9.1.6. Morfografia văilor

În sectorul glaciar al bazinului, văile au profil transversal în forma lieterei U, iar în

profil transversal apar rupturi de pantă. Rupturile de pantă sunt determinate de structură,

caracterul lor obsecvent determinându-le apariţia în profilul longitudinal. Toate văile cu

excepţia celor glaciare au un profil longitudinal cu o înclinare generală de peste 400 şi un

profil transversal în formă de V.

Sectorul glaciar cuprinde o alternanţă de porţiuni cu pantă foarte redusă de curgere,

corespunzătore circurilor şi bazinetelor de pe văile glaciare şi pragurilor majore sau unor

porţiuni de repezişuri, uneori praguri mici, acestea din urmă find determinate de structură.

Profilul transversal al văilor în acest sector este invariabil în formă de “U”. La contactul cu

versanţii se desfăşoară o treaptă coluvio-proluvială, cu materiale grosiere. Unele aparţin

glaciarului târziu, fiind fosilizate de depuneri mai recente şi acoperite cu vegetaţie. Altele,

sortate granulometric aparţin Holocenului şi sunt mai puţin stabile. Apar şi acumulările masive

de gelifracte, sub forma trenelor de grohotiş sau a torenţilor de pietre.

95

Sectorul fluviatil se desfăşoară în întregime de-a lungul unei suprafeţe montane

împădurite. Profilul longitudinal al acestui sector prezintă de-a lungul său numeroase rupturi

de pantă, variabile ca dimensiuni, dar mult inferioare sectorului glaciar, sub forma

repezişurilor şi cascadelor (determinate de structură sau de stânci prăvălite în talvegul văii).

Profilul transversal apare sub forma unui “V” mult mai larg, cu deschiderea accentuată

spre avale.

4.9.1.7. Aspectul interfluviilor şi tipologia versanţilor

Instalarea glaciaţiunii a avut o consecinţă morfologică importantă, şi anume a constat

în reducerea spaţiilor interfluviale. Interfluviile plate, determinate ori de structură, ori de

nivele de eroziune, iniţial mult mai largi, sunt transformate treptat, prin ramificarea şi

înaintarea regresivă a afluenţilor, dar şi prin evoluţia versanţilor în sectoare înguste sau chiar

printr-o înşiruire de martori de eroziune despărţiţi de înşeuări. Ca exemplu foarte bun poate fi

citat în acest sens custura Padina Crucii. De altfel şi culmea care porneşte de la Vf. Omu şi

ajunge în şaua hornurilor pentru a urca apoi pe vârful Scara a fost afectată de îngustarea

impusă de două circuri: Gaura şi Mălăieşti. De asemenea interfluviile ascuţite se dezvoltă şi

datorită modelării exercitate de torenţii opuşi, exemple clare fiind Creasta Balaurului, Creasta

Văii Rele, precum şi majoritatea crestelor dintre văile alpine de pe muntele Bucşoiu. Versanţii

văilor reprezintă suprafeţe de racord între albii în special minore şi interfluvii. Tipurile de

versanţi din bazinul Glăjerie diferă mult în sectorul glaciar decât în sectorul fluviatil, ca

urmare a premiselor genetico-evolutive şi geologice. Versanţii văilor şi circurilor glaciare

prezintă, în general, un aspect concav. În baza profilului, caracterul concav-rotunjit este

întrerupt de văile râurilor actuale, care s-au adâncit atât în trecut, prin acţiunea torenţilor

subglaciari, cât şi în prezent, prin acţiunea fluvio-torenţială. Versanţii văilor din sectorul

fluviatil au, în general, caractere rectilinii, cu o uşoară concavitate spre bază, ca rezultat al

tendinţei de formare a unei lunci incipiente.

4.9.1.8. Expunerea versanţilor

Potenţialul expoziţiilor oferite de bazinul Glăjerie este în mod evident rezultatul

orientării reţelei hidrografice (nord-sud) şi şi a stadiului ei evolutiv, din ritmul adâncirii reţelei

de drenaj dezvoltându-se versanţi cu orientări diverse, ceea ce implică la nivelul acestora un

potenţial evolutiv diferenţiat.

95

4.9.1.8.1. Faţă de direcţia nordului

Dezvoltarea bazinului Glăjerie este pe direcţie sud-nord. De această expunere nordică

se leagă aproape toate caracteristicile modelării actuale.

Umbrirea versaţilor în majoritatea orelor din zi, umezeala care persistă datorită acestei

umbriri, temperaturile scăzute datorate acestor factori determină accelerarea proceselor de

alterare a rocilor şi pregătesc astfel roca pentru o mai eficientă eroziune.

4.9.1.8.2. Faţă de soare

Radiaţia solară reprezintă sursa primară a tuturor proceselor de la nivel terestru.

Orientarea suprafeţelor înclinate în raport cu durata insolaţiei condiţionează repartiţia

regimului caloric, al precipitaţilor atmosferice, al umidităţii aerului şi solului, influenţând în

mod diferit procesele morfodinamice, repartiţia solurilor şi vegetaţiei. Expoziţia versanţilor,

alături de succesiunea anotimpurilor, este un factor important în determinarea gradului de

insolaţie. Factorul care crează inconsecvenţe în mersul parametrilor meteorologici este în

primul rând altitudinea (energia de relief este de 1660m în bazinul Glăjerie), altitudine care

intervine printr-o accentuare a diferenţelor termice şi de umiditate pe expoziţiile opuse.

Totodată, radiaţia solară directă, responsabilă pentru contrastele impuse prin orientare,

creşte cu înălţimea ca urmare a purificării atmosferei, iar cea difuză scade. Rolul cel mai

important în determinarea cantităţii de radiaţie solară primită de suprafaţa topografică, iar

implicit a gradului de insolaţie îl deţine stadiul de evoluţie a reţelei hidrografice prin tipurile

cărora ea le dă naştere. Văile înguste şi adânci ale acestui perimetru montan prezintă în

ansamblul lor însuşirile versantului nordic, deci umbrit. Aici aceeaşi cantitate de radiaţie

solară trebuie să încălzească un areal mai vast, din cauza gradului accentuat de fragmentare.

“Expunerea a jucat de asemenea un rol important în dezvoltarea fenomenelor morfoclimatice,

specifice periglaciarului, care au frecvenţa cea mai mare pe panta nordică şi nord-estică a

masivului.” (Valeria Velcea – Masivul Bucegi – Studiu geomorfologic)

4.9.2. MORFOMETRIA

4.9.2.1. Hipsometria

Bazinul hidrografic Glăjerie se desfăşoară pe direcţie generală sud-nord cu o diferenţă

de nivel de 1660m. Altitudinea maximă (2490m) se înregistrează în apropiere de Vârful Omu,

95

pe cumpăna de ape a bazinului, cea mai mică altitudine fiind la confluenţa Glăjeriei cu

Ghimbavul, la 830m. Acest fapt se reflectă asupra analizei generale a componentelor fizico-

geografice.

În cadrul bazinului morfohidrografic Glăjerie am stabilit şi analizat 5 trepte

hipsometrice (780-1300m, 1300-1600m, 1600-1900m, 1900-2400m, şi peste 2400m), care

pătrund în lungul bazinului de la vărsarea Glăjeriei în Ghimbav către zona de obârşie sub

forma unor trepte.

Prima treaptă (780-1300) a fost aleasă în funcţie de niveul superior al

Platformei Predealului, şi anume cel pliocen superior, de 1300m. Mai sus de această altitudine

intrăm în abruptul Bucegilor. De remarcat faptul că dealurile Căpăţâna Porcului şi Diham

(Baiului) nu se încadrează în această treaptă.

Următoarea treaptă hipsometrică (1300-1600m) corespunde unei rupturi de

pantă din profilul longitudinal al culmilor. Această ruptură de pantă urmează unor porţiuni de

culmi relativ nivelate pe care le considerăm corespunzătoare suprafeţei Râu-Şes. Dealurile

Căpăţâna Porcului şi Diham (Baiului) se integrează în această treaptă, şi vârfurile lor

corespund nivelului Râu Şes.

A treia treaptă (1600-1900m) corespunde văilor glaciare exclusiv circurile, şi părţii

mijlocii a muntelui Bucşoiu.

Treapta de 1900-2400m include raionul circurilor glaciare şi partea înaltă a muntelui

Bucşoiu. Ultima treaptă (peste 2400m) include vârfurile Scara şi Bucşoiu şi partea superioară

a cumpenei de apă care trece pe lângă Omu.

Realizarea diagramei circulare care relevă ponderea (ca suprafaţă a treptelor

hipsometrice) pune în evidenţă faptul că ponderea cea mai mare o are treapta de 780-1300m.

Aceasta se desfăşoară până la poalele Bucegilor, reprezentând mai mult de o treime (35%) din

suprafaţa bazinului. Următoarele trepte (1300-1600m şi 1600-1900m) se desfăşoară fiecare pe

19% din suprafaţa bazinului. Treapta de 1900-2400m se extinde pe 26% din suprafaţă, iar cea

mai puţin extinsă este aceea de peste 2400m, cu un procent din suprafaţă.

4.9.2.2. Densitatea fragmentării reliefului

“În toţi Carpaţii Meridionali nu există nici o regiune atât de fragmentată ca regiunea

munţilor Bucegi .” (Emm de Martonne)

95

Doamna Valeria Velcea dă pentru abruptul nordic valori de 3km/km2, diferenţiind

această zonă de abruptul vestic unde litologia (calcare) impune o altă valoare: 2km/km2.

Densitatea fragmentării reliefului este condiţionată de litologie, de varietatea reliefului şi a

proceselor geomorfologice, toate acestea impunând varietate densităţii fragmentării reliefului.

Pe ansamblu, bazinul morfohidrografic Glăjerie prezintă o densitate a fragmentării

reliefului de 3,25 km/km2.

O hartă a densităţii fragmentării sau o simplă hartă a reţelei de râuri din bazinul

Glăjerie pune excelent în evidenţă contrastul dintre densitatea fragmentării în Bucegi şi

densitatea fragmentării în zona din faţă (Clăbucetele Predealului), limita nordică a Bucegilor

fiind încă o dată justificată pe criterii morfometrice.

Harta densităţii fragmentării s-a realizat pe baza metodei pătratelor module. S-a

trasat astfel un caroaj kilometric care a împărţit suprafaşa bazinului în pătrate module, cu

suprafaţa constantă de 1 km2, după care s-a extras în totalitate reţeua de talveguri (inclusiv

văile seci). S-a aplicat apoi raportul dintre lumgimea reţelei de talveguri şi suprafaţa fiecărui

caroiaj.

Arealele cu valori ale densităţii fragmentării reliefului între 4 şi 5 km/km2 corespund muntelui

Bucşoiu, brăzdat de numeroase văi alpine şi culoare de avalanşă. Cele mai mari valori ale

densităţii fragmentării (peste 5km/km2) se găsesc la obârşiile brăzdate de hornuri ale văilor

glaciare Mălăieşti şi Ţigăneşti precum şi la obârşia văii Bucşoiului. Un alt areal de mare

densitate a fragmentării se află în sectorul superior al bazinului, unde înainte de confluenţa

Glăjeriei cu valea Mălăieşti, aceasta primeşte atât un mănunchi de afluenţi pe stânga, (de pe

muntele Bucşoiu), cât şi câţiva de pe dreapta (vâlcelul Dihamului şi Valea lui Ţimen).

Diagrama circulară pentru harta densităţii fragmentării arată următoarele: mai mult de

o treime din suprafaţa bazinală este ocupată de suprafeţe cu fragmentare de 3-4 km/km 2;

următorul interval (ca extindere) este cel de sub 3 km/km2, acesta ocupând 29% din suprafaţa

bazinului; 20% din suprafaţa bazinului sunt deţinute de suprafeţele cu o densitate a

fragmentării de 4-5km/km2 iar valorile maxime, de peste 5km/km2 corespund uner suprafete

cu o extindere de 15% din suprafaţa bazinului.

95

4.9.2.3. Energia de relief

Adâncimea mare a fragmentării în această zonă a abruptului nordic a constituit un

criteriu solid pentru delimitarea masivului faţă de zona din faţă (Clăbucetele Predealului),

denivelarea fiind aici de peste 1000m. Diferenţa dintre altitudinea maximă şi cea minimă din

bazinul Glăjerie este de 1660m. Această valoare mare a energiei de relief se datorează şi

basculării sinclinalului către sud. Adâncimea este mare în sectorul glaciar (500m). Adâncimea

fragmentării reliefului reflectă gradul de adâncire a văilor în funcţie de nivelul de bază local,

fiind dependentă de alcătuirea litologică şi stadiul de evoluţie a regiunii. Influenţa stadiului de

evoluţie a regiunii este absolut evidentă, cele mai mari valori ale energiei de relief aparţinând

muntelui, un uscat mult mai vechi decât zona din faţă, zonă care a funcţionat tot timpul

Cretacicului ca un golf al depresiunii Bârsei (G. Murgeanu şi D. Patrulius), colmatarea

regiunii punându-şi amprenta asupra energiei de relief. Energia reliefului, ca rezultat al

adâncirii reţelei de drenaj, reprezintă un element ce redă amplitudinea altimetrică pe care se

desfăşoară procesele geomorfologice actuale, fiecare talveg şi gură de vărsare constituind bază

locală de eroziune. Valoarea acestui parametru este ridicată în întregul bazin.

95

Pentru o apreciere mai corectă a energiei de relief din bazinul Glăjerie am adoptat

pentru realizarea hărţii metoda izoliniilor. Astfel, după delimitarea curbelor de nivel

principale, cu ajutorul cărora s-au stabilit punctele de intersecţie ale acestora cu reţeaua de

talveguri (temporară şi permanentă), din aceste puncte situate de-a lungul talvegurilor s-au dus

perpendiculare pe curbele de nivel până la cumpăna de ape a bazinului, fără a intersecta vreo

vale. Locurile sau punctele de intersecţie cu curbele de nivel principale au fost stabilite ca

puncte de altitudine relativă în raport cu reţeaua de talveguridin cuprinsul bazinului

hidrografic, şi care, prin unire dau izoliniile caracteristice hărţii energiei reliefului.

Din construcţia hărţii au rezultat 12 intervale de valori ale energiei reliefului. Cele mai

meri valori se înregustrează pe muntele Bucşoiu, unde se întâlnesc valori de peste 1100m

(vârful Bucşoiu are 2481m, pe când talvegul văii Glăjerie are altitudini de la 830m la 1450m).

4.9.2.4. Pantele

“Escaladarea Bucegilor din orice punct are în cale acelaşi obstacol – abrupturile de la

periferia masivului.”(Valeria Velcea).“Din mersul curbelor de nivel desprindem clar prezenţa

pantelor în trepte ca o trăsătură esenţială pentru întreg masivul. Anticipăm că această situaţie

se datoreşte elementelor de ordin structural.” (Valeria Velcea)

În studiul geomorfologic consacrat Bucegilor, doamna Valeria Velcea deosebeşte în

Bucegi două mari zone în care pantele comportă caractere diferite: zona externă, un mare

abrupt structural, şi zona internă dominată de suprafeţe structurale. Bazinul Glăjerie se

suprapune total pe zona externă, aici suprafeţele structurale lipsind, reflectarea feţelor de strat

în relief manifestându-se prin prezenţa brânelor (poliţe stucturale). Declivitatea generală a

suprafeţelor din cadrul bazinului Glăjerie se caracterizează prin prezenţa tuturor categoriilor

de pante, de la valori de 0-20 pe ineterfluvii, talveguri şi fundurile circurilor glaciare până la

valori de peste 800 pe versanţii abrupţi ai muntelui care sunt frecvent surplombaţi, deci cu

valori ce depăşesc 900.

Harta pantelor a fost realizată cu ajutorul extensiei 3D Analyst, a programului Arc

Wiew, care dă posibilitatea unor evaluări foarte corecte,harta fiind foarte exactă. În funcţie de

ponderea pantelor în bazinul Glăjerie au fost stabilite 4 categorii ale geodeclivităţii versanţilor,

0-120, 12-300, 30-450, peste 450. Pantele din prima categorie (0-120) corespund şesului aluvial

din sectorul inferior al bazinului, precum şi fundurilor celor două circuri (Mălăieşti şi

Ţigăneşti).

95

HARTA PANTELOR

VALEA GLĂJERIEI

95

De asemenea aceste pante mici sunt caracteristice şi pragurilor glaciare, unor praguri

structurale şi unor resturi din vechile suprafeţe de nivelare. Cea de-a doua categorie (12-300)

corespunde nivelului Predealului precum şi fundurilor de văi glaciare. Ultimele două categorii

de pantă corespund versanţilor, ultima categorie fiind specifică pentru abrupturile muntelui

Bucşoiu, pentru zona hornurilor Mălăieşti şi Ţigăneşti, precum şi pentru porţiuni din versanţii

Padinei Crucii, muntelui Velicanu şi Ţigăneşti.

Diagrama circulară realizată după harta pantelor arată următoarele: aproape

jumătate (44%) din pantele din bazinul Glăjerie sunt cuprinse în intervalul 12-300; aproape o

treime din suprafaţa bazinului (27%) revine pantelor de 30-450; 22% din suprafaţa bazinului

are pante de 45-900; Cea mai mică pondere o au pantele cuprinse în intervalul de 0-120.

Acestea au o pondere în cadrul bazinului de 7%.

De remarcat că în toată zona abruptului pantele de peste 450 se prezintă sub forma unor

fâşii care înconjoară munţii. Este vorba de abrupturile structurale care mărginesc brânele.

Nuanţele mai închise (intevalul 30-450) corespund feţelor de strat, brânelor propriu-zise.

4.9.3. Relieful fluviatil

Pentru latitudinile la care este situată România, sistemul de eroziune fluviatil este cel

mai activ (Valeria Velcea). Acţiunea fluviatilă împreună cu cea fluvio-torenţială, conlucrând

în pleistocen cu cea glaciară, au generat sistemul actual de văi şi interfluvii din bazinul

morfohidrografic Glăjerie. La acestea se adaugă factorii legaţi de evoluţia platformei Predeal,

pentru că intrând în nivelul Predealului apare o nouă generaţie de văi cu caractere

95

morfografice diferite. Cu mici excepţii, nu putem vorbi de relief fluviatil decât în sectorul

inferior al bazinului, acolo apele au caracter permanent.

În forma ei actuală reţeaua de văi tributare râului Glăjerie, precum şi râul în sine sunt

de vârstă recentă, cuaternară, dar procesul de instalare şi ierarhizare al ei s-a realizat de-a

lungul unei lungi perioade de timp. Sistemul fluviatil este reprezentat printr-o reţea

hidrografică temporară şi una permanentă. Cea permanentă apare în general la limita litologică

dintre conglomeratele de Bucegi şi stratele de Sinaia. Alimentarea râurilor este pluvio-nivală.

În funcţie de structura geologică, văile (Mălăieşti, Ţigăneşti, Bucşoiul, Velicanul) sunt

obsecvente datorită basculării sinclinalului Bucegilor către sud, şi nu pentru că s-ar dezvolta

pe un flanc de sinclinal. Abruptul nordic nu reprezintă ca cel vestic sau estic un imens flanc de

sinclinal, văile aflându-se chiar în apropierea axului sinclinalului Bucegilor. Doamna Valeria

Velcea chiar a numit valea Mălăieşti “valea obsecventă sinclinală Mălăieşti”.

4.9.3.1. Forme de relief fluviatil

Talvegurile reprezintă forme de relief fluviatil foarte bine reprezentate în bazinul

Glăjerie. Având în vedere extinderea mică a şesului aluvial al râului Glăjerie, care nu este în

foarte reprezentativ pentru relieful fluviatil precum şi umerii de vale de pe dreapta râului

omonim, care sunt în mare parte distruşi de o mai nouă generaţie de văi (Valea Armăsarul,

Vâlcelul Dihamului, Vâlcelul lui Ţimen, Valea Nisipu), singurele forme cu adevărat

reprezentative pentru acest tip de relief sunt talvegurile. În profilul lor longitudinal, talvegurile

prezintă rupturi de pantă datorate în primul rând factorului structural. Pragurile glaciare s-au

format tot pe nişte astfel de praguri structurale preexistente. În general versanţii văilor din

bazinul Glăjerie încep direct din talveg. Excepţie fac cei din sectorul inferior al bazinului,

unde apare lunca incipientă a râului Glăjerie şi cei de pe pragurile glaciare, unde talvegul

şerpuieşte pe fundul adesea orizontal al pragului (datorită colmatării acestuia). În rest

talvegurile văilor au profile longitudinale pe ansamblu destul de abrupte. De la talvegul râului

Glăjerie, cel mai “senil” dintre toate, până la profilele cvasiverticale ale hornurilor Mălăieşti şi

Ţigăneşti înclinările profilelor sunt dintre cele mai diverse.

Albii majore. O albie majoră incipientă poate fi observată în sectorul inferior al

bazinului, formată de râul Glăjerie. Prezenţa sa eset demonstrată atât de harta pantelor, cât şi

de distanţele mai mari dintre curbele de nivel în lateralele râului. D. Patrulius cartează “şesul

95

aluvial” al râului Glăjerie în lucrarea “Geologia masivului Bucegi şi a culoarului

Dâmbovicioara”.

Umerii de vale. În urma deplasărilor pe teren, precum şi în urma analizelor

morfometrice şi a întocmirii unor blocdiagrame considerăm că umeri de vale în bazinul

Glăjerie există doar pe dreapta râului omonim. Pe stânga râului umerii chiar dacă au existat, au

fost distruşi de fluvio-torenţialitatea care avea o mare putere de erodabilitate în perioadele

interglaciare, mărturie în acest sens stând imensele blocuri de la poalele abruptului nordic al

Bucegilor pe care le considerăm forme fluvio-glaciare. Aşadar chiar dacă au existat umeri ai

râului Glăjerie pe versantul stâng (corespunzător Bucegilor) al râului Glăjerie, ei au fost

distruşi în întregime. Nivelul de umeri de pe stânga râului Glăjerie, puternic fragmentat de

noua generaţie de văi – Armăsarul, vâlcelul Dihamului, Valea lui Ţimen, Valea Nisipu se află

situat de la o altitudine de ±1300m (la obârşia văii), la o altitudine de ±1100m aproape de

confluenţa Glăjeriei cu Ghimbavul. Un nivel superior de umeri poate fi considerat şi cel de la

±1400m.

4.9.3.2. Evoluţia reţelei hidrografice

Nu putem vorbi de evoluţia reţelei hidrografice din bazinul Glăjerie fără a încadra

această evoluţie într-o evoluţie de mai mare amploare, şi anume aceea legată de interferenţa a

două mari bazine hidrografice – cel al Oltului şi cel al Prahovei.

Vâlsan, referindu-se la captările care au condiţionat forma actuală a bazinului

Prahovei, spunea despre bazinul Prahovei că “a pierdut un larg sector între Buceci (forma

veche a cuvântului n.a.), răpit de mănunchiul de afluenţi ai Ghimbavului, afluent al Oltului”.

Tot în acelaşi context mai afirma: ”atât Ghimbavul cât şi Timişul cât şi Gârnicul – care atacă

de la est de Piatra Mare – prin văile lor adânci şi ramificaţiile lor torenţiale

numeroase,ameninţă şi acum bazinul Prahovei”.

De fapt Vâlsan considera că “o ofensivă dinspre Câmpia Română actualmente pierde

teren pe creasta Carpaţilor”,şi mai mult, considera această înaintare spre sud a cumpenei de

apă carpatice drept un fenomen general pentru Carpaţii Meridionali. Depresiunea Braşov oferă

un nivel de bază foarte apropiat şi coborât, nivelul de bază chiar dacă mai coborât al Câmpiei

Române fiind mult mai depărtat pentru a i se simţi influenţa până la culmea Carpaţilor.

95

Aşadar, Prahova a fost “decapitată”, izvoarele ei fiind mult mai la nord de Predeal,

cumpăna a fost mult împinsă spre sud, actualmente menţinându-se această tendinţă de

înaintare a bazinului Oltului în detrimentul bazinului Prahovei.

În concluzie, dacă aplicăm raţionamentul pentru bazinul Glăjerie, care se încadrează în

cel al Oltului, rezultă faptul că tendinţa este de mărire a spaţiului bazinal în detrimentul

bazinului Prahovei, cu care se învecinează.

În privinţa evoluţiei văilor obsecvente din Bucegi, doamna Valeria Velcea,

ajunge la urmăroarele concluzii:

“Dacă pentru interiorul masivului întâlnim indicii de fragmentare veche (n.n.

şei, vechi linii de drenaj), în scimb pentru bordura acestuia trebuie să admitem existenţa unei

reţele hidrografice ale cărei trasee sunt moştenite de reţeaua actuală. Faptul de mai sus se

explică prin panta mare pe care o formează capetele de strat ale flancurilor sinclinalului (n.a.

abruptul nordic nu este un flanc de sinclinal, dar raţionamentul este valabil şi aici), astfel încât

reţeaua stabilită nu a putut oscila ca în cazul flancurilor sinclinalului (n.n suprafeţelor

structurale), remanierile fiind astfel excluse. În drenajul apelor se înscrie o nouă serie de văi,

legată de însăşi evoluţia generală a masivului şi suprapusă pe contactul conglomeratelor cu

stratele de Sinaia sau cu cristalinul de tip Leaota” (Valeria Velcea – Masivul Bucegi – Studiu

geomorfologic).

Problema cea mai interesantă care se ridică pentru bazinul Glăjerie este aceea a unei

noi generaţii de văi care apare la periferia abruptului nordic. Acest fapt este pus în evidenţă în

primul rând prin faptul că văile, în sectorul inferior al bazinului, după ce ies din abruptul

Bucegilor îşi micşorează panta în profil longitudinal şi se lărgesc. Acest fapt nu este

întâmplător, el este rezultatul unei evoluţii, şi anume: din cretacicul superior regiunea dintre

Postăvaru şi Bucegi, în care se găseşte şi sectorul inferior al bazinului Glăjerie, a funcţionat ca

un golf al depresiunii Bârsei (G. Murgeanu şi D. Patrulius), aşadar noile tipuri de văi care

conlucrau la colmatarea regiunii şi-au pus amprenta în cadrul văilor şi interfluviilor, prin

prezenţa unor caractere morfologice noi (văi largi şi interfluvii rotunjite) care corespund

nivelului Predealului.

Analiza morfografică precum şi prezenţa unor coturi de 900 în mersul unor văi

demonstrează existenţa unor remanieri a reţelei hidrografice. Văile Mălăieşti şi Ţigăneşti, cu

95

puţin înainte de a ieşi din abruptul Bucegilor fac un cot spre NE, deci spre dreapta, cum privim

de la izvoare.

Prezenţa unor şei în stânga fiecărui cot ne fac să bănuim pentru ambele văi existenţa

unor vechi cursuri peste aceste şei (în concavitatea coturilor existând în cazul ambelor văi mari

surpări), cursuri care au fost captate de nişte afluenţi ai Glăjeriei care curgeau pe o direcţie

SV-NE. De asemenea Valea Nisipu este posibil să fi curs peste şaua “La Ştrempeni”, înspre

valea Ghimbavului. Un cot de aproape 900 şi existenţa şeii chiar în continuarea cursului de

dinainte de cot ne fac să credem acest lucru.

Aşadar, bazinul Glăjerie se prezintă ca un bazin tânăr, şi extrem de viguros în

ceea ce priveşte evoluţia sa viitoare, putând reprezenta un model evolutiv pentru ceea ce

Vâlsan considera a fi o ofensivă dinspre bazinele hidrografice ardelene căte cele muntene.

4.9.3.3 Forme de eroziune

Custuri. Între văile Mălăieşti şi Ţigăneşti se dezvoltă culmea Padina Crucii,

intens modelată lateral de cei doi gheţari, astfel că apare sub forma unei custuri. Caracterul

proriu-zis de custură este însă estompat de elementele structuarale – nivele structurale strict

locale. Multe şei de pe această custură este posibil să fi funcţionat în timpul pleistocenului ca

şei de transfluenţă glaciară, iar altele provin din modelarea posglaciară a versanţilor

Circuri şi văi glaciare. În valea Mălăieşti, sectorul glaciar se întâlneşte până la

altitudinea de 1400 m, de unde în continuare apare cel fluviatil. În sectorul glaciar al văii

Mălăieşti se remarcă prezenţa trenelor de grohotiş formate la baza pereţilor circurilor. De

asemenea la baza hornurilor Mălăieşti există două mari conuri de pietre alimentate cu material

detritic adus de pe hornuri. Tot în partea superioară a văii, în afara circului principal în trepte,

sub Bucşoiul, se află instalat un circ de pantă, în care acumularea zăpezii s-a efectuat pe faţa

de strat. Circul este modelat de avalanşe, astfel încât aspectul iniţial este deteriorat.

Valea Ţigăneşti are instalat la partea superioară un circ glaciar bine

individualizat. Până nu de mult, acesta a adăpostit un lac, fapt dovedit de prezenţa mâlului şi a

unui rest de lac, o zonă de mlaştină, barată de o morenă laterală. Formele de relief din etajul

glaciar al văii sunt asemănătoare celor de pe valea Mălăieşti. Fundul circului este drept şi uşor

înclinat de la SSV spre NNE. Pereţii aproape verticali din fundal şi cu pante variabile pe laturi

sunt brăzdaţi de câteva hornuri. În sezonul rece acestea sunt obturate spre creastă prin mari

cornişe de zăpadă. Hornul mare al Ţigăneştilor este cel mai impunător şi totodată cel mai

95

accesibil. Mai apar aici grohotişuri, blocuri imense, hornurile de la obârşia circului la baza

cărora se extind imense trene de grohotiş, un bloc glisant in primul circ, etc.

Praguri glaciare. Treptele existente azi pe Valea Mălăieşti sunt rezultatul înaintării

gheţarilor pe făgaşul văii. În afara treptelor existente anterior modelarea glaciară a creat şi alte

trepte noi. Pe treapta instalată la 2100m se poate urmări cuveta unui fost lac. În valea Mălăieşti

se pot remarca privind harta pantelor sau analizând profilul longitudinal al văii patru praguri

glaciare mai importante. În valea Ţigăneşti, treptele glaciare au un caracter clar structural, apar

oblic pe direcţia văii datorită tocmai instalării sale. Aici pragurile glaciare sunt mult

estompate. Pragurile glaciare s-au dezvoltat însă pe baza unor trepte preexistente în profilul

lungitudinal al vălor – pragurile stucturale.

Forme de acumulare

“Formele glaciare de acumulare nu sunt specifice pentru munţii Bucegi, poziţia, tipul şi

numărul morenelor fiind varabile.” (Geografia României, vol III, 1983).

Morene. Pe ambele văi formele de acumulare sunt reprezentate de morene, dar acestea sunt

clare pe valea Mălăieşti. Morena mediană a văii Mălăieşti este instalată amonte de fosta

cabană Mălăieşti, la altitudinea de 1820m. Pragul glaciar superior a obligat masa de gheaţă să

se despartă în două braţe, din reunirea cărora s-a acumulat la baza lui şi material cărat. În avale

întâlnim o morenă laterală de mici dimensiuni, la altitudinea de 1720m, unde era instalată

cabana Mălăieşti (în prezent nu se mai află decât refugiul Salvamont). Morena terminală se

află situată la 1400m, fiind slab reprezentată, întrucât materialul a fost antrenat în aval.

Limitele morenei sus-menţionate sunt greu de precizat datorită prezenţei pădurii alături

de blocurile rezultate din dezagregarea versanţilor. Aceste morene marchează extensiunea

glaciaţiunii, dar cu toate acestea ele nu pot fi atribuite cu certitudine unei anumite faze

glaciare.

Forme mixte fluvio-glaciare. H. Wachner este printre primii care a observat prezenţa

blocurilor mari “cât casa“ aflate chiar mai jos de 800m pe valea Mălăieşti pe care le leagă de

fluvio-torenţialitate.

Formele mixte fluvio-glaciare sunt reprezentate de blocuri mari de stâncă pe care le

întâlnim în tot etajul forestier, până la poalele muntelui, chiar în valea râului Glăjerie, a căror

provenienţă nu poate fi explicată decât de o fluvio-torenţialitate care să fi afectat regiunea în

perioadele de topire a gheţarilor.

95

Faza interglaciară Riss-Wurm a avut de exemplu un debit lichid apreciabil, furnizat de

masa de gheaţă topită, existând dovezi în acest sens în alt colţ al Bucegilor, şi anume pe Valea

Ialomiţei, unde în zona cheilor undeva deasupra actualei văi cu 20m apare un nivel suspendat

al tuburilor de presiune şi dizolvare. (Valeria Velcea). Glacisurile de pe marginile bazinetelor

depresionare din Valea Ialomiţei s-au format în aceeaşi perioadă.

Forme erozionale de versant

“Rezumând, periglaciarul din zona externă (n.a. zona de abrupt a Bucegilor) se

caracterizează prin predominarea reliefului de pantă” (Valeria Velcea)

Grohotişuri şi conuri de pietre. Fragmentele de rocă desprinse din pereţii stâncoşi şi

rostogolite pe pante alcătuiesc zone întinse de grohotişuri şi dau o notă de sălbăticie peisajului

alpin din bazinul morfohidrografic Glăjerie. Abundenţa lor aici se datoreşte climei, rocilor

gelive, reliefului înalt şi accidentat.Circurile şi văile glaciare Mălăieşti şi Ţigăneşti abundă în

grohotişuri mobile, acestea provenind din degradarea versanţilor şi a pragurilor glaciare.

De cele mai multe ori grohotişurile actuale se dispun peste o cuvertură de grohotişuri

fixate de sol şi vegetaţie. Acestea din urmă sunt mai alterate şi constituie mări vechi de pietre

alcătuite din materialul dezagregat sub influenţa proceselor intense de gelifracţie din zona

periglaciară şi acumulate în timpul perioadelor glaciare. În timp ce grohotişurile mobile se

plasează în general deasupra înălţimii de 1800 – 1900m, cele fixate se pot urmări până la

poalele munţilor, în zona forestieră, dovedind intensitatea gelifracţiei în regiunile montane de

mică altitudine, într-un moment când pădurile, potrivit condiţiilor periglaciare, se retrăseseră

în zona de deal şi de câmpie. Există grohotişuri mobile care se impun în relief sub forma unor

torenţi de pietre (pe funduri de văi alpine şi culoare de avalanşă, în special pe muntele

Bucşoiu).

Un caz special îl reprezintă grohotişurile care se formează la poalele olistolitelor

calcaroase. Dintre toţi martorii petrografici, numai cei calcaroşi formează la poalele lor o

acumulare de gelifracte. Astfel, olistolitele din zona înaltă a bazinului Glăjerie se pot

recunoaşte uşor nu numai după culoarea lor albă, ci şi după microforma menţinată anterior

care le este asociată.

Blocuri glisante. Blocurile glisante sunt fragmente de rocă de dimensiuni mari, care se

pot deplasa lent pe versanţi, deplasarea lor fiind grăbită primăvara datorită îngheţ-dezgheţului

şi supraumectării solului.

95

Apar în sectorul superior al bazinului, cel mai tipic bloc glisant fiind identificat la

poalele Padinei Crucii, în circul superior al văii Ţigăneşti.

Poteci de vite. Acest gen de alunecări superficiale apare pe suprafeţele de versant unde

rădăcinile ierboase oferă o protecţie foarte redusă, iar gradul de umectare al solului este foarte

ridicat. Brazdele de solifluxiune se formează mai ales toamna când precipitaţiile sunt bogate şi

primăvara odată cu topirea zăpezilor, atunci când dezgheţul treptat spre interiorul profilului de

sol determină o mişcare de tip solifluidal, generând ondulări şi brazde de alunecare în pătura

de sol.

Culoare de avalanşe. Avalanşele, canalizate atât pe culoare puternic înclinate, dar şi

lipsite de vegetaţie antrenează o mare cantitate de materiale la baza circurilor şi văilor glaciare,

sau pur şi simplu la baza versanţilor care au susţinut masa de zăpadă. Blocurile masive

antrenate de avalanşe sunt rostogolite pe pânzele de grohotişuri preexistente, iar deseori sunt

sfărâmate prin ciocnirea cu alte fragmente de roci. Repetarea lor pe acelaşi traiect dă naştere

unor “limbi de pietre” (boulder tongues, cu suprafaţa aproape netezită, ceea ce le diferenţiază

de conurile de grohotişuri coluvio-proluviale). Cele mai tipice culoare de avalanşă se află pe

muntele Bucşoiu. Multe se pot observa străbătând traseul turistic Tache Ionescu, închis iarna

datorită acestor forme care îl brăzdează.

Nişe nivale. Se dezvoltă în special la schimbarea de pantă, la marginea superioară a

pereţilor văilor glaciare, sau în şei. Faţă de expunerea spre soare, multe dintre ele se situează

pe versanţii cu orientare nordică şi estică, aici zăpada persistând vreme îndelungată. Nişele

nivale, de cele mai multe ori, apar izolat şi sunt clar conturate la obârşia văilor torenţiale. Au o

formă de pâlnie deschisă spre aval, sunt lipsite de vegetaţie şi provin din acţiunea combinată a

proceselor de nivaţie, gelivaţie, eroziune în suprafaţă sau torenţială, acestea funcţionând

alternativ, în sezonul de iarnă şi vară.

Potcoave nivale. Relieful nival acumulativ este reprezentat prin forme de relief

pozitive, alcătuite din grohotişuri cu aspect semicircular asemănător unor potcoave, cu

convexitate spre avale. Ele se întâlnesc la baza pantelor abrupte afectate de dezagregări

intense, de obicei în dreptul torenţilor de pietre. Potcoavele nivale se deosebesc de morene

prin maretialul lor mai colţuros, prin panta mai domoală spre versanţi şi mai abruptă spre

exterior (invers ca la morene). Mărimea potcoavelor nivale depinde de cantitatea de material

desprins din versant şi de condiţiile locale.

95

Formele de pe versanţii domoli şi de pe suprafeţele plane

Marghile. Marghilele se prezintă sub forma unor moviliţe de obicei circulare sau

alungite acoperite cu muşchi şi ierburi alpine, având un diametru de 40 – 70cm şi o înălţime de

30 – 50cm. Ele sunt destul de răspândite în partea superioară a bazinului Glăjerie, ocupând o

zonă întinsă pe ambii versanţi ai văii Ţigăneşti în sectorul glaciar, în jurul vârfului Scara, pe

creasta Bucşoiului, rar în valea Mălăieşti şi în Poiana Bucşoiului. Mediul în care apar aceste

forme de relief este umed, ca urmare a depunerilor mari de zăpadă şi a reţinerii apei din

topirea lor şi din ploi. De multe ori muşuroaiele sunt asociate cu un sol turbos, dezvoltat pe

scoarţa de alterare (în valea Ţigăneşti). La accentuarea şi izolarea muşuroaielor înierbate

contribuie apoi şi circulaţia animalelor şi mai ales a oilor care bătătoresc şi adâncesc treptat

reţeaua de şanţuri dintre muşuroaie. Prezenţa muşuroaielor înierbate în zona alpină dăunează

mai mult păşunilor care se degradează prin larga răspândire a unor plante mai rezistente şi cu

valoare nutritivă scăzută.

Microdepresiuni (coveţi) nivale. Microdepresiunile nivale de platou se formează prin

acumularea şi topirea inegală a zăpezii, pe suprafeţele mai netede din jurul Vârfului Scara.

Prin presiunea şi topirea lentă a zăpezilor se produce tasarea materialului afânat, şi antrenarea

particulelor fine e către apele de infiltraţie în spaţiile libere dintre fragmentele de rocă.Cele de

culme se dezvoltă pe coamele munţilor, pe şei sau curmături.Există câteva pe culmea

Ţigăneşti şi pe muntele Padina Crucii, pe unele praguri structurale. Microdepresiunile de

versanţi apar sub forma unor mici depresiuni alungite în sensul curbelor de nivel. Cele de la

niveul circurilor se dispun pe depozitele de grohotişuri de la poalele versanţilor, pe cele dintre

rocile şlefuite de gheţari şi pe depozite morenice. Primăvara se pun în evidenţă prin persistenţa

îndelungată a peticelor de zăpadă, iar după topirea acestora, prin forma ovală şi coloritul mai

deschis al grohotişurilor, aici neputându-se fixa lichenii.

Forme reziduale

Creste ascuţite. Creasta Balaurului (Bucşoiului Mic) este una dintre cele mai ascuţite

din tot bazinul văii Glăjerie. Mai pot fi citate Creasta Văii Rele, Muchia de sub Vârf (ambele

pe muntele Bucşoiul). Văile alpine cu aspect de horn, care funcţionează şi ca culoare de

avalanşă sunt despărţite în mai toate cazurile de creste ascuţite.

95

Turnuri, colţi, babe, ciuperci, blocuri oscilante. Cele mai caracteristice elemente

periglaciare le constituie stâlpii şi colţii de pe muntele Ţigăneşti. Acest munte este cel mai

bogat în astfel de forme periglaciare din tot bazinul Glăjerie. Cele mai cunoscute forme de

relifef rezidual de aici sunt Turnul Mălăieşti şi Turnurile Ţigăneşti, Căciula lui Ţepeş, Colţii

Ţigăneşti şi colţii La Scară. Formele de tip Babe nu sunt atât de bine reprezentate, dar se

întâlnesc în partea superioară a bazinului şi pe muntele Padina Crucii. Blocuri oscilante se pot

observa la nord de vârful Scara, pe crestele ascuţite dintre hornurile Ţigăneşti.

4.9.3.7. Relieful antropic şi biogen

Potenţialul morfodinamic include două categorii de factori modelatori – naturali şi

antropici. De regulă, în cadrul unităţilor montane factorii naturali au un rol predominant. În

cadrul bazinului Glăjerie, rolul factorului antropic este mult mai redus decât în restul muţilor

Bucegi, fapt datorat gradului redus al accesibilităţii în cadrul acestui spaţiu.

În urma intervenţiei omului în morfogeneză, prin procese şi mecanisme proprii de

distrugere şi îndepărtare a rocii şi a depozitului superficial rezultă forme specifice, denumite

relief antropic. Relieful antropic reuneşte totalitatea formelor pozitive şi negative de

dimensiuni diverse, de la partea superioară şi din scoarţă, realizate voluntar sau involuntar de

către om (Iuliana Armaş, 1992). În cadrul bazinului Glăjerie formele reliefului antropic nu

apar prea bine reprezentate, zona fiind foarte puţin umanizată şi exploatată din toate punctele

de vedere. Cu excepţia drumurilor forestiere (cel de pe valea râului Glăjerie şi cel de pe valea

Ţigăneşti) şi a unui mic baraj de regularizare a cursului în apropiere de Poiana Buhacu, forme

de relief antropic mai pot fi considerate brazdele de solifluxiune transformate în poteci de

către vite (oi). Forme de relief antropic mai pot fi considerate şi cele determinate de

construcţia podurilor (în număr de opt) peste râul Glăjerie, de construcţia fundaţiilor cabanelor

şi sistemului de conducte care se îndreaptă spre Râşnov cu apă potabilă din apele Glăjeriei şi

râului Mălăieşti.

Cu toate dificultăţile impuse de relief, accesul spre etajul alpin s-a făcut pe numeroase

poteci. Circulaţia pe ele a unui număr mare de animale a dat naştere la potecile de vite amintite

anterior, care au urmărit vechi brazde de solifluxiune pe care le-au pus şi mai bine în evidenţă,

prin intensificarea proceselor de solifluxiune.

Păşunatul nu se desfăşoară pe o perioadă atât de îndelungată ca în alte zone ale

Bucegilor, datorită condiţiilor climatice mai aspre din nordul munţilor (insolaţie slabă,

95

temperaturi scăzute, zăpezi persistente), dar totuşi degradarea pajiştilor şi desfăşurarea de

şiroiri şi mici alunecări nu sunt fenomene inexistente. Procesele de eroziune au fost accelerate

fie de înlocuirea vegetaţiei primare prin includerea speciilor subalpine, defrişări sau

schimbarea compoziţiei floristice ca rezultat al suprapăşunatului. Subetajul jnepenilor şi

tufărişurilor poartă amprenta unei eroziuni accelerate din cauza distrugerii sistematice a tufelor

de jnepeni de către ciobani.

Defrişările nu au mare amploare comparativ cu alte zone carpatice, totuşi,

înlocuirea vegetaţiei forestiere cu cea ierboasă, care la rândul ei a suferit o puternică

degradare, a marcat puternic relieful domeniilor alpin şi subalpin printr-o intensă spălare în

suprafaţă şi instalarea unor rigole, ravene, ogaşe şi chiar torenţi, cum este cazul pe versanţii

circurilor şi văii glaciare Ţigăneşti.

Reliefului antropic i se asociază şi relieful biogen, constituit însă la nivelul unor

forme mult mai mici: potecile de animale sălbatice (în special capre negre), râmăturile de

mistreţi, gropile şi monticulii de dezrădăcinare a arborilor, care la furtuni, atunci când sunt

doborâţi de vânt răvăşesc terenul prin gropile uneori imense pare rămân în urma lor,

muşuroaiele de cârtiţe. Singura mezoformă biogenă este legată de transformarea fundului

primului circ al văii Ţigăneşti (care adăpostea un lac mult mai mare decât cel actual) în

turbărie acidă prin colmatare, infiltrarea apelor în conglomeratele permeabile şi invazie cu

Sphagnum.

4.9.4. PROCESELE GEOMORFOLOGICE ACTUALE

“În toate anotimpurile, efectele cele mai mari se resimt la bordura masivului, unde

procesele sunt acţionate şi de gravitaţie. Activitatea destructivă a agenţilor externi face din

diferite colţuri locuri de nerecunoscut de la un an la altul.” (Valeria Velcea – Masivul Bucegi

– Studiu geomorfologic)

Aspectul morfologic al bazinului hidrografic Glăjerie este condiţionat de două

categorii de agenţi: cei care au acţionat cândva, nu mai acţionează în prezent, dar ale căror

forme se mai recunosc astăzi, şi acei agenţi care au acţionat şi continuă să acţioneze,

determinând modelarea actuală şi dezvoltându-şi formele peste cele vechi, (mărturii ale unei

evoluţii trecute) şi în detrimentul acestora din urmă, pe care le şterg.

”Paleoagenţii” modelatori au fost reprezentaţi de gheaţă (care în pleistocen a dat

naştere celui mai tipic complex glaciar din Bucegi – Complexul Mălăieşti-Ţigăneşti) şi de apa

95

mării pliocene, de care se leagă geneza Platformei Predeal. În prezent acţionează apa de

ploaie, apele curgătoare, zăpada şi gheaţa, vântul, organismele şi omul. Doar acestea fac

obiectul capitolului de faţă.

Modelarea actuală a reliefului din bazinul văii Glăjerie este condiţionată de doi

mari factori: aşezarea bazinului pe versantul nordic al Bucegilor, ceea ce determină un o slabă

insolaţie, cu tot ce decurge din acest aspect (persistenţa umezelii şi a zăpezii până primăvara

târziu, temperaturile scăzute etc.), şi fragmentarea accentuată a reliefului care se răsfrânge în

incapacitatea energiei solare de a încălzi o zonă care deşi nu este întinsă, este foarte dezvoltată

pe verticală. Etajarea climatică impusă de relief imprimă diferenţierea ritmicităţii sezoniere,

anuale şi multianuale a proceselor de modelare actuală a reliefului. Precipitaţiile au o

torenţialitate pronunţată determinată de înclinarea versanţilor şi expoziţia pantelor faţă de

masele de aer umede. De asemenea ploile de lungă durată contribuie la supraumectarea

materialelor şi la creşterea presiunii hidrostatice din porii rocilor. Alternanţa temperaturilor în

jur de 00C produce dezagregarea rocilor cu intensitate mai mare în etajul crionival, la

altitudini ce depăşesc 1800m. Ţinând seama de complexitatea fizico-geografică, modelarea

actuală se desfăşoară prin îmbinarea unei game largi de procese specifice condiţiilor

morfoclimatice temperat-continentale diversificate de alcătuirea şi etajarea reliefului.

Modelarea actuală reprezintă un element reper în interpretarea procesului evolutiv general.

4.9.4.1. Şiroirea, pluviodenudarea, fluvio-torenţialitatea.

În cadrul bazinului morfohidrografic Glăjerie, cele trei procese se manifestă cu o

intensitate mare în sectorul de deasupra limitei superioare a pădurilor (sectoarele alpin şi

subalpin). Cauza principală a manifestărilor acestor procese o constituie lipsa vegetaţiei

lemnoase, care favorizează declanşarea eroziunii în suprafaţă. În urma precipitaţiilor torenţiale

(precedate de secete ca în cazul ultimilor ani), are loc spălarea în suprafaţă a versanţilor,

intensitatea acesteia fiind mai accentuată acolo unde covorul vegetal lipseşte total. Scurgerea

în pânză din timpul ploilor torenţiale de vară se canalizează treptat pe versanţi, conducând la

săparea unor rigole adânci în scoarţa alterărilor periglaciare.

Datorită fluvio-torenţialităţii de pe versanţii văii Bucşoiului apar martori

conglomeratici de tipul celor din Ceahlău sau Ciucaş, care au rezultat în mare parte în urma

îngustării spaţiilor interfluviale, şi în urma dezvoltării torenţilor opuşi de pe unele creste

secundare. Acţiunea apei de ploaie care cade în prezent pe munţii înalţi, deci şi în bazinul

95

Glăjerie este unul din factorii climatici actuali cu cele mai remarcabile efecte în relief.

Rezultatul vizibil sunt canalele torenţiale, în special cele aflate pe povârnişurile înalte. Atrag

atenţia în special asupra celor de pe ambii versanţi ai văii Ţigăneşti. Aici ele sunt foarte

numeroase. Evoluţia reliefului sub acţiunea apei de ploaie a început odată cu eliberarea zonei

de zăpezile şi gheaţa pleistocenă. După topirea lor, pe măsura îmblânzirii climei şi a

predominării precipitaţiilor lichide, a început şi procesul de fluvio-torenţialitate, atât de activ

astăzi. Acţiunea apei de ploaie sau a celei rezultate din topirea zăpezilor provoacă şi erodarea

solului, mai ales pe povârnişurile culmilor înalte care sunt adesea lipsite de sol, datorită acestui

proces. Şiroirea se desfăşoară frecvent pe versanţii cu înclinare de peste 150, cu pădure rară

sau cu păşuni.

Torenţialitatea este un proces activ pe suprafeţele lipsite de pădure,

manifestându-se în intervalul martie-octombrie. Activitatea torenţială, în prima situaţie este

legată îndeosebi de ploile bogate şi scurte din iulie-august, precum şi de topirea zăpezilor din

lunile martie, aprilie, în ultimii ani chiar mai devreme. În sectorul inferior al

bazinului,organismele torenţiale acumulează la confluenţa cu râul Glăjerie o mare cantitate de

aluviuni, construind conuri de dejecţie care barează uneori cursul văii principale, determinând

meandrări ale cursului. Indiferent de sectorul în care se manifestă, torenţialitatea se remarcă în

special prin activitatea de transport şi acumulare, şi chiar dacă nu este o acţiune continuă,

aceasta se înscrie printre procesele actuale cele mai reprezentative. Aceste aspecte întăresc

concluzia doamnei Valeria Velcea care afirma în 1973 că “Modelarea torenţială constituie

elementul de bază în dinamica peisajului carpatic”.

Transportul propriu-zis al grohotişurilor se face prin rostogolire, prăbuşiri,

căderi libere din versanţii văilor. De fapt avalanşele şi torenţialitatea pot fi considerate

principalele acţiuni (procese actuale) de trasport ale gelifractelor.

Dezagregarea rocilor are loc în condiţiile unei vegetaţii reduse mai ales pe versanţii

conglomeratici cu puţină vegetaţie, unde roca rămâne neprotejată de toate intemperiile vremii.

Astfel, supuse direct acţiunii temperaturilor foarte mici sau insolaţiei prelungite, rocile

se crapă, se desfac în bucăţi şi se acumulează la baza versanţilor sub formă de conuri de pietre

şi grohotiş. Sub influenţa umezelii rezultate din topirea lentă a zăpezii şi din ploi, mai ales

primăvara, au loc procese de alterare chimică (coroziune care duce la alterarea materialului

detritic şi a suprafeţei libere a rocilor). Ele se produc atât în scoarţa de alterare constituită din

95

depozitele eluviale de pe suprafeţele cvasiorizontale ale interfluviilor şi circurilor, cât şi pe

suprafeţe înclinate. Produsul final al dezagregării şi alterării este scoarţa de alterare. Mantaua

de eluviu şi deluviu cere reprezintă scoarţa de alterare este în special un produs ce aparţine

periglacairului cuaternar. Produsele actuale ale alterării şi dezagregării rocilor se adaugă celor

din trecut (morene, periglaciar fosil, etc.). Mai ales în ceea ce peiveşte periglacairul este foarte

greu de separat în aceste depozite ce aparţine trecutului şi ce prezentului. Conurile de

grohotişuri sau diversele eluvii sunt continuu alimentate prin noi produse ale acestor procese,

şi în continuă transformare. Finalitatea acestor procese, dublată de bioacumulare, este solul.

4.9.4.2. Procese eoliene

“Un rol de seamă revine şi vântului care, prin deflaţie, spulberă zăpada din zona de

creastă, lăsând-o direct sub influenţa gelivaţiei. Prin calculele care s-au făcut, după materialele

transportate de vânt de pe suprafaţa structurală a Coştilei, s-a considerat că viteza lui depăşeşte

30 m/s.” (Valeria Velcea – Masivul Bucegi – Studiu geomorfologic).

Acţiunea vântului este evidentă în bazinul Glăjerie, formele ciudate din muntele

Ţigăneşti atât de des citate atât la relieful petrografic cât şi periglaciar stând mărturie faptului

că modelarea eoliană contribuie la morfogeneza zonei înalte a masivului. Ea se exercită mai

ales asupra solului, stâncilor proeminente (mai ales asupra olistolitelor calcaroase), a pantelor

expuse dominanţei lui. Eroziunea exercitată de vânt asupra solului este împiedicată de ţesătura

rădăcinilor de graminee sau de gramineele în sine. Vântul exploatează mai ales spaţiile goale

dintre smocurile de ierburi, însă acţionează şi pe arealele din sectorul inferior al bazinului, nu

numai pe culmi, când furtuni violente răstoarnă pâlcuri întregi de brazi. Mai vizibile şi

întâlnite la tot pasul sunt efectele vântului în covorul vegetal. Vegetaţia în pernuţe, cu

suprafeţe sferice, arbori “drapel”, arbori cu tulpina îndoită în sensul pantelor se întâlnesc peste

tot.

Acţiunea morfogenetică a vântului se înregistrează pe vârfurile şi versanţii expuşi

curenţilor de aer aflaţi la peste 1500m, iarna când spulberă zăpada şi o troieneşte, dar şi în

martie, septembrie, octombrie cînd spulberă materialele fine dezagregate, roade şi şlefuieşte

stâncăria. Vara, ca urmare a vitezelor mai mici ale vânturilor, intensitatea proceselor eoliene

este redusă. Astfel, vântul încărcat cu particule de gheaţă, picături de ploaie, nisip din “hamada

Bucegilor” dă naştere unor forme de genul: babe, ciuperci, ace, turnuri (denumite sugestiv de

alpinişti “santinele”) întâlnite în special pe muntele Ţigăneşti, dintre care cităm: Turnul

95

Mălăieşti şi Turnurile Ţigăneşti, Căciula lui Ţepeş, Colţii Ţigăneşti şi colţii La Scară. Formele

de tip Babe nu sunt atât de bine reprezentate, dar se întâlnesc în partea superioară a bazinului

şi pe muntele Padina Crucii. Viteza maximă a vântului a fost înregistrată în zona înaltă a

Bucegilor, depăşind viteza de 30m/s. De asemenea, vânturile cele mai puternice se manifestă

iarna, scăzând treptat până la un calm absolut în timpul verii. Înregistrările staţiei meteo Omu

arată că iarna vânturile puternice reprezintă în medie o proporţie de 56%, vânturile moderate

24%, adierile slabe 17%, iar timpul calm 3%. Frecvenţa cea mai mare revine vântului din

nord, nord-vest, iar pe versanţii expuşi se manifestă deflaţia, coraziunea şi dezagregarea. Pe

ceilalţi are loc acumularea. Acţiunea cea mai mare se manifestă în zona cumpenei de apă din

partea superioară a bazinului. Acţiunea de deflaţie mai trebuie privită şi sub aspectul

îngrămădirii zăpezilor în locurile adăpostite, constituind în majoritatea cazurilor zona de

desprindere a avalanşelor. Ca şi la ceilalţi agenţi externi, şi în cazul de faţă se poate vorbi de o

eroziune diferenţială, generată de duritatea substratului asupra căruia se exercită.

4.9.4.3. Solifluxiunea

Solifluxiunea este pusă în evidenţă de ondulările neregulate ale pantelor. Ele sunt

consecinţa umectării solului şi a depozitelor deluviale, mai ales în perioada de primăvară,

precum şi a ciclurilor de gelivaţie. Păşunatul determină în mare măsură declanşarea şi

menţinerea degradărilor de aici. Pentru bazinul Glăjerie, sunt specifice alunecările superficiale

şi de mică adâncime. Acestea sunt clar vizibile pe versantul stâng din sectorul superior al văii

Ţigăneşti, deasupra lacului, dar şi pe ambii versanţi ai văii, până aproape de limita superioară a

pădurii, precum şi în alte zone din bazin, asociate cu marghile (Poiana Bucşoiului).

4.9.4.4. Procese gravitaţionale

Prăbuşirile reprezintă un proces foarte des întâlnit în bazinul Glăjerie, cu precădere în

sectorul glaciar, unde prăbuşirile stâncilor de pe pereţii circurilor sunt frecvente. Constituţia

litologică (conglomerate puţin rezistente la eroziune cât şi pantele accentuate de peste 500

favorizează declanşarea prăbuşirilor de pe versanţi). Astfel, alternanţa îngheţ-dezgheţ cât şi

eroziunea fluviatilă permit producerea prăbuşirilor cu mari acumulări de trene de grohotiş la

poalele versanţilor.

Surpările se produc la baza versanţilor, în lungul văii Glăjerie, şi sunt de mică

amploare, apărând în malurile concave ale râului primăvara, la viiturile datorate topirii

zăpezilor, când şi scoarţa de alterare şi solul sunt supraumectate. Văile Mălăieşti şi Ţigăneşti,

95

după ce ies din abruptul Bucegilor cotesc brusc spre stânga (NV), unde formează fiecare câte

un mare cot. În aceste maluri concave au avut loc imense surpări. Surparea de pe valea

Ţigăneşti are cele mai mari dimensiuni, rămănând în urmă un perete de »200m şi este extrem

de recentă, având aspectul unei imense cariere.

4.9.4.5. Procese crio-nivale

Studiul morfologiei zonei înalte a bazinului Glăjerie, pune în evidenţă prezenţa unui

microrelief caracteristic, format prin acţiunea proceselor crio-nivale actuale. Acestea se

desfăşoară în sezonul de iarnă, dar mai ales în anotimpurile de tranziţie (primăvara şi toamna).

În timpul verii acţiunea proceselor crio-nivale încetează şi este înlocuită cu aceea a proceselor

de eroziune liniară (torenţială) şi în suprafaţă. Acţiunea morfogenetică a zăpezii se manifestă

atât sub formă mecanică (presiuni, avalanşe), cât şi sub formă chimică, prin influenţa apei

rezultate din topirea zăpezii, dând naştere unui microrelief caracteristic. Prin presiunea

exercitată asupra materialului afânat, zăpada accentuează micile depresiuni ale solului, iar la

obârşia văilor şi torenţilor acţionează uneori direct asupra rocii, dând naştere la nişe nivale.

Procesele criogene acţionează în prezent în special asupra crestelor şi culmilor înalte,

din zona înaltă a cumpenelo de apă (Munţii Bucşoiu, Padina Crucii, Ţigăneşti, Velicanu şi

zona vârfului Scara). În pleistocen însă, ele aveau un domeniu mai extins de acţiune, afectând

custurile şi versanţii abrupţi, lipsiţi de zăpadă, dar în special părţile mai joase ale munţilor,

care intrau în plină zonă periglaciară.

Ele au dat naştere unui microrelief caracteristic, dar separarea celui pleistocen de cel

actual se face cu greu deoarece în perioadele de tranziţie dintre diferitele faze ale glaciaţiei,

procesele criogene s-au deplasat treptat în altitudine, lăsând unele urme pe toată suprafaţa

munţilor. Se poate totuşi aprecia că urme ale reliefului pleistocen se găsesc astăzi în cea mai

mare parte în zona subalpină şi forestieră, parţial distruse prin eroziune sau acoperite de

depozite actuale. Separarea netă a formelor reziduale holocene de cele pleistocene este destul

de dificilă, deoarece pe de o parte procesele criogene au continuat cu intensităţi diferite din

pleistocen până astăzi, iar pe de altă parte datorită faptului că rocile pe care s-au format

vechile forme periglaciare pleistocene (conglomeratele de Bucegi) sunt puţin rezistente la

eroziune. Astfel, vechile forme au fost desfigurate şi şterse aproape complet de modelarea

actuală.

95

Procesele criogene care acţionează şi astăzi, în mod intermitent, la o scară mai

redusă, au continuat modelarea de amănunt a vechiului relief rezidual. Procesele actuale de

gelivaţie duc de asemenea la crăparea şi dezagregarea stâncilor, pe alocuri versanţi întregi

fiind afectaţi de dezagregări intense.

4.9.4.6. Avalanşele şi procese nivale legate de ele

Avalanşele se produc prin acumularea unor mari cantităţi de zăpadă care se desprind

brusc şi alunecă pe versant antrenând odată cu ele zăpada care există pe direcţia alunecării.

Spre deosebire de celelalte procese nivale (care se desfăşoară lent), avalanşele sunt fenomene

cu acţiune mecanică rapidă şi cu efecte distructive imediate. Ele joacă un rol deosebit de

important în modelarea versanţilor din zona alpină şi subalpină din bazinul Glăjerie. Pe lângă

acţiunea directă de antrenare a materialului detritic pe pante, avalanşele oferă câmp liber de

acţiune şi celorlalţi agenţi modelatori care afectează suprafeţele dezgolite (gelivaţie, eroziune

în suprafaţă şi torenţială).

Lunile în care se declanşează cele mai multe avalanşe sunt martie şi aprilie, dar acstea

se produc frecvent şi în timpul iernii, după ninsori puternice sau după scurte perioade de

încălzire.

Un tip special de avalanşe în bazinul Glăjerie se formează când pe firnul dur şi îngheţat

la suprafaţă ninge puternic, stratul afânat de deasupra alunecând pe cel de dedesupt, îngheţat.

Este cazul avalanşelor prăfoase (powdery avalanches), care se petrec iarna la temperaturi

scăzute.

Mai remarcăm prezenţa avalanşelor în plăci (slab avalanches), şi avalanşelor umede

(wet avalanches). Ultimele, care se produc mai des primăvara au cea mai puternică acţiune

modelatoare.

În sectorul glaciar al văilor Mălăieşti şi Ţigăneşti pantele de pe versantul stâng al văii

Mălăieşti (de pe Padina Crucii), şi pantele circurilor şi văii glaciareŢigăneşti favorizează

acumularea de mari cantităţi de zăpadă care, atunci când ating o grosime care le destabilizează

echilibrul sunt antrenate spre fundul circurilor. Se apreciază că înclinarea între 300 şi 350 este

cea mai favorabilă declanşării acestor procese (C. Embleton şi C.A.M. King, 1971, citaţi de

Miron Florea în lucrarea “Munţii Făgăraşului – Studiu geomorfologic”).

În bazinul Glăjerie, avalanşe se produc cu precădere şi pe văile abrupte care brăzdează

95

muntele Bucşoiul Mare, şi cad perpendicular pe poteca Tache Ionescu, traseul din această

cauză fiind închis în sezonul cu zăpadă.

Zăpezile care dau naştere avalanşelor provin în prima fază de pe versanţii văilor

sau din zonele lor de obârşie, unde pantele mai mici permit acumularea de mari cantităţi de

zăpadă. Astfel zăpada se acumulează pe firele de vale în cantităţi imense. Pe valea Bucşoiului

am identificat locuri unde la sfârşitul iernii zăpada are adâncimi de 30 şi chiar 40 de metri.

Stânci înalte de zeci de metri prăbuşite în talvegul văii sau praguri structurale care apar în

profilul longitudinal al văii, de aceleaşi dimensiuni imense şi care constituie obstacole în calea

alpinistului (“săritori” cum le numesc alpiniştii, care presupun pregătire tehnică şi echipament

special pentru a fi depăşite) sunt primăvara total acoperite de zăpada adusă de avalanşe. Se

formează astfel limbi imense de firn pe talvegul cursului principal şi pe cele ale văilor

afluente, tot relieful frământat al văii Bucşoiului fiind ascuns sub uriaşe catităţi de zăpadă.

Aceste limbi de zăpadă îngheţată (firn sau “neve”) care se dezvoltă până la obârşia văilor fac

primăvara deliciul schiorilor temerari sau turiştilor antrenaţi care pândesc această perioadă a

anului pentru a ataca văile abrupte şi inaccesibile vara.

Primăvara, când limbile încep să se topească, se formează la contactul cu

pereţii versantului rimaye, neregularităţile de pe talveg ieşind de sub zăpadă, se formează

crevase, în interiorul cărora dacă privim observăm şi mai ales auzim şuvoaiele torenţiale care

“rod” limba de zăpadă pe dedesupt, formând goluri. Aceste goluri se dezvoltă din ce în ce mai

mult pe măsura topirii firnului, formându-se în faza de topire a acestor limbi de zăpadă poduri

de zăpadă subţire deasupra unor adânci crevase în masa firnului.

Astfel de limbi de zăpadă care fac de nerecunoscut văile alpine primăvara pentru cel ce

le-a văzut în sezonul fără zăpadă, sunt caracteristice pentru toate văile abrupte ale Bucşoiului,

şi anume toate văile afluente văii Bucşoiului, inclusiv Vâlceaua Bucşoaia, Valea Rea, Vâlcelul

Îndrăcit, Vâlcelul Prepeleacului, Valea Caprelor (Şuvoiul Mălăieşti), văile afluente văii

Mălăieşti de pe versantul vestic al Bucşoiului inclusiv Valea Pietrele. Au existat ani când

petice considerabile de zăpadă, murdare de noroi, pline de pietriş şi crengi au persistat de la un

an la altul (1997,1998 din propriile observaţii, nu cunosc înregistrări de date cu privire

extinderea şi persistenţa în diferiţi ani a acestori limbi de firn, date care ar putea însă constitui

o bază de plecare pentru studierea proceselor crio-nivale din abruptul nordic al Bucegilor, atât

de fragmentat şi umbrit).

95

În anul 1997, pe data de 23 aprilie, am putut urmări din faţa fostei cabane

Mălăieşti nu mai puţin de 15 avalanşe desfăşurate în timp de aproximativ o oră. În martie 1998

am observat din acelaşi loc un fenomen nival care a constat în curgerea zăpezii de pe o vale

foarte abruptă peste un prag strucural pe versantul Bucşoiului. Curegerea a fost continuă,

generând o adevărată “cascadă de zăpadă”, a durat peste o oră iar cantitatea de zăpadă care s-a

scurs imensă. Condiţile meteorologice erau: ninsoare şi foarte frig.

În bazinul Glăjerie se întâlnesc trei tipuri de peisaje geomorfologice

– peisajul abrupturilor – legat de structură;

– peisajul clăbucetelor – legat de evoluţia Platformei Predeal;

– peisajul circurilor glaciare – legat de condiţiile climatice din Pleistocen.

În cazul primelor două peisaje ne supunem unei mai vechi determinări: trunchierea

bazinului în două mari unităţi care au geneze diferite şi care condiţionează atât regionarea

geomorfologică (vezi capitolul precedent) cât şi peisajele geomorfologice. Al treilea peisaj

aparţine Bucegilor.

Capitolul 5. Evaluarea potenţialului natural şi protecţia mediului

5.1. Fondul forestier

Despăduririle nu au o mare amploare în bazinul Glăjerie, dar crearea drumului forestier

care părtunde considerabil pe valea Glăjerie precum şi cel de-a lungul sectorului inferior al văi

Ţigăneşti au impus despăduriri locale. Exploatarea lemnului de foc pentru cabana Mălăieşti se

făcea în locul numit “La Rampă”, situat pe versantul estic al Padinei Crucii.

În valea Mălăieşti, în zona fostei cabane şi actualului refugiu Salvamont, lemnul de foc

este o mare problemă, aceste aşezări situându-se deasupra limitei superioare a pădurii. Chiar

dacă pădurea este la mică distanţă ea este secătuită de lemn uscat pentru foc, având în vedere

fluxul turistic, care a impus folosirea din plin a acestuia de câteva decenii. Problema este cu

atât mai mare cu cât lemnul trebuie cărat din pădure pe pante grele înspre cabană, problemă

care nu exista însă pentru vechea cabană Mălăieşti distrusă de o avalanşă. Vechea cabană se

afla într-o poiană secundară şi lemnul putea fi coborât (“corhănit”) pe pante mult mai uşor.

Defrişarea nu este un fenomen care să aibă o mare amploare în bazinul Glăjerie. A luat în

schimb amploare valorificarea produselor accesorii (zmeură, afine, mure, ciuperci). Cei care

se ocupă cu această activitate pot fi văzuţi toamna în partea inferioară a bazinului, pe drumul

forestier ce duce spre Râşnov, majoritatea fiind de râşnoveni.

95

5.2. Sectorul agricol şi potenţialul hidrografic

Sectorul agricol este reprezentat de pajişti alpine şi de pajiştile secundare din zona

forestieră. O activitate de tradiţie, favorizată în primul rând de drumurile de transhumanţă

limitrofe, este cea pastorală. Încă din 1550 datează acte de arendare a unor păşuni din Bucegi

sau de vânzare a unor terenuri, cum este cazul unora din bazinul vecin (al văii Cerbului în

1592).

Legat de activitatea pastorală, o mare problemă o prezintă pajiştile alpine şi subalpine,

invadate de muşuroaie înierbate (marghile) şi prezintă un început de turbificare sau sunt

afectate de procese erozionale instalate datorită suprapăşunatului.

Potenţialul hidrografic este exploatat prin captările pentru apă potabilă realizate prin

pompele din zona poienii Buhacu, conductele îndreptându-se spre Râşnov.

5.3. Potenţialul turistic

Calitatea peisajului din acest colţ al Bucegilor a făcut ca bazinul Glăjerie să fie

străbătut de câteva trasee turistice, dintre care unele sunt printre cele mai spectaculoase din

Bucegi cum ar fi traseul Pichetul Roşu – fosta cabană Mălăieşti – Omul. Traseul este accesibil

turiştilor doar în sezonul fără zăpadă, prezentând un mare grad de risc datorită avalanşelor.

Traseul Pichetul Roşu – Mălăieşti (traseul Tache Ionescu) oferă pespective covârşitoare asupra

văilor Bucşoiului şi Mălăieşti, şi din locul numit La Prepeleac asupra şesului Ţării Bârsei,

munţilor Bârsei.

Din punctul La Prepeleac se desprinde traseu ce urmăreşte creasta muntelui Bucşoiu

până la Omul, care oferă largi perspective, atât asupra Transilvaniei, până dincolo de Olt, cât

şi asupra complexului glaciar Mălăieşti – Ţigăneşti. De fapt acest traseu este cel mai potrivit

pentru iniţierea în orografia bazinului Glăjerie. Traseul este printre cele mai grele din Bucegi,

fiind interzis iarna şi pe vreme nefavorabilă circulaţiei turistice. De la cabana Mălăieşti un

traseu se îndreaptă spre Omul, străbătând căldările glaciare ale văii, urmând hăţaşul care este

de nerecunoscut de la un an la altul prin Hornul Mare al Mălăieştilor până în Şaua Hornurilor.

Din acest punct o potecă ne duce în dreapta către Omul, iar alta spre stânga ajunge în vârful

Scara. Tot de la cabana Mălăieşti un traseu se îndreaptă spre Padina Crucii pe care o

traversează pentru a ajunge în căldarea superioară a văii Ţigăneşti, de unde poteca urcă

muntele Ţigăneşti spre vârful Scara. Valea Mălăieşti şi creasta muntelui Bucşoiu sunt legate

de traseul numit Brâna Caprelor. Iarna, pentru circulaţia turiştilor sunt deschise două trasee

95

care ajung la fosta cabană Mălăieşti (dar lângă care se află un refugiu Salvamont), şi anume

traseul care de la cabana Diham coboară în valea Glăjeriei şi urmează poteca de pe valea

Mălăieşti şi traseul care vine de la Râşnov pe valea Ghimbavului, pentru a urca pe aceeaşi vale

Mălăieşti.

Din valea râului Glăjerie un traseu urcă şi spre Poiana Frăsinetului. Un traseu accesibil

în toate anotimpurile, care străbate zona de la izvoarele râului Glăjerie este Pichetul Roşu –

cabana Diham, care se întâlneşte cu traseul cabana Poiana Izvoarelor – cabana Diham. Aceste

trasee sunt marcate iar încălcarea interdicţiilor privind străbaterea traseelor interzise iarna şi-o

pot permite doar cei ce-şi pot asuma conştient riscurile (alpinişti sau schiori experimentaţi).

În afara traseelor marcate zona este plină de potecile ciobanilor, dintre care cele care coboară

culmea şi valea Ţigăneşti sunt cele mai lungi. De asemenea, valea Bucşoiului şi Brâna Mare a

Bucşoiului sunt urmărite de poteci destul de greu de urmărit, frecventate doar de ciobani şi

turişti experimentaţi.

5.4. Alpinism, ski, speoturism

Circul glaciar Ţigăneşti (Căldarea Ţigăneşti) mai este numită şi Căldarea Ocolită, o a

doua după cea de pe versantul vestic al Pietrei Craiului, datorită faptului că aproape toate

circuitele turistice o ocolesc, fie pe la sud şi est (drumul Omu–Clincea–Bran), fie pe la nord

(cabana Mălăieşti, recent arsă – lacul şi culmea Ţigăneşti – Clincea – Bran).

Cât despre alpinişti, prezenţa lor aici este cu totul accidentală, “Traseul încurcat din

Ţigăneşti”, premieră a alpiniştilor braşoveni fiind doar excepţia care confirmă regula. Şi mai

rar se pot vedea pe această vale urme de schuri.

Căldarea Ţigăneşti este vizitată rar şi de speologi, cu toate că Clubul de

speologie “Emil Racoviţă” Bucureşti a descoperit aici, în 1983 două peşteri dezvoltate în

conglomerate, ambele situate la 2275m altitudine, la nord de vârful Scara.

Pe custura Padina Crucii, accesibil dinspre Valea Mălăieşti se mai află un vechi

şi uitat traseu alpin – “Turnul cu Zade din Mălăieşti”.

În valea Mălăieşti alături de alpiniştii care frecventează rar zona, pot fi întâlniţi

schiori experimentaţi. Turnul Mălăieşti găzduieşte două trasee de alpinism: “Extrema stângă

din peretele central” şi “Traseul tavanelor din peretele central”. Primul, prin varietatea

obstacolelor şi desfăşurarea aeriană a escaladei, poate fi considerat ca unul din cele mai

interesante din zona superioară a văii Mălăieşti. El urmează o înlănţuire de fisuri distincte, are

95

gradul de dificultate 5B, deci foarte dificil, accesibil alpiniştilor cu o pregătire superioară.

“Traseul Tavanelor din Peretele Central“ se desfăşoară în zona mediană a Peretelui Central al

Turnului Mălăieşti (corespunzător Văii Mălăieşti), fiindu-i caracteristice mari surplombe.

Pe Valea Pietrele (afluentă de dreapta a văii Mălăieşti) a fost descoperită peştera cu galerii

active situată la cea mai mare altitudine din România (2406m) şi cavitatea dezvoltată în

conglomerate situată la cea mai mare altitudine din munţii noştri. “Peştera1 din Bucşoiu”, cum

a fost denumită este de asemenea cea mai rece peşteră fără gheaţă din ţară (0o în iulie 1986)

Pe muntele Bucşoiul Mare trasee alpine pot fi considerate şi Valea Bucşoiului şi Brâul Mare al

Bucşoiului, accesibile atât alpiniştilor începători cât şi turiştilor experimentaţi.

5.5. Aşezările umane din bazinul glăjerie

În bazinul Glăjerie există şi câteva aşezări

omeneşti. Singura cabană turistică a rămas

cabana Diham, (după incendiul care a distrus

cabana Mălăieşti) aflată pe cumpăna de apă a

bazinului. Aceasta se află la 1320m alt. şi

dispune de 104 de locuri de cazare, bufet şi

restaurant.

Beneficiază de telefon prin centrala

Predeal, apă curentă şi lumină electrică. De

asemenea are program permanent şi dispune de

condiţii bune de ski pentru începători. O cabană în

construcţie şi care ţine de Regia Apelor Râşnov se află pe valea râului Glăjerie. Mai jos, pe

aceeaşi vale se află o baracă de ciment care era utilizată de cabanierii din Mălăieşti (care o

denumeau “Magazie”) şi pe care o foloseau pentru depozitarea alimentelor şi a altor bunuri,

înainte de a fi cărate la cabană cu măgarii sau cu rucsacii. Mai jos, pe aceeaşi vale există şi o

cabană forestieră în poiana Buhacu, de la confluenţa Glăjeriei cu apele văilor Mălăieşti şi

Ţigăneşti. Pe văile Mălăieşti şi Ţigăneşti există câte o stână, cea de pe valea Ţigăneşti se află

situată în prima căldare, chiar lângă lac, iar cea de pe valea Mălăieşti amont de fosta cabană.

Lângă fosta cabană Mălăieşti, a cărei reconstrucţie a fost reîncepută de primăria

oraşului Râşnov, se află un refugiu Salvamont care ţine tot de Râşnov, refugiu ce poate pune la

CABANA DIHAM

95

dispoziţie şi cazare (numărul de locuri este însă mic). Cea mai valoroasă cabană din punctul de

vedere al frumuseţii peisajului din jur a fost cabana Mălăieşti. Aceasta se afla la 1720m alt.,

beneficia de 112 locuri de cazare dar nu avea lumină electrică şi nici apă curentă, fiind de

altfel cea mai grea accesibilă cabană din Bucegi (la cabana Omu accesul este facilitat de

telecabina Buşteni – Babele). A fost distrusă de incendiu în anul 1998 pe data de 5 martie. În

jurul orei 9 dimineaţa a izbucnit incendiul în podul cabanei, datorită hornului crăpat al unei

sobe, incendiu care nu a putut fi stins cu extinctoarele din cauza văntului puternic, astfel încât

la ora 1200 cabana era distrusă în întregime.

Lângă vârful Scara se pot vedea ruinele unui vechi refugiu alpin de formă

circulară, construit din fibră de sticlă (unul din primele de acest gen) – tip Vârful Ascuţit din

Piatra Craiului. Acest refugiu este distrus în totalitate.

5.6. Protecţia mediului înconjurător

În urma cercetărilor efectuate de către specialiştii din cadrul Institutului de Biologie

din Bucureşti, masivul Bucegi este considerat ca fiind muntele cel mai afectat, din cadrul

Carpaţilor de activităţile antropice, de subliniat fiind faptul că modificarea mediului a început

să fie resimţită de la începutul secolului al XIX-lea.

În bazinul Glăjerie se extinde una din cele opt unităţi protejate din Bucegi, şi anume

unitatea A1– Abruptul Bucşoiu, Mălăieşti, Gaura, unitate extinsă în totalitate în judeţul

Braşov, cu o suprafaţă de 1643 ha, declarată rezervaţie complexă.

Această zonă, distinctă pe lista Academiei, este inclusă în majoritatea lucrărilor

bibliografice alături de abruptul Prahovean într-o singură rezervaţie, şi anume Rezervaţia

Principală. Trebuie subliniat că autorii respectivi cuprind în această titulatură şi o parte din

versantul Brănean, până în Şaua Strunga în bibliografie fiind menţionat şi HCM 518/1954.

Rezervaţia se extinde în perimetrul bazinului Glăjerie între 1000 – 1100 şi 2500m altitudine, şi

urmăreşte protejarea în această zonă a mai multor elemente ale cadrului natural. În primul rând

relieful complex dezvoltat pe conglomerate dar insular şi pe calcare,(circuri, văi glaciare,

diferite forme carstic, brâne). Peştera 1 din Bucşoiu, cu o lungime de 373m, este peştera cu

galerii active situate la cea mai mare altitudine din ţară; este considerată cea mai rece peşteră

fără gheaţă din ţară (00 în iulie, 1986).

Fauna variată, de la nevertebrate la vertebrate dintre acestea cele mai

importante fiind: Alopia livada şi Alopia cyclostoma – gasteropode endemice în Bucegi;

95

Orenaia alpeotralis – lepidopter relict glaciar în Bucegi; rarităţi cum sunt Rupicapra rupicapra,

Gyps fulvus, Corvus corax. Flora şi vegetaţia constituie cele ami importante elemente din

punct de vedere ştiinţific pentru acest areal. Principaşlele caracteristici pentru fiecare areal

sunt: etajul muntan superior delimitat la est de Creasta Balaurului, care include făgete cu brad

şi exemplare de tisă, precum şi unele endemisme carpatice: clopoţel (Campanula Carpatica) şi

micsandra de munte (Erisymum transsilvanicum). Etajul subalpin cuprinde arborete de larice

şi larice cu zâmbru la care se adaugă o vegetaţie cu caracter mixt (elemente silvestre montane

şi specii existente în etajul alpin inferior.) Caracteristicile etajului alpin inferior sunt:

tufărişurile de jnepeni (Pinus Mugo) de brânele Bucşoiului, depe Padina Crucii sau Ţigăneşti,

exemplare de Pinus Cembra, asociaţii de tufărişuri pitice (“Rhodoretum”). În etajul alpin

superior asociaţile tipice sunt: Caricetum curvulae, Seslerietum coerulantis (mici pajişti pe

brîne şi zona superioară a cumpenelor de ape), Salicetum reticulatae (asociaţie de sălcii pitice).

Importanţa acestei zone este determinată de prezenţa unui număr relativ ridicat de

endemisme locale carpatice şi rarităţi floristice cum sunt clopoţelul (Campanula Alpina

varianta bucegiense), ciocul berzei (Gerranium coerulatum varianta Caroli Principis), Bromus

Barcensis varianta bucegiensis – endemism Bucegi, păiuşul (Festuca porcii), Thesium

kernerianum – endemism Bucegi şi Piatra Craiului, Graba haynaldi, Saxifraga demissa,

Bupleurum ranunculoides varianta Burserianum şi Cobresia caricina (la noi numai în Bucegi),

sângele voinicului (Nigritella nigra şi Nigritella rubra), smirdar (Rhododendron kotschyi), tisa

(Taxus baccata) şi zâmbru (Pinus Cembra).

Bazinul Glăjerie, cu toate că se suprapune unei zone puţin umanizată, simte

influenţa în primul rând negativă a omului. De aceea, valorificarea potenţialului natural

(inclusiv al celui turistic) trebuie să ţină cont de păstrarea echilibrului ecologic, care dacă este

depăşit, provoacă disfuncţionalităţi geomorfologice greu de prevăzut, dar şi mai greu de

înlăturat. În primul rând considerăm că păşunatul trebuie limitat pentru evitarea supraîncărcării

cu animale, care, de regulă duce la declanşarea eroziunii torenţiale. De asemenea, tăierea

jneapănului este o crimă ecologică, comisă conştient de ciobanii văilor Mălăieşti şi Ţigăneşti,

acest arbust fixând solul într-o zonă în care nu are ce altă plantă să-l fixeze. Tăierea raţională a

arborilor, reâmpădurirea imediată a suprafeţelor defrişate reprezintă premise esenţiale în

păstrarea echilibrului ecosistemului de pădure.

95

Este de dorit ca turismul să fie practicat astfel încât să nu afecteze peisajul

natural prin poluare. Atragem atenţia în acest sens asupra mormanului de gunoi de lângă fosta

cabană Mălăieşti, mascat ochilor turiştilor de către vegetaţie. Chiar dacă transpotrul deşeurilor

este dificil (chiar alimentele şi alte bunuri se cară la ref. Salvamont cu spinarea sau cu măgarii)

trebuiesc găsite soluţii pentru distrugerea măcar a deşeurilor care pot fi arse.

Principalii factori care au influenţat negativ conservarea biodiversităţii în bazinul

Glăjerie sunt: păşunatul, exploatarea forestieră şi turismul. Efectele fluxului turistic crescut a

dus la perturbări asupra mediului, manifestate prin modificări comportamentale ale animalelor.

Turismul s-a răsfrânt în mare măsură asupra faunei prin perturbarea şi iritarea faunei datorită

poluării sonore. Deşeurile au dus la degradarea peisajului şi la apariţia unor riscuri privind

sănătatea faunei. Containerul cu gunoi de lângă cabana Diham sau mormanul de gunoi de

lângă fosta cabană Mălăieşti constituie riscuri atât pentru urşii care se rănesc frecvent în cutii

de conserve sau cioburi căutând mâncare, cât şi pentru turiştii care campează lângă aceste

cabane, şi riscă să fie “vizitaţi” de animalele care constituie o prezenţă obişnuită în preajma

cabanelor din cauza gunoaielor.

Tot turismul este respnsabil de vandalismele manifestate prin distrugerea

amenajărilor existente pentru hrana animalelor. Culegerea unor flori care sunt monumente ale

naturii (Floarea de Colţ) ca amintiri, sau mai grav – comerţul cu aceste specii, reprezintă de

fapt distrugerea unor curiozităţi naturale extrem de valorose.

Capitolul 6.

Riscul geomorfologic

Suprafaţa ocupată de bazinul râului Glăjerie se detaşează ca o zonă de mare risc

geomorfologic, risc condiţionat în primul rând de morfologie şi climă. Astfel, reţeaua

organismelor torenţiale, activată brusc la ploile scurte şi repezi de vară, atât în etajul alpin cât

şi în cel forestier, evacuează mari cantităţi de materiale, care pot bloca potecile sau drumurile

forestiere. Stratul de zăpadă, a cărui grosime maximă poate depăşi în a doua parte a iernii 2m,

generează frecvent avalanşe. Rezultatul acţiunii acestora se poate observa în partea terminală a

culoarelor de avalanşă, unde din nefericire au provocat şi victime. Pe traseul Tache Ionescu, la

traversarea multor văi şi vâlcele (Vâlceaua Bucşoaia, Valea Rea, Vâlcelul Îndrăcit, Vâlcelul

Prepeleacului) se întâlnesc cruci care stau mărturie la astfel de tragedii montane provocate de

95

avalanşe, şi multe au inscripţionate date din lunile de primăvară martie şi aprilie. De fapt

marea majoritatea traseelor ce străbat bazinul Glăjerie sunt închise circulaţiei turistice în

sezonul cu zăpadă din cauza avalanşelor. Pentru producerea avalanşelor se poate estima că

riscul cel mai mare îl prezintă versanţii înclinaţi cu cel puţin două straturi de zăpadă formate în

perioade diferite. De menţionat este şi faptul că prima cabană de pe valea Mălăieşti (ale cărei

ruine se pot vedea astăzi în prima poiană de pe traseul ce coboară de la ref. Salvamont

Mălăieşti) a fost distrusă de o avalanşă care a venit din versantul Bucşoiului.

Oscilaţiile termice din anotimpurile de tranziţie, prin dezgheţul brusc din unele

primăveri, provoacă desprinderi şi prăbuşiri de blocuri ale căror dimensiuni variază foarte

mult. Frecvenţa lor este mai mare pe muntele Bucşoiu, la nord de Vârful Scara spre valea

Ţigăneşti, şi considerabil mai mică pe munţii Padina Crucii sau Ţigăneşti.

Factorul antropic, cu cea mai mare influenţă în etajul alpin, se manifestă prin

activitatea pastorală, cu veche tradiţie în acest spaţiu montan. În urma incendierilor practicate

în trecut de ciobani au dispărut suprafeţe mari de jnepenişuri, cu rol protector pentru relieful

arealelor subalpine. Suprapăşunatul de azi generează frecvent “poteci de vite”, cu rolul lor

cunoscut în pregătirea şi declanşarea proceselor torenţiale. Se remarcă şi efectul secundar al

suprapăşunatului, şi anume schimbarea compoziţiei vegetale din jurul celor două stâne (din

valea Mălăieşti şi din valea Ţigăneşti), unde predomină şteviuţa şi păiuşul cu rol de protecţie

mai redus.

Categoriile de risc geomorfologic Dacă luăm în considerare toţi factorii de risc natural,

pe o scară a riscului geomorfologic pot fi evidenţiate următoarele arii:

- Arii cu risc mare şi foarte mare; acestea corespund cu abrupturile circurilor glaciare ale celor

două văi, şi cu pereţii muntelui Bucşoiul. Tot în această categorie se pot încadra cu precădere

părţile inferioare ale culoarelor de avalanşă şi ale văilor alpine şi vâlcelelor care funcţionează

iarna ca nişte culoare de avalanşă, ale hornurilor (hornurile Mălăieşti şi hornurile Ţigăneşti),

părţile inferioare ale organismelor torenţiale.

- Arii cu risc mediu; sunt specifice fundurilor de circuri glaciare şi văilor glaciare, a versanţilor

împăduriţi cu înclinare moderată. Se remarcă circurile văilor Mălăieşti şi Ţigăneşti. Se adaugă

versanţii împăduriţi ai culmilor cu înclinare moderată, iar în etajul alpin versanţii protejaţi de

pâlcuri de jnepenişuri.

95

- Arii cu risc scăzut nu prea există în bazinul Glăjerie. Singurele zone par a fi pe platoul din

jurul vârfului Scara, unde s-a şi construit un refugiu, în poiana Buhacu, unde iarăşi întâlnim o

căbăniţă, şi în sectorul inferior al bazinului. Pe o hartă a riscului geomorfologic, ariile cu risc

geomorfologic scăzut sunt atât de mici încât cu greu ar putea fi reprezentate. Locurile din

bazinul Glăjerie unde pot fi amplasate cabane (zone cu grad redus de risc) sunt foarte puţine.

Concluzii

Deşi pe parcursul lucrării se atrage atenţia asupra proceselor actuale, asupra factorilor

climatici acuali care condiţionează relieful, imaginea care rezultă din prezentarea regiunii din

punctul de vedere geomorfologic este mai ales aceea unui relief care aparţine mai ales

trecutului şi factorilor care au acţionat în trecut asupra acestor munţi. Suprafeţele de nivelare

aparţin unui trecut îndepărtat. Relieful glaciar a fost determinat de condiţii climatice care nu se

mai regăsesc în prezent, iar cel periglaciar aparţine de asemenea în mare parte trecutului.

De prezent sunt legate toate formele care au rezultat în urma acţiunii proceselor

actuale, cărora li s-a dedicat un capitol aparte. Multe forme, deşi le considerăm actuale, nu

sunt scutite la rândul lor de moşteniri din trecut, o delimitare clară a formelor actuale faţă de

cele vechi presupunând mai mult aproximări.

Determinări petrografice şi structurale Asupra oricărui aspect al reliefului ne-

am opri, ne lovim aceşti doi factori care complică interpretările. Conglomeratele puţin

rezistente la eroziune nu au putut păstra prea bine nici măcar moştenirea reliefului glaciar, cu

atât mai mult nu a putut păstra vechi suprafeţe de nivelare.

Astfel, în stabilirea nivelelor Râu-Şes şi Borăscu (şterse şi de îngustarea interfluviilor

în timpul glaciaţiunilor) am fost rezervaţi, interpretările noastre, făcute în urma analizelor

morfometrice şi a observaţiilor de pe teren rămânând la nivelul speculaţiilor.

Factorul structural complică de asemenea interpretările în problema suprafeţelor de

nivelare. Suprafeţe structurale pot fi uşor confundate cu suprafeţe de nivelare. În ceea ce

priveşte interpretarea reliefului glaciar, umerii glaciari pot fi foarte uşor confundaţi cu umeri

structurali, iar pragurile glaciare nu ne pot spune mare lucru în ceea ce priveşte vârstele fazalor

glaciare, grefându-se pe praguri structurale preexistente.

Interferenţa marilor limite în bazinul Glăjerie Bazinul morfohidrografic

Glăjerie nu a apărut întâmplător în nordul Bucegilor. Aici există o mare falie, de care se leagă

95

probabil înălţarea în bloc a Bucegilor şi un important contact litologic: conglomerate de

Bucegi în munte – strate de Sinaia în Clăbucetele Predealului. Râul Glăjerie formează pe tot

parcursul său limita dintre două mari domenii carpatice: Carpaţii Meridionali şi Carpaţii

Orientali. De asemenea limita nordică a Bucegilor străbate bazinul Glăjerie de la est la vest.

Bazinul Glăjerie a apărut la contactul dintre o mare unitate sculpurală: Platforma Predealului

şi o mare unitate morfosculpturală: abruptul nordic al Bucegilor. Aşadar, oricât am dori să

privim bazinul Glăjerie ca pe un spaţiu unitar, ne lovim de toate aceste determinări, care fac

analiza acestui mic bazin eterogen, cu atât mai interesantă cu cât această eterogenitate este

descifrată, şi se dovedeşte a fi impusă de legile fundamentale ale geomorfologiei.

Încheiem lucrarea în aceeaşi notă sceptică ce caracterizează ultimul paragraf al lucrării

lui D. Patrulius “Geologia masivului Bucegi şi a Culoarului Dâmbovioara” : “Să ne odihnim

puţin în acest loc solitar, unde domneşte o linişte desăvârşită, să contemplăm edificiul

ciclopean ce ne înconjoară, atât de derutant prin diversitatea şi paradoxurile structurii sale, şi

să ne reculegem o clipă înainte de a porni din nou pe lungul drum care ne rămâne până când

toate conexiunile profunde ale acestui ansamblu vor putea fi înţelese. ”

95

Bibliografie

Lucrări care fac referire la Bucegi sau la obiectul Geomorfologiei. Lucrări folosite ca

model.

Florea M. – (1998), Munţii Făgăraşului. Studiu geomorfologic, Ed. Foton, Braşov.

*** – Geografia României,vol III – Carpaţii Româneşti şi dep Transilvaniei (sub redacţia D.

Oancea, Valeria Velcea, N. Caloianu, Ş. Dragomirescu, Gh. Dragu, Elena Mihai, Gh.

Niculescu, V. Sencu, I. Velcea) edit. Academiei, Bucureşti, 1987

Grigor P. Pop – Carpaţii şi subcarpaţii României,editura Presa Universitară Clujană, Cluj

Napoca, 2000

Iancu M Stănescu – Limita fizico-geografică dintre Carpaţii Orientali şi Carpaţii Meridionali

“Natura”, XII, nr.4, Buc., 1960

Ielenicz M – Munţii Baiului, Caracterizare geomorfologică, An. Univ. Buc., seria geografie,

XXX, 1981

Ielenicz M – Munţii Grohotiş. Caracterizare geomorfologică, An. Univ. Buc., seria geografie,

XXXI, 1982

Ion Băncilă – Geologia Carpaţilor Orientali, ed ştiinţifică,Bucureşti, 1958

Mac I – Geomorfosfera şi geomorfosistemele, Ed. Presa Univ. Clujeană, Cluj Napoca., 1996

Martonne Emm. – Recherches sur l`evolution morphologique des Alpes de Transylvanie, Rev.

geogr. ann. (1906–1907)

Mutihac,V., Ionesi, I. – Geologia României, ed. tehnică, Bucureşti 1974

N. Oncescu – Geologia României, ed. tehnică, 1965

Pişota I. – Lacurile glaciare din Carpaţii Meridionali,ed Academiei, Bucureşti

Posea Gr, Grigore M., Popescu N., Ieleincz M. – Geomorfologie, Ed. Didactică şi pedagogică,

Bucureşti, 1976.

Posea, Gr., Popescu, N.,Ielenicz, M., – Relieful României, Edit Ştiinţifică,Bucureşti, 1974

Roşu Al. – Geografia fizică a României, ediţia a II-a, ed. Did. şi Ped., Bucureşti,1980

Sârcu I. – Munţii Rodnei. Studiu de morfogeografie, Ed. Academiei, Bucureşti, 1978.

Ujvari I. – Hidrografia României, Ed. Ştiinţifică, Bucureşti, 1959.

Velcea, Valeria, Savu, Al. Geografia Carpaţilor şi Subcarpaţilor Româneşti,edit. Did. şi

Ped.,Bucureşti,1982

Victor Corvin Papiu – Geologie şi drumeţie, ed. ştiinţifică, Bucureşti, 1963

95

Vintilă Mihăilescu – Carpaţii sud estici, editura ştiinţifică,1963

Vintilă Mihăilescu – Geografia fizică a României, edit. Ştiinţifică, Bucureşti,1969

Vintilă Mihăilescu – România – Geografie Fizică,Socec, Bucureşti, 1936

Zăvoianu I – Morfometria bazinelor hidrografice, Ed. Academiei, Bucureşti, 1978