1

UNIVERSITATEA DE VEST DIN TIMIȘOARA

FACULTATEA DE CHIMIE BIOLOGIE GEOGRAFIE

DEPARTAMENTUL DE GEOGRAFIE

ȘCOALA DOCTORALĂ MEDIU GEOGRAFIC ȘI DEZVOLTARE DURABILĂ

TEZĂ DE DOCTORAT

REZUMAT

ANALIZA UNOR PROCESE ȘI FORME

PERIGLACIARE DIN BAZINUL SUPERIOR AL VĂII

CAPRA DIN MUNȚII FĂGĂRAȘ

Coordonator științific, Doctorand,

Prof. univ. dr. Petru URDEA Roxana PUTAN

Timișoara,

2015

2

TEZĂ DE DOCTORAT

Analiza unor procese și forme periglaciare

din bazinul superior al Văii Capra din Munții Făgăraș

Coordonator științific, Doctorand,

Prof. univ. dr. Petru Urdea Roxana Putan

Timișoara,

2015

3

CUPRINSUL LUCRĂRII

CAPITOLUL I INTRODUCERE………………………………………………………….…5

1.1. Scopul și obiectivele.................................................................................................6

1.2. Istoricul cercetărilor asupra Munților Făgăraș..........................................................7

1.3. Poziția geografică și limitele……………………………………………………...10

CAPITOLUL II METODE DE CERCETARE……………………………………………...13

2.1. Metoda llichenometrică………………………………………………………..…13

2.1.1. Concepte și principii ale lichenometriei………………………………..14

2.1.2. factori și rate de creștere………………………………………………..15

2.1.3. Parametrii analizați……………………………………………………..19

2.1.4. Tehnici de colectare a datelor…………………………………………..28

2.1.5. Interpretarea datelor…………………………………………………….30

2.1.6. Aplicații ale lichenometriei……………………………………………..33

2.2. Testările cu ciocanul Schmidt……………………………………………………33

2.2.1. Concepte și principii……………………………………………………33

2.2.2. Aplicații ale cicanului Schmidt în geomorfologie…………………...…35

2.3. Metoda potențialului spontan.................................................................................37

2.3.1.Tipuri de potențial spontan.......................................................................37

2.3.2.Echipament necesar………………………………………………….….39

2.3.3. Aplicații ale investigației potențialului spontan………………………..41

CAPITOLUL III CONDIȚII ȘI FACTORI FIZICO-GEOGRAFICI………………….….43

3.1. Geologia………………………………………………………………………….43

3.2. Elementele climatice……………………………………………………………...46

CAPITOLUL IV PROCESELE PERIGLACIARE………………………………………….56

CAPITOLUL V FORME PERIGLACIARE DE VERSANT……………………………….60

5.2. Râuri de pietre……………………………………………………………………60

5.1.1. Râul de pietre C1……………………………………………………….64

5.1.2. Râul de pietre C2……………………………………………………….77

5.1.3. Râul de pietre C3……………………………………………………….86

5.1.4. Râul de pietre L…………………………………………………….…..96

5.3. Versanți de grohotiș………………………………………………………….….104

4

5.2.1. Versantul de grohotiș C…………………………………………….…104

5.2.2. Versantul de grohotiș A……………………………………………….116

5.4. Nișe de nivație.......................................................................................................130

5.4.1. Nișa de nivație C1……………………………………………………..130

5.4.2. Nișa de nivație L……………………………………………………....139

5.4.3. Nișa de nivație C2……………………………………………………..144

5.3. Trene de grohotiș………………………………………………………………..146

5.2. Terasete de solifluxiune…………………………………………………………156

5.2.6 Lobi de solifluxiune…………………………………………………………....160

5.2.7. Blocuri reptante………………………………………………………………..168

CAPITOLUL VI FORME PERIGLACIARE SPECIFICE SUPRAFEȚELOR PLANE…..172

6.1. Soluri striate……………………………………………………………………..173

6.2. Mușuroaie periglaciare…………………………………………………………..175

CAPITOLUL VII CONCLUZII…………………………………………..............................184

Lista de figuri…………………………………………………………………..…………….186

Lista de tabele………………………………………………………………………………..191

BIBLIOGRAFIE…………………………………………………………………………….192

5

CAPITOLUL I

INTRODUCERE

Elaborarea acestei teze de doctorat se datorează nevoii de înțelegere a dinamicii actuale

a unor formațiuni periglaciare din domeniul montan înalt al Carpaților. În ultima perioadă a

crescut numărul lucrărilor științifice care au abordat această tematică din perspectivă atât

cantitativă cât și calitativă, însă de cele mai multe ori au avut în vedere un spațiu vast. Din

acest motiv am dorit să realizăm o analiză a formațiunilor periglaciare de pe un spațiu mai

restrâns, astfel încât să putem observa anumite particularități ale mediului care influențează

procesele periglaciare genetice ale acestor formațiuni. Am considerat bazinul superior al Văii

Capra un areal complex din acest punct de vedere, aici regăsindu-se o multitudine de

formațiuni periglaciare specifice atât suprafețelor plane, cât și specifice versanților. Astfel că

prezenta teză de doctorat abordează procese și formațiuni periglaciare din bazinul superior al

Văii Capra.

Cuvinte cheie: forme periglaciare, procese periglaciare, bazinul superior al Văii Capra,

datarea relativă, metoda lichenometrică, potențialul spontan, dinamica actuală a reliefului

periglaciar.

1.1. Scopul și obiectivele

Scopul acestei lucrări este cunoașterea mai detaliată a proceselor periglaciare care se

manifestă în spațiile montane înalte și cum acestea influențează formațiunile periglaciare.

Pentru a putea ajunge la rezultate consistente și detaliate s-au realizat o serie de investigații în

teren, iar apoi s-au corelat informațiile cu cele din literatura de specialitate. Obiectivele acestei

lucrări sunt:

cunoașterea particularităților mediului în care s-au conturat formațiunile periglaciare

analizate;

datarea relativă a formațiunilor periglaciare de versant, prin intermediul

lichenometriei, pentru o mai bună înțelegere a dinamicii acestor formațiuni;

6

identificarea modului în care are loc drenajul în cadrul unor formațiuni periglaciare

dezvoltate în arealele cu o grosime a solului considerabilă;

identificarea părților dinamice și cele stabile ale formațiunilor periglaciare și

corelarea acestora cu caracteristicile mediului.

1.2. Istoricul cercetărilor geografice asupra Munților Făgăraș

Munții Făgăraș au atras atenția multor cercetători din diverse domenii, deoarece au

altitudinile cele mai ridicate din țară, iar relieful prezintă forme particulare. S-au delimitat

cinci perioade de studiu: perioada de la sfârşitul secolului XIX – începutul secolului XX – cu

predominarea studiilor geologice, perioada din prima jumătate a secolului XX – studii cu

abordare predominant geomorfologică, perioada anilor anii 1950-1980 – prezentarea reliefului

glaciar mai detaliat, perioada anilor 1980-2000 – analiza reliefului crionival și perioada de

după anul 2000 – studii cu caracter cantitativ, investigații geofizice și analize statistice.

1.3.Poziția geografică și limitele

Arealul de studiu este situat la sud de creasta principală a Munților Făgăraș,

suprapunându-se cu bazinul superior al Văii Capra (fig.1). Suprafața analizată se extinde de la

Vârful Călțun în partea vestică și până la Vârful Arpașu Mic în partea estică. Limita vestică

este reprezentată de Culmea Lespezile, iar limita estică de culmea secundară Buda-Râiosu-

Mușeteica.

CAPITOLUL II

METODE DE CERCETARE

Pentru a observa dinamica actuală a formațiunilor periglaciare din bazinul superior al

Văii Capra s-au colectat mai multe informații referitoare la particularitățile acestora. Datele au

fost obținute în urma aplicării unor metode de cercetare moderne și precise. Principalele

metode aplicate sunt metoda lichenometrică, testele cu ciocanul Schmidt și metoda

potențialului spontan.

7

Fig.1. Harta localizării bazinului superior al Văii Capra în cadrul Munților Făgăraș.

(prelucrare după modelul digital al terenului obținut pe baza hărților topografice 1:25000).

8

2.1. Metoda lichenometrică

Acestă metodă a fost utilizată pentru a putea determina vârsta relativă a unor forme

periglaciare din arealul de studiu. Princiipiile lichenometriei sunt următoarele: lichenii cei mai

mari dintr-un anumit areal, sunt cei mai vechi și reflectă cel mai bine condițiile specifice

arealului respectiv (Beschel, 1961), dimesiunile lichenilor sunt proporționale cu dimensiunilor

bolovanilor pe care se dezvoltă (Mottershead, 1980). Rhizocarpon geographicum este tipul de

licheni analizați, deoarece au o rată de creștere foarte lentă și pot ajuta la datarea unor forme

de relief de până la 500 de ani. Cei mai importanți parametri ai lichenometriei sunt: diametrul

maxim al lichenilor, rata de creștere a lichenilor și procentul de acoperire cu licheni al

blocurilor de rocă. Pentru arealul de studiu rata anuală de creștere a lichenilor s-a determinat și

are valoarea de 0,48 mm/an.

2.2.Testările cu ciocanul Schmidt

Acestea oferă răspunsul la exercitarea unei presiuni asupra unei suprafețe (Schmidt,

1950). Distanța de recul este relaționată cu proprietățile elastice ale suprafeței și deci cu

rezisteța la compresie. Duritatea rocii este reflectată de ricoșarea ciocanului Schmidt și este o

funcție a rezistenței rocii. Meteorizația descrește în general rezistenței rocii, fapt ce este

reflectat în valorile obținute în urma măsurătorilor (Frauenfelder et al., 2005). Faptul că se pot

realiza multe citiri ale ciocanului Schmidt este unul din avantajele metodei (Nesje et al. 1994).

Această metodă a fost utilizată de către cercetători asupra blocurilor de rocă din cadrul

versanților de grohotiș, a râurilor de pietre, culoarelor de avalanșă, trenelor și conurilor de

grohotiș.

2.3.Potențialul spontan

De cele mai multe ori în substrat există diferențe ale potențialului natural între două

puncte distincte. Aceste diferențe de potențial constau în două părți: una este constantă și

unidirecțională, iar cealaltă variază în timp și fluctuează (Mainali, 2006). Apariția diferențelor

de potențial poate fi detereminată de existența variatelor procese electrochimice din substrat și

9

nu numai. De exemplu, variațiile potențialului electric natural pot fi generate de efectul

electrokinetic al curgerii subterane (Darnet, Marqius, 2004). Aparatura necesară analizei

potențialului spontan este reprezentată de un milivoltmetru, un electrod mobil și un electrod

fix. Cei doi electrozi sunt nepolarizați, astfel că nu modificată starea naturală a curentului

formelor de relief.

CAPITOLUL III

CONDIȚII ȘI FACTORI FIZICO-GEOGRAFICI

Relieful periglaciar este influențat de o serie de factori: variațiile de temperatură,

umiditatea aerului, cantitatea de precipitații, grosimea stratului de zăpadă, numărul de zile cu

îngheț, caracteriticile litologice și pedologice, tipul de vegetație. Cele mai importante dintre

acestea vor fi detaliate, pentru a explica cum au influențat formele de relief analizate și în ce

condiții procesele periglaciare sunt amplificate.

3.1. Geologia

Litologia este importantă în determinarea volumului de claste ce crează formele

periglaciare, dar și în determinarea ratei de creștere a lichenilor. În arealul de studiu predomină

micașisturile și paragnaisele doar pe alocuri apar sub formă de fâșii amfibolite și calcare

cristaline.

3.2. Elementele climatice

Temperatura medie multianuală la stația meteorologică Bâlea Lac este de 0,41ºC, iar

temepraturile negative sunt specifice pentru perioada noiembrie-aprilie. Perioadele cu intense

procese de îngheț-dezgheț sunt sfârșitul primăverii și toamna, când sunt intensificate procesele

periglaciare. Valoarea precipitațiilor medii multianuale înregistrate la aceeași stație

meteorologică sunt de 1219,8 mm/an. O mare parte dintre acestea sunt sub formă de ninsoare,

ce determină stratul de zăpadă ce persistă între 5 și 6 luni pe an.

10

CAPITOLUL IV

PROCESE PERIGLACIARE

Relieful periglaciar este rezultatul desfășurării unei multitudini de procese specifice:

gelifracția, crioturbația, elevația periglaciară, împingerea laterală periglaciară, procesele de

fisurare datorate înghețului, gelicreep-ul, solifluxiunea. Multe dintre acestea sunt factor

determinant al formațiunilor periglaciare analizate, iar în funcție de intensiatea cu care se

desfășoară, formațiunile periglaciare sunt mai stabile sau mai dinamice.

CAPITOLUL V

FORME PERIGLACIARE DE VERSANT

Formele periglaciare de versant care au fost analizate sunt râuri de pietre, versanți de

grohotiș, nișe de nivație, trene de grohotiș, terasete de solifluxiune, lobi de solifluxiune și

blocuri reptante. Aceste formațiuni au fost analizate pentru a obține informații referitoare la

dinamica acestora, precum și a condițiilor ce influențează dinamica lor.

5.1. Râurile de pietre

În vederea completării unor date specifice și pentru perceperea proceselor periglaciare

care influențează aceste forme de relief am preluat date de pe suprafața a patru râuri de pietre,

dintre care trei sunt situate în cadrul Circului Capra și unul în partea sud-vestică a Vârfului

Lăițel.

5.1.1. Râul de pietre C1

Râul de pietre C1 este localizat în partea NE a Vârfului Capra. Lungimea maximă a

acestuia este de 125,75 m, iar lățimea maximă este de 22,6 m, înregistrată în partea mediană.

Diferența de nivel pe care se desfășoară râul de pietre C1 este de 53 m, iar panta versantului în

această parte este de 25º. Orientarea formei de relief este vestică. În partea superioară

11

predomină clastele de dimensiuni mai reduse, iar în parea frontală sunt cele mai mari blocuri

de rocă.

Această formațiune a fost împărțită în trei subdiviziuni pentru a fi analizată mai

detaliat. De pe fiecare subdiviziune s-au măsurat câte 10 blocuri de rocă, iar de pe fiecare bloc

de rocă câte 5 licheni. Valoarea medie a blocurilor de rocă este cea mai ridicată în partea

inferioară, fiind și cea mai stabilă subdiviziune. Blocurile de rocă au formă predominant

ascuțită 55,3% și aplatizată 33,3% (fig. 2.).

Fig. 2. Diagrama Zingg pentru blocurile de rocă măsurate din cadrul râului de pietre C1.

Întreaga formațiune este orientată spre NE și s-a constatat că majoritatea blocurilor de

rocă din subdiviziunea inferioară păstrează acestă orientare. O mică parte dintre blocurile de

rocă măsurate sunt orientate spre nord sau spre est.

Valoarea medie a diametrului maxim al lichenilor măsurați este de 57,2 mm, totuși cel

mai mare lichen are diametrul de 80 mm și corespunde părții mediane a râului de pietre C1.

Cea mai mare parte a lichenilor ce încadrează în clasele de valori 50-59 mm și 60-69 mm. Cu

cât gradul de meteorizație al suprafeței unei roci este mai mare, având valori ale coeficientului

R mai reduse, cu atât populația de licheni este mai densă și de dimensiuni mai mari

(McCarroll, 1989). În cadrul acestui râu de pietre se confirmă acest lucru, astfel că în

12

subdiviziunea superioară sunt cele mai mari valori ale lichenilor și cele mai mici valori ale

coeficientului R.

Cu cât lichenii sunt mai mari se presupune că și procentul de acoperire cu licheni al

blocului este mai mare (McCarroll, 1994). Valorile procentuale ale gradului de acoperire cu

licheni a blocurilor de rocă din cadrul râului de pietre C1 variază între 17,3% și 54,02%, totuși

valorile medii sunt cuprinse între 23,76% - în partea mediană și 34,91% în partea frontală.

În urma prelucrării datelor colectate din teren s-a constatat că vârsta medie a râului de

pietre C1 are cele mai ridicate valori în partea frontală și în partea centrală a zonei mediane, cu

peste 130 de ani. Cele mai reduse valori se remarcă în zona apexului și în părțile marginale cu

aproximativ 100 de ani (Fig.3.a.). Vârsta maximă depășește 170 de ani în partea frontală a

râului de pietre, dar și în partea mediană (Fig.3.b.).

a) b)

Fig. 3. a.Vârsta medie a suprafeței rocilor din cadrul râului de pietre C1.

b. Vârsta maximă a suprafeței rocilor din cadrul râului de pietre C1.

5.1.2. Râul de pietre C2

Râul de pietre C2 este localizat pe versantul estic al Vârfului Capra. Are o lungime

totală de 121,8 m, iar lățimea maximă e de 22,6 m, în zona mediană, la fel ca și la râul de

pietre C1. Diferența de nivel dintre partea frontală și apex este de 48 m. Înclinarea formațiunii

13

este de 23º, fiind cu 2º mai redusă decât înclinarea râului de pietre C1, situat în apropierea sa.

Orientarea râului de pietre C2 este SE. În urma măsurătorilor am observat că cele mai ridicate

valori ale dimensiunilor blocurilor de rocă corespund subdiviziunii centrale unde sunt de 88,3

cm L, 64,4, cm l și respectiv 27,5 cm h. Forma blocurilor de rocă este predominant aplatizată

63,3% și ascuțită 30%. Râul de pietre C2 are o orientare estică (fig.4.), orientare ce se remarcă

la o mare parte dintre bolovanii măsurați.

Fig. 4. Orientarea blocurilor de rocă analizate din cadrul râului de pietre C2.

Valoarea medie a diametrului maxim al lichenilor de pe întreaga suprafață a

formațiunii este de 55,28 mm, dar variază de la o subdiviziune la alta. Cea mai mare valoare

medie o înregistrează subdiviziunea inferioară – 60,8 mm. Primii 5 licheni ca și dimensiune

sunt localizați doar în subdiviziunea inferioară și au valoarea diametrului cuprinsă între 79 și

74 mm. La fel ca și la râul de pietre C1, și aici categoria predominantă este cea a lichenilor de

50-59 mm, fiind urmată de categoria de 60-69 mm. Considerăm că aceste două formațiuni au

fost afectate de aceleași procese periglaciare, care s-au resimțit mai puternic în anumite

perioade.

Testele cu ciocanului Schmidt au fost realizate pe fiecare bolovan măsurat, de pe care

am preluat date corespunzătoare lichenilor. Cea mai mare valoare medie coeficientului R

corespunde subdiviziunii centrale fiind de 28,13, iar cu o valoare apropiată se remarcă

14

subdiviziunea inferioară cu 27,13. Pentru aflarea procentului de acoperire cu licheni a

blocurilor de rocă s-a utilizat programul eCognition (fig.5.). Valorile procentului de acoperire

cu licheni a celor 30 de blocuri de rocă analizate din cadrul râului de pietre C2, variază de la

9,16% până la 45,71%, însă media tuturor valorilor este de 23,52%.

a) b)

c)

Fig. 5. Prelucrarea unei imagini a unui bloc de rocă din cadrul râului de pietre C2,

pentru a afla procentului de acoperire cu licheni a acelui bloc de rocă. (a –imaginea blocului de rocă,

b)segmentarea imaginii blocului de rocă, c)- clasificarea imaginii).

Cele mai ridicate valori ale vârstei medii ale blocurilor de rocă ce formează râul de

pietre C2 depășesc 150 de ani și corespund părții frontale ale acestuia. În partea superioară

vârsta medie a blocurilor de rocă este cea mai redusă, având aproximativ 100 de ani. Vârsta

maximă a blocurilor de rocă corespunde părții mediane, dar și a celei frontale, unde ajung

15

până la 170 de ani. Arealele cu valori scăzute ale vârstei medii prezintă și valori scăzute ale

vârstei maxime ale blocurilor de rocă.

5.1.3. Râul de pietre C3

Râul de pietre situat la sud-vest de Vârful Văiuga este localizat în cadrul Circulul

Capra, ca și celelalte două râuri de pietre prezentate anterior, doar că se regăsește pe partea

dreaptă față de Șaua Capra și celelalte pe partea stângă.

Cele mai mari valori medii ale dimensiunilor blocurilor de rocă sunt în cadrul

subdiviziunii inferioare, unde L medie este de 58,2 cm, l medie este de 38,7 cm și h medie este

de 20,9 cm. Jumătate dintre blocurile de rocă măsurate au formă aplatizată, 36,6% au formă

ascuțită, iar 13,3% au formă alungită. Formațiunea periglaciară analizată are orientarea

generală spre SE. Blocurile de rocă din partea inferioară păstrează cel mai mult orientarea

generală a formațiunii, subdiviziunea centrală are blocuri de rocă orientate la SE, E sau la NE,

iar blocurile de rocă din cadrul subdiviziunii superioare spre S sau E.

Valoarea medie a tuturor diametrelor lichenilor măsurați pe suprafața acestui râu de

pietre este de 54,13 mm. Dintre cei mai mari 5 licheni măsurați, de pe întreaga formațiune, 4

sunt localizați în cadrul subdiviziunii inferioare. Valorile maxime sunt cuprinse între 94 mm și

78 mm. Clasele de mărimi predominante sunt cele de 50-59 mm și respectiv 60-69 mm, dar

importantă e și clasa de valori 70-79 mm. Valoarea medie a procentului de acoperire cu licheni

al blocurilor de rocă din cadrul râului de pietre C3 este de 33,09%, dar variază de la o

subdiviziune la alta, astfel că în partea superioară valoarea este de 21,41%, în partea mediană

este de 32,12%, iar partea inferioară are cele mai ridicată valoare medie de 45,74%.

În urma testelor cu ciocanul Schmidt valorile medii ale coeficientului R obținute sunt:

28,39 pentru subdiviziunea inferioară, 25,57 pentru subdiviziunea centrală și 27,2 pentru

subdiviziunea superioară.

Partea cea mai stabilă a râului de pietre C3 este partea frontală, unde vârsta media a

blocurilor de rocă este de peste 140 de ani (Fig. 6.a.), iar vârsta maximă a acestora este de

peste 180 de ani (Fig.6.b.). Partea superioară a râului de pietre are vârste mai recente de

formare astfel că vârsta medie este de 80-90 de ani, iar vârsta maximă este de 100-110 ani.

Aceleași valori se remarcă și în partea mediană, dar spre peretele de rocă de unde se desprind

claste ce alimentează râul de pietre C3.

16

a) b)

Fig. 6. a.Vârsta medie a suprafeței rocilor din cadrul râului de pietre C3.

b. Vârsta maximă a suprafeței rocilor din cadrul râului de pietre C3.

5.1.4. Râul de pietre L1

Acest râu de pietre este diferit față de celelalte râuri de pietre prezentate anterior.

Acesta este foarte stabil și are blocuri de rocă de dimensiuni mult mai mari. Din acest motiv și

diametrul maxim al lichenilor măsurați are valori foarte ridicate. Acesta este localizat pe

versantul SV al Vârfului Lăițel. Lungimea este de 132 m, iar lățimea maximă este de 16,4 m,

în partea mediană spre partea frontală.

Valorile medii ale blocurilor de rocă sunt de 118,38 cm L, 84,15 cm l și 34,25 cm h.

Orientarea generală a formațiunii este spre SV. Blocurile de rocă păstrează această orientare,

astfel că 35% au orientarea V, 20% au orientare S și 45% dintre blocurile de rocă au orientare

SV. Valorile lichenilor variază foarte mult între 53 și 157 mm. Aceste valori pot fi motivate pe

baza diferenței dimensiunii bolovanilor, pe care lichenii s-au dezvoltat. Cele mai mari valori

corespund părții inferioare a râului de pietre și părților marginale. Distribuția frecvenței

mărimilor este foarte variată, astfel că sunt două categorii predominante, dar cu valori diferite:

clasa de 50-69 mm și respectiv clasa de 110-129 mm. Valorile specifice primei clase

corespund blocurilor de rocă de mai mici dimensiuni aflate pe mijlocul râului de pietre unde

17

posibilitatea unei dinamici este mai ridicată. Valorile mai ridicate corespund zonelor foarte

stabile ale formațiunii, fie pe părțile marginale, fie în partea inferioară.

Vârsta maximă a blocurilor de rocă din cardul râului de pietre L1 este foarte ridicată,

depășind 400 de ani în partea frontală a acestuia, dar vârsta medie scade semnificativ fiind de

aproximativ 300 de ani în aceeați partea a râului de pietre. Vârste mult mai scăzute am

semnalat în partea superioară a râului de pietre, având valori maxime de 150-200 de ani și

valori medii de 150 de ani sau chiar mai puțin.

În urma analizei unor râuri de pietre din bazinul superior al Văii Capra s-a constatat că

cea mai mare parte a lor sunt foarte stabile. Dintre râurile de pietre analizate, doar jumătate au

în apropierea lor un perete de rocă ce poate genera și în prezent noi claste. Totuși, în urma

observațiilor și măsurătorilor efectuate asupra blocurilor de rocă din cadrul râurilor de pietre,

s-a constatat că gradul de meteorizație al acestora este ridicat, deci posibilitatea ca în prezent

să existe mari modificări în structura râurilor de pietre sunt reduse. Vârsta relativă a celor mai

multe râuri de pietre analizate corespunde cu Mica Glaciație, având 170-180 de ani.

5.2. Versanți de grohotiș

Versanții de grohotiș se formează pe versanții abrupți ai văilor prin acumularea de

grohotiș la baza pereților de rocă. În bazinul superior al Văii Capra s-a analizat câte un versant

de grohotiș de fiecare tip, mai precis unul format în apropiere de peretele unui circ glaciar și

unul format din clastele desprinse din peretele unei văi glaciare.

5.2.1. Versantul de grohotiș C

Acest versant de grohotiș are cele mai mari dimensiuni, în cadrul bazinului superior al

Văii Capra, extinzându-se pe o suprafață foarte mare. Este generat de procesele periglaciare

care afectează versantul abrupt de pe partea dreaptă a Văii Călțun. Lungimea sa este de 872 m,

desfășurându-se de la Lacul Călțun până la altitudinea de 1811 m. Din acest motiv a fost

divizat în 8 părți, pentru o mai bună analiză. Prima subdiviziune este localizată în imediata

apropiere a lacului Călțun, iar în cadrul acesteia am remarcat blocurile de rocă cu cele mai

mari dimensiuni. Dintre blocurile de rocă măsurate din cadrul versantului de grohotiș C

51,25% au formă ascuțită, 36,25% au formă aplatizată, iar 12,5% au formă alungită. Acest

18

versant de grohotiș este orientat spre NE, în cea mai mare parte din lungimea sa, iar pe unele

porțiuni orientarea este aproape spre N.

Valoarea medie a tuturor lichenilor măsurați este de 80,57 mm, dar diferă de la o

subdiviziune la alta. Valoarea maximă a lichenilor măsurați este de 223 mm și corespunde

unui lichen situat pe un bloc de rocă localizat în prima subdiviziune C1, în partea sa inferioară.

Am remarcat o predominare a claselor de valori de 60-69 mm, 70-79 mm și 80-89 mm, cu

peste 25-30% fiecare categorie, din totalul lichenilor măsurați. Valoarea medie a coeficientului

R este de 30,82, dar variază de la o subdiviziune la alta. Subdiviziunea C7, care are valori

modeste ale diametrului maxim al lichenilor, are o valoare medie a coeficientului R de 37,6,

având cea mai mare valoare medie din întreaga formațiune. Valoarea minimă a procentului de

acoperire cu licheni al blocruilor de rocă din cadrul versantului de grohotiș C este de doar

10,54% și corespunde unui bloc de rocă exfoliat pe o jumătate, iar valoarea maximă a acestui

indicator este de 63,14% și corespunde unui bloc de rocă din subdiviziunea C5, unde și

dimensiunile lichenilor sunt mai ridicate. Cele mai ridicate valori ale vârstei medii a blocurilor

de rocă din cadrul versantului de grohotiș C se remarcă în subdiviziunea C1, din apropierea

Lacului Călțun (Fig.7.). În această subdiviziune vârsta medie depășește 250 de ani sau uneori

chiar 300 de ani.

a)

19

b)

Fig. 7. a.Vârsta medie a suprafeței rocilor din cadrul versantului de grohotiș C.

b. Vârsta maximă a suprafeței rocilor din cadrul versantului de grohotiș C.

5.2.2. Versantul de grohotiș A

Versantul de grohotiș localizat la sud de creasta Arpașu Mic are dimensiuni mai reduse

decât versantul de grohotiș de pe partea dreaptă a Văii Călțun, astfel că a putut fi analizat mai

detaliat. Valorile medii ale blocurilor de rocă variază, dar am remarcat o tendință de creștere

dinspre partea versantului abrupt, de unde se desprind claste, înspre baza versantului de

grohotiș. Cea mai mare parte a blocurilor de rocă măsurate sunt de formă ascuțită 44%, ce

denotă o mobilitate a clastelor. O altă clasă a blocurilor de rocă este cea a blocurilor de rocă

aplatizate, care reprezintă 37,3% din totalul celor măsurate. Orientarea versantului de grohotiș

este spre sud SE și se păstrează la cea mai mare parte a blocurilor de rocă măsurate.

Valoarea medie a diametrului maxim al lichenilor de pe întreaga formațiune este de

39,56 mm. Această valoare este mult mai redusă, decât valoarea înregistrată la versantul de

grohotiș C, ceea ce sugerează o dinamică mult mai pronunțată. Valoarea maximă a

dimensiunilor lichenilor este de 89 mm și corespunde părții inferioare a subdiviziunii A1. În

subdiviziunile A1, A2 și A3 predomină clasele de valori de 30-39 mm și de 40-49 mm, în

subdiviziunea A4 și clasa de valori 20-29 mm, pe lângă cele menționate, iar în subdiviziunea

20

A5 clasele de valori de 20-29 mm și 30-39 mm, fiind cea mai dinamică. Partea superioară a

subdiviziunii A3 are cea mai redusă valoare medie a procentului de acoperire cu licheni al

blocurilor de rocă, fiinde de doar 15,09%, iar cea mai ridicată valoare a acestui indicator s-a

obținut pentru partea inferioară a subdiviziunii A2, care are 32,07%.

Vârsta medie a blocurilor de rocă din cadrul versantului de grohotiș A este mai ridicată

în partea frontală a subdiviziunii A1, unde vârstele depășesc 120 de ani (fig.8.a.).

Subdiviziunea cu cea mai intensă dinamică, deci cu cele mai reduse valori ale vârstei medii ale

blocurilor de rocă este subdiviziunea A5 – 60 de ani. Valorile vârstei maxime păstrează de

cele mai multe ori aceeași tendință (fig.8.b.), astfel că partea frontală a subdiviziunii A1 are

blocuri de rocă cu vârstă maximă de peste 130 de ani, iar cele din subdiviziunea A5

aproximativ 70 de ani.

a)

21

b)

Fig.8. a.Vârsta medie a suprafeței rocilor din cadrul versantului de grohotiș A.

b. Vârsta maximă a suprafeței rocilor din cadrul versantului de grohotiș A.

5.3. Nișe de nivație

Nișele de nivație din bazinul superior al Văii Capra au fost în atenția cercetătorilor încă

din perioada în care se discuta despre relief crionival (Nedelcu, 1959; Nedelcu, 1968). Aceste

forme periglaciare sunt determinate, într-adevăr, mai ales de acțiunea stratului de zăpadă și de

procesele de îngheț-dezgheț. Am ales pentru acest studiu nișele de nivație situate pe peretele

din saptele Circului Capra și cea din apropierea Vârfului Laița.

5.3.1. Nișa de nivație C1

Nișa de nivație din spatele Circului Capra este una dintre cele mai bine reprezentate

nișe din cadrul arealului de studiu – bazinul superior al Văii Capra. Orientarea acesteia este

sudică, ceea ce accentuează procesul de îngheț-dezgheț din perioada de primăvară și toamnă.

Valoarea medie a lungimii blocurilor de rocă din cadrul acestei subdiviziuni este de 97,2 cm,

lățimea medie este de 52,8 cm, iar înălțimea este de 32,4 cm. Clastele de formă aplatizată și

cele de formă ascuțită reprezintă fiecare 35% din totalul celor măsurate, iar cele cu formă

22

alungită reprezintă 30%. Nu s-au remarcat claste cu formă sferică. Nișa de nivație C1 este

orientată spre S. Această orientare se păstrează mai ales la clastele analizate din cadrul

subdiviziunii central superioare, care sunt orientate mai ales spre S, sau spre SE și SV.

Valoarea medie a tuturor diametrelor maxime a lichenilor este de 45,84 mm. Dacă se

calculează valoarea medie a lichenilor pentru fiecare subdiviziune, aceasta variază: în cazul

subdiviziunii centrale inferioare este de 56,26 mm, iar în cazul subdiviziunii superioare este de

35,42 mm. Subdiviziunea central superioară are licheni cuprinși în clase de valori mai reduse:

10-19 mm, 20-29 mm, 30-39 mm, pe când subdiviziunea central inferioară are cea mai mare

parte a lichenilor încadrați în clase de valori de 40-49 mm, 50-59 mm și respectiv 60-69 mm.

Cea mai redusă valoare a procentului de acoperire cu licheni al blocurilor de rocă este de

10,58% și corepsunde subdiviziunii centrale superioare. Cea mai ridicată valoare corespunde

unui bloc de rocă situat în subdiviziunea central inferioară și depășeste 50%. Valoarea medie a

procentului de acoperire cu licheni al blocurilor de rocă din cadrul nișei de nivație este de

30,78%.

Vârsta medie a blocurilor de rocă din cadrul nișei de nivație C1 variază între 50 de ani

și 200 de ani. Cele mai reduse valori corespund părții superioare și a celor marginale, din

imediata apropiere a peretelui de rocă ce alimentează cu claste acestă formațiune. Cele mai

ridicate valori se remarcă în partea inferioară a nișei de nivație. Valorile vârstei maxime a

clastelor sunt proporționale cu valorile vârstei medii. Clastele cele mai stabile sunt în partea

inferioară, ce depășesc 200 de ani, iar partea superioară, pe un extins areal are claste cu vârste

maxime de aproximativ 100 de ani.

5.3.2. Nișa de nivație L

Această formațiune este localizată în apropiere de Vârful Laița, într-un areal cu pante

mult mai reduse decât cele din cazul nișei de nivație C1. Lungimea nișei de nivație este de 101

m, iar lățimea din partea superioară până în partea frontală este de 65 m. Diferența de nivel pe

care se desfășoară este de 34 m. Orientarea versantului pe care se află nișa de nivație L este

sudică, iar panta 31º.

Valorile dimensiunilor medii ale blocurilor de rocă sunt destul de ridicate: 220 cm L,

153,5 cm l și 36,3 cm h. Valorile maxime sunt mult mai mari, atingându-se o L de 375 cm, l

de 186 cm și h de 58 cm. Numărul de blocuri de rocă măsurate a fost redus, dar s-a constatat

23

că acestea au fie formă aplatizată, fie formă ascuțită. Nișa de nivație este orientată spre S, iar o

mare parte a blocurilor de rocă măsurate păstrează această orientare. Valoarea medie a

diametrului maxim al lichenilor măsurați este de 92,08 mm, dar variază de la o parte la alta a

formațiunii. Cele mai mari valori s-au măsurat în partea inferioară și centrală, iar cele mai

reduse corespund arealelor superioare. Valorile celor mai mari 5 licheni de pe această

formațiune variază între 153 mm și 121 mm. Distribuția frecvenței mărimilor delimitează trei

clase de valori predominante: 70-79 mm, 90-99 mm și 110-119 mm.

Dimensiunile nișei de nivație L sunt mult mai ridicate comparativ cu cele ale nișei de

nivație C. Această realitate este reflectată și în vârsta relativă a formațiunii. În partea inferioară

considerăm că suprafața rocilor a început să fie expusă de acum 312 de ani (Fig.9.b.). În partea

superioară vârsta suprafeței rocilor este mai redusă, fiind de 196 de ani. Vârsta medie în partea

superioară are valori mai reduse, de aproximativ 200 de ani (Fig.9.a.), iar în partea centrală

este de 300 de ani.

a)

24

b)

Fig.9. a.Vârsta medie a suprafeței rocilor din cadrul nișei de nivație L.

b. Vârsta maximă a suprafeței rocilor din cadrul nișei de nivație L.

5.3.3. Nișa de nivație C2

Dintr-o altă perspectivă am analizat o nișă de nivație situată într-un areal înierbat,

pentru a observa cum acestă formațiune este influențată de alte procese periglaciare, decât cele

care se manifestă pe nișele de nivație ce conțin grohotiș. Nișa de nivație C2 este situată pe

versantul sudic al Vârfului Vânătoarea lui Buteanu. Am dorit să observăm cum are loc

drenajul în subsol, pentru a înțelege modul în care procesele periglaciare ar putea fi

amplificate. În acest sens am realizat un studiu al diferenței de potențial electric.

Valorile cele mai ridicate au fost de peste 300 mV, aflate mai ales în partea de jos a

arealului măsurat, unde se află o pantă mai ridicată a versantului. Deci aceste valori foarte

mari nu fac parte din interiorul conturului nișei de nivație C2. Cele mai scăzute valori ale

diferenței de potențial s-au înregistrat în partea bazală a nișei 50-100 mV, unde se află o

contrapantă care a favorizat dezvoltarea unui strat semnificativ de sol, care reține o cantitate

mai ridicată de apă. De asemenea, în această parte a nișei de nivație stratul de zăpadă are

grosimi mai ridicate și persistă mai mult timp, atfel că influențează procesele crio-nivale.

25

5.4. Trene de grohotiș

La est de Vârful Lăițel, pe Valea Paltinu s-a format o trenă de grohotiș din unirea a

două mari conuri de grohotiș împreună cu alte zone mai stabile acoperite cu vegetație pe

alocuri. Lungimea acestei trene de grohotiș este de 302 m, iar lățimea maximă, din partea

superioară spre bază se înregistrează în subdiviziunea T2, având 274 m. Valorile medii cele

mai ridicate ale blocurilor de rocă corespund primei subdiviziuni, unde lungimea medie a

acestora este de aproape 150 cm, iar lățimea de aproximativ 100 cm. Forma aplatizată

predominantă a clastelor este corelată cu activitatea culoarelor de avalanșă care alimentează

cele două conuri de grohotiș ale trenei T, atât în timpul avalanșelor de zăpadă, cât și în timpul

șiroirii apelor în urma topirii rapide a zăpezii. Orientarea trenei de grohotiș este spre sud, iar

tendința de orientare a blocurilor de rocă de la SE la SV este determinată de topografia

versantului pe care sa format această trenă de grohotiș.

Cele mai mari valori ale diametrelor lichenilor au fost de 65 mm, 63 mm și 60 mm.

Toți acești licheni sunt situați pe blocuri de rocă din subdiviziunile mai stabile și niciunul pe

cele două conuri de grohotiș. Cea mai mică valoare a procentului de acoperire a unui bloc de

rocă este de 6,42%. Alte două valori sub 10% s-au înregistrat, iar toate aceste situații

corespund subdiviziunii T4. Cele mai ridicate valori a procentului de acoperire cu licheni a

blocurilor de rocă depășesc 60% - 62,59% și respectiv 64,02%. Aceste valori ridicate sunt

înregistrate la blocuri de rocă situate în subdiviziunea T5, în apropiere de o suprafață puternic

acoperită cu vegetație.

În urma analizei lichenilor de pe trena de grohotiș T am constatat că vârsta relativă a

acestei formațiuni este de 135 de ani, considerând lichenul care a apărut prima dată, lichenul

cu diametrul maxim de 65 mm. Luând în considerare valoarea medie a diametrului maxim a

lichenilor – 38,74 mm, vârsta realtivă este de 80 de ani. Totuși se consideră că perioada în care

suprafața blocurilor de rocă din cadrul trenei de grohotiș au început să fie expuse puternic

meteorizației a fost acum 130-135 de ani. Cele mai reduse valori corespund conurilor de

grohotiș, mai ales în apropierea de partea superioară, de alimentare cu claste de pe culoarul de

avalanșă, dar și în apropiere de peretele de rocă, în cazul subdiviziunii T5 (Fig. 10.).

26

a)

b)

Fig. 10. a.Vârsta medie a suprafeței rocilor din cadrul nișei de nivație C1.

b. Vârsta maximă a suprafeței rocilor din cadrul nișei de nivație C1.

5.5. Terasete de solifluxiune

Unul dintre cele mai reprezentative areale cu terasete de solifluxiune din bazinul

superior al Văii Capra este localizată pe versantul sudic al Vârfului Laița, un versant cu pantă

lină de 18º și acoperit cu un strat aproape continuu de vegetație ierboasă. Pe suprafața acestei

formațiuni am realizat măsurători ale potențialului spontan, atât de-a lungul unui aliniament,

27

cât și sub formă de rețea, pentru a determina modul în care terasetele sunt influențate în

deplasarea lor de către umiditatea solului. Diferența de potențial electric a variat între -14 mV

și 76 mV, valorile ridicate corespund suprafețelor plane acoperite cu claste, iar valorile scăzute

și chiar negative sunt specifice arealelor înierbate, mai precis, frunților terasetelor (Putan,

2013).

Terasetele de solifluxiune din bazinul superior al Văii Capra au reprezentat un punct de

interes și în alte studii recente. În urma investigațiilor electromagnetice s-a constatat că la o

adâncime de mai puțin 2 metri are loc contacul dintre scoarța de alterare și patul de rocă

(Onaca, 2013). În dinamica versantului elevația periglaciară precum și sortarea periglaciară

sunt foarte importante, chiar dacă sunt generate mai ales de procesele de îngheț-dezgheț și nu

de prezența permafrostului (Ballantyne, Harris, 1994).

5.6. Lobi de solifluxiune

Lobii de solifluxiune sunt frecvent întâlniți în arealul de studiu. Cea mai mare parte a

acestora este localizată în apropierea Circului Capra, dar se regăsesc și în partea vestică a

bazinului superior al Văii Capra, mai precis în Șaua Paltinu. În apropierea circului Capra am

analizat un lob de solifluxiune (lobul de solufluxiune C) cu o lungime de 232 cm și o lățime de

103 cm. Partea frontală a lobului de solifluxiune este de 45 cm înălțime. Panta versantului pe

care este situat lobul are valoarea de 17º, iar orientarea formațiunii este vestică. Un alt lob de

solifluxiune analizat este situat în Șaua Paltinu și are dimensiuni mai mari decât cel măsurat în

Circul Capra. Lobul de solifluxiune P are o lungime de 347 cm, lățimea de 158 cm, iar

înălțimea frunții formațiunii este de 61 cm.

Pe baza valorilor obținute în urma măsurătorilor diferenței de potențial electric, putem

concluziona că drenajul în cadrul formațiunii se face mai ale pe partea mediană a formațiunii

și cel mai intens în partea frontală. Acest lucru ar accelera viteza de deplasare a lobului de

solifluxiune în direcția pantei. Un număr ridicat de lobi se solifluxiune au fost investigați în

Carpații Meridionali. Rata medie anuală de deplasare a lobilor de solifluxiune variază între 5,2

și 16,2 mm/an. Cele mai scăzute valori corespund munților Cindrel, iar cele mai ridicate

munților Făgăraș (Onaca, 2013).

28

5.7. Blocuri reptante

A fost selectat un bloc reptant de dimensiuni semnificative, cu lungimea de 1,7 m,

lățimea de 0,74 m, iar înălțimea 0,42 m și au fost realizate măsurători ale potențialului spontan

pe valul de pământ din imediata apropiere a sa, în spatele blocului este un spațiu plan acoperit

cu claste mici, iar în fața blocului s-a format un val mare de sol puternic înierbat. Valorile

diferenței de potențial spontan sunt cuprinse între -6 mV și 68 mV. Valori negative de -6 mV,

-4 mV și -1 mV sunt specifice frontului înierbat situat în fața blocului reptant. Viteza de

deplasare a blocurilor reptante variază în funcție de condițiile locale: declivitatea și expoziția

versantului, umiditatea solului, dimensiunea și forma blocului de rocă.

CAPITOLUL VI FORME PERIGLACIARE

SPECIFICE SUPRAFEȚELOR PLANE

În cadrul bazinului superior al Văii Capra am sesizat existența a unei serii de

formațiuni periglaciare dezvoltate pe teren plan. O mare parte a formațiunilor periglaciare

specifice suprafețelor plane este situată în jumătatea vestică a bazinului suprior al Văii Capra.

Solurile striate se regăsesc în Șaua Paltinu, câmpurile de mușuroaie periglaciare analizate sunt

localizate la SE de Vârful Laița, și respectiv pe Șaua dintre Vârfurile Laița și Lăițel.

6.1. Soluri striate

Rezultatele obținute în urma măsurătorilor au fost mulțumitoare și sugestive. Cele mai

reduse valori înregistrate au fost de -35 mV, -31 mV, -30 mV, -22mV, iar toate acestea

corespund cu suprafețele puternic înierbate din cadrul valorilor de pământ din cadrul solurilor

striate. Cele mai ridicate valori predomină în partea sudică a formațiunii, deoarece panta are

valori de 2º-3º, iar grosimea stratului de sol este redus considerabil comparativ cu zonele în

care terenul nu are înclinare.

6.2. Mușuroaie periglaciare

O primă analiză asupra unor mușuroaie periglaciare am realizat-o în șaua dintre

vârfurile Laița și Lăițel, iar un alt areal în care am analizat un câmp de mușuroaie periglaciare

29

a fost versantul situat la SE de Vârful Laița. Pentru o înțelegere mai detaliată a dinamicii

mușuroaielor periglaciare am considerat necesară o analiză a structurii interne a acestor

formațiuni. Din acest motiv am secționat transversal un mușuroi periglaciar și am măsurat

conductivitatea, rezistența la penetrație și umiditatea solului.

În urma analizei structurii interne a mușuroiului periglaciar din cadrul câmpului de

mușuroaie de pe versantul sud-estic al Vârfului Laița, s-a constat că nu sunt delimitate precis

straturi concentrice de materiale. În partea bazală predomină materialul cel mai compact ce

este format din materiale fine. La exteriorul acestuia este un strat de sol cu textură nisipoasă și

cu o culoare mai deschisă, decât cea a solului din partea bazală. Partea superioară a

mușuroiului periglaciar este formată dintr-un sol cu o porozitate ridicată determinată, mai ales,

de rădăcinile vegetației ierboase, care acoperă această formațiune. Dacă mușuroaiele înierbate

sunt localizate pe un versant cu o pantă mai mare de 5º, acestea tind să se alungească în

direcția pantei. De asemenea, nucleul mușuroaielor periglaciare, în aceste condiții, se

deplasează din partea centrală spre cea frontală.

CAPITOLUL VII CONCLUZII

O mare parte a studiilor cuprinse în literatura de specialitate din țară, ce abordează

relieful periglaciar prezintă mai ales procesele periglaciare determinante, caracteristicile și

structura formelor de relief, dar foarte rar menționează datarea absolută sau relativă a acestora.

Din acest motiv s-a considerat necesară datarea relativă a unor formațiuni periglaciare precum

râuri de pietre, versanți de grohotiș, trene de grohotiș și nișe de nivație. Metodele

lichenometrice și testele cu ciocanul Schmidt au fost utilizate în acest sens.

În analiza fiecărui tip de formă periglaciară s-a avut în vedere cunoașterea

particularităților de mediu, care influențează procesele periglaciare și implicit formele

periglaciare. În cazul râurilor de pietre, versanților de grohotiș și trenelor de grohotiș s-a

observat puternica influență a peretelui de rocă de pe care se despind claste și alimentează

formațiunile sau a culoarelor de avalanșă localizate în partea superioară a formațiunii. Peretele

de rocă ce alimentează versantul de grohotiș C are o lungime considerabilă, de aproape 1000

de metri, dar este importantă și înălțimea acestuia, care atinge și 135 m. Un alt factor care

influențează aceste formațiuni este expoziția versantului pe care sunt localizate. S-a constatat

30

că versanții de grohotiș cu expoziție sudică manifestă o dinamică mai sporită decât cei cu

expoziție nordică. Formațiunile periglaciare localizate pe suprafețe plane sau cu un conținut

ridicat de sedimente fine sunt mai ales influențate de umiditatea din sol, de expoziția și

declivitatea spațiului pe care sunt formate.

Datarea relativă a formelor periglaciare de relief din bazinul superior al Văii Capra s-a

realizat pe baza metodelor lichenometrice mai ales. Un mare aport adus de acest studiu, este

stabilirea unei rate anuale de creștere a lichenilor în Munții Carpați, cu valori de 0,48 mm/an,

puțin mai ridicată decât valorile stabilite pentru Munții Tatra (0,45 mm/an) și Munții Alpi

(0,41 mm/an). Pe baza ratei anuale de creștere a lichenilor s-a calculat vârsta relativă a unor

forme periglaciare din arealul de studiu. Cea mai stabilă formă periglaciară este considerată

versantul de grohotiș C, care are vârsta maximă a blocurilor de rocă de peste 400 de ani. Cea

mai mare parte a formelor de relief analizate au o vârstă maximă de 160-180 de ani,

corespunzând cu procesele periglaciare mai intense din Mica Glaciație. Cele mai reduse vârste

relative s-au observat la nișele de nivație, având în părțile marginale uneori doar 30 de ani.

Mai mult, în apropiere de peretele de rocă ce alimentează nișele de nivație, clastele sunt de

dimensiuni mai reduse și nu sunt acoperite cu licheni, ceea ce sugerează dinamica actuală a

acestor formațiuni. De asemenea, o noutate adusă în datarea relativă este aflarea procentului

de acoperire cu licheni a blocurilor de rocă prin tehnica OBIA (object based image analysis).

Prin prelucrarea fotografiilor se poate obține cu exactitate procentul de acoperire, eliminându-

se aproape toate erorile, care apăreau în urma aproximării vizuale ale acestui indicator, metodă

foarte subiectivă.

Formele de relief specifice suprafețelor plane sau cu pante reduse și cu un conținut

ridicat de materiale fine au fost analizate pentru a cunoaște procesele periglaciare care le

influențează și care sunt condițiile în care acestea se manifestă. În urma investigațiilor de

potențial spontan, conductivitate, umiditate a solului și rezistența la penetrație s-a constatat că

este foarte importantă valoarea umidității a solului, ducând la amplificarea proceselor

periglaciare. Măsurarea diferențelor de potențial natural electric dintre anumite părți ale

formelor de relief precizate a dus la observarea unor zone cu o structură formată mai ales din

materiale fine acoperite de vegetație ierboasă, iar alte zone cu o structură cu claste de diferite

dimensiuni conectate de o matrice fină, iar uneori acoperite cu vegetație ierboasă.

31

În urma investigațiilor realizate în cadrul bazinului superior al Văii Capra se consideră

că formele periglaciare au o dinamică redusă, iar ultima perioadă cu intense procese

periglaciare care au determinat și au modelat aceste forme a fost la finalul Micii Glaciații.

Mușuroaiele periglaciare sunt formele care se modifică și în prezent destul de puternic în urma

proceselor de îngheț-dezgheț și a crioturbației. Dintre formațiunile periglaciare formate din

claste și blocuri de rocă, cele mai dinamice sunt nișele de nivație, iar dintre acestea nișa de

nivație C, din cadrul Circului Capra, fiind alimentată de claste ce provin dintr-un perete de

rocă cu pante ridicate și cu expoziție sudică, unde procesele periglaciare sunt amplificate.

În vederea îmbunătățirii și detalierii metodei lichenometrice și a stabilirii unei rate de

creștere anuală a lichenilor cât mai precisă pentru Munții Carpați se consideră necesară o

extindere a spațiilor montane analizate, astfel încât condițiile care influențează rata de creștere

a lichenilor să fie cât mai diversificate. În acest mod metoda va devenii tot mai precisă și

eficientă în vederea datării formelor periglaciare, acolo unde nu pot fi aplicate cu succes

metode de datare exactă a acestora.

BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ

Ballantyne, C.K., Harris, C., 1994, The Periglacial of Great Britain, Cambridge University

Press, Cambridge, 330 p.

Beschel, R.E., 1950, Flechten als Altersmasstab rezenter Moränen, Zeitschrift für Geographie

und Gletscherkunde, Bd. 1, 152-162;

Beschel, R.E., 1961, Dating Rock Surfaces by Lichen Growth and its Application to

Glaciology and Physiography (Lichenometry), în Gelogy of the Arctic Research, 1044-1062;

Birkeland, P.W., 1973, Use of relative age-dating methods in a stratigraphic study of rock

glacier deposits Mt. Sopris, Colorado, Artic and Apline Research, vol. 4, No. 4, p. 401-416;

Burn C. R. et. al., 1998, Electrical potential measured during growth of lake ice, Mackenzie

delta area, N.W.T., Canada, Permafrost – Seventh International Conference (Proceedings),

Yellowknife (Canada), Colection Nordicana No 55, pp 101-106;

Burrows,C.J.; Maunder,B.R. 1975, The recent moraines ofthe Lyell and Ramsay Glaciers,

Rakaia Valley, Canterbury. Journal of the Royal Society of New Zealand 5: 479-491;

32

Carrara, P. & Andrews, J.T. 1972, The Quaternary history of northern Cumberland

Peninsula, Baffin Island, N.W.T.; Part I: the late and Neoglacial deposits of the Akudlermuit

and Boas Glaciers, Canadian Journal of Earth Sciences, 9, pp. 403-414.

Darnet M., Marquis G., 2004, Modelling streaming potential (SP) signals induced bz water

movement in the vadose zone, Jurnal of Hydrology 285, pp. 114-124;

Erikstad, L., Sollid, J.L., 1986, Neoglaciation in south Norway using lichenometric methods,

Norsk. Geogr. Tidssä., Oslo, vol. 40, 85-105;

French., H.M, 2007, The Periglacial Environment, Third Edition, John Wiley & Sons Ltd;

Garibotti IA, Villalba R. 2009. Lichenometric dating using Rhizocarpon subgenus

Rhizocarpon in the Patagonian Andes, Argentina. Quaternary Research 71: 271-283.

Griffey, N.J., 1997, A lichenometric study of the Neoglacial end moraines of the Okstindan

Glaciers, north Norway, and compararisons with similar recent scandinavian studies, Norsk.

Geogr. Tidsskr., 31, 163-172;

Grigore, M., Marin, I., 1981, Observații geomorfologice în bazinele hidrografice Capra și

Buda din Munții Făgăraș, Analele Universității București, Geografie, p. 67-76;

Haeberli, W., King, L. & Flotron, A. 1979. Surface movement and lichen cover studies at

the active rock glacier near the Grubengletscher, Wallis, Swiss Alps. Arctic Alpine Research

11: 421-441.

Hansen, E.S., 2008, The application of lichenometry in dating of glacier deposits, Geografisk

Tidsskrift-Danisch Journal of Geography, 108(1), 143-151;

Harris C. 1981. Periglacial Mass Wasting: A Review of Research. BGRG Research

Monograph. Geo Books: Norwich.

Harris C., 1995, Laboratory simulations of periglacial solifluction: significance of porewater

pressures, moisture contents and undrained shear strength during soil thawing, Permafrost and

Periglacial Processes, 6 (4), 293-311.

Innes, J.L., 1984, Lichenometric dating of moraine ridges in northern Norway: some

problems of application, Geografiska annaler, 66A, 341-352;

Innes, J.L., 1985a, Lichenometry, Process. Phys. Geogr., 9, 187-254;

Innes, J.L., 1985b, Relative dating of neoglacial moraine ridges in north Norway, Zeitschrift

für Gletscherkunde und Glazialgeologie, Band 20, 53-63;

33

Kedzia, S., 2010, The age of debris surface on the Zolta Turnia Peak (The Polish Tatra

Mountains), Geomorphologia slovaca et Bohemica, 2/2010, p.29-38;

Kedzia, S., Raczkowska, Z., 2008, Lichenometric – Geomorphological investigations in the

area of Slavkovsky Stit, Geomorphologia slovaca et Bohemica, p. 36-41;

Kotarba, A., 1991, On the ages and magnitude of Derbis flows In the Polish Tatra Mountains.

Bulletin of the Polish Academy of Sciences, 39, 2, 129 – 135;

Kotarba, A., 2002, Współczesne przemiany przyrody nieożywionej w Tatrzańskim Parku

Narodowym. In Borowiec, W., Kotarba, A., Kownacki, A., Krzan, Z., Mirek, Z., eds.

PrzeStanisław Kędzia, Geomorphologia slovaca et Bohemica 2/2010 38 miany środowiska

przyrodniczego Tatr. TPN, PTPNoZ Oddz. Kraków, Kraków - Zakopane, 13 – 19;

Kotarba, A., 2004, Zdarzenia geomorfologicznew Tatrach Wysokich podczas małej epoki

lodowej. Prace Geograficzne IgiPZ PAN, 197, 9-55;

Lehmann, P.W., 1881, Beobachtungen über Tektonik und Gletscherspuren im Fogaraschen

Gebirge, Zeitschrift d. Geologie Gesellschaft Berlin, t. XXXIII, p. 109-117;

Lehmann, P.W., 1885, Die Südkarpaten zwischen Retjezat und Königstein, Zeitschrift d.

Gos. Erdkunde, Berlin, T XX, 325-386;

Linde N. et. al., 2011, Self-potential investigations of a gravel bar in a rostored river corridor,

Hydrology and Earth System Sciences, pp. 729-742;

Locke WW, Andrews JT, Webber PJ., 1979., A manual for lichenometry. British

Geomorphological Research Group: London; 47pp

Luzerna, R., 1908, Einige Gletscherspuren aus dem Fogarascher Gebirge, (südliches

Siebenbürgen), Zeitschr. für Gletscherkunde, t. II (1907-1908), p. 67-71;

Mainali G., 2006, Monitoring of Tailings Dams with Geophysical Methods, pp. 1-93;

Martonne, Emm. de, 1900, Contribution a l`étude de la période glaciaire dans les Karpates

Méridionales, Bull. Soc. géol. France, Paris, 3 série, t. XXVIII, p. 274-319;

Martonne, Emm. de, 1907, Recherches sur l`évolution morphologique des Alpes de

Transylvanie (Karpates méridionales), Rev. de géogr. annuelle, t. I (1906-1907);

Matthwes, J.A., 1977, A lichenometric test of the 1750 end-moraine hypothesis: Storbreen

gletschervorfeld, southern Norway, Norsk. Geogr., Tidsskr, Oslo, 31, 129-136;

McCarroll, D., 1994, A new Approach to lichenometry: dating singel-age and diachronous

surfaces, The Holocene, 4, 4, 383-396;

34

McCarroll, D., et al., 1996, Degree of rock surface weathering on field summits in northern

Finland: implications for the thermal regime of the last ice sheet, Boreas, 25;

Miller, G.H., 1973b, Variations in lichen growth from direct measurements: preliminary

curves for Alectoria minuscula from eastern Baffin Island, N.W.T., Canada, Arctic and Alpine

Research, 5, pp. 333-339;

Mottershead, D.N., 1980, Lichenometry – some recent applications, Timescales în

Geomorphology, Cap. 9;

Nedelcu, E., 1959, Aspecte structurale și litologice în morfologia glaciară a Munților Făgăraș,

Probleme de geografie, vol. VI, 195-207;

Nedelcu, E., 1968, Munții Făgărașului; Creasta Râiosului – Schiță panoramică, Natura, Seria

Geografie, nr. 5, p. 52-54;

Niculescu, Gh., 1991, Relieful ruiniform din regiunea înaltă a Carpaților Meridionali, Studii și

cercetări de geografie, tomul XXXVIII, academia Română;

Niculescu, Gh., 1993, Cercetarea reliefului glaciar și crionival din Carpații Românești –

Rezultate și perspective, Studia Univ. Babeş-Bolyai, Geographia, XXXVIII, 1, 29-33;

Niculescu, G., Nedelcu, E., Iancu, S., 1960, Nouvelle contribution a l’étude de la

geomorphologie glaciaire des Carpates Roumaines, Recueil d’ études géographiques

concernant le territoire de la Republique Populaire Roumaine, Ed. Academiei, București, p.

29-43;

Niculescu, Gh., Nedelcu, E., 1961, Contribuţii la studiul microreliefului crionival din zona

înaltă a munţilor Retezat-Godeanu-Ţarcu şi Făgăraş-Iezer, Probleme de geografie, VIII, 87-

121.

Onaca, A., 2013, Prcese și forme periglaciare din Carpații Meridionali. Abordare

geomorfologică și geofizică, Teză de doctorat.

Pawlowski, S., 1936, Les Karpates à l’époque glaciaire - Comptes Rendus du Congrès

International de Géographie, Varsovie, 89-141;

Popescu, N., Ielenicz, M., 1981, Evoluția versanților în regim periglaciar în partea centrală a

Munților Făgăraș, Analele Universității București, Gepgrafie, p. 89-97;

Putan, R., 2013, Modern research methods applied on periglacial landforms from Upper basin

of Capra Valley, Făgăraș Mountains, Central European Regional Policy and Human

Geography, year III, no.1., pp. 59-68.

35

Putan, R., 2014, Relative dating through lichenometry oh the periglacial landforms from

Upper basin pf Capra Valley, Făgăraș Mountains, Romania,.Conference Proceedings vol I,

Scince and Tehnologies in Geology, Exploration and Mining. pp. 573-580

Rădoane, M., 2001, Geomorfologie, vol. 2, Editura Universității Suceava, Suceava;

Scapozza C., 2008, Contribution à ľ étude géomorphologique et géophysique des

environnements périglaciaiers des Alpes Tessinises orientales, Lausanne;

Straface S. et. al., 2009, An inverse Procedure to Estimate Transmissivity from Heads and Sp

Signals;

Szalay, A., 1934, Der Kamm des Fogarascher Gebirges, Jahrbuch des Siebenbürgischen

Karpatenverein, Hermannstadt, 3-32;

Trique M. et. al., 2002, Fluid flow near reservoir lake inferred from the spatial en temporal

analysis of the electric potential, Jurnal of Geophysical Research, vol. 107, No. B10;

Urdea, P., 1995, Quelques considérations concernant des formations de pente dans Les

Carpates Méridionales, Permafrost and Periglacial Processes, 6, 195-206.

Urdea P., 2000, The geomophological risk in Transfăgărășan highway area, în Studia

Geomorphologica Carpatho-Balcanica, vol. XXXIV pp. 114-121;

Urdea P., 2004, The Pleistocene glaciation of the Romanian Carpathians, în Quaternary

Glaciations – Extent and Chronology, pp. 301-308;

Urdea P., 2006, Absolute ages, relative ages, and weathering in glaciated landscape of Retezat

Mountains (România). Preliminary results, în Analele Universității de Vest din Timișoara,

Geografie, vol. XVI, pp. 45-60;

Urdea P. et. al, 2007, Aplications of DC resistivity tomography on glacial deposits in the

Bâlea-Valea Doamnei area, Făgăraș mountain, în Analele Universității de Vest din Timișoara,

Geografie, vol. XVII, pp. 5-22;

Urdea P. et. al, 2008, Noi metode de studiu aplicate la zona alpină a Carpaților Românești,

Proiect Mener; 585-595;

Voiculescu, M., 2002, Fenomene geografice de risc în Masivul Făgăraș, Editura Mirton,

Timișoara;

Whitehouse, I. E., McSaveney, M. J., Knuepfer, P. L. K. and Chinn, T. J. (1986). Growth

of weathering rinds on Torlesse Sandstone, Southern Alps, New Zealand, in Colman, S.M. and

36

Detheir, D. P. (eds) Rates of chemical weathering of rocks and minerals. Academic Press,

New York;

Winchester, V., Harrison, S., 1994, A development of the lichenometric method applied to

the dating of glacially influenced debris flows in southern Chile, Earth Surface Processes an

Landforms, vol. 19, 137-151;

Worsley, P., 1981, Lichenometry, Geomorphological Tehniques, cap. 5.6., Editura George

Allen, Londra, Boston, Sydney.

*** (1983), Geografia României, vol 1, Geografia fizică, Edit. Academiei Române,

București, 662 p.

*** (1987), Geografia României, vol. 3, Carpații și Depresiunea Transilvaniei, Edit.

Academiei Române, București, 472 p.