studiu dendrogeomorfologic asupra proceselor de versant din ......mai bună înțelegere a regimului...
TRANSCRIPT
UNIVERSITATEA DE VEST DIN TIMIȘOARA
FACULTATEA DE CHIMIE, BIOLOGIE, GEOGRAFIE
DEPARTAMENTUL DE GEOGRAFIE
SCOALA DOCTORALĂ MEDIU ŞI DEZVOLTARE DURABILĂ
STUDIU DENDROGEOMORFOLOGIC
ASUPRA PROCESELOR DE
VERSANT DIN PARTEA CENTRAL-
NORDICĂ A MUNŢILOR FĂGĂRAŞ
REZUMATUL TEZEI DE DOCTORAT
Conducător științific:
Prof. Dr. Petru Urdea
Doctorand:
Patrick Chiroiu
Timișoara, 2015
- 1 -
CUPRINS
Cap. 1. Introducere............................................................................................................ 1
1.1. Argument ........................................................................................................... 1
1.2. Obiectivele studiului .......................................................................................... 3
1.3. Structura lucrării................................................................................................. 4
Cap. 2. Procesele geomorfologice de versant.................................................................... 6
2.1. Aspecte de bază ................................................................................................. 6
2.2. Avalanşele de zăpadă......................................................................................... 7
2.3. Căderile și rostogolirile de pietre..................................................................... 24
2.4. Curgerile de grohotiș........................................................................................ 28
Cap. 3. Arealul studiat...................................................................................................... 31
3.1. Motivația alegerii arealului de studiu .............................................................. 31
3.2. Caracteristici fizico-geografice generale ale părții central-nordice a Munților
Făgăraș .......................................................................................................... 32
3.3. Valea Arpașul Mare ........................................................................................ 36
3.4. Valea Bâlea ..................................................................................................... 39
3.5. Valea Doamnei ................................................................................................ 40
3.6. Valea Sâmbăta ................................................................................................. 42
Cap. 4. Aspecte metodologice........................................................................................... 44
4.1. Dendrocronologia - studiul inelelor anuale de creștere ale arborilor................44
4.2. Dendrogeomorfologia - posibilități și limitări ................................................ 47
4.2.1. Principiul proces-eveniment-răspuns................................................ 47
4.2.2. Evenimentul sau interacţiunea proces geomorfologic-arbore .......... 49
4.2.3. Răspunsurile anatomice ale arborilor ............................................... 57
4.2.4. Limitările metodei dendrogeomorfologice ....................................... 65
4.3. Repere istorice ale cercetării proceselor de versant prin metoda
dendrogeomorfologică ........................................................................................................ 67
4.4. Etapele analizei dendrogeomorfologice din prezentul studiu........................... 70
4.4.1. Etapa de teren ................................................................................... 70
- 2 -
4.4.2. Prelucrarea şi analiza probelor........................................................... 74
4.4.3. Interpretarea rezultatelor ................................................................... 75
Cap. 5. Analiza dendrogeomorfologică a siturilor investigate ..................................... 82
5.1. Repere generale............................................................................................... 82
5.2. Valea Arpaşul Mare........................................................................................ 86
5.2.1. Situl A1.............................................................................................. 86
5.2.2. Culoarul A2....................................................................................... 92
5.2.3. Culoarul A3 ...................................................................................... 96
5.2.4. Situl A4 ........................................................................................... 104
5.2.5. Culoarul A5..................................................................................... 111
5.2.6. Culoarul A6 .................................................................................... 115
5.2.7. Culoarul A7..................................................................................... 119
5.2.8. Culoarul A8 .................................................................................... 123
5.2.9. Situl A9 .......................................................................................... 127
5.2.10. Căderile de pietre în Valea Arpașul Mare .................................... 131
5.3. Valea Bâlea .................................................................................................... 135
5.3.1. Culoarul B1 ..................................................................................... 135
5.3.2. Culoarul B2 ..................................................................................... 139
5.3.3. Culoarul B3 ..................................................................................... 143
5.3.4. Culoarul B4 .................................................................................... 146
5.4. Valea Doamnei .............................................................................................. 150
5.4.1. Culoarul D1 .................................................................................... 150
5.4.2. Culoarul D2 .................................................................................... 154
5.4.3. Culoarul D3 .................................................................................... 158
5.4.4. Culoarul D4 .................................................................................... 165
5.5. Valea Sâmbăta - Culoarul S1......................................................................... 168
Cap. 6. Regimul de manifestare al avalanșelor de zăpadă în partea central-nordică a
Munților Făgăraș............................................................................................................ 173
6.1. Avalanșele de zăpadă la nivel local..... ..........................................................173
6.2. Avalanșele de zăpadă în partea central-nordică a Munților Făgăraș............. 179
6.3. Frecvența avalanșelor în partea central-nordică a Munților Făgăraș............. 181
6.4. Extensiunea spațială și magnitudinea avalanșelor ........................................ 185
- 3 -
6.5. Identificarea declanșatorilor climatici ai avalanșelor majore ...................... 189
6.6. Influența topografiei asupra formării avalanșelor de zăpadă ........................ 195
6.7. Evaluarea abordării metodologice și a pragurilor de optimizare a raportului
semnal-zgomot.................................................................................................................. 198
Cap 7. Concluzii .............................................................................................................. 205
Bibliografie ...................................................................................................................... 208
- 4 -
Cap.1. Introducere
1.1. Argument
Procesele geomorfologice de versant sunt fenomene naturale care se manifestă
regulat în regiunile montane din întreaga lume, având un rol însemnat în morfodinamica
reliefului, iar în arealele populate, acestea reprezintă hazarde naturale generatoare de
riscuri. Caracteristicile reliefului și specificul climatului din Carpații Românești fac
posibilă ocurența pe tot parcursul anului a unei sfere largi de procese de versant bruște
precum avalanșele de zăpadă (în sezonul rece), prăbușirile, căderile și rostogolirile de
pietre, curgerile de grohotiș sau alunecările de teren.
În țara noastră, analiza spațio-temporală a proceselor geomorfologice de versant se
limitează la investigarea acelor evenimente care s-au remarcat prin amploarea lor sau au
cauzat pierderi de vieți omenești sau pagube materiale. Ca urmare, studiile referitoare la
procesele de versant din zona montană sunt doar punctuale, necesitatea realizării unor
cercetări cantitative în domeniu fiind evidentă.
Atunci când traiectoria lor se intersectează cu activitățile umane, procesele de
versant vor fi privite din perspectiva fenomenelor geografice de risc. Bălteanu (1997)
constată că în țara noastră, în arealele montane înalte, la peste 1700 m altitudine,
principalele fenomene de risc geomorfologic sunt avalanșele de zăpadă, căderile de pietre
și curgerile de grohotiș. Extinderea infrastructurii turistice și de transport are ca efect
creșterea accesibilității anumitor areale din Carpații Românești și determină, implicit,
sporirea numărului de turiști în toate perioadele anului. Dezvoltarea durabilă a stațiunilor și
localităților din zona montană trebuie să fie fundamentată pe o gestionare corectă și
eficientă a riscurilor geomorfologice. Nu trebuie neglijat interesul din ce în ce mai mare
pentru practicarea sporturilor de iarnă extreme, a schiului de tură și a schiului off-piste, în
condițiile în care avalanșele au devenit a doua cauză a mortalității în zonele montane, după
accidente (ANM, 2004).
Avalanșele de zăpadă se produc de obicei în zone apropiate de izoterma de 0°C,
fiind sensibile la variațiile climatice (Schneebeli et al., 1997; Germain et al., 2009), așa
cum este și cazul altor sisteme fizice precum ghețarii (Thompson et al., 2003; Bolch et al.,
2012; Sorg et al., 2012) sau permafrostul (Haeberli, Beniston, 1998; Onaca, 2013). În
munții înalți, încălzirea globală cauzează topirea permafrosului, afectând stabilitatea
versanților și regimul de manifestare al deplasărilor în masă precum curgerile de grohotiș,
- 5 -
prăbușirile sau căderile de pietre (Gruber, Haeberli, 2009). În contextul schimbărilor
climatice globale (IPCC, 2007, 2013), evaluarea gradului în care regimul de manifestare al
proceselor de versant este influențat de aceste schimbări, se poate realiza doar pe baza unor
serii de date temporale suficient de lungi pentru a surprinde perioade în care condițiile
climatice erau diferite față de cele din prezent (Corona et al., 2012b).
În acest sens, tehnicile bazate pe studiul inelelor anuale ale arborilor oferă
reconstituiri pe perioade îndelungate, având avantajul preciziei anuale sau chiar intra-
anuale a rezultatelor (Stoffel, 2008; Schneuwly, 2009). Dendrogeomorfologia (Alestalo,
1971) este o metodă de datare și analiză spațio-temporală a proceselor geomorfologice
care, prin interacțiunea cu vegetația lemnoasă, afectează creșterea normală a arborilor.
Utilizarea acesteia pe scară largă în mediile de cercetare din S.U.A, Canada sau Elveția îi
conferă un caracter dinamic, în prezent fiind elaborate noi standarde metodologice testate
statistic (Corona et al., 2010; Stoffel, et al., 2013; Bollschweiler et al., 2013; Stoffel,
Corona, 2014), cu scopul de a eficientiza eforturile de colectare a datelor din teren,
tehnicile de laborator, precum și de a oferi un maxim de informații asupra fenomenelor
studiate. În țara noastră, procesele de versant au început să fie privite prin prisma
dendrogeomorfologiei abia în ultimii ani (Voiculescu, Onaca, 2012, 2014; Voiculescu et
al., 2013, Pop et al., 2013; Chiroiu et al., 2015).
1.2. Obiectivele studiului
Lucrarea de față este un studiu dendrogeomorfologic care urmărește analiza
manifestării spațio-temporale a proceselor de versant active în partea central-nordică a
Munților Făgăraș, având ca principal obiectiv oferirea de informații care să contribuie la o
mai bună înțelegere a regimului de manifestare și a caracteristicilor regionale ale acestor
fenomene în arealul analizat. Pentru aceasta, obiectivele punctuale ale prezentului studiu
sunt:
(i) identificarea și datarea proceselor de versant active în siturile analizate din
Munții Făgăraș, prin analiza inelelor anuale;
(ii) construirea istoricului avalanșelor de zăpadă majore din ultimul secol în partea
central-nordică a Munților Făgăraș;
(iii) determinarea frecvenței minime de manifestare a avalanșelor majore în arealul
analizat;
- 6 -
(iv) reconstituirea extensiunii spațiale și estimarea magnitudinii celor mai
importante avalanșe de zăpadă datate;
(v) identificarea factorilor climatici răspunzători pentru producerea avalanșelor
majore la nivel regional în partea central-nordică a Munților Făgăraș;
1.3. Structura lucrării
Lucrarea de față cuprinde șapte capitole și începe cu o introducere generală (Cap.1)
în care se discută contextul, importanța și necesitatea studierii proceselor geomorfologice
de versant, expunând și principalele obiective ale lucrării. În Cap.2 se realizează o
expunere teoretică a celor trei tipuri principale de procese de versant analizate: avalanșele
de zăpadă, căderile și rostogolirile de pietre și curgerile de grohotiș. În cuprinsul fiecărui
subcapitol sunt detaliate aspecte privind definirea, clasificarea, morfologia și factorii care
pregătesc și declanșează aceste procese, precum și elemente referitoare la caracterul de
hazard natural. Datorită specificului analizei, procesele studiate vor fi privite și din
perspectiva interacțiunii acestora cu arborii și comunitățile forestiere. De asemenea, la
finalul fiecărui subcapitol se vor indica cele mai importante repere ale cercetării
respectivului proces geomorfologic în literatura autohtonă.
Localizarea și descrierea generală a elementelor cadrului natural din arealul analizat
se regăsesc în Cap.3. Fiind un studiu care utilizează o metodă cu un mare grad de noutate
pentru spațiul românesc, am considerat că în Cap.4 este necesară o tratare detaliată a
principiilor teoretice și a aspectelor practice ale dendrogeomorfologiei, precum și a
elementelor esențiale de anatomia lemnului care vor fi utilizate pe tot parcursul lucrării. În
Cap.4.4. sunt clarificate aspectele metodologice concrete aplicate în analiza și interpretarea
probelor dendrogeomorfologice din prezentul studiu.
Partea principală a tezei este expusă în Cap.5 și cuprinde rezultatele detaliate pentru
fiecare din cele 18 situri analizate, rezultate obținute din datarea și interpretarea
răspunsurilor de creștere ale arborilor eșantionați. În Cap.6 este discutat regimul de
manifestare al avalanșelor de zăpadă din partea central-nordică a Munților Făgăraș, fiind
expuse analize suplimentare referitoare la condițiile topo-climatice care determină
producerea acestora, precum și evaluarea metodologiei utilizate prin analiza comparativă a
trei abordări metodologice distincte. În finalul lucrării, Cap.7 conține principalele concluzii
rezultate în urma studiului întreprins și indică perspectivele cercetărilor viitoare.
- 7 -
Cap.2. Procesele geomorfologice de versant
2.1. Aspecte de bază
Lucrarea de față este orientată pe analiza spațio-temporală pe a trei dintre cele mai
importante procese de versant active în Carpații Românești: avalanșele de zăpadă, căderile
și rostogolirile de pietre și curgerile de grohotiș. Aspectele legate de frecvența de
manifestare și arealul afectat de fiecare dintre aceste procese evidențiază avalanșele de
zăpadă ca având cel mai mare impact spațio-temporal în etajul alpin al Carpaților
Românești și fiind, în același timp, fenomenele gravitaționale care generează cele mai
importante riscuri geomorfologice (ANM, 2008). Ca urmare, în cadrul prezentei lucrări se
va acorda o atenție sporită analizei regimului de manifestare al avalanșelor de zăpadă din
arealul analizat, celelalte procese de versant active fiind investigate punctual, în funcție de
ocurența acestora în siturile analizate.
2.2. Avalanșele de zăpadă
Avalanșele de zăpadă sunt fenomene ce se manifestă pe scară largă în zonele
montane unde condițiile topo-climatice favorizează producerea acestora, Schweizer et al.
(2003) definind avalanșele ca fiind mase de zăpadă care coboară o pantă înclinată cu viteze
mari. Atunci când forța gravitațională depășește forțele de frecare din interiorul stratului de
zăpadă, masele de zăpadă devin instabile, declanșarea avalanșelor devenind iminentă
(McClung, Shaerer, 2006). Ca urmare, avalanșele de zăpadă pot fi definite ca fiind
fenomene naturale gravitaționale cu declanșare bruscă, în cadrul cărora are loc transportul
rapid pe un versant a unor mase mari de zăpadă și gheață. În funcție de lungimea și panta
versantului, masele de zăpadă în mișcare își vor mări către aval volumul, greutatea și
implicit forța de distrugere (Voiculescu, 2002a).
Ținând cont de obiectivele studiului de față și de pricipalele tipuri de avalanșe
identificate în Munții Făgăraș (Voiculescu, 2004a), relevante sunt următoarele clasificări:
a. după tipul de desprindere se deosebesc avalanșele de zăpadă necoezivă (engl: loose
snow avalanches) și avalanșele în plăci (engl: slab avalanches).
b. după traseul de deplasare se individualizează avalanșele neconstrânse sau de
versant, cu un traseu deschis și avalanșele canalizate sau de culoar, care exploatează în
- 8 -
general formele de scurgere liniară. Analiza realizată în lucrarea de față se concentrează
exclusiv pe avalanșele de culoar.
c. după cantitatea de apă lichidă conţinută de zăpadă se diferențiază avalanșele uscate
sau prăfoase și avalanșele umede.
Avalanșele de zăpadă care se manifestă în Carpații Românești, față de cele întâlnite
în alte lanțuri muntoase cu altitudini mai ridicate, pot fi încadrate în categoria avalanșelor
mici și mijlocii, în ceea ce privește cantitatea de zăpadă antrenată, frecvența și forța de
distrugere a acestora (Gaspar, Munteanu, 1968). Chiar dacă nu ating amploarea celor din
alte regiuni montane precum Alpii, Anzii sau Himalaya, avalanșele din țara noastră, în
general, și din Munții Făgăraș în special, reprezintă procesul de versant și fenomenul de
risc „cel mai spectaculos ca manifestare și periculos ca efecte, atât asupra omului, cât și
asupra celorlalte componente de mediu” (Voiculescu, 2002a, pag.44).
În prezent, în România avalanșele nu periclitează așezări omenești permanente, însă
de-alungul timpului au avut loc evenimente care s-au soldat cu victime omenești și pagube
materiale. Pe baza statisticilor Serviciilor de Salvamont, a Adiministrației Naționale de
Meteorologie și din literatura de specialitate (Voiculescu, 2002a, 2014; Munteanu et al.,
2012) se constată că în Munții Făgăraș au avut loc 138 de accidente dintre care 62 mortale,
majoritatea dintre acestea (90, respectiv 35) având loc în Valea Bâlea. Numărul cel mai
mare de victime - 23 de persoane - s-a înregistrat în data de 17 aprilie 1977 când un grup
de schiori a fost surprins în circul glaciar Bâlea de o avalanșă de proporții.
În România, avalanșele au intrat într-o primă fază în atenția cercetătorilor din
domeniul silvic care au sesizat distrugerile produse de avalanșele de zăpadă asupra
fondului forestier, indicând metodele de prevenire și combatere a acestora (Gaspar,
Munteanu, 1968). Voiculescu (2005) realizează o retrospectivă a modului în care a fost
abordată problematica avalanșelor din perspectivă geografică în țara noastră, deosebind
două etape principale: etapa de dinainte de 1990 și etapa de după 1990. Prima etapă se
caracterizează prin lucrări generale în care sunt amintite elemente legate de avalanșele de
zăpadă care se manifestă în diferite areale montane din Carpați. În această perioadă
ceretătorii identifică suprafețele pe care activează avalanșele (Niculescu, Nedelcu, 1961;
Niculescu; 1966; Iancu, 1970; Sîrcu, 1978; Popescu, Ielenicz, 1981), observă capacitatea
erozională a acestora în studii cu specific geomorfologic (Velcea, 1961; Niculescu, 1966;
Iancu, 1970; Popescu, Ielenicz, 1981; Ielenicz, 1984) și consemnează riscul generat de
acest fenomen (Niculescu, Nedelcu, 1961; Iancu, 1970; Sîrcu, 1978).
- 9 -
În etapa a doua se realizează atât studii generale în care se analizează avalanșele ca
fenomen de risc (Ciulache, Ionac, 1995; Grecu, 1997; Florea, 1996, 1998; Moțoiu, 2001a;
Voiculescu, 2002a, 2009) cât și specifice: în Munții Bucegi (Moțoiu, 2001b), în Munții
Piatra Craiului (Moțoiu, Munteanu, 2006; Munteanu et al., 2011), modelarea riscurilor la
avalanșe în Munții Făgăraș (Voiculescu, 2004b; Câmpean, Câmpean, 2010), studii
dendrogeomorfologice în Munții Bucegi (Voiculescu, Onaca 2012, 2014), în Munții
Rodnei (Simea, 2012), ș.a.
2.3. Căderile și rostogolirile de pietre
Căderile și rostogolirile de pietre (engl: rockfall) sunt printre cele mai răspândite
procese de versant bruște, manifestându-se atât în regiuni muntoase cât și în zone cu
altitudini mai reduse. Rapp (1960, p.97) definește acest proces ca fiind „căderea mai mult
sau mai puțin liberă a particulelor de rocă de orice dimensiune de pe versanți foarte
înclinați sau pereți verticali”. În același timp, alături de căderea liberă a fragmentelor de
rocă, acestui proces îi sunt asociate și alte forme de mișcare ce pot apărea ocazional,
precum săltarea și rostogolirea (Ritter et al., 2002). Unii cercetători asociază căderile de
pietre cu alunecările de teren în sens larg (Varnes, 1978; Selby, 1993; Hungr et al., 2001),
încadrându-le în categoria alunecărilor de teren de dimensiuni reduse, care se limitează la
desprinderea fragmentelor individuale și superficiale de rocă de pe suprafața unui perete
stâncos.
Declanșarea procesului este precedată de o pregătire a ariei sursă numită de Rapp
(1960) „coacere”, care depinde de duritatea rocii, prezența fisurilor și valorile parametrilor
climatici (ex: regimul ciclurilor gelive, umiditatea, etc.). În urma meteorizației fizice și/sau
chimice, procesul va fi inițiat în momentul intervenției factorilor declanșatori. Între acești
factori, literatura de specialitate identifică precipitațiile intense (Luckman, 1976; Sass,
1998), topirea de la sfârșitul sezonului rece și reînghețarea apei infliltrate în crăpături
(Matsuoka și Sakai, 1999; Matsuoka, 2001, 2008), ciclurile gelive diurne (Gardner, 1983),
sau o combinație a acestor factori (Decaulne, Saemundsson, 2006). În fine, cantități mari
de material alterat și instabil pot ceda în timpul unui seism (Bull, Brandon, 1998;
Wieczorek et al., 2000; Sepulveda et al., 2004).
O retrospectivă a studiilor cu specific dendrogeomorfologic care analizează căderile
de pietre este expusă în Cap.4.3.
- 10 -
2.4. Curgerile de grohotiș
Curgerile de grohotiș (engl.: debris-flows) sunt definite ca fiind deplasări în masă
gravitaționale rapide, care conțin material solid și prezintă caracteristicile dinamice ale
unei curgeri vâscoase (Varnes, 1978). Unii autori consideră curgerile de grohotiș ca
procese intermediare între alunecările de teren și viituri (Johnson, 1970), sau faze specifice
ale alunecărilor de teren în care materialul se deplasează prin curgere (Cruden, Varnes,
1996). În definirea curgerilor de grohotiș, Hungr (2005) accentuează aspectul de curgere
rapidă și foarte rapidă a unei mase saturate, non-plastice, de grohotiș, evidențiind
importanța elementului lichid din componența acestuia. În aceeași lucrare, tipologia este
detaliată, specificându-se că o dată cu creșterea concentrației de apă, curgerea de grohotiș
se va numi viitură de grohotiș (engl.: debris-flood), iar în cazul în care materialul
transportat prezintă granulații de mici dimensiuni, procesul poartă denumirea de curgere
noroioasă (engl.: mud-flow).
Declanșarea unei curgeri de grohotiș este direct dependentă de gradul de saturație al
depozitelor neconsolidate din aria sursă. Atingerea pragului de saturație poate avea loc prin
ploi intense pe o perioadă îndelungată (Iverson, 2000), prin topirea bruscă a zăpezii
(Wieczorek, Glade, 2005), topirea permafrostului (Hirschmugl, 2013) sau o combinație a
acestora, determinând creșterea presiunii din pori și declanșarea curgerii. Există, de
asemenea, situații în care curgeri de grohotiș au fost provocate de vibrațiile induse de
seisme (Martinez et al., 1999), erupții vulcanice (Pierson, 1992) sau supraîncărcarea
generată de avalanșe de zăpadă sau alte procese de versant (Sassa et al., 1997).
În țara noastră, alături de menționarea prezenței acestui proces de versant în diferite
lucrări regionale de geomorfologie (Ielenicz, 1984; Florea, 1998; Urdea, 2000), studii
orientate înspre analiza spațio-temporală a curgerilor de grohotiș sunt sporadice. V.Ilinca
(2010) analizează curgerile de debris din Valea Lotrului prin intermediul inelelor anuale
ale arborilor afectați, iar O.Pop (2012) realizează un studiu comparativ al proceselor
geomorfologice contemporane din Masivele Călimani și Sancy (Masivul Central Francez),
în care inventariază și datează prin metode dendrogeomorfologice curgerile de debris din
arealele analizate. Bălteanu și Micu (2012) analizează aspectele morfodinamice ale
curgerii noroioase de la Chirilești (Munții Buzăului), intens studiată în literatura autohtonă
(Badea, Posea, 1953; Constantin, 2002), iar Ilinca (2014) caracterizează curgerile de debris
din partea inferioară a Bazinului Lotrului. Recent, tot în urma aplicării tehnicilor
dendrogeomorfologice, Pop et al., (2014), analizează relația dintre colonizarea cu
- 11 -
vegetație, alunecările de teren și curgerile de grohotiș din Bazinul Dumitrelul (Munții
Călimani), iar Văidean et al. (2015) investighează curgerea de grohotiș din 18 iunie 2006
din bazinul râului Negoiul - Munții Apuseni.
Cap.3 Arealul studiat
3.1. Motivația alegerii arealului de studiu
Munții Făgăraș reprezintă sectorul montan cel mai înalt al Carpaților Meridionali și
constituie un areal de referință pentru întregul arc carpatic românesc (Voiculescu, 2002b).
Factorii și condițiile meteo-climatice care caracterizează acest masiv muntos determină o
activitate intensă a proceselor geomorfologice de versant, iar existența unui înveliș
forestier consistent oferă un cadrul ideal pentru analiza spațio-temporală a acestor procese
prin intermediul inelelor anuale ale arborilor. Construcția Transfăgărășanului la începutul
anilor ’70 ai secolului al XX-lea, a provocat modificări antropice severe și a afectat
considerabil echilibrul versanților Văilor Bâlea și Capra. Dezvoltarea implicită a
infrastructurii și activităților turistice atrage an de an tot mai mulți turiști în zonele înalte
ale Munților Făgăraș stimulând astfel cercetările din domeniul hazardelor și fenomenelor
de risc.
3.2. Caracteristici fizico-geografice ale părții central-nordice a Munților
Făgăraș
Situați în jumătatea estică a Carpaților Meridionali, între Defileul Oltului, la vest și
valea Dâmboviței la est, Munții Făgăraș reprezintă sectorul cel mai înalt al Carpaților
Românești, atingând altitudinile maxime în vârfurile Moldoveanu (2544 m) și Negoiu
(2535 m). Principalele caracteristici distinctive ale acestui masiv montan sunt prezența unei
creste principale cu o lungime de 70 km orientată est-vest și asimetria accentuată a
culmilor care se desprind din aceasta spre nord și sud.
În cadrul Masivului Făgăraș, în funcție de amploarea glaciațiunii cuaternare și a
proceselor periglaciare actuale, se individualizează cinci sectoare cu caracteristici distincte
(Florea, 1998): sectorul extrem-vestic, sectorul vestic, sectorul central, sectorul estic și
sectorul extrem-estic. Sectorul central, cu o lungime a crestei principale de aproximativ 35
km, cuprins între Vf.Ciortea la vest și Vf. Urlea la est (Fig.1), este caracterizat prin
- 12 -
altitudinile cele mai mari și dezvoltarea maximă a reliefului glaciar și periglaciar din
Munții Făgăraș. Arealul analizat în lucrarea de față se suprapune peste macroversantul
nordic al sectorului central și va fi numit în continuare partea central-nordică a Munților
Făgăraș.
Fig.1. Arealele studiate în partea central-nordică a Munților Făgăraș
3.3. Valea Arpașul Mare
Valea Arpașul Mare este situată în partea centrală a Munților Făgăraș (45°36`N,
24°39`E), are orientare nordică și este străjuită la sud de abrupturile crestei principale a
Munților Făgăraș. De-alungul acesteia se remarcă vârfurile Podragu (2482 m), Arpașu
Mare (2468 m), și Vârtopel (2359 m), Valea Arpașul Mare fiind despărțită de văile vecine
prin Muchia Podragului la est și Muchia Albota la vest.
În Valea Arpașul Mare au fost realizate investigații dendrogeomorfologice asupra
diferitelor tipuri de procese de versant active: avalanșe de zăpadă, curgeri de grohotiș,
căderi și rostogoliri de pietre și alunecări de rocă. În zona forestieră au fost identificate 11
- 13 -
culoare de avalanșă principale pe versantul cu expoziție estică și 6 culoare pe versantul
opus. Între anii 2011-2014 s-au prelevat probe dendrogeomorfologice de pe opt culoare de
avalanșă (siturile A1 - A8) localizate pe versantul cu expoziție estică (Fig.2) și dintr-un
areal bine individualizat în care căderile de pietre se manifestă ca proces geomorfologic
dominant (situl A9).
Fig.2. Siturile investigate în Valea Arpașul Mare și localizarea acestora în cadrul văii (în medalion)
3.4. Valea Bâlea
Valea Bâlea (45°36`N, 24°36`E) este localizată în partea centrală a Munților
Făgăraș, fiind străjuită în partea nordică de vârfurile Vânătoarea lui Buteanu (2507 m),
Văiuga (2443 m), Iezerul Caprei (2417 m) și Paltinu (2399 m), desfășurându-se între
Muchia Buteanu-Netedu la est și Muchia Bâlii la vest. Avalanșele care se manifestă pe
versanții văii principale pornesc din zona alpină și subalpină și se opresc în general tot în
subalpin, cu excepția a cinci culoare de sub Muchia Bâlii care penetrează etajul forestier în
aval de Cascada Bâlea. Dintre acestea, în studiul de față au fost selectate și analizate patru
culoare (Fig.3).
- 14 -
Fig.3. Siturile investigate în Valea Bâlea și localizarea acestora în cadrul văii (în medalion)
3.5. Valea Doamnei
Valea Doamnei (45°36`N, 24°35`E) este localizată în vestul Văii Bâlea, fiind
delimitată în est de Muchia Bâlea, în nord de creasta principală cu altitudini de peste 2400
m, desfășurată între Vf. Paltinu (2401 m) și Vf. Laița (2392 m) și în vest de Muchia
Doamnei. În cuprinsul etajului forestier am analizat regimul de manifestare al avalanșelor
de zăpadă de patru culoare, trei pe versantul estic și unul pe versantul vestic (Fig.4).
Fig.4. Siturile investigate în Valea Doamnei și localizarea acestora în cadrul văii (în medalion)
- 15 -
3.6. Valea Sâmbăta
Încadrată între Muchia Sâmbetei la est și Muchia Drăgușului la vest, Valea
Sâmbăta (45°37`N, 24°27`E) este situată în extremitatea estică a arealului analizat în
prezenta lucrare. Alături de avalanșele de zăpadă, în curpinsul văii se identifică dovezi ale
curgerilor de grohotiș recente, care se manifestă pe două dintre cele mai mari culoare
situate pe versantul vestic. Una dintre cele mai distructive curgeri de grohotișuri a avut loc
în 1968 pe unul din culoarele amintite, situat în nordul Cabanei Turistice Sâmbăta (Cioacă,
1970), iar în prezenta lucrare, acest areal a fost investigat cu ajutorul tehnicilor
dendrogeomorfologice (Fig.5).
Fig.5. Situl investigat în Valea Sâmbăta și localizarea acestuia în cadrul văii (în medalion).
Cap.4. Aspecte metodologice
4.1. Dendrocronologia - studiul inelelor anuale de creștere ale arborilor
Dendrocronologia este o metodă științifică de datare și investigare a proceselor de
mediu și socio-economice, care se bazează pe descifrarea informațiilor extrase din inelele
anuale de creștere ale arborilor. Tissescu (2001, pag. 16) definește dendrocronologia ca
fiind „ştiinţa datării unor evenimente (istorice, ecologice, etc.), pe baza analizei
variabilităţii structurii inelelor anuale, ea abordând şi problema complexă a relaţiei
factori de mediu – creştere radială a arborilor”.
- 16 -
O sinteză a preocupărilor dendrocronologice din țara noastră și perspectivele de
dezvoltare ale acestei metode de datare în spațiul românesc se poate consulta în lucrarea A
review of Romanian dendrochronological approaches and future research perspectives for
dendrochronology in Romania (Chiroiu, 2012).
4.2. Dendrogeomorfologia - posibilități și limitări
4.2.1. Principiul proces – eveniment – răspuns
Alături de cele opt principii generale comune pentru toate aplicațiile
dendrocronologiei (Grissino-Mayer, 1996), dendrogeomorfologia uzitează de un principiu
specific, numit principiul proces-eveniment-răspuns și formulat de Shroder (1978). Esența
acestui principiu este că un proces geomorfologic care se manifestă în areale cu vegetație
lemnoasă are capacitatea de a crea un eveniment - adică poate afecta un arbore întâlnit în
traiectoria sa - iar acest eveniment va avea ca efect producerea unei reacții specifice a
arborelui afectat, reacție numită răspuns. Acest principiu, devenit clasic, reprezintă
4.2.2. Evenimentul sau interacțiunea proces geomorfologic – arbore
Majoritatea cercetătorilor (Alestalo, 1971; Burrows, Burrows, 1976; Shroder, 1980;
Braam et al., 1987; Butler, 1987; Stoffel, Bollschweiler, 2009) sunt unanimi în a considera
că evenimentele generate de acțiunea unor procese geomorfologice, care afectează
creșterea normală a arborilor, sunt:
- coraziunea scoarței sau rănirea trunchiului;
- înclinarea trunchiului;
- ruperea trunchiului sau a ramurilor, decapitarea;
- dezrădăcinarea sau expunerea rădăcinilor;
- îngroparea bazei trunchiurilor sau inundarea;
- moartea arborelui.
4.2.3. Răspunsurile anatomice ale arborilor
În funcție de modul în care a fost afectat un arbore în urma interacțiunii cu un
proces geomorfologic, răspunsurile de creștere generate sunt de mai multe feluri: formarea
lemnului de reacție (Shroder, 1980), creșterea excentrică a inelelor (Braam et al., 1987),
formarea țesuturilor îngroșate (Schneuwly et al., 2008), reducerea creșterii (Butler, 1985),
- 17 -
accelerarea creșterii (Burrows, Burrows, 1976), și apariția la unele specii de conifere a
șirurilor tangențiale de canale rezinifere traumatice (Stoffel, 2008).
4.3. Repere istorice ale cercetării proceselor de versant prin metoda
dendrogeomorfologică
Avalanșele de zăpadă au început să fie cercetate prin intermediul inelelor anuale în
S.U.A și Canada. Procedurile de studiere a avalanșelor din trecut au fost descrise de
Burrows și Burrows (1976) iar cele mai importante studii realizate până în prezent sunt
cele ale lui Potter (1969), Ives et al., (1976), Carrara (1979), Butler, Malanson (1985),
Bryant et al. (1989), Laroque et al. (2001), Jenkins, Hebertson (2004), Dubé et al. (2004),
Germain et al., (2009), Butler, Sawyer (2008) și Reardon et al. (2008). În Europa studiul
avalanșelor a luat un deosebit avânt în ultimele decenii, remarcabile fiind abordările lui
Muntan et al. (2004, 2009), Stoffel et al. (2006), Casteller et al. (2007, 2008, 2011),
Corona et al. (2010, 2011, 2013), Köse et al. (2011), Decaulne et al. (2012, 2014). În
România, primele studii prin excelență dendrogeomorfologice au fost realizate recent în
Munții Bucegi (Voiculescu, Onaca, 2012, 2014) și Munții Făgăraș (Voiculescu et al.,
2013; Chiroiu et al., 2015).
Curgerile de grohotiș încep să suscite interesul dendrogeomorfologilor pentru
prima dată în America de Nord prin lucrările lui Hupp (1984) și Osterkamp, Hupp (1987)
și mai apoi și în Europa (Strunk, 1991, 1997) și Asia (Yoshida, 1997). O lucrare de
referință este teza de doctorat a lui M. Bollschweiler (2007), alături de care se remarcă
studii precum cele ale lui Stoffel, Beniston (2006), Stoffel, Bollschweiler (2008), Arbellay
et al. (2010), Schneuwly et al. (2013) sau Schramml et al. (2013).
În literatura de specialitate vom identifica o serie de lucrări centrate pe analiza
căderilor de pietre, începând cu Moore, Matthews (1978). Teza de doctorat a lui M. Stoffel
(2005) analizează relația dintre căderile de pietre și anomaliile de creștere și structură din
cadrul inelelor anuale, fiind desemnată teza anului în Elveția. De asemenea, de referință
este teza de doctorat a lui D. Schneuwly (2009) care se axează atât pe frecvența cât și pe
magnitudinea fenomenului dar are și importante contribuții la descrierea reacțiilor
anatomice induse în structura inelelor anuale. Lucrări dendrogeomorfologice care trebuie
amintite în ceea ce privește studiul căderilor de pietre sunt: Dorren et al. (2007),
Schneuwly și Stoffel (2008), Šilhan et al. (2012), Trappmann, Stoffel (2012) și în fine,
ultima lucrare de retrospectivă din domeniu, cea a lui Trappmann et al. (2013).
- 18 -
4.4 Etapele analizei dendrogeomorfologice din prezentul studiu
4.4.1 Etapa de teren
Alegerea siturilor și a arborilor
În lucrarea de față, cele 17 situri analizate au fost selectate pentru a obține o
imagine relevantă asupra proceselor de versant care se manifestă în partea central-nordică a
Munților Făgăraș. În arealele unde a fost identificată influența concomitentă a mai multor
procese de versant asupra creșterii normale a arborilor, precum curgerile de grohotiș,
prăbușirile, căderile și rostogolirile de pietre, evenimentele au fost separate pe baza
localizării arborilor și a caracteristicilor răspunsurilor de creștere. În plus, s-a evitat pe cât
posibil eșantionarea arborilor localizați în zone comune de acțiune a diferitelor procese de
versant.
Numărul optim de probe
Numărul total de arbori analizați este de 956, pentru fiecare sit investigat s-au
selectat între 20 și 105 arbori. Mărimea eșantionului este strâns legată de disponibilitatea
arborilor și accesibilitatea terenului, dar în primul rând, de variabilele topografice ale
sitului. Astfel, în siturile de mici dimensiuni mărimea optimă a eșantionului este de 20-30
de arbori pentru o reconstrucție relevantă, iar pentru culoarele mari, precum A3 (105
arbori), eșantionarea a fost exhaustivă, iar buna distribuție spațială a arborilor selectați a
permis și realizarea analizei structurii pe grupe de vârste a comunității forestiere afectate și
extensiunea spațială a celor mai importante evenimente. Pentru realizarea cronologiei de
referință, din situl de control au fost selectați 30 de arbori.
Prelevarea probelor dendrogeomorfologice
În prezentul studiu au fost extrase, cu ajutorul burghielor tip Pressler (lung. 30-70
cm, diam. 5,15 mm) un total de 2144 carote și 17 secțiuni transversale (din 6 arbori morți
găsiți in situ), pentru fiecare arbore analizat prelevându-se cel puțin două carote.
În urma eșantionării, pentru fiecare arbore analizat s-au înregistrat următoarele
informații suplimentare: codul arborelui, anomalia externă identificată, înălțimea de la care
a fost prelevată fiecare carotă, circumferința arborelui, coordonatele spațiale, o fotografie
sau schiță cu elementele de interes.
- 19 -
4.4.2. Prelucrarea și analiza probelor
Probele extrase au fost stocate în paie de plastic, transportate în laborator, montate
pe suporți de lemn speciali și uscate. Apoi au fost preparate prin metode standard (Bräker,
2002), fiind finisate cu hârtie abrazivă de patru granulații diferite (150, 240, 400 și 800)
pentru a face vizibile inelele anuale și detaliile creșterilor anormale. Pentru construirea
cronologiei de referință, inelele anuale ale probelor neafectate, din situl de control, au fost
măsurate cu ajutorul stației LINTAB 5 (Rinntech, 2006) cu o precizie de 0,001 mm, prin
intermediul software-ului dendrocronologic TSAP-Win Professional 4.69 (Rinntech, 2012).
Seriile dendrocronologice individuale au fost interdatate vizual și statistic utilizând
programul TSAP-Win. Validarea interdatării s-a realizat cu ajutorul programului
COFECHA (Holmes, 1983). Seriile individuale au fost standardizate cu programul
ARSTAN (Cook, 1985) folosind o funcție de regresie exponențială negativă pentru
eliminarea trandului indus de creșterea diferențiată, determinată de vârsta arborilor. În
final, răspunsurile de creștere au fost identificate, datate și interpretate.
4.4.3. Interpretarea rezultatelor
Indiciele semi-cantitativ It și optimizarea raportului semnal-zgomot
Indicele semi-cantitativ It reprezintă o metodă clasică și intens utilizată începând cu
definirea acestuia de către Shroder (1978). Acest indice se calculează ca un raport între
numărul de răspunsuri înregistrate în anul t și numărul de arbori care erau vii în anul t,
după formula:
It = 𝑅𝑡𝑛𝑖=1 / 𝐴𝑡𝑛
𝑖=1 × 100
unde: Rt – răspunsul unui arbore în anul t; At – arbore viu în anul t
Optimizarea raportului semnal-zgomot în sensul maximizării acestuia se realizează
prin aplicarea a două praguri: pragul GD (GD - engl: growth disturbances) care reprezintă
numărul minim de arbori care trebuie să reacționeze în același an ca urmare a perturbărilor
geomorfologice și pragul minim al indicelui It. Deoarece valoarea It este dependentă de
numărul arborilor vii în anul t, au fost utilizate praguri flexibile în funcție de numărul de
arbori eșantionați (Corona et al., 2012a; Stoffel et al., 2013). În studiul nostru, conform
- 20 -
acestor standarde metodologice recente au fost utilizate concomitent două praguri variabile
pentru reconstrucția avalanșelor de zăpadă:
- la un eșantion mai mic de 20 arbori: pragurile GD≥3 și It≥15;
- între 20 și 50 arbori: pragurile GD≥5 și It≥10;
- peste 50 arbori: pragurile GD≥7 și It≥7.
Definirea intensității răspunsurilor și indicele semi-cantitativ ponderat Wit
În lucrarea de față am utilizat sistemul integrator propus de Stoffel și Corona (2014)
care alocă într-o primă fază o intensitate fiecărui răspuns, definindu-le ca răspunsuri slabe,
intermediare și puternice (Tabel 4.1). Ulterior, răspunsurile astfel categorisite sunt incluse
în una din cele cinci clase de intensitate care coroborează tipul răspunsului cu intensitatea
acestuia (Tabel 4.2.). Kogelnig-Mayer et al. (2011) propune utilizarea unui indice semi-
cantitativ ponderat Wit al cărui scop este să surprindă cu o singură valoare atât informațiile
conținute de indicele It, cât și intensitatea fiecărui răspuns datat. Pentru calcularea Wit,
suma răspunsurilor pentru fiecare clasă de intensitate se ponderează cu intensitatea clasei
respective, cu valori de la 5 - cea mai puternică - la 1 - cea mai slabă:
Wit = 𝐺𝐷𝑡5 ∗ 5𝑛𝑖=1 + 𝐺𝐷𝑡4 ∗ 4𝑛
𝑖=1 + 𝐺𝐷𝑡3 ∗𝑛𝑖=1
3 + 𝐺𝐷𝑡2 ∗ 2 + 𝐺𝐷𝑡1𝑛𝑖=1
𝑛𝑖=1 ×
𝑅𝑡𝑛𝑖=1
𝐴𝑡𝑛𝑖=1
unde GDtn - răspuns atribuit clasei de intensitate n; Rt - răspunsul unui arbore în
anul t; At - arbore viu în anul t.
Frecvența sau intervalul de revenire
Pentru determinarea frecvenței avalanșelor de zăpadă vom folosi metodologia
propusă de Casteller et al. (2011) care consideră că intervalul de revenire al avalanșelor
majore pe un culoar se calculează împărțind perioada analizată la numărul de evenimente
majore reconstruite. De pildă, dacă o cronologie acoperă 100 de ani și numărul avalanșelor
reconstruite este de 10, perioada de revenire calculată este de 10 ani.
IR = Perioadă / 𝐴𝑉𝑛𝑖=1
unde: AV – an cu avalanșă majoră.
- 21 -
Cap.5. Analiza dendrogeomorfologică a siturilor investigate
5.1. Repere generale
În cadrul acestui capitol sunt expuse în detaliu rezultatele individuale aferente celor
18 situri analizate în partea central-nordică a Munților Făgăraș (Cap.5.2, 5.3 și 5.4 și 5.5).
Rezultatele se bazează pe datele conținute în 2144 de carote de creștere extrase din 956 de
arbori care vegetează în areale afectate de avalanșe de zăpadă și de alte procese de versant
precum căderi și rostogoliri de pietre, prăbușiri și curgeri de grohotiș. Au fost separate
2396 de evenimente cauzate de avalanșele de zăpadă și 478 de evenimente care poartă
amprenta altor influențe de natură geomorfologică, între care cele mai importante sunt
căderile și rostogolirile de pietre, fiind reconstruite 203 avalanșe majore pe culoarele
analizate din partea central-nordică a Munților Făgăraș (Tabelul 1).
În cadrul acestui rezumat vom expune detaliat analiza realizată pentru culoarul A3,
cel mai reprezentativ atât din punct de vedere al dimensiunii sale și magnitudinii
proceselor care se manifestă aici, cât și din punctul de vedere al mărimii eșantionului.
Rezultatele aferente tuturor celorlalte situri analizate sunt expuse în același mod în cadrul
tezei in extenso.
Tabelul 5.1. Rezumatul rezultatelor obținute în cele 18 situri analizate
- 22 -
Culoarul A3
Culoarul A3 este cel mai reprezentativ culoar de avalanșă din Valea Arpașul Mare,
datorită dimensiunilor sale și a magnitudinii evenimentelor care se manifestă aici.
Situat în partea superioară a văii (Planșa A3.1), culoarul A3 se întinde între 1920 m
și 1350 m altitudine, având o lungime totală de 1450 m - din care 150 m pe versantul opus
- și o suprafață de aproximativ 34,6 ha. Panta medie este de 27°, aceasta înreginstrând o
scădere graduală de la 33° în zona de start, la 29° în zona de transport și la 18° în zona de
depozitare. Zona de start - cuprinsă între 1700 și 1900 m - se întinde pe o suprafață de 26
ha în totalitate acoperită de vegetație ierboasă (Fig.6), care constituie un pat de alunecare
ideal pentru avalanșele de profunzime (Schweizer et al., 2003). Acestea se declanșează de
obicei în timpul primăverii și antrenează toată cantitatea de zăpadă acumulată, având un
semnificativ potențial distructiv.
Fig.6. Zona de start a culoarului A3. În plan îndepărat se poate observa amprenta avalanșelor majore care
ajung până pe versantul opus.
- 23 -
PLANȘA A3.1.
- 24 -
Fig.7. Profile transversale la diferite altitudini în culoarul A3.
Profilele transversale realizate la diferite altitudini de-alungul culoarului (Fig.7)
ilustrează concavitatea mare a zonei de acumulare a zăpezii și îngustarea culoarului pe
măsură ce profilele avansează spre zona de transport. Dacă în zona de start lățimea maximă
măsoară 460 m, în zona de transport culoarul ajunge la o lățime de doar 90 m, determinând
o creștere a vitezei avalanșelor. Concomitent cu îngustarea culoarului, în zona de transport
intervine și o schimbare bruscă a pantei - până la 70° - datorată prezenței umărului glaciar.
În momentul traversării acestui prag avalanșele se pot desprinde de sol. În acest caz, forțele
de frecare dispar, generând o accelerare a masei de zăpadă și gheață în mișcare și o mai
mare forță de distrugere (McClung, Schaerer, 2006). Schimbarea bruscă a pantei se
observă și pe profilul longitudinal (Fig.8), fiind comună pentru toate culoarele de avalanșă
analizate pe versantul vestic al Văii Arpașul Mare.
Avalanșele majore care se manifestă pe acest culoar depășesc fundul văii și ajung
pe versantul opus, amprenta acestor evenimente fiind ușor de recunoscut în teren (Fig.6).
Spre deosebire de celelalte culoare analizate în Valea Arpașul Mare, în zona de depozitare
nu se poate delimita un con de grohotiș bine individualizat.
- 25 -
O particularitate a acestui sit apare în extremitatea nordică a zonei de depozitare
(Fig.9), unde se evidențiază o avansare laterală distinctă a culoarului înspre interiorul
pădurii mature de molid. Segmentul de pădure din acea zonă pare să fi fost afectat de un
eveniment cu o direcție de deplasare diferită de direcția generală pe care o urmează
avalanșele de pe acest culoar, eveniment care a avut suficientă forță pentru a doborî arborii
care vegetau în acea zonă. Întrebarea care se ridică este: care ar putea fi cauza canalizării
diferite a acestui eveniment? McClung și Schaerer (2006) afirmă că analiza topografiei
permite înțelegerea traiectoriilor preferențiale ale avalanșelor. Ca urmare, am realizat o
analiză asupra pantelor pe cuprinsul culoarului A3 și am observat că în zona de start există
o formă negativă de origine torențială cu orientare SV-NE (Fig.9). Atunci când stratul de
zăpadă are o grosime considerabilă, avalanșele majore nu vor fi influențate de acest detaliu
topografic, dar când grosimea acestuia scade, cum se întâmplă la finalul anotimpului rece,
canalul torențial poate orienta avalanșele înspre NE. În această perioadă a anului zăpada
are o concentrație crescută de apă, fiind mai grea. Avalanșele care se produc, chiar dacă nu
au extensiunea spațială maximă, au o semnificativă forță de impact. Din aceste motive
credem că sectorul menționat, din zona de depozitare a culoarului A3, a fost distrus de
producerea excepțională a unei avalanșe umede în perioada aprilie-mai.
Fig.8. Profilul longitudinal al culoarului de
avalanșă A3 (deasupra) în care se observă
schimbarea pantei indusă de umărul glaciar.
Vedere în amonte dinspre zona de depozitare
(dreapta), în care o eroziunea torențială
determină pariția unei incizii adânci în partea
mediană a culoarului.
- 26 -
Fig.9. Sector de pădure distrus parțial de avalanșele de zăpadă (sus). Harta claselor de pantă (jos)
- 27 -
În analiza întreprinsă pentru culoarul A3 au fost eșantionați 105 arbori din care s-au
prelevat un număr total de 238 de carote de creștere. Strategia de selecție a urmat sugestiile
lui Stoffel et al. (2013), fiind aleși atât arbori cu anomalii vizibile de creștere cât și arbori
care nu prezentau nicio urmă de impact. Eșantionarea s-a realizat în zona de transport -
deasupra și sub umărul glaciar - și în zona de depozitare (Planșa A3.2). Arborii selectați
sunt localizați atât în interiorul culoarului, cât și pe limitele laterale ale acestuia, până la o
distanță de maximum 10 m în interiorul pădurii mature de molid. Aceștia din urmă au fost
selectați pentru identificarea avalanșelor majore vechi ale căror dovezi se păstrează mai
bine în aceste zone. În fine, nouă arbori de pe versantul opus, din raza maximă de acțiune a
avalanșelor au fost aleși pentru a reconstrui evenimentele cu extensiunea spațială cea mai
mare, care-și lasă amprenta în arborii care vegetează în acest sector.
Analiza celor 238 de carote a permis identificarea a 534 de răspunsuri de creștere,
având ca rezultat datarea a 360 de evenimente, în mare măsură determinate de avalanșele
de zăpadă (n=274), pe când 23,9% (n=86) sunt asociate altor procese geomorfologice, în
acest caz căderilor de pietre. Cea mai veche reacție a fost datată în anul 1852, iar cea mai
recentă în 2013, rezultând o cronologie care se întinde pe 161 ani. Cele mai frecvente tipuri
de răspunsuri au fost lemnul de reacție (37,2%) și canalele rezinifere traumatice (30,2%),
celelalte reacții având o pondere mai scăzută (Planșa A3.2). Înainte de anul 1900
răspunsurile sunt rare, dar pe măsură ce ne apropiem de prezent acestea se înmulțesc, după
1925 aproape în fiecare an înregistrându-se cel puțin o reacție.
Conform metodologiei descrise în Cap.4.4.3, pentru maximizarea raportului
semnal-zgomot am utilizat pragurile variabile ale GD și It, dependente de numărul
arborilor disponibili pentru analiză (Corona et al., 2012). Cronologia rezultată (Planșa
A3.2) reconstruiește un număr de 20 de avalanșe majore care au avut loc în ultimii 161 de
ani pe culoarul A3. În 13 ani ambele praguri sunt depășite: 1898, 1905, 1908, 1923, 1952,
1956, 1988, 1996, 1997, 2003, 2005, 2007 și 2009. Alături de aceste evenimente certe,
reconstrucția poate fi întregită cu alte șapte avalanșe majore probabile, conform sugestiilor
lui Stoffel și Corona (2014), Lopez-Saez et al. (2012) și Schneuwly-Bollschweiller et al.
(2013), detaliate în Cap. 4.4.3. Acești ani sunt: 1910, 1916, 1917, 1929, 1962, 1968 și
1976.
Indicele semi-cantitativ ponderat Wit, care include și intensitatea fiecărei reacții,
induce un semnal dendrogeomorfologic peste pragul fixat în 13 ani: 1905, 1923, 1952,
1962, 1968, 1976, 1988, 1996, 1997, 2003, 2005, 2007 și 2009. Alți doi ani, 1898 și 1956
înregistrează valori puțin sub pragul de 2 al indicelui Wit.
- 28 -
PLANȘA A3.2.
- 29 -
După cum se poate observa și din Planșa A3.2, frecvența evenimentelor majore în
perioada 1900-2013 prezintă un interval de revenire de 5,9 ani, și unul asemănător, de 5,2
ani pentru perioada 1950-2013.
Cei 105 arbori analizați au o vârstă medie de 67,6 ani, cel mai bătrân arbore având
265 ani, iar cel mai tânăr ajungând la înălțimea de prelevare în anul 1999 (14 ani). Există,
în general, o relație invers proporțională între magnitudinea și frecvența avalanșelor
(Decaulne et al., 2012). Avalanșele majore care ating extremitățile culoarului sunt mai
rare, iar evenimentele mai frecvente care se manigestă doar în partea mediană a culoarului,
determină o distrugere periodică a arborilor din această zonă. Se observă o preponderență a
arborilor tineri in interiorul culoarului, vârsta crescând gradual pe măsură ce ne îndreptăm
înspre limitele culoarului și înspre exteriorul acestuia (Fig.10), structură specifică pentru
comunitățile forestiere perturbate de avalanșe de zăpadă (Ives et al., 1976; Burrows,
Burrows, 1976).
Fig.10. Structura pe vârste a arborilor eșantionați în culoarul A3.
- 30 -
PLANȘA S1.2.
- 31 -
Cap.6. Regimul de manifestare al avalanșelor de zăpadă
în partea central-nordică a Munților Făgăraș
În cadrul acestui capitol sunt analizate aspectele spațio-temporale ale avalanșelor de
zăpadă care se manifestă pe versanții văilor din partea central-nordică a Munților Făgăraș.
Astfel, în Cap.6.1 și 6.2 sunt întrunite la scară locală și regională rezultatele obținute din
analiza inelelor anuale, iar regimul de manifestare al avalanșelor va fi caracterizat prin
intermediul indicelui regional de activitate (R-It) și a indicelui de sincronicitate (PCA).
Chiar dacă pentru unele dintre siturile analizate cronologia avalanșelor se întoarce în timp
dincolo de anul 1900, analizele locale și regionale se referă la perioada 1900-2013 (cu
excepția Văii Doamnei 1890-2013), deoarece pe majoritatea culoarelor, avalanșele majore
identificate înainte de acest interval sunt cazuri excepționale. În continuare, sunt expuse
aspecte regionale legate de frecvența avalanșelor majore și elemente locale privind
magnitudinea și extensiunea spațială a acestora (Cap.6.3 și 6.4). Relațiile avalanșe-
topografie și avalanșe-climat sunt analizate în Cap.6.5 și 6.6.
6.1. Avalanșele de zăpadă la nivel local
În cadrul acestui subcapitol sunt expuse analizele la nivel local pentru Valea
Arpașul Mare (Fig.11 și Fig.12), Valea Bâlea (Fig.13, Fig.14) și Valea Doamnei (Fig.15,
Fig.16).
Fig.11. Histograma indicelui regional al activității avalanșelor (R-It) pentru Valea Arpașul Mare.
- 32 -
Fig.12. Histograma manifestării simultane a avalanșelor din Valea Arpașul Mare.
Fig.13 Histograma indicelui regional al activității avalanșelor (R-It) pentru Valea Bâlea.
Fig.14. Histograma manifestării simultane a avalanșelor din Valea Bâlea.
- 33 -
Fig.15. Histograma indicelui regional al activității avalanșelor (R-It) pentru Valea Doamnei
Fig.16. Histograma apariției simultane a avalanșelor în Valea Doamnei.
6.2. Avalanșele de zăpadă în partea central-nordică a Munților Făgăraș
Calculul indicelui R-It evidențiază șapte ierni cu valori peste pragul de 10% și alte
patru ierni în care valoarea indicelui regional se apropie mult de pragul fixat. Cu scopul de
a evita excluderea din cronologie a unor evenimente importante ca urmare a rigidității
pragului utilizat, au fost considerați ani cu avalanșe majore la nivelul întregului areal
studiat, toți cei 11 ani evidențiați în Fig.17.: 1923, 1929, 1952, 1962, 1967, 1988, 1992,
1995, 1997, 2002 și 2005. Ies în evidență anii 1988 (R-It=20,8%), 1997 (R-It=24%) și 2005
(R-It=26,2%) ca fiind anii cu activitatea cea mai intensă a avalanșelor în perioada mai
recentă. Alături de aceștia, se remarcă anul 1923, cu o valoare de 21%, ca fiind cel mai
vechi eveniment important identificat la nivel regional prin analiza inelelor anuale ale
arborilor.
- 34 -
Fig.17. Histograma indicelui regional al activității avalanșelor în partea central-nordică a Munților Făgăraș
Chiar dacă în histograma indicelui R-It anul 2005 înregistrează cea mai ridicată
valoare, în analiza sincronicității se remarcă anii 1988 și 1997 ca fiind anii cu avalanșele
cele mai răspândite pe culoarele analizate, cu o valoare a PCAt=88% (Fig.18).
Fig.18. Histograma manifestării simultane a avalanșelor în partea central-nordică a Munților Făgăraș.
6.3. Frecvența avalanșelor în partea central-nordică a Munților Făgăraș
În tabelul 1 se remarcă o creștere a frecvenței (descreșterea intervalului de revenire)
pe măsură ce intervalele de referință sunt mai scurte și odată cu avansarea analizei înspre
perioade mai recente. Intervalul de revenire mediu al avalanșelor majore din partea central-
nordică a Munților Făgăraș pentru intervalul 1950-2013 este de 7,9 ani (Fig.19). Frecvența
cea mai mare a avalanșelor majore a fost obținută în Valea Bâlea (un eveniment important
la 5,5 ani), urmată de Valea Doamnei (IR=6,3 ani), în timp ce frecvența cea mai redusă a
- 35 -
fost obținută pentru Valea Arpașul Mare (IR=10 ani). Frecvența avalanșelor crește pe
măsură ce cronologia se apropie de prezent. În Tabelul 1 se observă că în ultimii 25 de ani
(1988-2013) media intervalelor de revenire pentru arealul studiat este de 4,6 ani.
Tabelul 1. Frecvența avalanșelor exprimată prin intervalul de revenire pentru trei perioade distincte.
Localizare Sit IR (ani)
1900 - 2013 IR (ani)
1950 - 2013 IR (ani)
1988 - 2013
Arpașul Mare A1 14,1 7,8 3,5
Arpașul Mare A2 28,2 20 8,3
Arpașul Mare A3 9,4 6,6 3,5
Arpașul Mare A4 7,5 4,8 2,5
Arpașul Mare A5 8 5 6,2
Arpașul Mare A6 22,6 12 6,2
Arpașul Mare A7 22,6 12 8,3
Arpașul Mare A8 22,6 12 8,3
Bâlea B1 8 5,7 4,1
Bâlea B2 6,6 3,9 4,1
Bâlea B3 8 7,8 2,2
Bâlea B4 7 4,8 2,7
Doamnei D1 11,3 6,3 5
Doamnei D2 6,2 6,3 3,5
Doamnei D3 9,4 6,3 2,7
Doamnei D4 11,3 6,3 3,1
Sâmbăta S1 11,3 6,3 2,7
MEDIA 12,5 7,8 4,5
Fig.19. Frecvența avalanșelor majore (intervalul de revenire) pentru fiecare culoar analizat în parte.
- 36 -
6.4. Extensiunea spațială și magnitudinea avalanșelor de zăpadă
Analiza dendrogeomorfologică realizată pentru culoarul A3 se bazează pe o
distribuție spațială echilibrată a arborilor, oferind posibilitatea estimării dezvoltării spațiale
a evenimentelor majore. Au fost selectate avalanșele majore din anii 1952, 1988, 1997 și
2005 (Fig.20), deoarece în acești ani s-au înregistrat cele mai multe răspunsuri în inelele
anuale ale arborilor. Arborii care au reacționat în anii mai sus menționați pe culoarul A3
sunt ilustrați în Fig.6.10. Se poate observa că în anul 2005 avalanșa majoră care s-a produs
pe acest culoar a cunoscut o extensiune spațială maximă, afectând și arborii de pe versantul
opus. Poziția arborilor afectați de acest eveniment permite observația că avalanșa a avut
magnitudinea maximă pe care o pot atinge în condițiile din prezent avalanșele care se
manifestă pe acest culoar. Se remarcă numărul mare de arbori afectați pe mijlocul
culoarului, arbori tineri, majoritatea dintre aceștia prezentând reacții și la evenimentele din
2007 și 2009.
Și avalanșa majoră din anul 1997 a atins extremitățile laterale ale culoarului și a
parcurs distanța maximă afectând arborii de pe versantul opus. În același timp, se remarcă
faptul că numărul arborilor cu reacții scade față de evenimentul din 2005. Aceasta nu
înseamnă că avalanșa din 1997 nu a avut un impact la fel de puternic, însă magnitudinea
avalanșei din 2005 a cauzat distrugerea unei părți a „dovezilor” avalanșei din 1997. Faptul
că în zona mediană a culoarului arborii cu răspunsuri datate pentru anul 1997 sunt mult
mai puțini se explică prin vârsta fragedă a arborilor din acest areal. Tot astfel se motivează
și lipsa răspunsurilor în această zonă pentru evenimentele mai vechi, din 1988 și 1952.
Pentru avalanșele din 1988 și 1952 nu se identifică răspunsuri localizate pe
versantul opus, însă extensiunea laterală a acestor evenimente ocupă toată lățimea
culoarului. Mai mult decât atât, arborii din zona de transport a culoarului care au reacționat
la evenimentul din 1952 sunt localizați în afara limitelor actuale ale culoarului. Aceasta
dovedește faptul că avalanșa din 1952 a avut o dezvoltare spațială și implicit o magnitudine
maximă. Este evident faptul că arborii care au fost afectați în 1952 au fost gradual elimiați
de evenimentele ulterioare, motiv pentru care în prezent nu se mai păstrează răspunsuri
decât în zonele laterale extreme stocate de arbori cu vârste înaintate. Ca urmare,
considerăm că toate cele patru evenimente analizate din punct de vedere spațial pe culoarul
A3 pot fi considerate evenimente care au atins magnitudinea maximă.
- 37 -
Fig. 20. Extensiunea spațială a evenimentelor majore pe culoarul A3
- 38 -
6.5. Identificarea declanșatorilor climatici ai avalanșelor majore din partea
central-nordică a Munților Făgăraș
Identificarea declanșatorilor meteorologici reprezintă un element cheie în
înțelegerea regimului de manifestare a avalanșelor de zăpadă într-un anumit areal.
Proprietățile microstructurale ale stratului de zăpadă depind de evoluția principalilor
parametri climatici - precipitații, temperatură, vânt - în decursul unui sezon rece, însă
declanșarea avalanșelor este de obicei controlată de variațiile pe termen scurt (24-72 ore)
ale acestor parametri (Eckerstorfer, Christiansen, 2011). Rezultatele prezentate în Cap.5
evidențiază câțiva ani cu activitate intensă a avalanșelor pe versanții văilor din partea
central-nordică a Munților Făgăraș. Sincronicitatea ridicată a evenimentelor majore pe
culoarele analizate și valorile mari ale indicelui regional sugerează declanșarea naturală a
avalanșelor de zăpadă, ca urmare a evoluției comune a variabilelor meteorologice.
Avalanșele din iarna 2004-2005
Eckerstorfer și Christiansen (2012) remarcă faptul că încălzirea de la începutul
primăverii coroborată cu episoade de ploi are ca efect declanșarea avalanșelor umede,
numite și avalanșe de primăvară. În aceste condiții, putem imagina următorul scenariu:
intevalul cald de dinainte de 15.04.2005 (Fig.21) a generat topirea zăpezii de la suprafața
stratului, îngreunarea acestuia mărind presiunea asupra stratelor cu coeziune slabă din
profunzime. Ploaia consistentă din data de 15.04.2005 a adăugat o presiune suplimentară
destabilizând stratul de zăpadă de peste 250 cm, acumulat pe versanții văilor și declanșând
un lanț de avalanșe distructive în Munții Făgăraș.
Fig.21. Evidențierea intervalului 10-15.04.2005 cu cele mai bune condiții pentru declanșarea avalanșelor.
- 39 -
Avalanșele din iarna 2001-2002
Creșterea bruscă a stratului de zăpadă de aproape 170 cm în doar trei zile, în
condițiile unor temperaturi scăzute, așa cum s-a întâmplat în perioada 25-27 noiembrie
2001 (Fig.22), a rezultat în formarea unui strat gros de zăpadă proaspătă cu coeziune
redusă. Imediat după perioada ninsorilor, avalanșe importante cu zăpadă uscată, prăfoasă,
s-ar fi putut produce la scară mare în Munții Făgăraș.
Fig.22. Evidențierea intervalului 25-30.11.2001 cu cele mai bune condiții pentru declanșarea avalanșelor.
Analiza relației dintre valorile medii lunare ale parametrilor climatici considerați
(grosimea stratului de zăpadă, temperatura aerului și precipitațiile) și rezultatele analizei
dendrogeomorfologice nu indică nici o corelație semnificativă statistic, confirmând faptul
că avalanșele de zăpadă din Munții Făgăraș sunt declanșate probabil de variațiile pe termen
scurt, de ordinul zilelor, ale variabilelor meteo-climatice. Totuși, analiza valorilor medii
lunare ale grosimii stratului de zăpadă evidențiază faptul că în perioada 1979-2011, cu
excepția iernii 2001-2002, toți ceilalți ani în care au fost identificate avalanșe majore prin
tehnici dendrogeomorfologice (1988, 1992, 1997 și 2005) au înregistrat valori mult peste
media multianuală a grosimii stratului de zăpadă pentru lunile martie-aprilie. În schimb,
pentru iarna 2001-2002, valoarea medie a grosimii stratului de zăpadă înregistrată pentru
lunile noiembrie-decembrie a fost mai mare cu 200% față de media multianuală pentru
intervalul respectiv, confirmând într-o oarecare măsură estimările noastre referitoare la
intervalul cel mai favorabil de declanșare a avalanșelor majore din iarna 2001-2002.
- 40 -
6.6. Influența topografiei asupra formării avalanșelor de zăpadă
Cele 17 culoare analizate în prezentul studiu au zonele de start localizate în etajele
alpin și subalpin, altitudinea medie a acestora fiind de aproximativ 1750 m. Pantele medii
ale zonelor de start au valori cuprinse între 33°-48°. În Tabelul 2. se observă că intervalul
de pantă preferat de avalanșele de zăpadă în siturile studiate este 35°-40°, cu o medie de
14,7 avalanșe pe culoar în intervalul analizat și un interval de revenire pentru perioada de
referință 1950-2013 de 5,9 ani.
Tabel.2. Relația între clasele de pantă și rezultatele analizei dendrogeomorfologice
Intervale
de pantă
Număr
culoare
Număr avalanșe
reconstruite
Număr mediu
avalanșe / culoar
Interval mediu
de revenire
1950-2013
30°-35° 7 69 9,9 avalanșe 8,7 ani
35°-40° 3 44 14,7 avalanșe 5,9 ani
40°-45° 7 90 12,9 avalanșe 7,8 ani
De remarcat este faptul că în urma analizei realizate s-au obținut valori identice ale
frecvenței pe toate culoarele din Valea Doamnei și Valea Sâmbăta (IR=6,3 ani), chiar dacă
siturile analizate se află pe versanți cu expoziții opuse. Urmărind aceeași idee, se observă
că pe versanții care pornesc din Muchia Bâlea spre cele două văi vecine (Bâlea și
Doamnei) avalanșele au frecvențe foarte apropiate, cu valori puțin mai mari pe versantul cu
expoziție estică.
Cap.7. Concluzii
Desfășurat între anii 2011-2014, studiul de față a urmărit surprinderea elementelor
caracteristice ale celor mai importante procese de versant active în partea central-nordică a
Munților Făgăraș. În Cap.5 și 6 au fost expuse și discutate rezultatele obținute din
interpretarea datelor conținute în inelele anuale a 956 de molizi care vegetează în areale
afectate de avalanșe de zăpadă, prăbușiri, căderi și rostogoliri de pietre și curgeri de
grohotiș.
În ceea ce privește avalanșele de zăpadă, se remarcă în primul rând un regim comun
de manifestare al acestora în regiunea analizată. În literatura dendrogeomorfologică există
un număr limitat de studii care analizează simultan mai multe culoare de avalanșă (Muntan
- 41 -
et al., 2009; Germain et al., 2009; Casteller et al., 2011), motiv pentru care există puține
referințe privind sincronicitatea avalanșelor, extrasă prin tehnici dendrogeomorfologice.
Investigarea a 17 culoare de avalanșă în prezenta lucrare, a oferit posibilitatea analizei
acestui indicator. Rezultatele indică faptul că în anii 1988, 1997 și 2005 avalanșele majore
au afectat mai mult de 80% din culoarele analizate evidențiind un grad înalt de
sincronicitate și sugerând declanșarea naturală a acestora ca urmare a atingerii unor praguri
critice ale valorilor parametrilor meteorologici.
Prin datarea a 203 avalanșe majore care s-au produs în siturile analizate, au putut fi
identificați anii în care aceste fenomene s-au manifestat pe scară largă în partea central-
nordică a Munților Făgăraș, și anume: 1923, 1929, 1952, 1962, 1967, 1988, 1992, 1995,
1997, 2002 și 2005. Între acestea, iernile 1922-1923, 1987-1988, 1996-1997, 2004-2005 s-
au evidențiat prin valori ridicate - peste 20% - ale indicelui regional de activitate al
avalanșelor. Analiza frecvenței de manifestare indică o scurtare a intervalelor de revenire a
evenimentelor majore după jumătatea secolului al XX-lea. Chiar dacă rezultate similare
obținute în alte areale montane (Germain et al., 2009) sunt puse pe seama modificărilor
climatice globale, considerăm că în cazul studiului nostru, acest rezultat poate fi indus de
specificul și limitele temporale ale metodei dendrogeomorfologice, astfel că nu putem
afirma cu certitudine că frecvența avalanșelor înregistrează în prezent o tendință de
creștere. Ceea ce se poate afirma însă cu mai multă certitudine este faptul că în arealul
studiat, în prezent, o avalanșă majoră se produce cel puțin o dată la 4-5 ani.
Analiza variabilelor meteo-climatice evidențiază două scenarii de bază responsabile
pentru declanșarea avalanșelor majore la scară regională: avalanșele de topire caracteristice
pentru sfârșitul sezonului rece (aprilie-mai) și avalanșele de zăpadă proaspătă care se
produc în urma episoadelor de ninsori abundente. De asemenea, iernile în care se
înregistrează valori mult peste media multianuală a grosimii stratului de zăpadă, sunt cele
mai favorabile pentru producerea celor mai distructive avalanșe.
Căderile și rostogolirile de pietre sunt fenomene cu frecvență ridicată, care nu au
fost analizate până în prezent în țara noastră prin intermediul tehnicilor
dendrogeomorfologice. Ca urmare, în cadrul prezentei lucrări, a fost realizată prima
abordare de acest gen din România. În primul rând, s-a constatat faptul că acest proces este
activ și în arealele împădurite, unde pereții abrupți și lipsiți de vegetație de sub umerii
glaciari reprezintă arii sursă suplimentare, pe lângă cele primare localizate în zona
crestelor. Chiar dacă în majoritatea siturilor investigate, eșantionarea arborilor a urmărit
surprinderea efectelor avalanșelor de zăpadă, din totalul evenimentelor datate, 1/8 (12,5%)
- 42 -
au fost cauzate de căderi, prăbușiri și rostogoliri de pietre. În condițiile date, ponderea
semnificativă a acestora atrage atenția asupra frecvenței însemnate și dezvoltării spațiale
extinse ale acestui proces.
Datarea unor procese de versant precum prăbușirile sau curgerile de grohotiș s-a
dovedit a fi mai puțin facilă prin intermediul inelelor anuale, în primul rând datorită scării
și frecvenței reduse la care se manifestă aceste procese în arealul analizat. Chiar în
condițiile unui număr mic de arbori afectați, au putut fi datate episoade singulare de
prăbușiri și curgeri de grohotiș. Magnitudinea unor evenimente precum cel care a avut loc
în anul 1968 pe Valea Sâmbăta, poate cauza distrugerea totală a învelișului forestier,
datarea acestora bazându-se pe informațiile extrase din vârsta relativă a arborilor care
recolonizează aceste areale.
În contextul schimbărilor climatice și dezvoltării turismului și a altor activități
antropice în spațiile montane din țara noastră, apare nevoia gestionării eficiente a riscurilor
asociate fenomenelor naturale de tipul proceselor geomorfologice de versant.
Managementul riscurilor trebuie să se bazeze pe cunoașterea caracteristicilor regionale ale
acestor procese. În condițiile în care literatura autohtonă a oferit un număr limitat de studii
cantitative privind regimul de manifestare al diferitelor procese de versant din Carpații
Românești, considerăm că lucrarea de față reprezintă o contribuție binevenită în acest sens.
În același timp, fiind primul studiu dendrogeomorfologic amplu din țara noastră, prezentul
studiu are un puternic caracter metodologic, care oferă, dincolo de rezultatele concrete ale
analizei, toate elementele metodologice necesare pentru continuarea acestei direcții de
cercetare în România. În plus, au fost observate limitele acestei metode de cercetare și, în
același timp, au fost identificate puncte în care aceasta ar putea fi îmbunătătțită. Acesta este
cazul abordării intensității răspunsurilor de creștere, unde definirea unui prag variabil de
separare a semnalului de zgomot ar putea oferi informații suplimetare referitoare la
magnitudinea evenimentelor.
În ceea ce privește extinderea preocupărilor dendrocronologice din țara noastră, se
poate cu ușurință observa că acestea apar ca niște studii de nișă, nefiind încă suficient
exploatate. Tehnicile bazate pe analiza inelelor anuale ale arborilor ar putea oferi
informații valoroase într-o sferă largă de domenii științifice, ținând cont că țara noastră
deține încă un însemnat fond forestier a cărui utilitate depășește limitele economicului.
Datele stocate în inelele anuale de creștere ale arborilor așteaptă să fie descrifrate și
valorificate, iar caracterul interdisciplinar al dendrocronologiei poate oferi răspunsuri
valoroase în climatologie, ecologie, arheologie sau hidrologie.
- 43 -
BIBLIOGRAFIE SELECTIVĂ
Alestalo J., 1971, Dendrochronological interpretation of geomorphic processes, Fennia nr.
105, Helsinki, 1-140.
Administrația Națională de Meteorologie, 2004, Bilanțul nivologic al sezonului de iarnă
2003-2004, 178 p.
Administrația Națională de Meteorologie, 2008, Bilanțul nivologic al sezonului de iarnă
2007-2008, 178 p.
Arbellay, E., Stoffel, M., Bollschweiler, M., 2010, Dendrogeomorphic reconstruction of
past debris-flow activity using injured broad-leaved trees, Earth Surface
Processes and Landforms 35, 399–406.
Bachrach T., Jakobsen K., Kinney J., Nishimura P., Reyes A., Laroque C.P., Smith D.J.,
2004, Dendrogeomorphological assessment of movement at Hilda rock glacier,
Banff National Park, Canadian Rocky Mountains, Geografiska Annaler 86, 1-9.
Badea, L., Posea, Gr., 1953, Torentul noroios de la Chirleşti, Natura, V, 3.
Bălteanu, D., 1997, Romania. În: Geomorphological Hazards of Europe. Ed: C.&C.
Embleton, Elsevier, 409-427.
Bălteanu, D., Micu, M., 2012, Morphodynamics of the Chirilești mudflow (Buzău
Mountains), Rom. Journ. Geogr., 56, (2), p. 117–125.
Becht, M., Rieger, D., 1997, Debris flows on alpine slopes (eastern Alps).
Géomorphologie: relief, processus, environnement, No. 1, 33 - 42.
Bolch, T., Kulkarni, A., Cogley, G., Frey, H., Fujita, K., Huggel, C., Kargel, J., Paul, F.,
Scheel, M., Bajracharya S., Stoffel, M.., 2012, The state and fate of Himalayan
glaciers. Science 336, 310–314.
Bollschweiler, M., 2007, Spatial and temporal occurence of past debris flows in the Valais
Alps - results from tree-ring analysis. PhD Thesis No.1572, University of
Fribourg, GeoFocus 20, 182 p.
Bollschweiler M., Stoffel M., Schneuwly D.M., 2007, Reconstructing spatio-temporal
patterns of debris-flow activity with dendrogeomorphological methods,
Geomorphology, 87, 337–351.
Braam R.R., Weiss E.E.J., Burrough P.A., 1987, Dendrogeomorphological analysis of
mass movement: A technical note on the research method, Catena nr. 14, 585-589.
- 44 -
Bräker, O.U., 2002, Measuring and data processing in tree-ring research — a
methodological introduction. Dendrochronologia 20, 203–216.
Bryant, C.L., Butler, D.R., Vitek, J.D., 1989, A statistical analysis of tree-ring dating in
conjunction with snow avalanches: comparison of on-path versus off-path
responses. Environmental Geology and Water Sciences 14, 53–59.
Bull, W.B., Brandon, M.T., 1998, Lichen dating of earthquake-generated regional rockfall
events, Southern Alps, New Zealand. Geological Society of America Bulletin 110,
60–84.
Burrows C.J., Burrows V.L., 1976, Procedures for the study of snow avalanche
chronology using growth layers of woody plants, Institute of Arctic and Alpine
Research, Occasional Paper, nr. 23, 1-54.
Butler, D.R., 1979, Snow avalanche path terrain and vegetaion. Glacier National Park,
Montana, Arctic and Alpine Research, Vol.11, No.1, 17-32.
Butler D.R., Malanson G.P., 1985, A history of high-magnitude snow avalanches, southern
Glacier National Park, Montana, U.S.A., Mountain Research and Development, 5
(2), 175-182.
Butler D.R., Malanson G.P., Oelfke J.G., 1987, Tree-ring analysis and natural hazard
chronologies: minimum sample sizes and index values, Professional Geographer
39(1), 41-47.
Butler, D.R., 1988, Teaching Natural Hazards: The Use of Snow Avalanches in
Demonstrating and Addressing Geographic Topics and Principles, Journal of
Geography, 87:6, 212 - 225.
Butler, D.R., Walsh, S.J., 1990, Lithologic, structural and topographic influences on
Snow-Avalanche Path Location, Eastern Glacier National Park, Montana, Annals
of the Associalion of American Geographers, 8(3), 362-378.
Butler D. R., Sawyer C. F., 2008, Dendrogeomorphology and high-magnitude snow
avalanches: a review and case study. Natural Hazards and Earth System Sciences,
vol. 8, 303-309.
Butler, D.R., Stoffel, M., 2013, John F. Shroder, Jr.’s 1978 and 1980 Papers on
Dendrogeomorphology. Progress in Physical Geography 37(5), 717–721.
Câmpean, O.N., Câmpean, I., 2010, Riscul de avalanșă în Carpații Românești: Studiu de
caz, Munții Făgăraș - sezonul 2008-2009, Ricuri și Catastrofe 9, vol.8, nr.2, 103-
111.
Carrara, P.E., 1979, The determination of snow avalanche frequency through tree-ring
- 45 -
analysis and historical records at Ophir, Colorado, Geological Society of
America Bulletin, 90, 773-780.
Casteller, A., Stöckli, V., Villalba, R., Mayer, A.C., 2007, An evaluation of
dendroecological indicators of snow avalanches in the Swiss Alps. Arctic,
Antarctic, and Alpine Research 39, 218–228.
Casteller, A., Christen, M., Villalba, R., Martínez, H., Stöckli, V., Leiva, J.C., Bartelt, P.,
2008, Validating numerical simulations of snow avalanches using
dendrochronology: the Cerro Ventana event in Northern Patagonia, Argentina.
Natural Hazards and Earth System Sciences 8, 433–443.
Casteller, A., Villalba, R., Araneo, D., Stöckli, V., 2011, Reconstructing temporal patterns
of snow avalanches at Lago del Desierto, southern Patagonian Andes, Cold
Regions Science and Technology 67, 68-78.
Chiroiu, P., 2012, A review of romanian dendrochonological approaches and future
research perspectives for dendrochronology in Romania, Review of Historical
Geography and Toponomastics, vol. VII no. 13-14, 187-198.
Chiroiu, P., 2013, Geomorphological studies of slope processes by the analysis of tree
rings, Central European Policy and Human Geography, III (1), 93-105.
Chiroiu, P., Stoffel, M., Onaca A., Urdea, P., 2015, Testing dendrogeomorphic approaches
and thresholds to reconstruct snow avalanche activity in the Făgăraș Mountains
(Romanian Carpathians). Quaternary Geochronology 27, 1–10.
Cioacă, A., 1970, Un torent de grohotișuri în Munții Făgăraș, Terra, nr.5, 39-43.
Ciulache, S., Ionac, N., 1995, Fenomene atmosferice de risc și catastrofe climatice,
Ed.Științifică, București, 175 p.
Constantin, M., 2002, Morphology and environmental impact of the Chirleşti mud torrent,
Japanese Geomorphological Union, 20–4, Tokyo, Japan.
Cook, E.R., 1985, A time series analysis approach to tree ring standardization, Ph.D.
Dissertation, University of Arizona, Tucson.
Corona C., Rovera G., Lopez Saez J., Stoffel M., Perfettini P., 2010, Spatio-temporal
reconstruction of snow avalanche activity using tree rings: Pierres Jean Jeanne
avalanche talus, Massif de l'Oisans, France, Catena 83, 107-118.
Corona C., Lopez Saez J., Stoffel M., Bonnefoy M., Richard D., Astrade L., Berger F.,
2012a, How much of the real avalanche activity can be captured with tree rings?
An evaluation of classic dendrogeomorphic approaches and comparison with
historical archives. Cold Regions Science and Technology 74–75, 31–42.
- 46 -
Corona, C., Lopez Saez, J., Stoffel, M., Rovéra, G., Edouard, J.-P., Berger, F., 2012b,
Seven centuries of avalanche activity at Echalp (Queyras massif, southern French
Alps) as inferred from tree rings. The Holocene 23(2), 292–304.
Cruden, D. M., Varnes, D. J., 1996, Landslide types and processes. În: Turner, A. K.,
Schuster, R. L. (eds). Landslides Investigation and Mitigation (Special Report
247). Transportation Research Board, US National Research Council,
Washington, DC, 36 – 75.
Decaulne, A., Saemundsson, T., 2006, Geomorphic evidence for present-day snow-
avalanche and debris-flow impact in the Icelandic Westfjords, Geomorphology
80, 80-93.
Decaulne A., Saemundsson T., 2007, Dendrogeomorphology as a tool to unravel snow-
avalanche activity: Preliminary results from the Fnjóskadalur test site, Northern
Iceland. Norwegian Journal of Geography Vol. 62, 55-65.
Decaulne A., Eggertsson O., Saemundsson T., 2012, A first dendrogeomorphic approach
of snow-avalanche magnitude-frequency in Nothern Iceland, Geomorphology,
vol.119:, 105-115.
Dorren, L.K.A., 2003, A review of rockfall mechanics and modelling approaches, Progress
in Physical Geography, 27(1), 69-87.
Dorren L.K.A., Berger F., 2006, Stem breakage of trees and energy dissipation at rockfall
impacts. Tree Physiology 26, 63–71.
Dorren, L., Berger, F., Jonsson, M., Krautblatter, M., Moelk, M., Stoffel, M., Wehrli, A.,
2007, State of the art in rockfall–forest interaction, Schweizerische Zeitschrift für
Forstwesen 158(6), 128–141.
Dubé S., Filion L., Hétu B., 2004, Tree-ring reconstruction of high-magnitude snow
avalanches in the northern Gaspé Peninsula, Québec, Canada. Arctic, Antarctic,
and Alpine Research 36, 555-564.
Eckerstorfer, M., Christiansen, H.H., 2011, Relating meteorological variables to the
natural slab avalanche regime in High Arctic Svalbard. Cold Regions Science
and Technology. 69. 184-193.
Eckerstorfer, M., Christiansen, H.H., 2012, Meteorology, topography and snowpack
conditions causing two extreme mid-winter slush and wet slab avalanche periods
in High Arctic maritime Svalbard. Permafrost and Periglacial Processes. 23. 15-
25.
- 47 -
Eckerstorfer, M., 2013, Snow avalanches in Central Svalbard: A field study of
meteorological and topographical triggering factors and geomorphological
significance, PhD Thesis, Longyearbyen, The University Centre in Svalbard,
Norway.
Florea, M., 1996, Riscul geomorfologic în etajul alpin al Munților Făgărașului, Studii și
Cercetări de Geografie, XLIII, Ed.Acad.Române, București, 137-143.
Florea, M., 1998, Munții Făgăraș. Studiu geomorfologic., Ed.Foton, Brașov, 114 p.
Gardner, J., 1983, Rockfall Frequency and Distribution. Zeitschrift für Geomorphologie
N.F. 27(3), 311–324.
Gaspar, R., Munteanu, S.A., 1968, Studii privind avalanșele de zăpadăși indicarea
măsurilor de prevenire și combatere, Analele ICAS 26, 1, 186-206.
Germain D., Filion L., Hétu B., 2009, Snow avalanche regime and climatic conditions in
the Chic-Choc Range, eastern Canada. Climatic Change 92, 141-167.
Grecu, F., 2006, Hazarde și riscuri naturale, ed.a-III-a, Editura Universitară, București,
222p.
Grissino-Mayer, H.D., 1996, Principles of Dendrochronology, http://web.utk.edu/
~grissino/principles.htm, accesat în 2011.
Gruber, S., Haeberli, W., 2009, Mountain Permafrost. In: Permafrost Soils. Springer-
Verlag, Berlin Heidelberg, 33-44.
Haeberli, W., Beniston, M., 1998, Climate change and its impacts on glaciers and
permafrost in the Alps. Ambio 27, 258–265.
Hirschmugl, M., 2003. Debris flows in the mountain permafrost zone: Hohe Tauern
Nationalpark (Austria). In: Phillips, M., Springman, S.M., & Arenson L.U.,
(eds.), Permafrost, ICOP 2003, 413-418.
Holmes, R.L., 1983, Computer-assisted quality control in tree-ring dating and
measurement. Tree-Ring Bulletin 43, 69–75.
Hungr, O., Evans, S.G., Bovis, M. J., Hutchinson, N. J., 2001, A review of the
classification of landslides of the flow type. Environmental and Engineering
Geoscience 7, 221–238.
Hungr, O., 2005, Classification and terminology. În: Jakob, M., Hungr, O., Debris-flow
hazards and related phenomena. Praxis. Springer, Berlin, Heidelberg, New York.
Hupp, C.R., 1984, Dendrogeomorphic evidence of debris flowfrequency andmagnitude at
Mount Shasta, California. Environmental Geology and Water Sciences 6, 121–
128.
- 48 -
Iancu, S., 1970, Munţii Parâng. Studiu geomorfologic, Universitatea „Babeş Bolyai”, Cluj,
494 p.
Ielenicz, M., 1984, Munţii Ciucaş-Buzău. Studiu geomorfologic, Editura Academiei
R.S.R., 147 p., Bucureşti.
Ilinca, V., 2010, Valea Lotrului. Studiu de geomorfologie aplicată, Rezumatul tezei de
doctorat, Universitatea din București, Facultatea de Geografie, București.
Ilinca, V., Gheuca, I., 2011, The Red Lake Landslide (Ucigașu Mountain, Romania),
Carpathian Journal of Earth and Environmental Sciences, Vol.6, No.1, 263-272.
Ilinca, V., 2014, Characteristics of debris flows from the lower part of the Lotru River
basin (South Carpathians, Romania), Landslides 11(3), 505-512.
IPCC, 2007, Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working
Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on
Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B.
Averyt, M. Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press,
Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 996 p.
IPCC, 2013, Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working
Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on
Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J.
Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.)]. Cambridge
University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, 1535 p.
Iverson, R. M., 2000, Landslide triggering by rain infiltration. Water Resources Research
36, 1897-1910.
Ives, J.D., Mears, A.I., Carrara, P.E., Bovis, M.J., 1976, Natural hazards in mountain
Colorado, Annals of the Association of American Geographers, 66, 129-144.
Jenkins M.J., Hebertson E.G., 2004, A practitioners guide for using dendroecological
techniques to determine the extent and frequency of avalanches. ISSW
Proceedings: A Merging of Theory and Practice, Jackson, WY, 423-434.
Johnson, A. M., 1970, Physical processes in geology. W. H. Freeman, New York.
Kogelnig-Mayer, B., Stoffel, M., Schneuwly-Bollschweiler, M., Hübl, J., Rudolf-Miklau,
F., 2011, Possibilities and limitations of dendrogeomorphic time-series
reconstructions on sites influenced by debris flows and frequent snow avalanche
activity. Arctic, Antarctic, and Alpine Research 43, 649–658.
- 49 -
Köse, N., Aydin, A., Akkemik, Ü., Yurtseven, H., Güner, T., 2010, Using tree-ring signals
and numerical model to identify the snow avalanche tracks in Kastamonu, Turkey.
Natural Hazards 54, 435–449.
Lopez Saez J., Corona C., Stoffel M., Astrade L., Berger F., Malet J.-P., 2012,
Dendrogeomorphic reconstruction of past landslide reactivation with seasonal
precision: the Bois Noir landslide, southeast French Alps. Landslides 9, 189-203.
Luckman, B. H., 1976, Rockfalls and rockfall inventory data: some observations from
Surprise Valley, Jasper National Park. Earth Surface Processes and Landforms 1,
287–298.
Matsuoka, N., Sakai, H., 1999, Rockfall activity from an alpine cliff during thawing
periods. Geomorphology 28, 309–328.
Matsuoka, N., 2001, Direct observations of frost wedging in alpine bedrocks. Earth
Surface Processes and Landforms 26, 601–614.
Matsuoka, N., 2008, Frost weathering and rockwall erosion in the Southeastern Swiss
Alps: long term (1996-2004) observations. Geomorphology 99, 353-368.
McClung, D. M., 2001, Characteristics of terrain, snow supply and forest cover for
avalanche initiation by logging, Ann. Glaciol., 32, 223–229.
McClung, D.M., Schaerer, P., 2006, The avalanche handbook, 3rd. Edition The
Mountaineers, Seattles, USA, 271 p.
Moore D.P., Mathews W.H., 1978, The Rubble Creek landslide, southwestern British
Columbia. Canadian Journal of Earth Sciences 15, 1039 – 1052.
Motoiu, M. D., 2008, Avalansele si impactul lor asupra mediului: studii de caz in Carpatii
Meridionali. București, Editura Proxima, 280 p.
Muntan E., Andreu L., Oller P., Gutierrez E., Martinez P., 2004, Dendrochronological
study of the Canal del Roc Roig avalanche path: first results of the Aludex Project
in the Pyrenees. Annals of Glaciology 38, 173–179.
Muntan E., Garcia C., Oller P., Marti G., Garcia A., Gutierrez E., 2009, Reconstructing
snow avalanches in the Southeastern Pyrenees. Natural Hazards and Earth System
Sciences, 9, 1599–1612.
Munteanu, A.V., Nedelea, A., Comănescu, L., 2011, The dynamics of the snow avalanche
affected areas in Piatra Mică Mountains, Comptes Rendus Geoscience, Elsevier,
343,691-700.
Munteanu, A.V., Nedelea, A., Milian, N., 2012, Avalanșele: condiții, tipuri, riscuri,
Editura Universitară, București, 195 p.
- 50 -
Niculescu, G., Nedelcu, E., 1961, Contribuţii la studiul microreleifului crio-nival din zona
înaltă a Munţilor Retezat-Godeanu-Ţarcu şi Făgăraş-Iezer, Probleme de
geografie, vol. VIII, Institutul de Geologie şi Geografie, 87-123.
Niculescu, G., 1966, Munţii Godeanu. Studiu geomorfologic, Editura Academiei
Republicii Populare Române, Bucureşti 239 p.
Onaca, A., 2013, Procese și forme periglaciare din Carpații Meridionali. Abordare
geomorfologică și geofizică, Teză de doctorat, Universitatea de Vest, Timișoara,
237p.
Osterkamp, W.R., Hupp, C., 1987, Magnitude and frequency of debris flows, and areas of
hazard on Mount Shasta, California. Professional Paper 1396-C.U.S. Geological
Survey, Denver, 21 p.
Pierson, T. C., 1992, Rainfall-triggered lahars at Mt.Pinatubo, Philippines, following the
June 1991 eruption. Landslide News, Japanese Landslide Society 6, 6-9.
Pop, O., Buimagă-Iarnica, Ş., Stoffel M., Anghel T., Surdeanu V., 2011, Reaction of
Norway spruce (Picea abies (L.) Karst.) to sedimentation by toxic debris in the
Dumitrelul Basin (sulphur mining area, Călimani Massif, Romania). Geophysical
Research Abstracts, EGU General Assembly, Viena, Austria, vol. 13.
Pop, O., 2012, Studiul comparativ al proceselor geomorfologice contemporane în Masivele
Vulcanice Sancy şi Călimani, Teză de doctorat, Universitatea Babeş-Bolyai Cluj
Napoca, 215 p.
Pop, O., Buimaga-Iarinca, S., Anghel, T., Stoffel, M., 2014, Effects of open-cast sulphur
mining on sediment transfers and intoxication of riparian forests. Geografiska
Annaler 96, 485–496.
Popescu, N., Ielenicz, M., 1981, Evoluţia versanţilor în regim periglaciar în partea
centrală a Munţilor Făgăraş, Analele Universităţii din Bucureşti, Geografie, anul
XXX, Bucureşti, 89-99.
Posea, G., 1981, O singură glaciaţiune în Carpaţi, Stud. cerc. geol., geofiz., geogr.,
Geografie, t. XXVIII, 87-102.
Potter, Jr., N., 1969, Tree-ring dating of snow avalanche tracks and the geomorphic
activity of avalanches, northern Absaroka Mountains, Wyoming, Geological
Society of America, Special Paper 123, 141-165.
Rapp, A., 1960, Recent Development of Mountain Slopes in Kärkevagge and
Surroundings, Northern Scandinavia, Geografiska Annaler, Vol. 42, No. 2/3, 65-
200.
- 51 -
Rădoane, M., Dumitriu, D., Ichim, I., 2000, Geomorfologie, vol. I, Editura Universitatii
"Stefan cel Mare"Suceava, 250 p.
Reardon B.A., Pederson G.T., Caruso C.J., Fagre D.B., 2008, Spatial reconstructions and
comparisons of historic snow avalanche frequency and extent using tree rings in
Glacier National Park, Montana, U.S.A. Arctic, Antarctic, and Alpine Research
40, 148-160.
Rinntech, 2006. LINTAB — Precision Ring by Ring. http://www.rinntech.com/Products/
LINTAB.htm. 2.
Rinntech, 2012, TSAP-Win Time Series Analysis and Presentation for Dendrochronology
and Related Applications - User Reference, Frank Rinn, Heidelberg, 91 p.
Ritter, D.F., Kochel, G.R., Miller, J.R., 2002, Process geomorphology. McGraw-Hill, New
York (4th edition).
Sass, O., 1998, Die Steuerung von Steinschlagmenge durch Mikroklima, Gesteinsfeuchte
und Gesteinseigenschaften im westlichen Karwendelgebirge. Muenchner
Geographische Abhandlungen Reihe B29, 347-359.
Sassa, K., Fukuoka, H., Wang, F., 1997, Gamahara torrent debris flow on 6 December
1996, Japan. Possible mechanism of the debris flow. Landslide News 10, 6-9.
Schneebeli M., Laternser M., Ammann W., 1997, Destructive snow avalanches and
climate change in the Swiss Alps. Eclogae Geol Helvetica 90, 457–461.
Schneuwly D.M., Stoffel M., 2008, Tree-ring based reconstruction of the seasonal timing,
major events and origin of rockfall on a case-study slope in the Swiss Alps.
Natural Hazards and Earth System Science 8, 203-211.
Schneuwly, D.M., 2009, Tree rings and rockfall - Anatomic tree reactions and spatio-
temporal rockfall analysis. PhD Thesis No.1643, University of Fribourg, 153 p.
Schneuwly D. M., Stoffel M., Bollschweiler M., 2009, Formation and spread of callus
tissue and tangential rows of resin ducts in Larix decidua and Picea abies
following rockfall impacts. Tree Physiology 29, 281–289.
Schneuwly, M., Corona, C., Stoffel, M., 2013, How to improve dating quality and reduce
noise in tree-ring based debris-flow reconstructions.Quaternary
Geochronology 18, 110–118.
Schneuwly-Bollschweiler, M., Schneuwly, D.M., 2012, How fast do European conifers
overgrow wounds inflicted by rockfall?, Tree Physiology 32, 968-975.
Schweizer, J., Jamieson, J.B., Schneebeli, M., 2003, Snow avalanche formation, Reviews
of Geophysics, 41, 4, 1-25.
- 52 -
Selby, M.J., 1993, Hillslope materials and processes. 2nd Edition. Oxford University
Press.
Sepulveda, S.A., Murphy, W., Petley, D.N., 2004, The role of topographic amplification
on the generation of earthquake-induced rock slope failures. În: Lacerda, W.,
Erlich, M., Fontoura, S.A.B., Sayao, A.S.F. (editori), Landslides: Evaluation and
Stabilisation, Proceedings of the Ixth International Symposium on Landslides.
Balkema, Rio de Janeiro, 311-315.
Shroder Jr., J.F., 1978, Dendrogeomorphological analysis of mass movements on Table
Cliffs Plateau, Utah, Quaternary Research nr. 9, 168-185.
Shroder, Jr., J.F., 1980, Dendrogeomorphology: review and new techniques of tree-ring
dating, Progress in Physical Geography, 4 (1), 161-188.
Simea, I.M., 2012, Avalanșele din Munții Rodnei, Teză de doctorat, Univ.Babeș-Bolyai,
Cluj-Napoca.
Sîrcu, I., 1978, Munţii Rodnei. Studiu morfogeografic, Editura Republicii Socialiste
România, Bucureşti, 112 p.
Sorg, A., Bolch, T., Stoffel., M., Solomina, O., Beniston, M., 2012, Climate change
impacts on glaciers and runoff in Central Asia. Nature Climate Change 2 (10),
725–731.
Stoffel M., 2005, Spatio-temporal variation of rackfall activity into forests – results from
tree-ring and tree analyses, Univeristy of Fribourg, PhD Thesis, 188 p.
Stoffel M., Lievre I., Monbaron M., Perret S., 2005, Seasonal timing of rockfall activity on
a forested slope at Täschgufer (Valais, Swiss Alps) – a dendrochronological
approach. Zeitschrift für Geomorphologie 49, 89–106.
Stoffel M., Beniston M., 2006, On the incidence of debris flows from the early Little Ice
Age to a future greenhouse climate: a case study from the Swiss Alps.
Geophysical Research Letters 33.
Stoffel M., Perret S., 2006, Reconstructing past rockfall activity with tree rings: some
methodological considerations. Dendrochronologia 24, 1–15.
Stoffel M., Bollschweiler M., Hassler G. R., 2006, Differentiating past events on a cone
influenced by debris-flow and snow avalanche activity – a
dendrogeomorphological approach. Earth Surface Processes and Landforms 31
(11), 1424-1437.
Stoffel M., 2008, Dating past geomorphic processes with tangential rows of traumatic
resin ducts. Dendrochronologia 26 (1), 53-60.
- 53 -
Stoffel M., Bollschweiler M., 2009, What tree rings can tell about earth-surface processes.
Teaching the principles of dendrogeomorphology, Geography Compass 3, 1013-
1037.
Stoffel, M., 2010, Magnitude–frequency relationships of debris flows—a case study based
on field surveys and tree-ring records. Geomorphology 116, 67–76.
Stoffel, M., Bollschweiler, M., Butler, D.R., Luckman, B., 2010, Tree Rings and Natural
Hazards: A State-of-the-art. Springer, Heildelberg, New York.
Stoffel M., Butler D.R., Corona C., 2013, Mass-movements and tree-rings: A guide to
dendrogeomorphic field sampling and dating, Geomorphology, 200, 106-120.
Stoffel M., Corona C., 2014, Dendroecological dating of (hydro-)geomorphic disturbances
in trees, Tree-Ring Research 70, 3–20.
Strunk, H., 1991, Frequency distribution of debris flows in the Alps since the Little Ice
Age. Zeitschrift für Geomorphologie NF 71–81.
Strunk, H., 1997, Dating of geomorphological processes using dendrogeomorphological
methods. Catena 31, 137–151.
Thie, J., 1974, Distribution and thawing of permafrost in the southern part of the
discontinuous permafrost zone in Manitoba, Arctic, 27, 189-200.
Thompson L.G., Mosley-Thompson E., Davis M.E., Lin P.-N., Henderson K., Mashiotta
T.A., 2003, Tropical glacier and ice core evidence of climate change on annual to
millennial time scales. Climate Change 59, 137–155.
Timell T. E., 1986, Compression wood in gymnosperms. Berlin, Germany: Springer.
Tissescu, A., 2001, Influenţa princpialilor factori climatici asupradinamicii producţiei de
biomasă lemnoasă supraterană la gorun ş istejar pedunculat, Editura Victor
Frunză, Bucureşti, 176 p.
Trappmann, D., Stoffel, M., 2013, Counting scars on tree stems to assess rockfall hazards:
A low effort approach, but how reliable? Geomorphology 180–181, 180–186.
Trappmann, D., Stoffel, M., Corona, C., 2014, Achieving a more realistic assessment of
rockfall hazards by coupling three-dimensional, process based models and field-
based tree-ring data, Earth Surface Processes and Landforms 39, 1866-1875.
Urdea, P., 1993, Considerații asupra manifestării glaciare în Munții Retezat, Stud.cerc.de
Geografie XL, 65-72.
Urdea, P., 1998, Consideraţii dendrogeomorfologice preliminare asupra unor forme
periglaciare din Munţii Retezat, Anal. Univ. Craiova, Geografie, (Serie nouă), nr.
1, 23-28.
- 54 -
Urdea, P., 2000, The geomorhological risk in Transfăgărășan Highway area, Studia
Geomorphologica Carpatho-Balcanica 34, Krakow, 113-122.
Urdea, P., 2004, The Pleistocene Glaciation of the Romanian Carpathians, Quaternary
Glaciacions - Extent and Chronology, 301-308.
Văidean, R., Arghiuş, V., Pop, O., 2015, Dendrogeomorphic reconstruction of past debris-
flood activity along a torrential channel: an example from Negoiul Basin
(Apuseni Mountains, Romanian Carpathians), Zeitschrift fuer Geomorphologie,
DOI: 10.1127/zfg/2014/0156
Varnes, D. J., 1978, Slope movement types and processes. In: Schuster, R. J., Krizek, R. J.
Bibliography Landslides, analysis and control (Special Report 176).
Transportation Research Board, National Academy of Sciences, Washington D.C,
11-33.
Velcea, V., 1961, Masivul Bucegi. Studiu geomorfologic, Editura Academiei R.S.R., 151
p., Bucureşti.
Viereck, L.A., 1965, Relationship of white spruce to lenses of perennially frozen ground,
Mount McKinley National Park, Alaska, Arctic, 18, 262-267.
Vogel., S., Eckerstorfer, M., Christiansen, H.H., 2012, Cornice dynamics and
meteorological control at Gruvefjellet, Central Svalbard, The Cryosphere, 6, 157-
171.
Voiculescu, M., 2002a, Fenomene geografice de risc in Masivul Făgăraș, Editura Mirton,
Timișoara, 231p.
Voiculescu, M., 2002b, Studiul potențialului geoecologic al Masivului Făgăraș și protecția
mediului înconjurător, Ed.Mirton, Timișoara, 373 p.
Voiculescu, M., 2004a, About the morphometrical characteristics of avalanche tracks on
Balea–Capra Area (Fagaras massif); Analele Universitatii de Vest din Timisoara.
Seria Geografie XIV, 31–43.
Voiculescu, M., 2004b, Întocmirea hărţii riscului la avalanşe. Studiu de caz: circul şi
valea glaciară Bâlea (Masivul Făgăraş), în Riscuri şi catastrofe, Casa Cărţii de
Ştiinţă, 243-250, Cluj-Napoca.
Voiculescu, M., 2005, Studiul avalanșelor în România.Stadiul actual al cercetării și
probleme de perspectivă, Seminarul Geografic „D. Cantemir” 25, 29-35.
Voiculescu, M., 2009, Snow avalanche Hazards in the Făgăraş massif (Southern
Carpathians) - Romanian Carpathians. Management and perspectives. Natural
Hazards, 51 (3), 459-475.
- 55 -
Voiculescu, M., Ardelean, F., 2012, Snow avalanche - disturbance of high mountain
environment. Case study - the Doamnei glacial valley the Făgăraş massif -
Southern Carpathians, Romanian Carpathians, Volume 7, Number 1., 95 – 108.
Voiculescu, M., Onaca, A., 2012, Snow avalanche assessment in the Sinaia ski area
(Bucegi Mountains, Southern Carpathians) using the dendrogeomorphology
method, Area, 45 (1), 109–122.
Voiculescu, M., Onaca, A., Chiroiu, P., 2013, Dynamique forestiere et impact des
avalanches par la methode dendrochronologique. Vallée glaciaire Bâlea, Massif
de Făgăraș (Carpates Meridionales, Roumanie), În: Arbres & Dynamiques, Ed:
A.Decaulne, Maison des Sciences de lʹHomme, 89-105.
Voiculescu, M., Onaca, A., 2014, Spatio-temporal reconstruction of snow avalanche
activity using dendrogeomorphological approach in Bucegi Mountains Romanian
Carpathians, Cold Regions Science and Technology, 104–105, 63–75.
Voiculescu, M., 2014, Patterns of the dynamics of human-triggered snow avalanches at
the Făgăraș massif (Southern Carpathians), Romanian Carpathians, Area 46 (3).
Walker, M., 2005, Quaternary Dating Methods, John Wiley and Sons Ltd., The Atrium,
Southern Gate, Chichester, West Sussex, England, 286 p.
Wallace, R.E., 1948, Cave-in lakes in the Nabesna, Chisana, and Tanana River valleys,
eastern Alaska, Journal of Geology, 56, 171-181.
Weir, P., 2002, Snow avalanche. Management in forested terrain, Ministry of Forestry,
Forest Science Program, British Columbia, 190 p.
Westing A.H., 1965, Formation and function of compression wood in gymnosperms.
Botanical Review 31:3, 381-480.
White, P.S., 1979, Pattern, process, and natural disturbance in vegetation. Bot. Rev. 45:
229-299.
Wieczorek, G.F., Snyder, J.B., Waitt, R.B., Morrisey, M.M., Uhrhammer, R.A., Harp,
E.L., Norris, R.D., Bursik, M.I., Finewood, L.G., 2000, Unusual July 10, 1996,
rock fall at Happy Isles, Yosemite National Park, California. Geological Society
of America Bulletin 112 (1), 75–85.
Wieczorek, G., Glade, T., 2005, Climatic factors influencing occurrence of debris flows.
În: Jakob, M., Hungr, O., Debris-flow hazards and related phenomena. Praxis.
Springer, Berlin Heidelberg New York, 325-362.
Yoshida, K., Kikuch, S., Nakamura, F., Noda, M., 1997, Dendrochronological analysis of
debris flow disturbance on Rishiri Island. Geomorphology 20, 135–145.