Dr. MIHAI PARICHI Dr. ing. ANCA-LUIZA STĂNILĂ

Drd. NICOLAE CRUCERU

SOLURILE PRINCIPALELOR UNITĂŢI

DE RELIEF DIN ROMÂNIA

© Editura Fundaţiei România de Mâine, 2006

Descrierea CIP a Bibliotecii Naţionale Parichi, Mihai Solurile principalelor unităţi de relief din România / Mihai Parichi, Anca Luiza Stănilă, Nicolae Cruceru - Bucureşti: Editura Fundaţiei „România de Mâine”, 2005. 180 p., 20,5 cm.

ISBN 973-725-474-0

I. Stănilă, Anca Luiza II. Cruceru, Nicolae 631.4(498)(075.8)

UNIVERSITATEA SPIRU HARET

FACULTATEA DE GEOGRAFIE

Dr. MIHAI PARICHI Dr. ing. ANCA-LUIZA STĂNILĂ

Drd. NICOLAE CRUCERU

SOLURILE PRINCIPALELOR UNITĂŢI

DE RELIEF DIN ROMÂNIA

EDITURA FUNDAŢIEI ROMÂNIA DE MÂINE BUCUREŞTI, 2006

5

CUPRINS

I. CÂMPIA ROMÂNĂ ……………………………………………... 15 I.1. Câmpia Olteniei ………………………………………………. 15

I.1.1. Câmpia Blahniţei ……………………………………….. 16 I.1.2. Câmpia Desnăţuiului …………………………………… 18 I.1.3. Câmpia Romanaţilor …………………………………… 20

I.2. Câmpia Teleormanului ……………………………………….. 21 I.2.1. Câmpia Piteştiului ……………………………………… 22 I.2.2. Câmpia Boianului ………………………………………. 23 I.2.3. Câmpia Găvanu-Burdea ………………………………... 23 I.2.4. Câmpia Burnasului ……………………………………... 23

I.3. Câmpia Ialomiţei ……………………………………………... 27 I.3.1. Câmpia piemontană a Prahovei ………………………… 27 I.3.2. Glacisul Istriţei …………………………………………. 28 I.3.3. Câmpia Titu-Sărata …………………………………….. 28 I.3.4. Câmpia Vlăsiei …………………………………………. 29

I.4. Câmpia Bărăganului ………………………………………….. 33 I.4.1. Bărăganul Mostiştei …………………………………….. 33 I.4.2. Bărăganul Ialomiţei sau de mijloc ……………………… 34 I.4.3. Câmpia Brăilei sau Bărăganul Nordic ………………….. 34

I.5. Câmpia Buzău-Siret …………………………………………... 36 I.5.1. Câmpia Siretului ………………………………………... 36 I.5.2. Câmpia Râmnicului …………………………………….. 36 I.5.3. Câmpia Buzăului ……………………………………….. 37 I.5.4. Câmpia Galaţiului ……………………………………… 37

II. CÂMPIA BANATO-CRIŞANĂ ………………………………… 39 II.1. Câmpia Someşului …………………………………………... 39

II.1.1. Câmpiile Ardud, Tăşnad, Buduslău ………………….. 40 II.1.2. Câmpia Carei ………………………………………… 40 II.1.3. Câmpia joasă a Someşului …………………………… 40 II.1.4. Câmpia Ierului ……………………………………….. 40

II.2. Câmpia Crişurilor …………………………………………… 44 II.2.1. Câmpiile înalte ……………………………………….. 45 II.2.2. Câmpiile joase (aluviale) …………………………….. 46

II.3. Câmpia Banatului …………………………………………… 49 II.3.1. Câmpiile Mureşului ………………………………….. 50 II.3.2. Câmpia Timişului ……………………………………. 55

6

II.3.3. Câmpia Lugojului ……………………………………. 57 II.3.4. Câmpia Bârzavei ……………………………………... 58 II.3.5. Câmpia Caraşului ……………………………………. 60

III. PODIŞUL MOLDOVEI ………………………………………... 62 III.1. Podişul Sucevei ……………………………………………. 62 III.2. Câmpia Moldovei ………………………………………….. 65 III.3. Podişul Bârladului …………………………………………. 69

III.3.1. Podişul Central Moldovenesc ……………………... 70 III.3.2. Depresiunea Vasluiului ……………………………. 70 III.3.3. Colinele Tutovei …………………………………… 70 III.3.4. Dealurile Fălciului …………………………………. 71 III.3.5. Podişul Covurluiului ………………………………. 71 III.3.6. Depresiunea Elan-Horincea ……………………….. 71 III.3.7. Depresiunea Huşi ………………………………….. 71 III.3.8. Prispa Prutului şi a Siretului ……………………….. 71

IV. PODIŞUL DOBROGEI ………………………………………… 75 IV.1. Dobrogea de Nord …………………………………………. 75 IV.2. Dobrogea Centrală ………………………………………… 77 IV.3. Dobrogea de Sud …………………………………………... 78

V. PODIŞUL TRANSILVANIEI …………………………………... 80 V.1. Podişul Someşan …………………………………………….. 80

V.1.1. Podişul Prisnel-Dealul Boiului ………………………. 81 V.1.2. Dealurile Ciceului ……………………………………. 81 V.1.3. Dealurile Bobâlnei (Dejului) ………………………… 82 V.1.4. Dealurile Clujului ……………………………………. 82 V.1.5. Podişul Huedinului …………………………………... 82 V.1.6. Depresiunea Almaş-Agrij ……………………………. 83 V.1.7. Dealul Feleacului …………………………………….. 83

V.2. Câmpia Transilvaniei ……………………………………….. 87 V.3. Podişul Târnavelor ………………………………………….. 91

V.3.1. Dealurile Târnavei Mici ……………………………... 92 V.3.2. Podişul Hârtibaciului ………………………………… 92 V.3.3. Podişul Secaşelor …………………………………….. 92 V.3.4. Depresiunea Făgăraşului …………………………….. 92 V.3.5. Depresiunea Alba Iulia-Turda ……………………….. 93

VI. DEALURILE PIEMONTANE VESTICE …………………….. 97 VI.1. Dealurile Crişanei ………………………………………… 97

VI.1.1. Dealurile Băii Mari-Chioar ………………………. 97 VI.1.2. Podişul şi Depresiunea Silvaniei ………………… 98 VI.1.3. Dealurile Oradei …………………………………. 98 VI.1.4. Dealurile Pădurea Craiului ………………………. 98 VI.1.5. Dealurile Momei şi Zarandului ………………….. 99

7

VI.2. Dealurile Banatului ……………………………………….. 101 VI.2.1. Dealurile Lipovei ………………………………… 102 VI.2.2. Dealurile Banatului sudic ……………………….. 103

VI.2.2.1. Dealurile Lugojului ……………………. 103 VI.2.2.2. Dealurile Pogănişului ………………….. 103 VI.2.2.3. Dealurile Dognecei ……………………. 103 VI.2.2.4. Dealurile Oraviţei ……………………… 104

VII. PODIŞUL GETIC ……………………………………………... 107 VII.1. Piemontul Getic de Vest ………………………………… 107 VII.2. Piemontul Getic de Est ………………………………….. 108

VIII. PODIŞUL MEHEDINŢI ……………………………………... 111 IX. SUBCARPAŢII …………………………………………………. 114

IX.1. Subcarpaţii Moldovei …………………………………….. 114 IX.2. Subcarpaţii de Curbură …………………………………… 118 IX.3. Subcarpaţii Getici ………………………………………… 122

X. SUBCARPAŢII TRANSILVANIEI …………………………….. 126 X.1. Subcarpaţii Lăpuşului ………………………………………. 127 X.2. Muscelele Năsăudului sau Platforma Năsăudului ………….. 128 X.3. Dealurile Bistriţei …………………………………………… 130 X.4. Dealurile Mureşului ………………………………………… 131 X.5. Subcarpaţii Târnavelor ……………………………………… 133 X.6. Subcarpaţii Homoroadelor ………………………………….. 134

XI. CARPAŢII ………………………………………………………. 137 XI.1. Carpaţii Orientali …………………………………………. 137

XI.1.1. Grupa Nordică (a Carpaţilor Orientali) ………….. 137 XI.1.2. Grupa Centrală …………………………………… 142 XI.1.3. Grupa de Curbură sau Sudică ……………………. 150

XI.2. Carpaţii Meridionali ………………………………………. 155 XI.2.1. Grupa Munţilor Făgăraş …………………………. 157 XI.2.2. Grupa Munţilor Parâng …………………………... 157 XI.2.3. Grupa Godeanu-Retezat …………………………. 158

XI.3. CARPAŢII OCCIDENTALI …………………………….. 164 XI.3.1. Munţii Banatului …………………………………. 164 XI.3.2. Munţii Apuseni …………………………………... 169

XII. DELTA DUNĂRII …………………………………………….. 176

8

9

PREFAŢĂ

În România se întâlnesc cea mai mare parte din solurile Europei,

cu precădere ale zonei temperate propriu-zise, dar şi soluri caracte-ristice zonei temperate reci ori temperate calde. Această varietate se datoreşte atât diversităţii şi interdependenţei factorilor pedogenetici –relief, climă, vegetaţie, rocă, apă freatică şi stagnantă –, cât şi manifes-tărilor diferenţiate în timp şi spaţiu. Pentru ţara noastră rolul reliefului este cel mai adesea preponderent, ca urmare a complexităţii sale, urmat de factorul climatic şi biologic. Orice schimbare în cadrul reliefului se oglindeşte neapărat în învelişul de sol, astfel că, de foarte multe ori, unităţile cartografice de sol coincid cu anumite forme de relief.

În formarea şi repartiţia solurilor din România relieful joacă atât un rol direct, cât şi un rol indirect. Influenţa directă a reliefului se observă mai ales în regiunile accidentate, unde eroziunea foarte puternică determină o reîntinerire a acestora. Pe crestele munţilor solul lipseşte, la suprafaţă găsindu-se roca. În condiţiile versanţilor puternic înclinaţi, pe depozite deluviale subţiri, acesta se află într-un stadiu incipient de dezvoltare şi, pe măsură ce înclinarea reliefului scade, solul devine mai clar exprimat morfologic şi mai profund.

De asemenea, expoziţiile umbrite şi reci ale anumitor versanţi determină înaintarea levigării, acidifierii şi podzolirii solurilor.

Microrelieful de crovuri şi dune influenţează într-un mod carac-teristic formarea şi evoluţia solurilor. Astfel, în crovuri apar, de regulă, soluri mai evoluate decât pe suprafaţa dintre crovuri, pe apexul dunelor, cel mai intens supuse deflaţiei sunt psamosolurile tipice, pe când în interdune apar soluri nisipoase evoluate (cernoziomuri, cernoziomuri cambice, soluri brune eu-mezobazice şi chiar soluri brune argiloiluviale cu orizont Bt lamelar).

Influenţa indirectă a reliefului se reflectă în modificarea compo-nentelor peisajului geografic şi îndeosebi în ceea ce priveşte clima şi vegetaţia.

Clima acţionează în formarea solurilor prin componentele sale, de asemenea direct şi indirect, începând chiar cu dezagregarea şi

10

alterarea chimică a rocilor. În condiţiile cu temperaturi mai ridicate, din regiunea de stepă şi silvostepă descompunerea materiei organice se face relativ rapid, mai puţin rapid acolo unde temperaturile sunt mai scăzute în zona pădurilor de foioase şi mult încetinită-lent, în etajul coniferelor şi a pajiştilor din cadrul reliefului muntos al ţării. Datorită cantităţii mici de precipitaţii în regiunea de stepă, nu sunt îndepărtate substanţele nutritive şi bazele de schimb, spălarea sau levigarea lor devine destul de activă în zona pădurilor şi foarte pronunţată în regiunea de munte.

Vegetaţia şi fauna influenţează formarea solurilor îndeosebi prin distribuţia spaţială a resurselor organice, prin cantitatea şi calitatea materiei organice depuse anual la suprafaţa sau în interiorul solului, dar şi prin modul de transformare a acesteia. Totodată vegetaţia impune dezvoltarea anumitor soluri şi asociată cu clima anumite zone şi subzone de soluri. Sub vegetaţia de stepă şi silvostepă se formează molisoluri, sub păduri de foioase din dealuri şi podişuri apar argilu-visoluri şi cambisoluri, în etajul montan inferior cu păduri de foioase (fag), fag şi molid se dezvoltă până la 1400 m cambisoluri de tip brun eu-mezobazic şi soluri brune acide, iar sub păduri de conifere, tufă-rişuri de jneapăn şi pajişti subalpine (1400-2000) dominante apar spodosolurile (soluri brune feriiluviale şi podzoluri).

În zona pajiştilor alpine până la 2500 m sunt prezente umbriso-lurile (soluri humicosilicatice) asociate de regulă cu soluri neevoluate de tip litosol şi stâncărie.

Acţiunea faunei constă îndeosebi în mărunţirea resturilor organice şi amestecarea lor cu partea minerală a solurilor, cât şi în prelucrarea chimică a acestora care servesc drept hrană plantelor.

Materialul parental al solurilor rezultă în urma dezagregării şi alterării diferitelor roci. După natura lor petrografică, rocile genera-toare de material parental şi deci de sol sunt consolidate-compacte specifice zonelor montane şi roci mobile sau afânate din regiunile de câmpie, deal şi podiş.

Deşi ca factor de formare a solului materialul parental este subordonat climei şi vegetaţiei, influenţa sa se manifestă în compoziţia granulometrică, în structura şi îndeosebi în ceea ce priveşte compo-ziţia chimică a solului.

Apa freatică şi stagnantă acţionează diferit în formarea solurilor. Astfel, apa freatică intervine numai când se găseşte la adâncime mică (0-5 m). În zona caldă-secetoasă dacă se află sub 1,5 m adâncime şi

11

este nemineralizată provoacă procese intense de gleizare, mlaştini sau turbificare, iar când este mineralizată determină îndeosebi salinizarea solurilor.

Apa de stagnare, provenită din precipitaţii sau scurgeri de suprafaţă, se acumulează temporar în exces în sol, datorită drenajului extern slab şi permeabilităţii reduse a unui orizont genetic (Bt) al solului sau materialului parental. Drept urmare, la partea superioară a solului îşi face apariţia un orizont de pseudoglei marmorat, cenuşiu, vineţiu, pestriţ caracteristic, cu concreţiuni de oxizi de fier şi mangan. Fenomenul de pseudogleizare se manifestă începând din zona moderată termic-subumedă, cu precădere în arealul argiluvisolurilor formate pe materiale parentale mijlociu-fine-fine în condiţiile unui relief orizontal ori de crov.

Timpul, ca factor de formare a solului, se referă la durata procesului de solificare în locul respectiv. Cele mai tinere soluri apar în lunci şi vârsta lor creşte spre terase, câmpii, podişuri, munţi, dacă nu a intervenit eroziunea sau alte cauze care să determine un nou ciclu în procesul de solificare.

Omul influenţează formarea, evoluţia şi starea de păstrare a solurilor în funcţie de relaţiile socio-economice şi politice, de dezvol-tarea ştiinţei, industriei, agriculturii etc.

Se cunosc destule cazuri în România, chiar şi în prezent, de defrişare a unor păduri şi de înlocuire a lor cu pajişti, ceea ce va duce sigur la modificări însemnate nu numai în morfologia solurilor, dar şi în privinţa unor însuşiri fizice şi chimice ale acestora.

Amenajarea la irigat a terenurilor nisipoase în Câmpia Olteniei şi a versanţilor din multe regiuni din ţară în vederea înfiinţării de plantaţii viti-pomicole a necesitat ample lucrări de modelare-nivelare a terenului şi deci o profundă modificare a învelişului de sol. Acelaşi lucru a însemnat şi în cazul executării unor lucrări hidroameliorative de desecare-drenaj, care au schimbat relaţiile sol-apă şi au redus procesele de descompunere aerobă, traducându-se printr-o creştere a conţinutului de humus în sol. Nu trebuie uitată eroziunea solurilor, care se observă pe versanţi, în mai toate regiunile agricole din România, acolo unde terenurile nu s-au lucrat pe curba de nivel.

Învelişul de sol al fiecărei unităţi de relief din ţara noastră s-a format şi a evoluat în condiţiile unor factori pedogenetici cu o dinamică, influenţă şi interacţiune variabilă în timp. În regiunea de câmpie se observă o oarecare zonalitate a solurilor care se schimbă,

12

paralel cu modificarea condiţiilor biopedoclimatice, de la molisoluri (soluri bălane, cernoziomuri, cernoziomuri cambice, cernoziomuri argiloiluviale), la argiluvisoluri (soluri brun-roşcate, soluri brune argiloiluviale, soluri brune roşcate, soluri brune luvice şi chiar luvi-soluri albice în Câmpia de Vest). În diferenţierea acestor soluri, un rol important îl are existenţa unui relief mai puţin variat, cât şi prezenţa pe mari suprafeţe a unor materiale parentale relativ uniforme.

Alături de solul zonal, datorită existenţei unor condiţii locale de relief, vârstă, material parental, hidrogeologie, apar frecvent şi alte soluri, fie soluri intrazonale, fie tranziţii între solurile zonale şi cele intrazonale determinând astfel o variaţie şi mai mare în învelişul de sol.

În regiunile de deal şi podiş, îndeosebi ca urmare a marii variaţii a formelor de relief, vârstei acestora şi a materialului parental, învelişul de sol este deosebit de variat. Caracteristice dealurilor subcarpatice, dealurilor piemontane şi unor districte din regiunile de podiş sunt argiluvisolurile (soluri brune argiloiluviale, soluri brune luvice şi luvisoluri albice), cambisolurile (soluri brune eu-mezobazice, soluri brune acide), la care se adaugă unele molisoluri (cernoziomuri argiloi-luviale, soluri cenuşii, rendzine, pseudorendzine), soluri hidromorfe (soluri negre clinohidromorfe, soluri gleice) şi o serie de soluri neevoluate (regosoluri, erodisoluri, coluvisoluri, protosoluri şi soluri aluviale).

În aceste condiţii de mare varietate a învelişului de sol este greu de urmărit o zonalitate pedologică, cu atât mai mult cu cât substratul litologic şi materialul parental determină chiar şi răspândirea solurilor zonale. Astfel, pe faciesurile argiloase se dezvoltă soluri brune argiloiluviale sau brune eu-mezobazice, în timp ce pe faciesurile mai nisipoase apar soluri brune luvice (îndeosebi pe versanţi) şi luvisoluri albice (pe terenuri plane sau slab înclinate). De regulă, procesul de podzolire este mai evident pe suprafeţele neafectate de eroziune. Pe terasele înalte sau suprafeţe piemontane pe substrat argilos solurile (luvisoluri albice) sunt puternic pseudogleizate.

În regiunile de munte ale ţării solurile s-au format şi evoluat în condiţiile unui climat rece şi mai umed, atât sub pădure, cât şi sub pajişti alpine. Datorită acestor condiţii bioclimatice, s-au dezvoltat o serie de soluri aparţinând cambisolurilor (soluri brune eu-mezobazice, soluri brune acide), spodosolurilor (soluri brune feriiluviale, podzoluri) şi umbrisolurilor (soluri negre acide şi soluri humicosilicatice). În general, toate aceste soluri au o profunzime redusă şi un pronunţat caracter scheletic.

13

Caracteristica principală a învelişului de sol, în acest caz, este zonalitatea verticală a solurilor (etajarea acestora), mult influenţată, în afara condiţiilor generale bioclimatice, de relief şi rocă. Cambisolurile sunt specifice etajului cu foioase şi amestec de conifere. Ele se întâlnesc începând de la altitudini absolute de 400 m şi se dezvoltă până la cca 1400 m. Spodosolurile sunt caracteristice etajului cu climat boreal de munte, cu conifere şi subalpin cu jnepeniş. Ele se dezvoltă în continuarea solurilor brune acide, urcând până la 2000 m. Umbriso-lurile, prin tipul humicosilicatic încheie etajarea pe verticală a solurilor montane, în condiţiile unui relief reprezentat prin forme aşezate cu aspect de platou, coame largi adăpostite şi versanţi slab înclinaţi, situate la altitudini cuprinse între 2000-2500 m.

Se poate spune că influenţa puternică a inelului carpatic a impus o zonalitate concentric etajată a tipurilor de soluri din România. Aceasta corespunde în acelaşi timp diferitelor nivele agroproductive ale solurilor. Astfel, solurile cu fertilitatea cea mai mare caracterizează zonele de câmpie şi ale dealurilor cu climat arid din est, în care ponderea o deţin molisolurile. Argiluvisolurile sunt dominante în podişuri şi dealuri şi apoi etajat, în munţi urmează o gamă largă de soluri cu largă utilizare silvică şi pastorală, cambisoluri (încep chiar din Subcarpaţi), spodosoluri şi umbrisoluri.

14

15

I. CÂMPIA ROMÂNĂ

Câmpia Română reprezintă cea mai mare unitate geomorfologică

a ţării fiind dezvoltată în lungul Dunării între podişurile Miroci, Prebalcanic şi Dobrogei la exterior şi Piemontul Getic, Subcarpaţi şi Podişul Moldovei la interior. Ea are forma unei fâşii depresionare arcuită în lungul Dunării. Lungimea sa pe linia semicercului pericolinar atinge peste 500 km, iar în ceea ce priveşte lăţimea, aceasta variază între 20 km (la NV de linia Cetate-Pleniţa) şi 140 km (între Piteşti şi Zimnicea). Cele mai mari înălţimi ale reliefului apar între Târgovişte şi Filipeşti-Târg (Măgura Bucşani 364 m), iar cele mai mici de 8-10 m se găsesc în Insula Mare a Brăilei.

După poziţia geografică, formă şi geneză, altitudine absolută, înclinare, densitatea şi adâncimea fragmentării reliefului, integritate şi gradul de dezvoltare al interfluviilor, intensitatea drenajului coro-borat cu învelişul de sol etc. în cadrul Câmpiei Române au fost deosebite următoarele mari subunităţi de relief:

Câmpia Olteniei Câmpia Teleormanului (Câmpia Română Centrală) Câmpia Română de est:

Câmpia Ialomiţei Câmpia Bărăganului Câmpia Buzău-Siret

I.1. CÂMPIA OLTENIEI Una dintre caracteristicile acestei câmpii este dezvoltarea ei

longitudinală de la vest la est asemenea unui culoar, copiind aproape până la identitate forma Dunării.

După elementele constitutive (câmp, terasă şi luncă) Câmpia Olteniei se împarte în trei mari subunităţi (Fig. 1):

– Câmpia vestică sau Blahniţei cuprinsă între Dunăre şi Drincea – Câmpia centrală sau Desnăţuiului cuprinsă între Drincea şi Jiu – Câmpia estică sau Romanaţilor cuprinsă între Jiu şi Olt.

16

Fig. 1. Câmpia Olteniei

I.1.1. CÂMPIA BLAHNIŢEI

Aceasta reprezintă porţiunea dintre Dunăre şi valea Drincei, fiind o câmpie de terase, slab fragmentată, acoperită parţial cu nisipuri eoliene (44 800 ha), iar până de curând şi de bălţi. În limitele sale se disting cinci nivele de terasă situate la diferite altitudini relative (între 5-100 m). Cea mai largă dezvoltare o are terasa Băileşti.

Sub raport litologic terasele sunt constituite din pietrişuri şi nisipuri acoperite de loess sau nisipuri de natură eoliană. De altfel, acestea reprezintă în proporţie de 85% şi materialul parental al solurilor.

Cea mai mare parte din Câmpia Blahniţei este situată în limitele climatului cald-secetos, caracterizat prin valori ridicate ale temperaturii (10,5-11,50C) şi resurse hidrice relativ modeste (500 mm). Deficitul de umiditate depăşeşte frecvent 225 mm.

În ceea ce priveşte apa freatică, aceasta se situează la adâncimi foarte variate (0,5-20 m), mai aproape de suprafaţă (1-3 m) pe terasa Băileşti.

Ca urmare a condiţiilor pedogenetice specifice acestei unităţi geosistemice, învelişul său de soluri este dominat de molisoluri (40%) reprezentate prin cernoziomuri cambice (inclusiv cernoziomuri) şi psamosoluri, care la rândul lor se asociază cu soluri brune eu-mezobazice şi soluri brune argiloiluviale cu orizont Bt lamelar (35%). Acestora li se adaugă unele soluri brun roşcate, inclusiv brun roşcate luvice, lăcovişti şi soluri din categoria celor neevoluate (protosoluri şi soluri aluviale) (Fig. 2).

17

În proporţie de 60% solurile Câmpiei Blahniţei se caracterizează printr-o textură mijlocie-uşoară, volum edafic foarte mare (peste 150%), capacitate de apă utilă mijlocie (141-170 mm apă pe 100 cm sol) şi permeabilitate mijlocie-foarte mare (4,0-80,0 mm/h).

Conţinutul de humus al solurilor este mic (1,2-3,0%), reacţia moderat-slab acidă (5,6-6,3), iar aprovizionarea cu substanţe nutritive total nesatisfăcătoare.

Factorii ecopedologici limitativi la folosinţele dominante sunt consideraţi textura, aciditatea solului, excesul de umiditate şi deflaţia.

Fig. 2. Răspândirea solurilor în Câmpia Olteniei

18

I.1.2. CÂMPIA DESNĂŢUIULUI

Câmpia Desnăţuiului, subdiviziune a Câmpiei Olteniei este situată între Dunăre, Piemontul Bălăciţei, văile Drincea şi Jiu, ocupând o suprafaţă de peste 260 000 ha. Se înfăţişează ca o unitate naturală clar exprimată în peisajul dunărean de terase. Mai cuprinde câmpul Sălcuţa-Segarcea, glacisul Caraula-Desnăţui şi câmpia de terase, toate aceste teritorii situându-se ca şi Câmpia Blahniţei într-un climat cald-secetos.

Câmpul Sălcuţa-Segarcea se caracterizează prin interfluvii largi (1-5 km) situate între 140-240 m alt., adânc fragmentate şi presărate pe alocuri cu crovuri, fiind constituite la suprafaţă din luturi argiloase roşcate deluvial-proluviale pleistocene. Drenajul global al teritoriului se prezintă relativ bun întrucât apa freatică se situează la adâncimi de peste 10 m pe suprafeţe apreciabile.

În condiţiile menţionate mai sus învelişul de sol al Câmpului Sălcuţa-Segarcea este dominat de argiluvisoluri reprezentate prin soluri brun roşcate şi brun roşcate luvice, iar în crovuri de aceleaşi soluri, dar afectate slab-moderat de exces de umiditate (Fig. 2).

Glacisul Caraula-Desnăţui se înscrie ca suprafaţă de tranziţie între piemontul Bălăciţei şi câmpia de terase a Dunării. Acesta se prezintă uşor înclinat atât spre est, cât şi pe direcţia nord-sud, altitudinea sa absolută fiind cuprinsă între 200-240 m. Este constituit din interfluvii nu prea largi, bine drenate, alcătuite la partea superioară din sedimente lutoargiloase roşcate, groase de peste 10 m, sub care urmează un complex marnoargilos şi pietrişuri. În aceste condiţii apa freatică se situează la adâncimi mai mari (10-15 m) în partea cea mai înaltă şi sub 10 m la contactul cu terasa superioară a Dunării.

Învelişul de sol este alcătuit din molisoluri şi argiluvisoluri. Dintre acestea, ultimile apar predominante (Fig. 2).

Molisolurile sunt reprezentate prin cernoziomuri argiloiluviale tipice, care fac tranziţia de la cernoziomurile cambice spre argiluvisoluri, respectiv spre solurile brun roşcate, caracteristice de altfel, glacisului Caraula-Desnăţui.

Cernoziomurile argiloiluviale tipice se deosebesc de solurile brun roşcate prin diferenţierea texturală mai slabă pe profil, conţinutul de humus mai ridicat (3,5-4,0%), reacţie slab acidă (6,2-6,5) şi aprovi-zionarea mai bună cu substanţe nutritive.

În regiune coexistă soluri cu textură uşoară-mijlocie, uneori mai fină în adâncimea profilului, cu volum edafic foarte mare (120-150%),

19

capacitate de apă utilă mijlocie-mare (110-210 mm/m) şi permeabilitate mică până la excesivă (0,4-20 mm/h).

Ca factori limitativi la folosinţele dominante pot fi consideraţi textura solului, tasarea, local excesul de umiditate şi nivelul scăzut de aprovizionare cu substanţe nutritive.

Câmpia de terase este alcătuită ca şi Câmpia Blahniţei dintr-o succesiune de trepte de relief orientate V-E, etajate la altitudini diferite (terasa Perişoru 70-100 m; terasa Flamandă 50-60 m; terasa Băileşti 27-35 m; terasa Corabia 15-22 m şi terasa Ciuperceni 5-10 m) şi constituite în general din pietrişuri şi nisipuri acoperite la suprafaţă cu loess, depozite loessoide şi nisipuri (43 900 ha).

Din punct de vedere climatic, câmpia de terase se situează în limitele zonei calde-secetoase, caracterizată prin temperaturi medii anuale de 10,0-11,50C şi resurse hidrice modeste (401-550 mm). Deficitul de umiditate climatică datorită evapotranspiraţiei depăşeşte frecvent 230 mm (180-270 mm).

Învelişul de sol se caracterizează printr-o dispoziţie paralelă a benzilor de sol corespunzător teraselor Dunării. Solurile sunt cu atât mai evoluate cu cât terasele sunt mai înalte şi deci mai vechi. Astfel, cernoziomul (mai ales tipic, gleizat, salinizat) ocupă cu precădere terasele joase (între 5-35 m). Arealul acestui sol se prezintă puternic mozaicat de apariţia psamosolurilor tipice (pe coamele dunelor), gleizate şi salinizate, de lăcovişti şi soloneţuri (în interdune) (Fig. 2).

Cernoziomul cambic (îndeosebi tipic), situat imediat mai la nord, formează o bandă mult mai compactă corespunzătoare terasei Flămânda. La extremitatea nordică a câmpiei, în limitele celui mai înalt nivel de terasă al Dunării, la tranziţia spre zona biopedoclimatică forestieră a Piemontului Getic mai apar cernoziomuri argiloiluviale.

Predomină solurile cu textură mijlocie (18-29%), uneori nisipoasă grosieră (5-10% argilă), cu volum edafic foarte mare (150-160%), slab tasate sau chiar slab afânate, capacitate de apă utilă mijlocie-mare (80-200 mm apă pe 100 cm sol) şi permeabilitate mică-mare (2,0-40,0 mm/h).

Majoritatea solurilor din regiune au un conţinut mic de humus (1,5-3,5%), reacţie moderat acidă până la alcalină (5,6-8,2) şi o apro-vizionare necorespunzătoare cu nutrienţi (N, 0,12-0,27%; P, 18-25 ppm şi K, 80-150 ppm).

Principalii factori limitativi la folosinţele dominante îi constituie textura nisipoasă a unor soluri, tasarea, excesul de umiditate, dar şi lipsa de apă în cazul solurilor nisipoase, cât şi nivelul scăzut de aprovizionare cu substanţe nutritive a solurilor.

20

I.1.3. CÂMPIA ROMANAŢILOR

Reprezintă un teritoriu destul de vast ce coboară, de asemenea, în trepte largi atât spre Dunăre (ultimile cinci reprezentând terasele acesteia menţionate şi în cadrul celorlalte subunităţi ale Câmpiei Olteniei), cât şi spre cele două râuri principale mărginaşe. Cuprinde câmpia propriu-zisă (Leu-Rotunda) în cadrul căreia se disting două trepte morfologice, cea de a doua mai puţin drenată, a căror existenţă este legată de acumularea iniţială piemontană, terasele Dunării, Oltului şi Jiului (Fig. 2).

Clima, ca şi în cazul celorlalte subdiviziuni ale Câmpiei Olteniei se menţine caldă-secetoasă.

Materialele parentale sunt constituite din loess, depozite loessoide, luturi argiloase roşcate deluvial-proluviale şi nisipuri (81 300 ha). Acestea din urmă apar în vestul regiunii, alcătuind cinci aliniamente (VNV-ESE) principale de dune, largi de 2-5 km, care încep în zona Craiovei şi ajung până la Bechet, apoi spre est până în apropiere de Orlea, simulând un triunghi dreptunghic cu vârful ascuţit spre nord.

Ca şi în cazul celorlalte subunităţi ale Câmpiei Olteniei învelişul de sol cuprinde şi în acest caz o gamă largă de tipuri şi subtipuri (Fig. 2). Răspândirea acestora este determinată îndeosebi de vârsta reliefului, de diversitatea materialelor parentale ca şi de apa freatică.

Treptelor de relief mai înalte şi mai vechi din nord le corespund solurile cele mai evoluate (brun roşcate tipice, brun roşcate molice şi cernoziomuri argiloiluviale, inclusiv freatic umede, iar nivelelor de terase soluri mai tinere.

Se evidenţiază, în acest caz, chiar o cronotoposecvenţă alcătuită din următoarele stadii: cernoziom tipic, cernoziom cambic cu levigare slabă-medie şi cernoziom argiloiluvial tipic.

În partea vestică a câmpiei, pe sedimente nisipoase apar cerno-ziomuri cambice tipice, soluri brune argiloiluviale cu orizont Bt lamelar, soluri brune eu-mezobazice, psamosoluri şi regosoluri, la care se mai pot adăuga unele protosoluri antropice din sudul regiunii unde s-au executat lucrări de modelare-nivelare a terenurilor.

În proporţie de 20% solurile din Câmpia Romanaţilor au o textură uşoară (nisipolutoasă), cca 50 % mijlocie-fină, iar în rest o textură variată. Se caracterizează printr-un volum edafic foarte mare (150-160%), capacitate de apă utilă mijlocie spre mare (150-190 mm apă pe 100 cm sol), grad de tasare slab-moderat (2-13%) şi o permea-bilitate mică până la foarte mare (în cazul solurilor nisipoase).

21

Conţinutul de humus al solurilor variază de la extrem de mic (0,2-0,4%) în cazul psamosolurilor până la mijlociu (3,1-3,5%) cum se constată la cernoziomuri, cernoziomuri cambice şi cernoziomuri argiloiluviale. Reacţia pH se menţine slab acidă (5,9-6,9), iar în ceea ce priveşte gradul de aprovizionare cu nutrienţi, se poate aprecia satisfă-cător doar în cazul molisolurilor, pe când solurile brune eu-mezobazice, psamosolurile şi protosolurile antropice se caracterizează printr-un conţinut foarte mic şi mic de azot şi fosfor, mic-mijlociu de potasiu.

Ca factori limitativi principali la folosinţele dominante se pot considera textura şi deflaţia pentru 1/3 din regiune, deficitul de umiditate climatic şi pericolul de ridicare a nivelului freatic în condiţii de irigaţie.

I.2. CÂMPIA TELEORMANULUI Subregiunea Olt-Argeş este o câmpie înaltă, fragmentată de văi

adânci din dealuri şi până la Dunăre şi cu terase discontinui. Altitudinile cele mai mari, care se întâlnesc în partea nordică sunt cuprinse între 190-200 m, iar cele mai mici, în partea sudică, în lunca Dunării, între 21 şi 23 m. Înclinarea generală a reliefului nu depăşeşte 1,5‰. Scăderea valorii pantei de la nord spre sud este însoţită şi de o reducere a gra-dului de fragmentare în acelaşi sens. Astfel, în partea nordică a regiunii, numărul văilor şi al vâlcelelor care fragmentează nivelul general al câmpiei este mai mare, ceea ce determină şi o îngustare a spaţiilor interfluviale.

În partea sudică, larga desfăşurare a teraselor şi luncilor create de Dunăre şi parţial de Olt şi Vedea, imprimă o altă fizionomie teritoriului.

Dintre formaţiunile geologice care iau parte la alcătuirea câmpiei dintre Olt şi Argeş mai importante sunt cele cuaternare, reprezentate prin pietrişurile de Cândeşti şi Frăteşti. Acestea din urmă au cea mai mare extindere în zonă. Ele sunt acoperite de un complex marnos, argile, nisipuri şi pietrişuri, succesiunea terminându-se cu depozite loessoide în jumătatea nordică şi de loess în sud.

Ca materiale parentale de sol, în afară de loess şi depozite loessoide, în regiune se mai întâlnesc depozite fluviatile, fluviolacustre, deluvii şi proluvii.

Sub raport climatic, subregiunea de câmpie Olt-Argeş aparţine îndeosebi zonei calde-secetoase, subzonelor trei şi patru. Aceasta se caracterizează prin temperaturi medii anuale cuprinse între 10,5-11,50C şi resurse hidrice reduse (400-550 mm). În acest caz, deficitul de umiditate climatică urcă până la 260-270 mm.

22

Mergând către nord se pătrunde într-o zonă mai puţin caldă, moderată termic-subumedă, subzona 1 în care temperatura medie anuală prezintă valori cuprinse între 9,0-10,50C, resurse hidrice de 450-700 mm, iar evapotranspiraţia scade uşor (140-200 mm).

În cadrul câmpiei Teleormanului se disting ca subunităţi câmpia Piteştiului, câmpia Boianului, câmpia Găvanu-Burdea şi câmpia Burnasului (Fig. 3).

Fig. 3. Câmpia Teleormanului

I.2.1. CÂMPIA PITEŞTIULUI

Prezintă caracter piemontan, trecând treptat în câmpia Câlniştei prin intermediul câmpiei Dâmbovnicului. Este alcătuită dintr-o suită de terase (7) în evantai ale Argeşului a căror dezvoltare spre sud ajunge până la 8-10 km lăţime (în dreptul localităţii Broşteni).

Cele şapte nivele de terasă se succed între 268-351 m altitudine absolută. Cea mai mare parte dintre acestea sunt constituite din sedimente de natură fluviatilă, nisipuri şi pietrişuri acoperite la rândul lor cu un pachet de argile gălbui, a căror grosime variază între 0,80 şi 4,10 m. Pe seama acestora din urmă s-au format şi evoluat solurile actuale ale câmpiei. Podurile netede ale teraselor înclină uşor atât în direcţia de curgere a râului Argeş, cât şi spre albia actuală a acestuia, fiind foarte slab fragmentate.

23

I.2.2. CÂMPIA BOIANULUI

Reprezintă prelungirea părţii de vest a Piemontului Cotmeana spre sud. Printr-o denivelare de 25-30 m ea domină lunca joasă a Oltului, iar spre sud trece în terasele Dunării. Este formată din două câmpuri interfluviale principale cu lăţimi de 7-18 km ce înclină uşor către SE. Câmpurile, slab fragmentate sunt acoperite de loess ceva mai fin (lutoargilos) în jumătatea nordică (în limitele câmpiei Iminogului), cu grosimi de 20-30 m şi prezintă numeroase crovuri care pot atinge fiecare suprafeţe cuprinse între 3-200 ha şi adâncimi de până la 4 m.

I.2.3. CÂMPIA GĂVANU-BURDEA

Caracteristica principală a acestei unităţi de relief este aceea de tranziţie între piemont şi câmpia piemontană în nord, pe de o parte şi de câmpie tabulară în sud, pe de altă parte. Altitudinea sa scade dinspre NNV spre SSE de la 190-200 m la 90-95 m, rezultând o pantă generală a nivelului câmpiei relativ redusă (de cca 2‰). Panta redusă a teritoriului se reflectă şi în caracterul meandrat al văilor.

La suprafaţă câmpia Găvanu-Burdea este acoperită de asemenea cu materiale loessoide (lut argiloprăfos) şi argile gonflante.

Sub raport morfologic această câmpie apare ca o asociere de câmpuri interfluviale netede, intersectate de văi însoţite de terase şi lunci bine dezvoltate. Diferenţa de altitudine nu este atât de mare între lunci şi câmpuri, cu excepţia văilor Vedea şi Teleorman, care se prezintă mai adâncite. Interfluviile variază între 1 km, în zonele de confluenţă şi 10-20 km în rest. Deşi mai înguste, totuşi şi pe aceste interfluvii se întâlnesc suprafeţe imperfect drenate, unde predomină procesele de tasare cu formarea crovurilor. Pe cea mai mare parte dintre acestea, apa din precipitaţii stagnează perioade lungi de timp împiedicând buna desfăşurare a lucrărilor agricole.

I.2.4. CÂMPIA BURNASULUI Se individualizează clar faţă de unităţile înconjurătoare, situându-se

între 90-95 m alt. absolută. Este constituită din nivelul câmpului propriu-zis, şi din câteva nivele de terasă ale Dunării şi Vedei.

Burnasul domină net lunca Dunării printr-o denivelare de circa 70 m, numai că spre vest, ataşarea celor trei trepte de relief (terasele fluviatile ale Dunării) face ca trecerea să se realizeze lent.

Din punct de vedere litologic câmpia Burnasului se caracteri-zează prin prezenţa stratelor de Frăteşti, care se găsesc deasupra

24

depozitelor levantine, cu grosimi de 3-25 m. Peste stratele de Frăteşti este dispus complexul marnos (3-4 m grosime) constituit din argile şi marne nisipoase.

Suprafaţa câmpiei este acoperită cu depozite loessoide (20-45 m) (lut argiloprăfos), iar pe terase apar loessuri. Prezenţa acestor materiale şi drenajul global slab a condus la formarea a numeroase microdepre-siuni de tip crov şi padini ale căror dimensiuni pot atinge până la 50-60 ha şi adâncimi de 1-4 m.

În câmpia Teleormanului materialul parental de sol este constituit din argile gonflante şi materiale loessoide (lutoargiloprăfoase) în nordul câmpiilor Boianului (câmpia Iminogului), Găvanu-Burdea-Piteşti şi din materiale loessoide (lutoargiloprăfoase) în jumătatea sudică a acestora, local cu conţinut ridicat de nisip grosier, inclusiv în câmpia Burnasului. Doar pe terasele Dunării se întâlnesc loessuri tipice (lutoase şi lutoni-sipoase, lutoprăfoase) şi depozite de natură aluvială în luncile princi-palelor văi. Pe seama acestor sedimente în câmpia Teleormanului s-a dezvoltat o gamă largă de soluri cuprinzând molisoluri, argiluvisoluri, vertisoluri, soluri hidromorfe, halomorfe şi soluri neevoluate. Dintre toate acestea predominante apar argiluvisolurile (46%) urmate de molisoluri (23%) şi solurile neevoluate (13%). Cele mai răspândite sunt asociaţiile de soluri din clasa argiluvisoluri, iar dintre acestea dominante sunt solurile brun roşcate (23%). În repartiţia lor spaţială şi în modul de asociere cu alte soluri se disting două situaţii. Astfel, în partea de vest a câmpiei, pe depozite argiloase, solurile brun roşcate se asociază cu soluri brun roşcate luvice şi vertisoluri, pe când în partea estică se asociază cu solurile brune luvice şi soluri pseudogleice albice, soluri specifice crovurilor şi padinilor. În partea nordică predomină solurile brune luvice pseudogleizate asociate cu planosoluri, la care se adaugă vertisolurile (Fig. 4).

Clasa molisolurilor (23%) este reprezentată prin cernoziomuri argiloiuluviale şi cernoziomuri cambice caracteristice câmpiei Urluiului şi Burnasului.

Dintre alte soluri componente ale acestei clase mai sunt de menţionat cernoziomurile (carbonatice, vermice şi gleizate) şi unele soluri cenuşii (cambice).

Clasa vertisoluri (8%) este reprezentată de solurile cu acelaşi nume şi caracterizează jumătatea nordică a teritoriului (câmpia Boianului şi Găvanu-Burdea). Sunt soluri formate pe depozite argiloase care determină un drenaj imperfect al teritoriului şi numai pe marginile interfluviilor, mai bine drenate se asociază cu soluri brun roşcate tipice sau brune luvice pseudogleizate.

25

Fig.

4. R

ăspâ

ndire

a so

luril

or în

Câm

pia

Tele

orm

anul

ui

26

Solurile hidromorfe acoperă suprafeţe neînsemnate în câmpie, dar se întâlnesc mai frecvent în luncile Dunării, Oltului şi Argeşului fiind reprezentate prin lăcovişti şi soluri gleice.

Solurile halomorfe prezente doar prin soloneţuri se întâlnesc pe valea Câlniştei şi local pe cea a Argeşului.

Clasa solurilor neevoluate (13%) este constituită din soluri aluviale şi aluviuni (12%) şi se întâlnesc pe arii mai extinse pe luncile râurilor care străbat regiunea (Olt, Dunăre şi Argeş). S-au format pe depozite fluviatile variate ca textură şi în funcţie de nivelul apei freatice, se asociază adesea cu soluri hidromorfe reprezentate prin lăcovişte şi soluri gleice, uneori sărăturate. Pe relieful eolian din stânga Vedei apar şi psamosoluri tipice şi molice uneori asociate cu cernoziomuri cambice.

Sub raportul însuşirilor fizice, predomină texturile mijlociu fine (27-50%) sau fine (45-62% argilă). Cu unele excepţii se poate vorbi atât de soluri diferenţiate textural (în orizontul superior mijlocie-22-30% argilă, iar în orizontul subiacent fină – 40-57% argilă), cât şi de soluri cu textură mijlociu-grosieră (7-15% argilă).

În cea mai mare parte solurile din câmpia Teleormanului prezintă un volum edafic mare (100-150%), porozitate de aeraţie frecvent mică-foarte mică (2-19%), capacitate de apă utilă moderată până la foarte mică (80-190 mm/m), permeabilitate moderată până la excesiv de mică (0,1-7,0 mm/h) şi se prezintă moderat până la puternic tasate (grad de tasare 9-20%).

Conţinutul de humus al solurilor din această câmpie se înscrie între 0,8 şi 12%, cel de azot ( N) total între 0,07 şi 0,80%, iar cel de fosfor (P) între 0,06 şi 0,30%, subliniind că valorile cele mai mici se întâlnesc în toate cazurile, la aluviuni şi psamosoluri, iar cele mai mari la lăcovişti şi cernoziomuri. Reacţia solurilor este predominant slab acidă-neutră (6,0-7,1), cu reacţie puternic acidă (pH 4,5), apar luvisolurile albice, în timp ce reacţie alcalină (pH 8,5) prezintă doar soloneţurile. La cca 80% din soluri gradul de saturaţie în baze este mai mare de 75%, valori sub această limită întâlnindu-se la unele soluri brune luvice şi luvisoluri albice (putând coborî până la 35%).

Din punct de vedere al drenajului global acesta este bun pe terasele joase ale Dunării şi Oltului, dar imperfect-moderat în zona câmpiilor piemontane, drenajul este intens numai în cazul solurilor nisipoase.

Principalii factori ecologici restrictivi la folosinţele dominante pot fi consideraţi deficitul de umiditate climatic, drenajul relativ slab

27

(5,5%) generând exces de umiditate şi sărăturare, stagnarea periodică a apei pe solurile vertice sau în crovuri şi pericolul de deflaţie în arealul cu dune.

I.3. CÂMPIA IALOMIŢEI

Este delimitată clar către vest de Argeş şi practic pierdută în câmpurile largi estice ale Bărăganului de care o desparte o limită convenţională care urmează valea Dâmboviţei, apoi aliniamentul Frunzăneşti-Urziceni-valea Sărata-Buzău, iar spre nord se învecinează cu Subcarpaţii de Curbură. În cuprinsul său se disting mai multe subtipuri de câmpii şi anume: câmpii conuri-terase (câmpia Târgovişte –Ploieşti sau câmpia piemontană a Prahovei), câmpii de glacis (Glacisul Istriţei), câmpii de subsidenţă (Titu-Pucheni-Sărata) şi câmpii piemontane terminale (Vlăsia) (Fig. 5).

Fig. 5. Câmpia Română de Est (la est de Argeş)

I.3.1. CÂMPIA PIEMONTANĂ A PRAHOVEI

Aparţine tipului conuri-terase, formată pe un fundament subcarpatic, peste care s-au depus aluviunile teraselor 3 şi 2, cât şi tipului glacis subcarpatic realizat în timpul formării teraselor 5-4 din Subcarpaţi.

Din prima categorie fac parte câmpia Târgoviştei, câmpia Cricovului şi câmpia Ploieştiului, iar din cea de a doua glacisul Istriţei.

28

Câmpia Târgoviştei este constituită din pietrişuri, nisipuri şi argile. Dâmboviţa o desparte în două subunităţi: câmpia Picior de Munte în vest şi câmpia Târgoviştei propriu-zisă în est. Prima se ridică deasupra talvegului cu 25-30 m la Decindeni şi doar cu câţiva metri la Nucet, ea fiind alcătuită din câteva nivele de terasă slab fragmentate, situate la altitudini cuprinse între 160 şi 300 m.

Compartimentul de la est de Dâmboviţa scade altitudinal de la 350 m la limita nord vestică până la 150 m, la contactul cu câmpia de divagare. În general are un caracter cvaziorizontal fiind foarte slab fragmentată.

Câmpia Cricovului fragmentată de Ialomiţa, Cricov şi Prahova reprezintă o puternică fază de acumulare de vârstă pleistocen mediu, fiind alcătuită tot din prundişuri acoperite de depozite argiloase. În prezent, se constituie din câteva fragmente. Altitudinea sa abosolută oscilează între 150 şi 280 m.

Câmpia Ploieştiului reprezintă conul de dejecţie al Prahovei, desfăşurat cu precădere pe stânga acesteia până sub poalele dealurilor izolate de la Băicoi şi Găgeni.

Pretutindeni în câmpia Ploieştiului sub solul subţire de numai 30-70 cm se observă prundişuri, mai ales de natură calcaroasă, a căror grosime atinge zeci de metri.

Suprafaţa câmpiei este netedă, dar uşor bombată şi păstrează încă urmele divagării Prahovei, care apar pe alocuri ca vâlcele abia schiţate. Altitudinea absolută a reliefului oscilează între 280 m în nord şi 134 m la extremitatea sudică a câmpiei.

I.3.2. GLACISUL ISTRIŢEI

Este constituit din formaţiuni grezoase şi calcaroase. Acestea au influenţat atât masivitatea cât şi altitudinea (751 m în vârful Istriţa). Începând din treimea mijlocie dealul Istriţei este acoperit cu deluvii şi proluvii alcătuind un tăpşan ce se prelungeşte spre câmpia de divagare a Săratei.

I.3.3. CÂMPIA TITU-SĂRATA

Aceasta se înscrie ca o zonă de divagare în cuprinsul căreia văile sunt puţin adâncite (2-4 m) şi apar numeroase albii părăsite, precum şi terase fluviatile îngropate. Ea este despărţită de prelungirea câmpiei subcolinare a Târgoviştei în două compartimente mari: unul vestic, câmpia Titu şi altul estic, câmpia Gherghiţa-Sărata.

29

Câmpia Titu joasă şi monotonă este alcătuită din sedimente variate sub raport granulometric (nisipuri, luturi, argile) acoperite local cu depozite loessoide.

Altitudinea sa absolută oscilează între 110-160 m şi se caracte-rizează printr-o suprafaţă relativ plană, în cuprinsul căreia văile sunt puţin adânci (2-4 m) sunt prezente numeroase albii părăsite cât şi terase fluviatile îngropate.

Cât priveşte câmpia Gherghiţa-Sărata aceasta reprezintă o asociere de lunci şi câmpuri mai înalte de loess afectate de exces de umiditate.

I.3.4. CÂMPIA VLĂSIEI

Se înscrie ca o unitate de interferenţă geomorfologică, climatică şi de ce nu şi hidrografică. Ea se situează la contactul mai multor tipuri genetice de câmpii. Relieful său se compune din interfluvii de tipul câmpurilor, terase şi lunci. Câmpurile interfluviale sunt netede, cu o uşoară pantă către sud est. În cuprinsul lor sunt prezente într-un număr mare crovurile.

Principalele subunităţi ale câmpiei Vlăsiei le reprezintă câmpia Snagovului, câmpia Bucureştiului, câmpia Moviliţei, câmpia Câlnăului şi câmpia Maia.

Câmpia Snagovului ocupă partea nordică a câmpiei Vlăsiei cuprinsă între Ialomiţa şi Cociovalişte. Altitudinea sa descreşte treptat atât spre est (de la 140 m la 80 m) cât şi spre sud (124 m la 108 m). Este constituită în bază din nisipuri şi pietrişuri acoperite la rândul lor de materiale loessoide, care cuprind în interior două soluri fosile.

Sub raport morfologic câmpia Snagovului este fragmentată în câteva câmpuri. Fragmentarea creşte uşor spre estul câmpiei odată cu adâncimea fragmentării, aceasta din urmă ajungând să depăşească 10 m pe Ialomiţa.

Ca relief de amănunt se remarcă microdepresiunile de tipul crovurilor, apoi văiugile şi vâlcelele.

Câmpia Bucureştiului constituie teritoriul aflat sub influenţa directă a capitalei şi cuprinde câmpurile Colentinei şi Cotroceni Berceni. Altitudinile sale coboară lent de la 110 m în nord vest până la 50-60 m în partea de sud est, cu pante sub 20.

În subsolul său se întâlnesc pietrişuri (de Colentina), iar peste ele urmează materiale loessoide (lut argiloprăfos) cu grosimi de până la 8 m.

Câmpurile formează dominanta principală a reliefului după care urmează luncile Dâmboviţei şi Colentinei. Specific câmpurilor apar numeroasele crovuri.

30

Câmpia Moviliţei face trecerea spre Bărăganul Mostiştei. Altitu-dinile sale oscilează între 100 m la Corbeanca şi 80 m în est, iar în sud scad până la 65 m (sud est de Brăneşti). Rezultă o pantă mică, de circa 0,7-0,8‰.

La baza câmpiei nu se mai întâlnesc pietrişuri de Colentina, loessul în grosime de peste 10 m stă direct peste o pătură argiloasă.

Dacă în jumătatea vestică apare mai unitară,mergând spre est câmpia se bifurcă în mai multe câmpuri. Netezimea acestora este tulburată de numeroase crovuri, uneori îngemănate şi alungite sufo-zional pe 300-700 m. În est se conturează totuşi o serie de văiugi.

Câmpia Câlnăului, subdiviziunea cea mai sudică a Vlăsiei se situează la altitudini cuprinse între 75 şi 50 m, ceea ce ar reprezenta o pantă în jur de 1,5‰. Corespunde în cea mai mare parte interfluviului Dâmboviţa-Argeş, alcătuit în proporţie de 70% din terasele şi luncile celor două râuri. Predomină suprafeţele plane, iar microdepresiunile de tip crov apar la tot pasul.

Câmpia Câlnăului este alcătuită în bază din pietrişuri şi nisipuri, peste care urmează depozite de loess (lutoase-lutoargiloase) a căror grosime oscilează între 2-15 m.

Câmpia Maia, prelungire a câmpiei Snagovului la nord de valea Ialomiţei se prezintă sub forma unui câmp neted, alcătuit din pietrişuri şi nisipuri în bază, iar la suprafaţă acoperit cu materiale loessoide, în care abundă microdepresiunile de tip crov. Altitudinile câmpiei oscilează între 72-82 m.

Materialul parental al solurilor este diferit de la un teritoriu de câmpie la altul. Aşa de exemplu, în câmpia Târgoviştei şi Cricovului acesta este alcătuit din argile, pe când în câmpia Ploieştiului din prundişuri cu elemente calcaroase, nisipuri şi luturi.

În limitele glacisului Istriţei se întâlnesc în afara materialelor loessoide, deluvii, proluvii şi chiar depozite de natură aluvială cu conţinut ridicat de CaCO3 şi cloruri.

Câmpiei de subsidenţă Titu-Sărata îi sunt caracteristice îndeosebi sedimente de natură aluvială, diferenţiate textural, nisipolutoase, lutoase şi chiar argiloase încărcate cu săruri uşor solubile, unele dintre acestea deja loessoidizate.

În câmpia Vlăsiei predomină materialele loessoide (lut argilo-prăfos), trecându-se în câmpia Moviliţei spre loessuri tipice (lut prăfos).

Sub raport climatic, partea de nord a câmpiei Ialomiţei se situează în zona agroclimatică moderată termic-subumedă, subzonele 1 şi 4, caracterizată prin resurse termice mai reduse (temperatura medie anuală

31

situându-se între 8,50C şi 10,50C), precipitaţii de până la 700-800 mm şi valori ale evapotranspiraţiei relativ ridicate (110-230 mm), pe când sudul acesteia aparţine zonei agroclimatice caldă-secetoasă. Temperatura medie anuală în acest caz atinge valori de 11,50C, iar resursele hidrice nu depăşesc 550 mm astfel că evapotranspiraţia urcă în această parte aproape de 230 mm.

Câmpia Ialomiţei se caracterizează, sub raport pedologic, printr-o gamă variată de soluri cuprinzând molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, soluri hidromorfe, halomorfe şi soluri neevoluate. Dintre toate acestea dominante apar argiluvisolurile (60%) (Fig. 6).

Molisolurile sunt reprezentate prin cernoziomuri tipice întâlnite local în câmpia Puchenilor şi Sărătei unde ocupă suprafeţe relativ plane şi mai puţin drenate. Acestora li se adaugă unele cernoziomuri cambice (tipice, rendzinice, vermice, gleizate, vertice) răspândite ca precădere tot în jumătatea de est a câmpiei de subsidenţă Titu-Sărata, şi pe suprafeţe mai, mari cernoziomurile argiloiluviale tipice din câmpiile Moviliţei şi Câlnăului.

Argiluvisolurilor le aparţin solurile brun roşcate tipice, inclusiv cele brun roşcate luvice tipice, larg răspândite mai ales în câmpia Ploieştiului, solurile brune luvice tipice, luvisolurile albice şi chiar solurile de tip planosol caracteristice întregii câmpii piemontane a Prahovei.

Celelalte soluri care întregesc pedopeisajul câmpiei Ialomiţei, cambisolurile, solurile hidromorfe, halomorfe, excepţie făcând solurile neevoluate, au o răspândire locală în câmpia de subsidenţă Titu-Sărata şi câmpia piemontană a Prahovei.

Solurile neevoluate sunt reprezentate într-o proporţie mare prin protosoluri şi soluri aluviale şi devin dominante pe luncile râurilor, câmpia de subsidenţă a Puchenilor şi în sudul câmpiei Ploieştiului.

Excepţie făcând câmpia Moviliţei, câmpia Câlnăului, estul câmpiei Maia şi glacisul Istriţei, în rest câmpia Ialomiţei se caracterizează printr-un drenaj global moderat-slab.

Cea mai mare parte din solurile regiunii prezintă o textură mijlocie sau mijlociu fină (21-37 % argilă în orizontul superior), cu volum edafic foarte mare (125-150 cm), sunt slab tasate la suprafaţă (3-8%), dar moderat tasate în restul profilului, au o porozitate de aeraţie mijlocie-mică (14-20%), capacitate de apă utilă de regulă mijlocie-mare (150-200 mm/m) şi permeabilitate variabilă mijlocie (4-8 mm/h) în cazul molisolurilor, dar mică (2-4 mm/h) în orizontul superior şi extrem de mică (0,3-0,7) în ceea ce privesc argiluvisolurile.

32

Molisolurile şi doar o parte dintre argiluvisoluri au un conţinut mai mare de humus (2,5-4,0%), în rest acesta se menţine scăzut (1,5-2,0%).

Reacţia solurilor este moderat acidă până la slab alcalină (pH 5,4-8,2), iar gradul de saturaţie în baze se menţine ridicat (peste 85%) doar în cazul molisolurilor.

Dintre factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante pot fi menţionaţi următorii: excesul de umiditate freatic în câmpia de divagare, în lunci şi de suprafaţă cu deosebire în câmpiile piemontane cu soluri argiloase, aciditatea uneori puternică şi pericolul de inundaţie prin revărsare.

33

Fig. 6. Răspândirea solurilor în Câmpia Română de Est

I.4. CÂMPIA BĂRĂGANULUI Numele de Bărăgan a fost extins peste toată suprafaţa de câmpie

cuprinsă între Dâmboviţa de jos-Argeş, Dunăre şi Buzău. După nuanţele geomorfologice şi de pedopeisaj în cadrul acestei câmpii au fost separate ca subdiviziuni Bărăganul Mostiştei, Bărăganul Ialomiţei şi Câmpia Brăilei (Fig. 5).

I.4.1. BĂRĂGANUL MOSTIŞTEI

Cuprinzând spaţiul geografic cuprins între Dâmboviţa de jos-Argeş, Dunăre şi Ialomiţa prezintă un aspect de câmp înalt şi neted, slab fragmentat şi presărat cu numeroase crovuri. Se ridică uşor atât spre vest cât şi spre est de la o depresiune largă centrală-Depresiunea Jegăliei. Spre vest terenul urcă mai domol în direcţia Mostiştei (61 m),

34

pe când spre est se înalţă până la peste 90 m (Podişul Hagienilor) fiind acoperită şi cu ceva nisipuri. Spre Dunăre trece în terase larg dezvoltate (cu excepţia sectorului Jegălia-Borduşani).

Sub raport geologic, Bărăganul Mostiştei este acoperit peste nisipuri, pietrişuri carpatice sau mâluri lacustre de o pătură de loess mai groasă aici decât oriunde în tot restul Bărăganului. Astfel materialul parental al solurilor este alcătuit din loess tipic (lut prăfos), ceva nisipuri (Săveni şi Sudiţi) şi depozite de natură aluvială pe lunci.

I.4.2. BĂRĂGANUL IALOMIŢEI SAU DE MIJLOC

Prezintă caractere asemănătoare Bărăganului Mostiştei, numai că relieful este ceva mai coborât, observându-se o înclinare generală către nord, unde de fapt câmpul este mai uniform, mai întins. Apar numeroase lacuri sărate atât în zona centrală cât şi în partea sudică. Spre nord, în apropierea Călmăţuiului este acoperită pe suprafeţe mai mari cu nisipuri moderat vălurite eoliene, iar spre Dunăre şi Ialomiţa trece în terase.

Şi din punct de vedere geologic se aseamănă cu Bărăganul sudic, fiind constituit din nisipuri,pietrişuri şi depozite de loess.

I.4.3. CÂMPIA BRĂILEI SAU BĂRĂGANUL NORDIC

Corespunde în cea mai mare parte terasei inferioare a Dunării, a cărui altitudine absolută maximă se situează în jurul a 40-50 m. Este mai strâmtă în vest, iar valea Ianca o împarte în două subunităţi princi-pale: câmpul Viziru şi câmpia Iancăi. Prezintă de asemenea spre nord ceva nisipuri, care au dus la înălţarea uşoară a versantului, crovuri şi lacuri sărate. Cea mai mare parte din suprafaţa sa este acoperită cu loessuri.

Agroclimatic, câmpia Bărăganului se încadrează în zona caldă secetoasă, subzonele 2 şi 4, în care temperatura medie anuală oscilează între 10,0-11,50C, iar resursele hidrice sunt cuprinse între 400-550 mm, deficitul de umiditate climatică reprezentând până la 280 mm (180-280 mm).

În condiţiile pedoclimatice menţionate mai sus învelişul de sol al câmpiei Bărăganului este dominat de molisoluri (65%), reprezentate prin cernoziomuri şi cernoziomuri cambice formate pe loess. Acestora li se adaugă pe suprafaţe apreciabile soluri neevoluate (28%) cuprinzând protosoluri şi soluri aluviale (24%) specifice luncilor largi şi psamo-soluri (4%) distribuite sporadic pe părţile cele mai înalte şi mai

35

nisipoase ale reliefului de dune de pe rama nordică a interfluviilor. Mai trebuie incluse şi unele soluri hidromorfe (4%) şi halomorfe (3%) (Fig. 6).

În teritoriu solurile sunt distribuite în corelaţie cu anumite forme de relief şi materiale parentale, în raport de intensitatea drenajului etc.

Bărăganul Mostiştei cuprinde dintre molisoluri în ordinea predo-minanţei cernoziomuri cambice vermice şi cernoziomuri tipice. Aceste soluri sunt răspândite pe interfluviile plane, drenate, constituite din depozite loessoide. Se mai întâlnesc pe arii restrânse din lunca Dunării foste submerse, soluri gleice, în nordul câmpiei psamosoluri şi chiar nisipuri nesolificate (în perimetrul Sudiţi şi Săveni), iar în luncile tuturor râurilor, inclusiv în lunca Dunării protosoluri şi soluri aluviale.

Bărăganul Ialomiţei este acoperit cu o gamă de soluri în care predominante apar de asemenea molisolurile reprezentate prin cerno-ziomuri carbonatice (predominant vermice), cernoziomuri vermice, cernoziomuri cambice vermice şi doar cu totul local prin cernozimuri tipice, cernoziomuri cambice tipice şi soluri bălane. Pedopeisajul molisolurilor se întregeşte cu două asociaţii de soluri: una localizată în nordul câmpiei, în care alături de cernoziomuri cambice şi cernozio-muri apar şi psamosoluri, dat fiind relieful eolian de dune şi cea de a doua, din lunca Călmăţuiului alcătuită din cernoziomuri cambice vertice, cernoziomuri vertice şi vertisoluri.

Învelişul de sol al regiunii este completat cu unele soluri hidromorfe de tip lăcovişte şi sol gleic cu apariţie locală în câmpia Padinei, lunca Dunării ca şi în Insula Mare a Brăilei, cu soluri halomorfe reprezentate prin solonceacuri şi soloneţuri predominante în lunca râului Călmăţui, dar prezente şi în cele două subunităţi ale Bărăganului Ialomiţei (câmpia Padinei şi câmpia Strachinei), cu soluri de tip psamosol, frecvente în nordul regiunii, fiind legate de relieful vălurit de dune, la care se adaugă solurile neevoluate din lunca Dunării şi Insula Mare a Brăilei.

Câmpia Brăilei se caracterizează printr-un înveliş de sol mai puţin diversificat şi cuprinde molisoluri, soluri halomorfe şi soluri neevoluate. Dominant apar tot molisolurile reprezentate prin cernozio-muri carbonatice (predominant vermice). Răspândite numai în Câmpia Iancăi se întâlnesc şi asociaţii constituite din cernoziomuri şi cernozio-muri cambice, pe suprafeţe de teren mai bine drenate.

Solurile halomorfe sunt prezente în regiune pe terenurile slab drenate, pe întinderi mai mari în valea Ianca, iar solurile neevoluate, separat psamosoluri sau în asociaţie (cernoziomuri cambice, cernozio-muri şi psamosoluri ori ca protosoluri şi soluri aluviale) în nordul regiunii şi respectiv în lunca Dunării.

36

Cu unele excepţii (crovurile şi padinile), Câmpia Bărăganului se caracterizează printr-un drenaj bun. Relieful de dune din nordul Bărăganului Ialomiţei însă, ca şi cel de pe terasa Brăilei, prezintă un drenaj intens. Slab şi moderat drenate apar doar luncile.

Cea mai mare parte din solurile acestei regiuni se caracterizează printr-o textură mijlocie, lutoasă, lutonisipoasă pe toată adâncimea profilului de sol (17-28% conţinut de argilă sub 0,002 mm), volum edafic mare (100%), grad de tasare mic (sub 11%), porozitate de aeraţie mijlocie-mare (18-24%), capacitate de apă utilă moderată-mare (145-220 mm) şi permeabilitate în general mijlocie (2,1-10,0 mm/h).

Conţinutul de humus al solurilor este mic-mijlociu (3,0-4,6%), iar reacţia neutră-slab alcalină (pH=7,0-8,2).

Aprovizionarea cu substanţe nutritive a solurilor este mijlocie cu N total (0,145-0,250%) şi P mobil (20-30 ppm) şi mijlocie-mare cu K mobil (150-230 ppm).

Principalii factori ecologici restrictivi la folosinţele dominante îi reprezintă deficitul de umiditate climatic, drenajul relativ slab pe circa 9% din suprafaţă, generând sărăturare, pericolul de ridicare a nivelului freatic în condiţii de irigaţie sau ca urmare a precipitaţiilor căzute în anii succesiv ploioşi, cu extinderea suprafeţelor cu exces de umiditate, textura grosieră şi pericolul de deflaţie pe circa 4,2%.

I.5. CÂMPIA BUZĂU-SIRET

În cadrul acestei unităţi de relief au fost deosebite Câmpia Siretului, Câmpia Râmnicului, Câmpia Buzăului şi Câmpia Galaţiului.

I.5.1. CÂMPIA SIRETULUI

Pe când în Bărăgan domină câmpurile înalte, de loess, începând chiar din cursul inferior al Buzăului, dominant devine şesul jos şi neted al Siretului străbătut de albii părăsite, plin de microdepresiuni şi acoperit cu sedimente de natură aluvială. Aceasta înclină uşor în direcţia de curgere a râului şi prezintă altitudini cuprinse între 0-50 m.

I.5.2. CÂMPIA RÂMNICULUI

Spre şesul jos al Siretului înclină din direcţia dealurilor subcarpatice-câmpia piemontană a Râmnicului clădită din luturi, pietrişuri, nisipuri şi argile, aşternute peste pietrişurile de Cândeşti. Este tăiată de văi relativ adânci şi strâmte care la sud se termină cu limanuri.

37

I.5.3. CÂMPIA BUZĂULUI

Între câmpia piemontană a Râmnicului şi Bărăganul Ialomiţei se conturează câmpia Buzăului având parcă aspectul a două lunci sudate (Călmăţui şi Buzău). La contactul cu zona deluroasă, câmpia este formată de un con de dejecţie, pe când dincolo de Cilibia, ea devine netedă cu grinduri, martori de eroziune, vechi albii părăsite peste care Buzăul îşi trimite uneori, viiturile spre Călmăţui.

I.5.4. CÂMPIA GALAŢIULUI

Tot spre şesul aluvial al Siretului de jos înclină şi latura sudică de câmpie a Podişului Moldovenesc reprezentând Câmpia Galaţiului, formată din două unităţi distincte, Câmpia Tecuciului şi Câmpia Covurluiului (Fig. 5).

Câmpia Tecuciului care include şi Gruiul piemontan al Nicoreştilor este alcătuită dintr-un complex de patru terase, mai importante fiind nivelele Cernicari (de 10-20 m) şi Ghidigeni (de 60-70 m) pe suprafaţa cărora se pot observa importante depuneri de nisipuri, în cea mai mare parte solificate. Altitudinea sa este cuprinsă între 50 m la Tecuci şi 83 m între Barcea şi Matca.

Câmpia Covurluiului, care începe de la aproape 200 m pe linia Corod-Măstăcani (200-33 m) şi cade prin maluri înalte de loess, etajate (terase) deasupra Siretului şi Dunării (denivelare de peste 50 m) este slab fragmentată de văi adânci. Interfluviile sunt relativ netede, bine drenate şi acoperite cu depozite de loess a căror grosime depăşeşte frecvent 40 m.

Materialul parental al solurilor este foarte diversificat. Acesta este alcătuit din loessuri în câmpia Covurlui, loessuri şi nisipuri în câmpia Tecuci, depozite loessoide proluviale în câmpia Râmnicului şi depozite de natură aluvială în câmpia Buzăului şi câmpia joasă a Siretului.

Climatic, Câmpia Buzău-Siret se situează în cea mai mare parte, în cuprinsul zonei agroclimatice calde-secetoase, excepţie făcând doar câmpia piemontană a Râmnicului care se încadrează în zona moderată termic-subumedă. Resursele termice sunt cuprinse între 10,0-11,50C şi respectiv 8,5-10,50C, suma temperaturilor mai mari de 00C atingând valori de până la 43000C (3600-43000C), iar cele hidrice variază între 401-550 mm. Cantităţi mai mari (600-750 mm) cad în câmpia piemon-tană a Râmnicului unde şi deficitul de apă scade sub 160 mm.

38

Învelişul de sol al Câmpiei Buzău-Siret este dominat de molisoluri (65%) şi soluri neevoluate (25%) la care se adaugă, ocupând suprafeţe neînsemnate (5%) unele argiluvisoluri, soluri hidromorfe şi halomorfe. Molisolurile sunt prezente în Câmpia Râmnicului, Câmpia Covurluiului, Tecuci, dar şi în Câmpia Buzăului unde sunt reprezentate prin tipurile cernoziom, cernoziom cambic, cernoziom argiloiluvial şi chiar prin soluri cenuşii (câmpia înaltă a Râmnicului). Argiluvisolurile cu apariţii locale (câmpia înaltă a Râmnicului) au ca reprezentant solul brun luvic tipic. Tot apariţii locale se constată şi în cazul solurilor hidromorfe (lăcovişti, soluri gleice) şi halomorfe (solonceacuri şi soloneţuri), care de regulă ocupă suprafeţe de teren slab drenate (apa freatică se situează între 1,0-1,5 m adâncime) în câmpia Buzăului, Câmpia joasă a Râmnicului, dar şi pe unele văi din câmpiile Tecuci şi Covurlui (Fig. 6).

Solurile neevoluate reprezentate îndeosebi prin protosoluri şi soluri aluviale alcătuiesc pedopeisajul câmpiei joase a Siretului şi Câmpiei Buzăului.

Sub aspectul drenajului, acesta este bun în câmpia piemontană a Râmnicului, în câmpia Tecuciului şi a Covurluiului, intens pe relieful de dune al terasei inferioare a Bârladului şi imperfect-slab în rest.

Majoritatea solurilor menţionate mai sus se caracterizează printr-o textură mijlocie în orizontul superior (20-30% argilă), volum edafic foarte mare (135-160 cm), grad de tasare redus (4-8%) chiar şi pe profil, capacitate de apă utilă mijlocie (145-180 mm/h) şi permeabilitate în general mijlocie (4,1-10,5 mm/h).

Conţinutul de humus al solurilor se situează sub 4% şi chiar sub 2% în cazul celor nisipoase din câmpia Tecuciului. Au o reacţie slab acidă până la moderat alcalină (6,0-9,0).

Cât priveşte aprovizionarea cu nutrienţi aceasta este mică-mijlocie cu azot (0,145-0,250%), mijlocie cu fosfor mobil (20-34 ppm) şi mijlocie-mare cu potasiu (150-230 ppm).

Ca factori ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante sunt consideraţi: excesul de umiditate freatic în câmpia joasă a Siretului, în lunca Buzăului, Prutului şi Dunării, deficitul de umiditate climatic în câmpia Galaţiului, pericolul de sărăturare în câmpia Buzăului, câmpia joasă a Siretului ca şi în câmpia joasă a Râmnicului plus textura grosieră şi pericolul de deflaţie în câmpia Tecuciului.

39

II. CÂMPIA BANATO-CRIŞANĂ

Îmbinată strâns cu Dealurile Vestice, Câmpia Banato-Crişană

coincide în mare cu limita cuaternar-panonian (sub 200 m), iar morfo-logic se compune din mai multe fâşii, paralele munţilor şi anume: câmpii înalte subcolinare formate din glacisuri, piemonturi şi terase, câmpii de divagare sau joase subsidente, mlăştinoase cu caracter de luncă, dominante de altfel şi câmpii piemontane cu aspect tabular cu loess.

Altitudinile acestei câmpii variază între 75-200 m, iar pantele în direcţia est-vest scad de la 8 la 0,01‰ valorile cele mai coborâte înregistrându-se în câmpiile joase.

Sub raport geologic, depozitele de umplutură se încheie cu cele cuaternare care acoperă toată câmpia şi se compun din sedimente fluvio-lacustre, pietrişuri, nisipuri, argile, loessuri şi depozite loessoide, nisip eolian şi turbă.

În cadrul câmpiei de Vest, râurile au impus trei subdiviziuni princi-pale şi anume: câmpia Someşului, câmpia Crişurilor şi câmpia Banatului.

II.1. CÂMPIA SOMEŞULUI

Aceasta este alcătuită la rândul său din mai multe câmpii subcolinare (Ardud, Tăşnad şi Buduslău), o câmpie tabulară cu loess şi nisip eolian (Carei-Valea lui Mihai) şi două câmpii joase de divagare (Câmpia joasă a Someşului şi Câmpia Ierului) (Fig. 7).

Fig. 7. Câmpia Someşului

40

II.1.1. CÂMPIILE ARDUD, TĂŞNAD, BUDUSLĂU

Câmpiile subcolinare înalte se desfăşoară în poala dealurilor piemontane Sălăjene. Primele, două Ardud şi Tăşnad apar sub formă de terase (135-160 m) deasupra cărora se dezvoltă şi glacisuri (160-180 m), pe când cea a Buduslăului prezintă caractere interme-diare între podişul colinar jos şi câmpie, având altitudini de 160-180 m. Toate cele trei subunităţi se prezintă moderat-puternic fragmentate de văi relativ adânci, în interfluvii nu prea largi în cazul Câmpiei Buduslău.

II.1.2. CÂMPIA CAREI

Câmpia Careiului situată între lunca Ierului şi graniţă este alcătuită din două fâşii. Una în partea vestică, Valea lui Mihai cu nisipuri modelate sub formă de dune-interdune orientate nord-sud. Dunele ating între 0,5-1,5 km lăţime şi au caracter asimetric, cu o pantă prelungă orientată spre vest şi una abruptă spre est. Altitudinea lor relativă atinge până la 20 m, iar cea absolută variază între 130-160 m. Interdunele au aspect uşor vălurit şi lăţimi de până la 1 km, în general slab drenate, apa freatică situându-se între 0,5-1,5 m.

Cea de a doua fâşie se prezintă mai uniformă şi totodată mult mai mare şi alungită fiind cunoscută sub denumirea de câmpia Carei. Aceasta este alcătuită predominant din loess şi se prezintă imperfect drenată întrucât apa freatică se găseşte la mică adâncime (4-5 m).

II.1.3. CÂMPIA JOASĂ A SOMEŞULUI

Câmpia joasă a Someşului este cea mai vastă unitate a subregiunii Câmpiei Someşului. Aceasta prezintă un relief specific, relativ neted, pante reduse (sub 0,5‰) cu meandre şi numeroase albii părăsite, despletiri, microdepresiuni etc. După toate probabilităţile în actuala Câmpie a Someşului se cuprind câmpia de divagare a Crasnei, câmpia de divagare a Someşului, câmpia fluvio-lacustră Ecedea şi luncile largi ale Someşului şi Crasnei.

II.1.4. CÂMPIA IERULUI

Între câmpia joasă a Someşului şi câmpiile subcolinare Buduslău-Tăşnad se dezvoltă câmpia Ierului. Aceasta are aspectul unui culoar de tip luncă, cu meandre, grinduri, microdepresiuni şi multe

41

albii mlăştinoase acoperite cu Phragmites communis, Typha latifolia, Juncu effusus cu pâlcuri de Salix purpurea şi Alunus glutinosa. Lăţimea culoarului de cca 4-6 km se măreşte treptat în direcţia NE pentru a ajunge de-a lungul Crasnei la 24 km.

Materialele parentale ale solurilor se caracterizează printr-o mare diversitate şi rezultă în cea mai mare parte din transformarea rocilor din substrat.

Sunt alcătuite din depozite loessoide (luturi şi luturi argiloase), depozite remaniate eolian, nisipoase, depozite deluviale, depozite deluviale şi loessoide, aluviuni fluviatile şi fluvio lacustre, depozite aluviale şi loessoide, depozite aluvial proluviale şi depozite aluvial-proluviale şi loessoide.

Sub raport agroclimatic, câmpia Someşului este situată în zona moderată termic-subumedă ale cărei resurse termice se caracterizează prin temperaturi medii anuale de 7,5-10,50C (∑T>00C=3600-39000C), resurse hidrice moderat ridicate (600-800 mm) şi un deficit de umidi-tate care în câmpia Valea lui Mihai-Carei depăşeşte cu puţin 100 mm.

Varietatea mare a factorilor naturali (relief subcolinar, de terase şi lunci), natura materialelor parentale, drenajul extern şi intern imperfect, cât şi natura şi intensitatea unor procese pedogenetice, au determinat formarea în câmpia Someşului a unui înveliş de sol foarte complex aparţinând mai multor clase şi anume: molisolurilor, argiluvisolurilor, cambisolurilor, solurilor hidromorfe, solurilor halomorfe, vertisolurilor şi solurilor neevoluate (Fig. 8). Dintre acestea dominante apar argilu-visolurile (32%) reprezentate prin soluri brune argiloiluviale (inclusiv slab luvice), soluri brune luvice, luvisoluri albice, în cea mai mare parte pseudogleizate şi pe suprafeţe restrânse soluri brun roşcate. Ele se întâlnesc în jumătatea de est a câmpiei Someşului (începând din valea Crasnei) atât în limitele câmpiei subcolinare Ardud cât şi în câmpia joasă (Livada şi Micula).

Clasa molisolurilor cuprinzând cernoziomuri cambice inclusiv freatic umede (13%), cernoziomuri argiloiluviale (12%) şi soluri cenuşii (2%) se întâlneşte în partea sud vestică a câmpiei (câmpia de divagare a Crasnei şi câmpia Carei). Acestea sunt formate atât pe depozite loessoide cât şi pe depozite fluviatile.

Clasa cambisolurilor răspândită cu precădere în câmpia de divagare a Someşului este reprezentată doar prin soluri brune eu-mezo-bazice, formate pe depozite fluviatile şi se asociază adesea cu soluri brune luvice şi soluri amfigleice.

42

Fig. 8. Răspândirea solurilor în Câmpia Someşului

Solurile hidromorfe sunt formate de asemenea pe depozite

fluviatile şi fluvio-lacustre. Reprezentative pentru Câmpia Someşului sunt solurile gleice şi amfigleice, frecvent luvice (10%) şi se întâlnesc în arealele mai joase dintre Crasna şi Someş, cât şi în Câmpia Ecedea.

Lăcoviştile (3%) apar în partea sud vestică a regiunii, în arealul molisolurilor, iar solurile pseudogleice şi pseudogleizate luvice (în Câmpia Micula) la est de Someş.

43

Solurile halomorfe, respectiv soloneţurile s-au format pe depozite fluviatile pe suprafeţe slab drenate, cu apa la mică adâncime, insular în aria de răspândire a molisolurilor din Câmpia de divagare a Crasnei.

Clasa solurilor neevoluate este reprezentată prin protosoluri şi soluri aluviale răspândite în imediata apropiere a râurilor. Acestora li se adaugă psamosolurile caracteristice reliefului vălurit eolian din câmpia Valea lui Mihai.

Cea mai mare parte din solurile Câmpiei Someşului se caracte-rizează printr-o textură mijlociu-grosieră în orizontul superior şi mijlocie fină în cel inferior (11-27%, respectiv 28-44% conţinut de argilă), volum edafic mare (100%), grad de tasare moderat (11-17%), porozitate de aeraţie foarte mică-excesiv de mică (3-11%), capacitate de apă utilă moderată-mare (140-220 mm/m) şi permeabilitate mică-excesiv de mică (0,1-1,8 mm/h).

Sub aspect chimic solurile din această regiune au în general un conţinut de humus mic (2-5%). Valori mai ridicate pot avea lăcoviştile. Reacţia solurilor este moderat acidă până la neutră la argiluvisoluri, cambisoluri, soluri gleice şi amfigleice şi slab acidă-slab alcalină (pH 6,8-8,3) la molisoluri, lăcovişti, soluri aluviale, precum şi puternic până la extrem de alcalină (pH 9-11) la soloneţuri.

Aprovizionarea cu nutrienţi este în general nesatisfăcătoare. Astfel, azotul total reprezintă între 0,07-0,26%, cu valori mai ridicate la solurile hidromorfe şi cambisoluri, iar conţinutul de fosfor mobil rar depăşeşte 20 ppm.

Pericolul de intensificare a excesului de umiditate îndeosebi în anii ploioşi, la care se asociază cel de sărăturare sunt foarte severe dacă nu se au în vedere măsuri preventive adecvate. Un sistem de drenaj artificial adecvat poate asigura eliminarea excesului de umiditate şi crearea de condiţii favorabile pentru îndepărtarea sărurilor din sol şi ameliorarea solurilor sărăturate din câmpia joasă.

Câmpia înaltă este sensibilă îndeosebi la apariţia excesului temporar de umiditate în sol, datorită stagnării apei din ploi care se extinde şi se intensifică în perioadele ploioase, fapt care reclamă o îmbunătăţire a condiţiilor de scurgere a apei stagnante în profilul solului, fie printr-o lucrare sau utilizare adecvată a solului, fie printr-un drenaj de suprafaţă corespunzător.

Ca factori ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante pot fi menţionaţi excesul de umiditate freatic în câmpia joasă (de divagare, în lunci şi terase joase) şi de suprafaţă în câmpia subcolinară

44

piemontană cu soluri argiloase. Se mai poate adăuga pericolul de inundaţii în lunci, sărăturarea locală în câmpia joasă, textura grosieră (pericol de deflaţie în Câmpia Valea lui Mihai) şi eroziunea pe versanţi (local în câmpia înaltă).

II.2. CÂMPIA CRIŞURILOR Aceasta înglobează întreaga regiune drenată de Crişuri şi se

compune din câmpii înalte şi câmpii joase. Câmpiile înalte sunt cunos-cute şi sub numele de câmpii de glacisuri. Ele sunt dezvoltate sub dealuri, dar se prelungesc pe văile din deal cu terase, iar spre câmpiile joase se extind cu o fâşie intermediară cu caracter de poală joasă piemontană (Fig. 9).

Fig. 9. Câmpia Crişurilor

Câmpiile joase aluviale se remarcă prin netezime, divagări,

despletiri şi prin inundaţii periodice şi aluvionări. Altitudinile câmpiei oscilează între 85-180 m, dominând cele

sub 150 m. Sub aspect geologic câmpia Crişurilor se compune din funda-

mentul cristalin şi două cicluri de sedimentare principale (paleogen şi

45

neogen). Cuaternarul a cărui grosime a fost apreciată la cca 400 m acoperă complet pliocenul şi este alcătuit din argile, nisipuri, pietrişuri şi bolovănişuri. Nu lipsesc depozitele loessoide şi nisipoase (de natură eoliană), iar pe fâşia de contact cu dealurile s-au depus ceva argile roşcate.

II.2.1. CÂMPIILE ÎNALTE

Acestea au o poziţie subcolinară şi sunt cunoscute sub numele de câmpii de glacis. Fac parte din această categorie câmpia Barcăului, Bihariei, Miersig, Cermeiului, câmpia de terase a Bocsigului şi câmpia complexă a Cigherului (Fig. 9).

Câmpia Barcăului se compune din câmpia de glacis propriu-zis (110-170 m) şi o fâşie de luncă (2-4 km). Câmpia de glacis se prezintă uşor aplecată spre nord, diferenţa de nivel nedepăşind 35 m şi relativ moderat fragmentată în interfluvii destul de largi.

Câmpia Bihariei are caracter complex, nucleul său fiind format dintr-un areal mai înalt şi relativ drenat situat între 110-130 m, repre-zentând de fapt conul Barcăului.

Câmpia Miersigului este alcătuită din două fâşii: una mai înaltă de glacisuri şi terase (situate sub Dealurile Hidişelului) şi o alta mai joasă în vest, până în apropierea canalului Crişurilor. Altitudinea sa oscilează între 100-180 m. La sud de Oradea şi nord de Tinca această câmpie pare a fi formată din terase (ale Crişului Repede şi Negru) care de fapt trec lateral în glacisuri. Trecerea spre câmpia înaltă şi cea joasă se face prin intermediul câmpiei intermediare (100-120 m), un glacis piemontan plan imperfect drenat deşi pe suprafaţa sa netedă apar bine marcate mai multe văiugi şi vâlcele.

Câmpia Cermeiului are o poziţie similară cu câmpia Miersigului pe care o continuă în sud, dar cu terase extinse numai în nord (aparţi-nând Crişului Negru) prin care de fapt pătrunde în Golful Holodului. Altitudinea sa absolută este cuprinsă între 100-120 m în limitele câmpiei intermediare şi urcă până la 160-185 m şi chiar mai mult spre zona deluroasă.

Atât în câmpia de glacisuri cât şi pe terase pot fi observate o serie de văiugi şi chiar ogaşe şi ravene. Cu toate acestea însă, drenajul global al teritoriului este necorespunzător, întrucât pe lângă argilozi-tatea pronunţată a materialului parental solurile prezintă şi ele o diferenţiere texturală accentuată, ce favorizează stagnarea apei din precipitaţii la suprafaţă şi în profilul de sol.

46

Câmpia Bocsigului este alcătuită din mai multe terase, contactul cu dealul realizându-se printr-un glacis. Altitudinea sa absolută este cuprinsă între 115-180 m.

Ca şi în celelalte unităţi de câmpie apar frecvent văiugi, ogaşe şi ravene, care de fapt nu rezolvă problema excesului de umiditate.

Câmpia Cigherului este de natură mixtă, ea fiind constituită din glacisuri piemontane şi terase. Glacisurile se extind la vest de Valea Mare şi sub Munţii Zarand, unde urcă până la 180 m. La est de valea menţionată mai sus apar şi terase care se îmbină cu glacisurile piemontane spre sud. Podul teraselor înclină de regulă spre nord şi se prezintă uşor glacizat.

II.2.2. CÂMPIILE JOASE (ALUVIALE)

Acestea prezintă caractere distincte. Sunt de tip luncă înaltă, luncă joasă, albie minoră şi subsidentă. Cele cu aspect de luncă înaltă formează câmpuri mai mici sau mai mari, cu contururi sinuoase şi sunt acoperite cu depozite loessoide.

Lunca Barcăului ca şi câmpia Borşului aparţine câmpiei Bihariei, dar rămân, totuşi alte trei unităţi, relativ bine individualizate – câmpia Salontei, câmpia Crişului Negru şi cea a Crişului Alb.

Câmpia Salontei intră în categoria celor de tip aluvial-subsidentă, având altitudini de 85-100m. În cuprinsul său pot fi observate unele areale mai înalte (cu 2-4 m deasupra celor joase) acoperite cu un strat subţire de loess.

Părţile joase sunt dominate de un microrelief specific alcătuit din meandre şi belciuge părăsite, de canale de desecare-drenaj şi mlaştini.

Câmpia Crişului Negru reprezintă un mare con aluvial al Crişului Negru dezvoltat între lunca largă de la Belfir-Tinca în est şi canalul colector în vest. Pe suprafaţa sa se întâlnesc atât forme pozitive (grinduri, popine înalte de până la 1,5 m) cât şi negative (meandre şi albii părăsite, microdepresiuni de 0,40-0,50 m adâncime şi numeroase canale de desecare-drenaj, canale colectoare şi canale de evacuare). Altitudinea acestei câmpii este cuprinsă între 95-110 m.

Câmpia Crişului Alb este considerată ca fiind cea mai mare dintre câmpiile joase. Ea se înfăţişează ca o succesiune de conuri de dejecţie ale râului, cu aspect de lunci şi de câmpie aluvială subsidentă. În mare se prezintă etajat la două nivele. Cel de jos este compus din albii, lunci joase şi câmpuri subsidente, iar cel superior, mai ridicat cu 2-4 m este de tipul luncilor medii şi înalte, în parte acoperite cu loess.

47

În ceea ce priveşte materialul parental al solurilor din Câmpia Crişurilor, acesta este alcătuit predominant din argile în câmpiile înalte, la care se adaugă unele depozite loessoide (lut-lut argilos) (câmpia Barcăului, Bihariei şi fâşia joasă Câmpiei Miersigului) şi din aluviuni fluviatile, fluviolacustre şi depozite aluviale şi loessoide în câmpiile joase.

Din punct de vedere agroclimatic Câmpia Crişurilor aparţine în cea mai mare parte (95%) zonei moderată termic-subumedă, subzonele 2 şi 5 şi doar o mică parte din câmpia joasă a Crişurilor (extremitatea vestică) se încadrează la zona caldă-secetoasă subzona 5. Prima zonă se caracterizează prin resurse termice relativ ridicate; în subzona 5, în care sunt cuprinse câmpiile înalte subcolinare, temperatura medie anuală prezintă valori cuprinse între 7,5-100C (∑>00=3600-39000C), iar resursele hidrice nu depăşesc 800 mm (600-800 mm). Deficitul de umiditate oscilează între 50-120 mm; în subzona 2, corespunzătoare câmpiilor joase, temperatura medie anuală urcă până la 11,50C (9,5-11,50C), precipitaţiile sunt în uşoară scădere (600-750 mm), iar deficitul de umiditate este în creştere (120-160 mm).

În ceea ce priveşte zona caldă-secetoasă, subzona 5, aceasta se caracterizează prin valori mai ridicate ale temperaturii medii anuale (10,0-11,50C), resurse hidrice mai scăzute (500-600 mm), dar printr-un deficit de umiditate mult crescut (140-230 mm).

Urmare a specificului său geomorfologic, litologic şi climatic, Câmpia Crişurilor se caracterizează printr-un înveliş de sol alcătuit din molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, soluri hidromorfe şi halomorfe, vertisoluri şi soluri neevoluate (Fig. 10).

Molisolurile au o participare mai puţin semnificativă în peisajul pedologic al regiunii (21,1%) şi sunt reprezentate prin cernoziomuri (inclusiv gleizate), cernoziomuri cambice (de asemenea gleizate) la care se adaugă cernoziomurile argiloiluviale. Aceste soluri s-au format pe depozite loessoide şi suprafeţe de teren slab-imperfect drenate din câmpia Bihariei, câmpia Salontei, ca şi în câmpia Crişului Alb în cadrul nivelului mai înalt (2-4 m) al acesteia.

Clasa argiluvisolurilor (30,4%) este constituită din soluri brune argiloiluviale molice, brune argiloiluviale lamelare, soluri brune argi-loiluviale (inclusiv slab luvice), soluri brune luvice, luvisoluri albice şi luvisoluri albice pseudogleizate. Toate aceste soluri sunt caracteristice învelişului de sol al celor mai multe din câmpiile înalte subcolinare, unde s-au format şi evoluat pe sedimente mijlociu fine (luturi argiloase) şi suprafeţe de teren relativ plane afectate de exces de umiditate stagnant.

48

Fig. 10. Răspândirea solurilor în Câmpia Crişurilor

Dintre argiluvisoluri cele brune luvice formează componenta

principală a învelişului de sol al câmpiilor subcolinare ale Crişurilor. Cambisolurile (3,2%) sunt reprezentate doar prin soluri brune

eu-mezobazice, formate atât pe depozitele deluvial-proluviale (la nord de Oradea sub dealul Fertişagului), cât şi pe depozite de natură fluvia-tilă (în Câmpia Crişului Negru).

Solurile hidromorfe au o pondere puţin peste 10% şi cuprind lăcovişti, soluri gleice şi amfigleice, frecvent luvice cât şi soluri pseudogleice şi pseudogleizate luvice cu suborizont B închis.

49

Dacă lăcoviştile se întâlnesc în cea mai mare parte în limitele câmpiei joase, pe depozite fluvio-lacustre recente, celelalte soluri hidromorfe sunt caracteristice mai ales unor areale mai puţin drenate din câmpia Cermeiului şi cea a Miersigului.

Solurile halomorfe (6,0%) reprezentate prin soloneţuri sunt răspândite preponderent în Câmpia Salontei şi a Crişului Negru şi Alb, unde s-au format pe depozite fluviatile, dar şi pe depozite loessoide, în condiţiile unui relief uşor negativ imperfect drenat (apa freatică se situează la adâncimi cuprinse între 1,0-1,5 m.

Vertisolurile cuprind soluri formate pe argile gonflante şi se întâlnesc local în Câmpia Cigherului şi Biocsigului.

Solurile neevoluate de tip aluvial au o pondere importantă (29,3%) în învelişul de sol al câmpiei Crişurilor şi sunt răspândite cu precădere în câmpiile şi luncile celor trei Crişuri.

Învelişul de soluri al câmpiei Crişurilor se caracterizează în mare parte prin texturi mijlociu-fine, dar adesea fine (conţinutul de argilă 26-53%), volum edafic mare-foarte mare (95-150%), grad de tasare moderat (-6-16%), capacitate de apă utilă mică până la mare (90-200 mm/m) şi permeabilitate extrem de variată, de la excesiv de mică la mare (0,1-14 mm/h).

Majoritatea solurilor din această regiune prezintă un conţinut de humus cuprins între 2-5%, valori mai mari întâlnindu-se uneori la solurile hidromorfe, halomorfe, la vertisoluri şi la unele argiluvisoluri.

Reacţia solurilor este moderat-acidă până la foarte puternic alcalină (pH 5,1-10,0).

Aprovizionarea cu substanţe nutritive, în general, se prezintă nesatisfăcătoare. Astfel, conţinutul de N total variază între 0,10-0,30%, fiind mai ridicat la unele soluri hidromorfe (lăcovişti) şi mai redus la solurile neevoluate, iar cel de P rar depăşeşte 20 ppm.

Printre factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante poate fi menţionat excesul de umiditate freatic (în câmpia joasă, lunci, terase joase) şi de suprafaţă (în câmpia înaltă subcolinară cu soluri argiloase), pericolul de inundaţie (în lunci) şi de sărăturare (în câmpia joasă).

II.3. CÂMPIA BANATULUI Situată în partea de sud a câmpiei Banato-Crişane această mare

unitate de relief are un caracter complex. Ea rezultă din aluvionările Mureşului, Timişului, Begăi, Bârzavei şi Carasului. Divizarea sa are la

50

bază în primul rând tipurile genetice ale reliefului. Astfel, au fost deosebite câmpiile Mureşului, câmpia Timişului, câmpia Lugojului, câmpia Bârzavei şi câmpia Caraşului (Gr.Posea, 1997) (Fig. 11).

Fig. 11. Câmpia Banatului

II.3.1. CÂMPIILE MUREŞULUI

Acestea au fost clădite de Mureş prin aluvionări divagante, formând pânze aluviale şi conuri aplatizate. Cu claritate se conturează două câmpii mai înalte (Vingăi şi Nădlacului) şi alte două mai joase, una la nord de Mureş (Aradului) şi alta la sud (Câmpiile Jimboliei şi Arancăi).

51

Câmpia Vingăi cea mai veche şi cea mai înaltă prezintă caracter piemontan şi are formă de evantai în trepte (4), deschis către SV. Altitudinea sa absolută variază între 100-220 m.

Sub raport geologic, este alcătuită din cristalin, cretacic, panonian şi cuaternar. Cuaternarul se compune din mai multe complexe (N. Mihăilă et. al., 1989, citat de Gr.Posea, 1997): cu caracter fluvio-lacustru, alcătuit din pietriş şi nisip, arenitic, din pietriş, bolovăniş şi nisip, fluviatile (câmpiile Jimboliei şi Aradului) şi depozite superficiale cu geneze şi vârste diferite (argile roşii, loessuri, nisipuri fine fluviatile etc.).

Morfologic Câmpia Vingăi este alcătuită din mai multe terase piemontane uşor diferenţiate între ele. Ea se prezintă moderat frag-mentată în interfluvii plane, de văi relativ adânci şi largi, cu fundul plat. Versanţii acestor văi sunt din ce în ce mai puternic înclinaţi spre punctul lor de obârşie.

Câmpia Nădlacului are caracter piemontan-tabulară, fiind a doua ca vechime între câmpiile Mureşului. Altitudinea sa absolută atinge 105-110 m, iar cea relativă peste Mureş variază între 10-20 m. Este alcătuită din sedimente de natură fluviatilă acoperite cu o pătură de loess de 10-20 m.

Suprafaţa câmpiei este presărată cu numeroase crovuri, orientate pe direcţia N-S şi adânci de până la 2-3 m. Nu lipsesc de asemenea unele văiugi.

Câmpia Aradului este constituită dintr-o serie de conuri ale Mureşului, orientate spre NV. Ca altitudine oscilează între 100-105 m în E şi NE şi urcă spre munţii Zarandului la 120 m şi chiar mai mult.

Sub raport morfolitologic se prezintă relativ diversificată. Este alcătuită din aluviuni mai mult sau mai puţin recente, nisipuri, argile şi depozite loessoide. Se prezintă sub două nivele. Unul mai înalt corespunzător terasei 2 din Câmpia Vingăi (110-120 m) şi altul mai coborât. Aceasta din urmă corespunde fostelor albii ale Mureşului. Nu lipsesc microdepresiunile de aluvionare.

Nivelul înalt este acoperit de sedimente loessoide groase de până la 2 m pe care se dezvoltă microdepresiuni de tip crov. Apare şi un relief de dune orientate NV-SE, slab ondulate în perimetrul Macea-Curtici.

Apa freatică se găseşte la adâncime mai mică (1-2 m) în câmpia joasă unde influenţează formarea şi evoluţia solurilor.

Câmpia Jimboliei apare în continuarea câmpiei Vingăi. Ca şi câmpia Aradului este alcătuită tot din două nivele ambele acoperite cu

52

depozite loessoide (2-5 m). În general este foarte netedă şi plină de crovuri. Nu lipseşte relieful vălurit eolian şi nici grindurile fluviatile.

Câmpia Arancăi ar reprezenta cea mai recentă construcţie a Mureşului, dar şi cea mai joasă (75-90 m). Este alcătuită din aluviuni nisipoase, pietrişuri şi argile local acoperite, fie de nisipuri uşor vălurite şi materiale mai fine lutoargiloase.

Morfologic se înfăţişează ca un con pe mijlocul căreia meandrează un vechi curs al Mureşului, Aranca. Este aproape plană, dar cuprinde numeroase albii şi meandre părăsite, grinduri, grădişti acoperite cu loess şi dune.

Pânza freatică se situează la adâncimi cuprinse între 0,5-3 m, dar ajunge şi la suprafaţă în perioadele bogate în precipitaţii.

Materialul parental pe care s-au format şi evoluat solurile din câmpiile Mureşului este alcătuit în ordinea predominanţei din loess şi depozite loessoide (lut-lut argilos), depozite aluviale (fluviatile şi fluviolacustre), depozite aluviale şi loessoide, depozite remaniate eolian (nisipoase-lutonisipoase) şi depozite proluviale şi loessoide.

Din punct de vedere agroclimatic câmpiile Mureşului sunt situate în cuprinsul zonei calde-secetoase (partea de la vest de meridianul Aradului) şi al zonei moderată termic-subumedă (ce se întinde spre est până în preajma zonei deluroase). Prima zonă se caracterizează prin temperaturi medii anuale de 10,0-11,50C (potenţialul termic global se încadrează în 4100-42000C), iar resursele hidrice ce cad în zonă sunt cuprinse între 500-600 mm. Deficitul anual urcă până la 230 mm (140-230 mm).

În zona moderată termic-subumedă temperatura medie anuală urcă tot până la 11,50C, dar limita inferioară se prezintă mai coborâtă (9,5-11,50C), faţă de zona caldă-secetoasă. Precipitaţiile cresc uşor, urcând până la 750 mm (600-750 mm), în timp ce deficitul anual de apă scade simţitor (120-160 mm).

În ceea ce priveşte pânza freatică, aceasta se situează frecvent între 0-2 m şi 2-5 m şi de peste 5 m (5-10 m) în câmpia Vingăi şi cu totul local în rest. În limitele intervalului 0-2 m este cuprinsă adân-cimea apei freatice pentru solurile freatic hidromorfe (soluri gleice, gleizate, semigleice, saline şi alcalice).

Din punct de vedere pedologic Câmpiile Mureşului se caracte-rizează prin predominarea clasei molisolurilor (71,1%), alături de care apar cu procente mult mai scăzute argiluvisolurile (4,2%), solurile hidromorfe (19,5%), solurile neevoluate 4,1%, vertisolurile (0,3%) şi solurile halomorfe (0,3%) (Fig. 12).

53

Fig.

12.

Răs

pând

irea

solu

rilor

în C

âmpi

a B

anat

ului

54

Clasa molisolurilor este reprezentată prin cernoziomuri tipice carbonatice, cernoziomuri tipice şi cernoziomuri gleizate, cea mai mare parte dintre acestea fiind formate pe depozite loessoide. Ele alcătuiesc componenta de bază a peisajului pedologic al tuturor Câmpiilor Mureşului.

Clasa argiluvisolurilor are o pondere puţin peste 4% şi apar, doar în partea de est a Câmpiei Vingăi, în vecinătatea dealurilor Lipovei.

Solurile hidromorfe au o participare destul de semnificativă în teritoriu, fiind caracteristice arealelor depresionare imperfect drenate; în acest caz stratul acvifer se găseşte la adâncimi mai mici de 2,0 m, iar orizontul de glei între 50-100 cm.

Fac parte din această categorie doar lăcoviştile, mai frecvent întâlnite în Câmpia Aradului, Arancăi, ca şi în Câmpia Jimboliei.

Clasa solurilor neevoluate este formată din protosoluri şi soluri aluviale, răspândite în lunca Mureşului, la care se adaugă psamosolurile din perimetrul Macea-Curtici şi din câmpia Jimboliei.

Clasa solurilor halomorfe are o apariţie cu totul locală în teritoriu (Câmpia Aradului şi Câmpia Arancăi) fiind reprezentată numai prin soloneţuri. Ele ocupă uşoare arii microdepresionare insuficient drenate.

Vertisolurile se întâlnesc doar în câmpia Arancăi, unde ocupă suprafeţe plane imperfect drenate la vest de localitatea Sânnicolau Mare. Sunt uşor de recunoscut deoarece în perioada uscată a anului formează crăpături adânci (până la cel puţin 50 cm) şi largi de peste 1 cm.

Învelişul de sol al câmpiilor Mureşului se caracterizează prin texturi predominant mijlociu-fine (lutoargiloase), dar adesea fine sau nisipoase (conţinut de argilă de 8-50%), volum edafic mare (90-150%), sunt slab afânate până la moderat tasate (grad de tasare –5-18%), au capacitate de apă utilă mică până la mare (80-190 mm/m) şi permea-bilitate extrem de variată, de la excesiv de mică până la mare (0,2-16 mm/h).

Majoritatea solurilor prezintă un conţinut mic-mijlociu de humus (2-5%), valori mai mari observându-se frecvent la unele soluri hidromorfe şi la vertisoluri.

Conţinutul de N total variază între 0,10-0,30%, fiind ceva mai ridicat în cazul solurilor hidromorfe şi mai redus la solurile neevoluate. La fel, conţinutul de P este în general mic-mijlociu (9-25 ppm). Doar solurile formate pe nisip au o aprovizionare slabă cu nutrienţi.

Reacţia solurilor este de la slab acidă până la alcalină (pH 6,2-8,2), numai soloneţurile au în suborizontul eluvial reacţie puternic la extrem alcalină (pH 9-11).

55

II.3.2. CÂMPIA TIMIŞULUI

Situată sub 100 m altitudine absolută câmpia de subsidenţă a Timişului repetă într-o oarecare măsură caracterele celei a Crişurilor pe întreaga sa desfăşurare. Deşi se află într-un stadiu înaintat de colmatare, pe suprafaţa sa se mai pot observa încă areale de înmlăşti-nire şi divagări.

Formaţiunile pliocene care iau parte la alcătuirea câmpiei sunt acoperite cu aluviuni fluviatile, fluvio-lacustre (lutonisipoase până la lutoargiloase), depozite proluviale şi loessoide şi cu totul local cu loess.

Relieful câmpiei se caracterizează printr-o pantă redusă, prin prezenţa a numeroase văi şi meandre părăsite, grinduri, microdepresiuni de tasare, iar local apar unele areale de tip grădişte acoperite în totali-tate cu loess.

În ceea ce priveşte materialul parental al solurilor, acesta este constituit predominant din sedimente de natură aluvială, fluvio-lacustră şi depozite cu aspect loessoid.

Fiind înconjurată de unităţi de câmpie mai înalte prezintă un drenaj global slab-moderat. În acest caz, apa freatică se situează la adâncime critică (0-2 m) pe ¾ din suprafaţă şi între 2-5 m în rest.

Din punct de vedere agroclimatic teritoriul câmpiei Timişului se situează împreună cu cele ale Mureşului, atât în limitele zonei calde-secetoase (jumătatea vestică) cât şi în zona moderată termic-subumedă, caracterizate prin temperaturi medii anuale de 10,0-11,50C şi respectiv 7,5-11,50C. Resursele hidrice mai scăzute în vest (500-600 mm) urcă până la 800 mm mergând spre est. În această situaţie valorile deficitului de umiditate ating cele mai scăzute cote în estul regiunii.

Corespunzător condiţiilor fizico-geografice şi de drenaj menţio-nate mai sus pedopeisajul câmpiei Timişului cuprinde o gamă largă de soluri aparţinând molisolurilor (37,2%), argiluvisolurilor (14,1%), cambisolurilor (3,1%), solurilor hidromorfe (4,4%), solurilor halomorfe (2,5%), vertisolurilor (25,5%), cât şi solurilor neevoluate (14,1%) (Fig. 12).

Molisolurile sunt reprezentate prin cernoziomuri tipice, cerno-ziomuri gleizate, cernoziomuri cambice, inclusiv gleizate şi cernozio-muri argiloiluviale fiind grupate îndeosebi în partea de vest a câmpiei. Cea mai mare pondere o au cernoziomurile cambice. Acestea apar pe arii mai extinse între Bârzava şi Pogăniş, dar şi la nord de Bega.

Argiluvisolurile au o participare slabă în teritoriu, fiind prezente printr-un singur tip, respectiv prin solul brun argiloiluvial, subtipurile

56

brun molic şi brun tipic, inclusiv slab luvic. Asemenea soluri se întâlnesc pe interfluviul Timiş-Bega puternic influenţate freatic, apoi mai apar pe terasele acestora.

Cambisolurile ca şi argiluvisolurile au o răspândire locală. Prezenţa lor în teritoriu este legată de relieful tânăr slab drenat, cu aspect de terasă sau luncă înaltă cât şi de materialul parental de natură fluviatilă relativ bogat în elemente bazice.

Clasa solurilor hidromorfe este reprezentată prin lăcovişti asociate frecvent cu soluri gleice drenate formate de regulă pe depozite fluviatile şi fluviolacustre predominant lutoargiloase. Solurile hidromorfe sunt răspândite în arealele uşor depresionare din vestul câmpiei.

Solurile halomorfe sunt prezente în teritoriu doar prin soloneţuri. Aceste soluri sunt caracteristice unor vechi albii părăsite ale Timişului, dar apar şi în limitele unor arii microdepresionare foarte slab drenate.

Vertisolurile formează o componentă principală a învelişului de sol al câmpiei Timişului şi au o participare destul de semnificativă în pedopeisajul din partea de sud vest a teritoriului. Ele s-au format pe materiale argiloase gonflante şi se asociază frecvent cu soluri hidromorfe de tip lăcovişte.

Clasa solurilor neevoluate este constituită din protosoluri şi soluri aluviale caracteristice tuturor râurilor, dar au o răspândire mai mare pe lunca Timişului, Begăi şi pe cea a Pogănişului.

Cu unele excepţii câmpia Timişului se prezintă slab drenată. Astfel, pe suprafeţe apreciabile din vestul regiunii apa freatică se situează la adâncimi oscilând între 0,50-1,50 m (în arealele cu lăcovişti şi soloneţuri).

O bună parte din solurile câmpiei Timişului au o textură fină lutoargiloasă-argiloasă (38-55%) pe toată adâncimea profilului de sol, volum edafic mare-foarte mare (80-125%), grad de tasare slab-moderat (5-17%), porozitate de aeraţie mijlocie (19-25%), capacitate de apă utilă moderată-mare (141-180 mm/m) şi permeabilitate extrem de mică-mijlocie (0,3-8,0 mm/h).

Majoritatea solurilor din câmpia Timişului prezintă un conţinut de humus cuprins între 2-5%, valori mai mari întâlnindu-se la solurile hidromorfe şi vertisoluri.

Reacţia solului este slab acidă până la extrem alcalină (5,8-11). Gradul de saturaţie în baze este ridicat (80-100%) ceva mai scăzut întâlnindu-se la solurile gleice.

Printre factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante se numără excesul de umiditate în anii ploioşi şi sărăturarea.

57

II.3.3. CÂMPIA LUGOJULUI

Această câmpie este alcătuită din terasele inferioare de pe partea stângă a Timişului şi ale Begăi, din îngemănarea agestrelor de la poalele dealurilor din sud, precum şi din luncile celor două râuri.

Sub raport litologic aceste forme de relief sunt constituite din sedimente de natură aluvio-proluvială, pietrişuri, nisipuri şi argile uşor loessoidizate.

Climatic, Câmpia Lugojului situată în întregime în cuprinsul zonei moderată termic-subumedă, subzonele 2 şi 5, se află sub influenţa climatului oceanic şi mediteranean, protejate împotriva invaziilor reci din est, de masivele muntoase ale Carpaţilor. Astfel, temperatura medie anuală este cuprinsă între 7,5 şi 11,50C, iar resursele hidrice variază între 600-800 mm. Ele sunt mai abundente în zonele de vest şi nordice şi mai reduse în cele estice şi sudice.

În condiţiile menţionate mai sus în pedopeisajul Câmpiei Lugojului dominante apar argiluvisolurile (79,1%) şi solurile neevoluate (13,7%) la care se mai adaugă unele cambisoluri (7,2%). Argiluvisolurile sunt reprezentate prin soluri brune argiloiluviale molice, dar mai ales prin luvisoluri albice pseudogleizate şi soluri pseudogleice luvice, inclusiv albice.

Cambisolurile sunt localizate numai pe interfluviul Timiş-Bega, fiind reprezentate doar prin soluri brune eu-mezobazice, formate pe depozite fluviatile recente.

Solurile neevoluate (soluri aluviale, local gleizate) sunt prezente în teritoriu pe arii largi în luncile Timişului şi Begăi ca şi pe afluenţii principali ai acestora.

Cea mai mare parte a solurilor din câmpia Lugojului este puternic afectată atât de excesul de umiditate stagnant, cât şi de cel freatic umed.

Textura acestora este predominant lutoargiloasă (35-55%) pe toată adâncimea profilului de sol. Ele se caracterizează printr-un volum edafic mare, grad de tasare variabil, dar moderat puternic sub adâncimea de 70-80 m, capacitate de apă utilă mare (160-180 mm/m) şi permea-bilitate extrem de mică (sub 1,5 mm/h) în cazul luvisolurilor şi a solu-rilor pseudogleice luvice şi albice de pe terasele Timişului şi Begăi.

Ca factori ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante pot fi menţionaţi, excesul de umiditate stagnant pe 79,1% din suprafaţă şi freatic pe circa 9%, tasarea, reacţia pH puternic acidă, cât şi pericolul de inundaţie în cazul solurilor aluviale din luncile celor două râuri principale.

58

II.3.4. CÂMPIA BÂRZAVEI

Aceasta prezintă toate caracteristicile unei câmpii de glacis piemontan având înclinări de 3-6‰. Pogănişul şi Bârzava o împarte în trei subunităţi: câmpia Buziaşului, câmpia Tormacului şi câmpia Gătaiei. Altitudinea acestora variază între 100-180 m, excepţie făcând între Pogăniş şi Bârzava, unde practic nivelul iniţial al reliefului urcă până sub munte, la 200-220 m (Fig. 11).

Suprafaţa câmpiei a fost acoperită cu depozite aluvial-deluviale, iar către baza aşa-zisei câmpii piemontane joasă cu loessuri şi depozite loessoide (lutoase-lutoargiloase).

Relieful apare slab fragmentat de văi puţin adânci. Ca forme principale de relief în teritoriu apar interfluvii, terase şi lunci. Interflu-viile sunt bine dezvoltate, largi de 1-3 km şi relativ plane. Terasele apar slab reprezentate pe stânga văilor principale şi oarecum mai bine exprimate în zona dealurilor.

Luncile sunt foarte largi, aluvionate puternic şi glacizate lateral. Cele ale văilor secundare cu obârşia în câmpie au fundul larg şi plat, uneori chiar mlăştinos.

Materialul parental al solurilor este alcătuit din sedimente, mai ales de natură aluvio-proluvială, în general cu textură fină. Acestora li se adaugă loessul, depozitele loessoide şi cele fluviatile, inclusiv fluvio-lacustre.

Sub raport agroclimatic câmpia Bârzavei aparţine în întregime zonei moderată termic-subumedă, în care resursele termice se carac-terizează prin temperaturi medii anuale de 9,50-11,50C (∑T =3700-40000C) şi resurse hidrice cuprinse între 600-750 mm. Cu toate acestea deficitul de umiditate climatică urcă până la 160 mm (120-160 mm).

În ceea ce priveşte apa freatică, aceasta se situează între 0-2 m în extremitatea vestică a câmpiei şi corespunde adâncimilor apei caracte-ristice solurilor gleizate şi solurilor semigleice. Mergând către est adâncimea apei freatice se modifică (2-5 m), ajungând chiar să coboare sub 5 m la limita cu dealuri (5-10m).

În condiţiile pedogenetice menţionate mai sus învelişul de sol al Câmpiei Bârzavei nu ajunge să fie dominat de un sol sau altul. Astfel, în teritoriu apar molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, soluri hidromorfe, ceva vertisoluri şi bineînţeles soluri neevoluate.

Molisolurile (15%) sunt reprezentate doar prin cernoziomuri cambice gleizate şi cernoziomuri argiloiluviale. Acestea se întâlnesc, de regulă, pe fâşia de contact cu câmpia Timişului.

59

Clasa argiluvisolurilor (43%) este pusă în evidenţă printr-o gamă mai largă de soluri, cuprinzând solurile brune argiloiluviale (inclusiv slab luvice), solurile brune luvice şi prin termenul cel mai evoluat al acestora, luvisolurile albice pseudogleizate, în cea mai mare parte dezvoltate pe materiale parentale cu textură fină (lutoargiloasă-argi-loasă). Frecvent, atât în limitele celor trei subunităţi ale câmpiei Bârzavei, cât şi pe terasa superioară a Timişului, solurile brune luvice se asociază cu soluri de tip planosol. De asemenea, luvisolurile albice pseudoglei-zate din cadrul unor suprafeţe de teren slab drenate devin soluri pseudogleice (câmpia Buziaşului şi câmpia Tormacului).

Solurile hidromorfe (32%) au o dezvoltare apreciabilă, cuprinzând lăcoviştile şi solurile gleice frecvent drenate. Se întâlnesc pe arii extinse în toate cele trei subdiviziuni ale Câmpiei Bârzavei, dar pe suprafeţe mai mari în Câmpia Gătaiei.

Vertisolurile cuprind solurile formate pe argile gonflante. Se întâlnesc mai ales la extremitatea vestică a câmpiei Tormacului şi Gătaiei unde acoperă suprafeţe plane de teren până de curând afectate de exces freatic.

Solurile neevoluate sunt reprezentate în teritoriu prin protosoluri şi soluri aluviale. Protosolurile aluviale au o pondere mai mare pe valea Pogănişului, pe când solurile aluviale acoperă toată lunca Bârzavei, unde local se prezintă şi uşor gleizate.

Cu excepţia formaţiilor aluviale, care au o textură variată, aproape toate celelalte soluri se caracterizează printr-o textură mijlociu fină-fină (lutoasă-lutoargiloasă) ceea ce determină stagnarea la suprafaţa solului şi în sol a apei din precipitaţii perioade lungi de timp. Un caz special îl reprezintă vertisolurile din câmpia Tormacului şi Gătaiei.

Volumul edafic al solurilor este mare-foarte mare (100-150%), porozitatea de aeraţie a acestora se prezintă mijlocie până la foarte mică (3-22%), capacitatea de apă utilă mică până la mare (90-200 mm/m), iar permeabilitatea în proporţie de peste 80%, excesiv de mică până la mijlocie (0,2-6 mm/h).

Drenajul global se apreciază a fi imperfect aproape în toată regiunea, dar mai ales în câmpia Gătaiei.

Majoritatea solurilor prezintă un conţinut de humus mic (2-4%), valori mai mari întâlnindu-se uneori la solurile hidromorfe (lăcovişti) şi la vertisoluri. Reacţia pH este slabă până la neutră (6,0-7,2), cu excepţia argiluvisolurilor (pH 4,9-6,8).

60

Aprovizionarea cu nutrienţi variază de la o categorie de sol la alta, fiind mai bună la solurile hidromorfe (lăcovişti) şi mai redusă la solurile neevoluate (N 0,10-0,30%; P 7-20 ppm; K 67-150 ppm).

Ca factori ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante sunt de menţionat excesul de umiditate stagnant în anii ploioşi pe cca 50% din suprafaţa câmpiei.

II.3.5. CÂMPIA CARAŞULUI

Cercetarea condiţiilor de formare a reliefului în partea de vest a munţilor Aninei, la contactul cu câmpia Tisei a dus la constatarea că şi aici există o zonă piemontană complexă drenată de văile Nera şi Caraş, implicate direct în geneza şi ulterior chiar în fragmentarea acesteia, în interfluvii largi şi plane. Zona a fost încadrată în categoria depresiunilor, care în ansamblu este o câmpie de terase situată la 160-170 m sub dealurile Oraviţei ce coboară în trepte până sub 120-90 m deasupra luncii Caraşului. Aceasta din urmă înclină uşor pe direcţia NE-SV cu 0,3-0,4 m/km şi măsoară până la 3 km lăţime.

La alcătuirea geologică a câmpiei iau parte depozite litoral-deltaice aparţinând tortonianului, sarmaţianului şi panonianului. Formaţiunile cele mai noi sunt reprezentate prin argile gălbui (2-8 m) pleistocen superior care îmbracă la suprafaţă întreaga câmpie, acestea reprezen-tând totodată şi materialul parental al celor mai multe dintre soluri. Doar în lunca Caraşului apar sedimente cu textură mijlocie de natură aluvială.

Agroclimatic Câmpia Caraşului este situată în zona moderată termic-subumedă subzona a 2-a, caracterizată prin temperaturi medii anuale de 9,0-10,50C şi resurse hidrice cuprinse între 600-750 mm. Deficitul de umiditate climatică depăşeşte frecvent şi aici 120 mm (120-160 mm). În aceste condiţii apar şi temperaturi critice (>320C) a căror valoare oscilează între 10-20.

Învelişul de sol al regiunii se prezintă relativ uniform şi aceasta datorită vârstei reliefului şi omogenităţii materialului parental. Este alcătuit din vertisoluri şi cambisoluri. Dintre acestea, cea mai mare răspândire o au vertisolurile (85%), în bună parte slab pseudogleizate.

Cambisolurile (15%) sunt caracteristice luncii Caraşului (soluri brune eu-mezobazice pe depozite fluviatile) unde se asociază uneori cu soluri aluviale toate formate pe depozite de natură aluvială saturate cu carbonaţi.

61

Vertisolurile sunt răspândite în toată câmpia, pe toate treptele piemontane. În evoluţia lor, se deschid la culoare în partea superioară, ca urmare a conţinutului de humus în continuă scădere.

Sub raport fizic şi hidrofizic solurile menţionate mai sus se caracterizează prin texturi fine şi mijlociu fine (lutoargiloase-argiloase) şi în mai mică măsură mijlocii (pe lunca văii Caraşului şi afluenţilor acesteia), volum edafic foarte mare (130-150%), capacitate de apă utilă mică până la mare (100-200 mm/100 cm sol), excepţie făcând solurile brune eu-mezobazice din lunca Caraşului.

Majoritatea solurilor conţin 2-4% humus, au reacţie slab acidă (pH 6,0-6,5) şi se prezintă slab aprovizionate cu substanţe nutritive (N, 0,10-0,30%; P, 7-18 ppm şi K, 70-150 ppm).

Ca factori ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante pot fi consideraţi excesul de umiditate în anii ploioşi (caracteristic vertiso-lurilor) şi compactitatea solului la care se mai poate adăuga conţinutul redus de nutrienţi.

62

III. PODIŞUL MOLDOVEI

III.1. PODIŞUL SUCEVEI Situat în nord-vestul Podişului Moldovei este delimitat spre vest

de Obcina Mare, spre sud de valea Moldovei şi în continuare, peste Siret vine în contact nemijlocit cu câmpia Moldovei.

Din punct de vedere geologic, acest podiş este alcătuit din sedimente sarmaţiene cuprinzând argile, marne, nisipuri, gresii, calcare oolitice şi conglomerate dispuse monoclinal. Predominanţa formaţiu-nilor grosiere în vest, la contactul cu muntele, trădează regimul toren-ţial în care s-au depus acestea.

În limitele Podişului Sucevei au fost deosebite ca subdiviziuni principale, de la vest spre est Piemontul Marginea-Ciungi, Depresiunile Rădăuţi şi Liteni, Şeaua Bălcăuţi-Siret, Masivul Zaranca-Dragomirna, Podişul Fălticenilor, Culoarul Siretul şi Culmea Siretului (Dealurile Bour-Ibăneşti, Şeaua Dersca, Dealul Hăpăi, Şeaua Bucecea, Dealul Mare-Hârlău, Şeaua Ruginoasa (Fig. 13).

Fig. 13. Podişul Sucevei

63

Relieful podişului înregistrează altitudini cuprinse între 190 m (la confluenţa Moldova-Siret şi 692 m în vârful Ciungilor. Cea mai mare parte din suprafaţa sa (peste 54%) se situează însă între 300-500 m altitudine.

În general, Podişul Sucevei prezintă o varietate de relief accen-tuată. Structura monoclinală şi prezenţa de roci dure au determinat predominarea reliefului structural ca de exemplu cueste, văi consec-vente, subsecvente şi resecvente şi suprafeţe structurale sau glacisuri de versant.

Văile importante (Siret, Suceava, Moldova) prezintă lunci şi terase al căror număr diferă de la un râu la altul.

Materialele parentale de sol sunt reprezentate prin eluvii lutoargi-loase, deluvii, coluvii şi depozite loessoide rezultate din alterarea dife-ritelor argile, argile marnoase, marne calcaroase, gresii, la care se adaugă sedimentele recente de natură fluviatilă.

Din punct de vedere climatic Podişul Sucevei se situează în cea mai mare parte în zona agroclimatică răcoroasă-umedă în care tempe-ratura medie anuală nu depăşeşte 8,50C (6,0-8,50C; ∑ T>00C=3000-34000C), iar reusrsele hidrice anuale variază între 550-800 mm, deficitul de umiditate fiind aproape neînsemnat (0-20 mm).

Drept urmare a condiţiilor pedogenetice (rocă, relief, climă) învelişul de sol al Podişului Sucevei este dominat de molisoluri (53%) şi argiluvisoluri (34%) la care se mai adaugă unele cambisoluri (0,5%), soluri hidromorfe (3%) şi solurile neevoluate şi/sau trunchiate (Fig. 14).

Molisolurile sunt reprezentate prin soluri cenuşii (29,6%), cerno-ziomuri argiloiluviale (inclusiv soluri cernoziomoide) şi cernoziomuri cambice (23,5%) formate pe depozite loessoide şi în condiţiile unui relief mai coborât, relativ plan, în aria căruia se includ Şaua Bălcăuţi (Dorneşti-Siret), Dealurile Ilişeşti, Depresiunea Litenilor, Podişul Fălticenilor, terasele Prutului şi Moldovei etc.

Argiluvisolurile se evidenţiază, de asemenea, printr-o gamă largă de tipuri cuprinzând soluri brune luvice, luvisoluri albice şi luvisoluri albice pseudogleizate, formate pe materiale parentale variate ca geneză şi textură. Se întâlnesc pe arii mai extinse în Piemontul Marginea-Ciungi, Dealurile din stânga Siretului şi în Podişul Fălticeni.

Cambisolurile au o răspândire cu totul locală. Ele apar doar pe terasa de luncă a râurilor Suceava şi Moldova.

Solurile hidromorfe reprezentate îndeosebi prin lăcovişti şi soluri gleice sunt răspândite cu precădere în Depresiunea Rădăuţi,

64

lunca Siretului şi a Moldovei în sectoare slab drenate, cu apă freatică la mică adâncime (0,5-1,0 m).

Solurile neevoluate au o largă răspândire în zonă. Apar ca regosoluri, erodisoluri şi protosoluri aluviale asociate cu soluri aluviale. În timp ce primele (regosolurile şi erodisolurile) sunt răspândite local, întâlnindu-se pe versanţii puternic înclinaţi şi despăduriţi ai masivelor deluroase, solurile aluviale, datorită dezvoltării mari a luncilor sunt larg răspândite.

Fig. 14. Răspândirea solurilor în Podişul Sucevei

Cea mai mare parte din solurile Podişului Sucevei au o textură

mijlocie-fină, uneori mai fină pe profil (15-41% în orizontul superior şi 26-47% în cel mijlociu şi inferior), volum edafic mare-foarte mare

65

(98-150%), grad de tasare slab-moderat (0-17%) şi o permeabilitate mică-excesiv de mică (0,2-4,0 mm/h).

Conţinuturi mari de humus (3,5-5,6%) se observă în cazul molisolurilor, iar cantităţi mai mici apar la argiluvisoluri (soluri brune luvice şi luvisoluri albice).

Aprovizionarea cu nutrienţi este bună de asemenea la molisoluri (N, 0,19-0,25%; P, 22-35 ppm), dar necorespunzătoare în cazul celorlalte soluri (N, 0,06-0,14%; P, 5-12 ppm). Reacţia este slab acidă-neutră (pH 6,1-7,3) la cca 66% din învelişul de sol al regiunii şi moderat acidă (pH 5,1-5,7) la restul solurilor (brune luvice, luvisoluri albice).

Drenajul global al solurilor se prezintă imperfect în dealurile piemontane, depresiuni, local pe terase şi pe anumiţi versanţi şi moderat-bun pe platformele structurale şi glacisurile de versant.

Dintre factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante se pot menţiona eroziunea de suprafaţă (areolară) şi adâncime în cazul versanţilor cu expoziţie nordică şi nord estică (cuestelor), drenajul imperfect pe dealurile piemontane, local pe terase şi frunţile cuestelor, compactarea primară şi secundară, pericolul de ridicare a nivelului freatic şi de inundare în lunci.

III.2. CÂMPIA MOLDOVEI Câmpia Moldovei sau Câmpia Jijiei cum mai este cunoscută în

literatura de specialitate, reprezintă un geosistem bine individualizat cuprins între Podişul Central Moldovenesc la sud, Podişul Sucevei la vest şi Prut la est.

Geosistemul „Câmpia Moldovei” se deosebeşte net de unităţile de relief înconjurătoare printr-o serie de particularităţi. Astfel, suprafaţa sa, în general, este mai joasă decât a zonelor din jur, fiind mărginită la sud şi vest de o ramă cu altitudini relativ mai mari cu 100-200 m, trecerea realizându-se prin intermediul unor abrupturi.

Câmpia Moldovei are un aspect colinar, deluros, puternic frag-mentată, formată prin intense şi neîntrerupte procese de denudare, un rol principal în acţiunea de modelare revenind văilor Jijiei şi afluen-ţilor săi (Sitna, Miletin), Başeului şi Bahluiului.

Caracteristica dominantă a reliefului o constituie existenţa pantelor structurale (sau glacisurilor de versant) prelungi orientate spre sud şi sud vest ce coboară în văi largi şi mlăştinoase şi a celor abrupte spre nord şi nord est, care pot depăşi adesea pante de 30-40% şi

66

aceasta ca urmare a structurii monoclinale, caracterizată printr-o alter-nanţă de argile, argile marnoase, nisipuri şi marne cu înclinare NV-SE.

Materialele parentale sunt constituite din depozite loessoide rezultate în cea mai mare parte prin metamorfozarea (loessoidizarea) argilelor marnoase, din argile şi doar local din argile salifere (aparţinând sarmaţianului), nisipuri şi marne.

Factorul climatic se caracterizează printr-un continentalism moderat care încadrează regiunea în limitele zonei moderată termic-subumedă cu temperaturi medii anuale cuprinse între 8,0-10,00C şi resurse hidrice relativ modeste (450-650 mm) care evidenţiază un deficit de umiditate în sol de până la 150-190 mm anual.

Condiţiile hidrogeologice specifice unor interfluvii favorizează formarea de pânze freatice la mică adâncime, dar şi apariţia de izvoare şi piştiri de apă pe versanţi, adesea încărcată cu săruri uşor solubile, precum şi transportul acestora, redistribuirea şi acumularea lor în arealele joase cu drenaj deficient din cadrul luncilor.

În cadrul câmpiei Moldovei, în funcţie de factorii prezentaţi mai sus, au fost deosebite două subunităţi geosistemice: câmpia Jijiei supe-rioare (Jijia-Başeu) şi câmpia Jijiei inferioare (sau a Bahluiului) (Fig. 15).

Fig. 15. Regiunile pedogeografice ale Câmpiei Moldovei

67

Diversitatea condiţiilor de mediu menţionate mai sus care au influenţat atât direct cât şi indirect intensitatea şi ritmul principalelor procese pedogenetice din regiune au condus la apariţia unui înveliş de soluri relativ variat alcătuit mai ales din molisoluri (85,3%), reprezen-tate prin cernoziomuri cambice (39,7%), cernoziomuri (35,6%), soluri cenuşii (10%), cernoziomuri argiloiluviale (1%), din argiluvisoluri (0,5%) cuprinzând soluri brune luvice tipice şi soluri brune argiloiluviale (inclusiv slab luvice), din vertisoluri (0,2%), soluri hidromorfe 1% (lăcovişti), soluri halomorfe 1,6% (soloneţuri şi solonceacuri) la care se adaugă solurile neevoluate 9% (protosoluri şi soluri aluviale) (Fig. 16).

Fig. 16. Răspândirea solurilor în Câmpia Moldovei

68

În ceea ce priveşte învelişul de sol al celor două subunităţi geosistemice, deosebirile nu sunt prea mari, solurile paticipând cu procente asemănătoare.

Astfel, în cazul Câmpiei Jijiei superioare, cernoziomurile cambice deţin 46,2%, cernoziomurile 31,3%, solurile cenuşii 10,9%, cernozio-murile argiloiluviale 2,2%, lăcoviştile 2,3%, soloneţurile şi soloncea-curile 1%, solurile aluviale 3%, urmate de celelalte soluri cu o pondere mult mai mică şi reprezentate prin soluri brune luvice şi vertisoluri.

În Câmpia Jijiei inferioare, ponderea cea mai mare o deţin cernoziomurile (40,9%) şi cernoziomurile cambice (31,8%), după care urmează solurile aluviale (10,2%), solurile cenuşii (8,9%), soloneţurile (2,2%), lăcoviştile (1,2%), urmate de celelalte soluri cu procente între 0,1-0,5 din suprafaţă.

Dintre aceste soluri, cernoziomurile cambice, cernoziomurile şi solurile cenuşii prezintă însuşiri relativ favorabile pentru irigat, având volum edafic mare, conţinut de humus relativ ridicat, structură bună şi stabilă, indici hidrofizici relativ buni cât şi rezistenţă la eroziune mai ridicată datorită coeziunii mai bune.

Varietatea factorilor naturali (relief colinar moderat şi adânc fragmentat), natura variată a materialelor parentale, hidrologia care favorizează transportul sărurilor solubile, alternanţa arealelor cu soluri având drenaj relativ bun sau slab până la foarte slab, la care se adaugă şi folosinţa predominant agricolă au determinat apariţia unor mari suprafeţe de terenuri afectate de procese de degradare şi în primul rând afectate de eroziune de suprafaţă, eroziune de adâncime, alunecări de teren, exces de umiditate (pe platouri, versanţi, lunci), sărăturare (în lunci sau pe versanţi).

Se poate preciza că geosistemul Câmpiei Moldovei prezintă o stabilitate redusă îndeosebi ca urmare a energiei apreciabile de relief. El este foarte sensibil la procesele corelate cu circulaţia apei la suprafaţa terenului sau prin sol în adâncime, creşterea volumului de apă intrată în geosistem va atrage, evident, după sine modificări apreciabile în circulaţia şi acumularea apei, sărurilor sau fitomasei ce pot avea consecinţe nefavorabile asupra întregului geosistem.

Factorii limitativi ai producţiei agricole sunt aceiaşi pentru cele două subdiviziuni ale geosistemului. Cea mai mare pondere o au pro-cesele de eroziune după care urmează, sărăturarea şi excesul de umiditate.

Pentru prevenirea intensificării proceselor de degradare sau a declanşării lor, ca şi pentru ameliorarea solurilor afectate în prezent de

69

exces de umiditate sau de sărăturare sunt necesare măsuri hidroame-liorative ferme (lucrări de desecare şi drenaj, inclusiv captări, de lucrări antierozionale, asolamente de protecţie, prevenirea şi stăvilirea alune-cărilor, ameliorarea sărăturilor, afânarea şi aerarea solurilor. Este necesară fixarea unor canale de intercepţie la baza versanţilor, acolo unde există pericolul iminent de alimentare a acviferului din luncă cu apă şi săruri dizolvate din substratul salifer al interfluviilor.

III.3. PODIŞUL BÂRLADULUI Acest podiş constituie subunitatea cea mai extinsă a Podişului

Moldovei, iar prin coeficientul său de varietate a reliefului, apare ca o subunitate geomorfologică etalon, indicând prezenţa unui relief tipic deluros. Altitudinea maximă a Podişului Bârladului este atinsă în dealul Doroşanu (568 m), iar cea minimă la nord de Măstăcani (sub 15 m). Cea mai mare parte din suprafaţa podişului (35%) se găseşte la o alti-tudine de 100-200 m, iar cea mai mică parte (14%) între 300-500 m.

În ceea ce priveşte alcătuirea geologică a podişului Bârlad, nordul acestuia aparţine sarmaţianului superior alcătuit din gresii, calcare oolitice şi argile, iar la sudul paralelei oraşului Vaslui apare pliocenul reprezentat în special prin nisipuri şi argile.

Materialul parental al solurilor este relativ variat, fiind constituit din eluvii şi depozite loessoide în limitele interfluviilor mai largi, din deluvii pe versanţi şi coluvii spre baza acestora, la care se adaugă sedimente recente de natură fluviatilă pe terase şi lunci.

Fizionomia podişului Bârladului se aseamănă într-o oarecare măsură, mai ales în partea nordică cu cea a podişului Sucevei, fiind frecvent răspândit relieful structural reprezentat prin văi consecvente, subsecvente, cueste sau suprafeţe structurale, ori interfluvii sub formă de spinări prelungi.

Întrucât este departe de a se prezenta unitar sub raport fizico-geografic, în cadrul podişului Bârladului s-au conturat mai multe subdiviziuni distincte şi anume: Podişul Central Moldovenesc, Depresiunea Vasluiului, Colinele Tutovei, Dealurile Fălciului, Podişul Covurluiului, Depresiunea Elan-Horincea, depresiunea Huşi şi Prispa Prutului (Fig. 17).

70

Fig. 17. Regiunile pedogeografice ale Podişului Bârladului

III.3.1. PODIŞUL CENTRAL MOLDOVENESC

Este situat în partea nordică, între Câmpia Moldovei şi o linie Tansa-Ipatele-Ciorteşti-Huşi la sud, în cea mai mare parte împădurit, purtând un înveliş de sol în care predomină argiluvisolurile.

III.3.2. DEPRESIUNEA VASLUIULUI

Dezvoltată în continuare către sud, aceasta corespunde unor părţi însemnate din bazinele Vasluiului şi Bârladului, până în coasta Racovei şi confluenţa Crasna-Bârlad, care reuneşte o serie de interfluvii întinerite prin eroziune, uşor înclinate către sud, purtând la partea superioară materiale parentale de sol rezultate în urma loessoidizării argilelor marnoase pe care s-a format o gamă largă de molisoluri.

III.3.3. COLINELE TUTOVEI

Corespund celei mai însemnate părţi a Platformei pliocene. După criterii de ordin pedogeomorfologic au fost deosebite Colinele Tutovei superioare ca o continuare spre sud a Podişului Central Moldovenesc cu argiluvisoluri şi Colinele Tutovei inferioare în care ponderea în învelişul de sol o deţin molisolurile.

71

III.3.4. DEALURILE FĂLCIULUI

Cuprinse între valea Lohanului în nord, afluent al Crasnei şi valea Jarbatului în sud corespunde interfluviului propriu-zis dintre văile Prutului şi Bârladului.

III.3.5. PODIŞUL COVURLUIULUI

Apare ca o continuare a dealurilor Fălciului, caracterizat însă prin interfluvii mai largi cu aspect de poduri situate sub 280 m altitudine, acoperite cu depozite loessoide pe care s-au dezvoltat cu precădere soluri de tip cenuşiu.

III.3.6. DEPRESIUNEA ELAN-HORINCEA

Relieful său aminteşte de câmpia Jijiei; se întinde de-a lungul Prutului între localitatea Ghermăneşti şi Oancea.

III.3.7. DEPRESIUNEA HUŞI

De dimensiuni reduse se întinde de asemenea în lungul Prutului. III.3.8. PRISPA PRUTULUI ŞI A SIRETULUI

Flanchează Podişul Central Moldovenesc spre est şi vest şi reprezintă un relief morfosculptural în plină evoluţie alcătuit din suprafeţe structurale cu expoziţie sudică şi cueste.

Resursele termice şi hidrice încadrează Podişul Central Moldovenesc şi o parte din Platforma Tutovei superioară în zona răcoroasă-umedă, iar restul Podişului Bârladului aparţine zonei termic-subumedă. Prima zonă se caracterizează prin temperaturi medii anuale de 8-90C. Resur-sele termice anuale mai mari de 00C variază între 3300-35000C, iar cele hidrice nu depăşesc 600 mm (500-600 mm). Periodic evapotrans-piraţia ajunge să depăşească precipitaţiile cu 50 până la 100 mm/an.

În cea de a doua zonă temperatura medie anuală este cuprinsă între 8-10,50C, valorile mai ridicate (8,5-10,50C) fiind atinse în sudul şi sud-estul regiunii. Resursele termice anuale (∑T>00C) însumează între 3300 şi 39000C. Precipitaţiile variază foarte mult, fiind apreciate la 450-700 mm anual. În acest caz evapotranspiraţia este mult crescută şi ajunge să depăşească frecvent 200 mm (30-230 mm).

72

Deşi regiunea dispune, aşa după cum s-a observat de condiţii pedogenetice relativ variate întrucât cuprinde în arealul său mai multe unităţi geomorfologice, cu toate acestea îi corespund două principale zone pedogeografice, a molisolurilor şi argiluvisolurilor. Ele se întrepătrund intim, încât limita de separaţie devine sinuoasă; argilu-visolurile se menţin în cadrul interfluviilor mai înalte şi în zona molisolurilor, după cum molisolurile se însinuează adânc, mai ales în lungul văilor în zona argiluvisolurilor (Fig. 18).

Fig. 18. Răspândirea solurilor în Podişul Bârladului

73

Învelişul de sol al Podişului Bârladului cuprinde majoritar argi-luvisoluri (46,7%) şi molisoluri (40,9%). Lor li se adaugă în procente mici şi foarte mici solurile neevoluate (11,7%) şi cu totul local unele soluri hidromorfe sau sărăturate în asociaţie cu cele neevoluate.

Argiluvisolurile apar dominante în Podişul Central Moldovenesc şi Platforma Tutovei superioare. Existenţa lor în cuprinsul acestor unităţi de relief se corelează cu depozitele lutoargiloase situate pe cotele cele mai înalte ale terenului. Sunt reprezentate prin soluri brune luvice, cea mai mare parte dintre ele situându-se sub pădure şi luvisoluri albice, acestea din urmă ocupând suprafeţele de teren cel mai puţin drenate şi împădurite. Argiluvisolurile se asociază pe versanţi îndeosebi cu erodisoluri.

Molisolurile, reprezentate mai ales prin soluri cenuşii (39,5%) fac tranziţia către părţile mai joase ale reliefului, devenind dominante în sudul, vestul şi estul podişului (nordul Platformei Tutovei inferioare, Prispa Siretului şi a Prutului, nordul Depresiunii Vaslui, Dealurile Fălciului). Îmbracă atât terenurile plane ale interfluviilor cât şi pe cele în pantă uşoară cu aspect de glacis de versant, constituite la suprafaţă din depozite loessoide sau argile marnoase loessoidizate.

Celelalte molisoluri cum sunt cernoziomurile (carbonatice şi tipice), cernoziomurile cambice şi cernoziomurile argiloiluviale comple-tează pedopeisajul, mai ales în nordul Depresiunii Vasluiului, Elan-Horincea, Huşi, prispele Siretului şi Prutului ca şi în Dealurile Fălciului şi Podişul Covurluiului. Ele s-au format şi evoluat tot pe materiale parentale loessoide în condiţii de pantă structurală sau pe fruntea cuestelor unde se asociază cu erodisoluri sau regosoluri.

Solurile neevoluate reprezentate predominant prin protosoluri şi soluri aluviale sunt caracteristice şesurilor aluviale ale Siretului, Prutului, Bârladului, Tutovei, Vasluiului, Zeletinului etc.

Faţă de solurile menţionate mai sus trebuie precizat că din zonă nu lipsesc unele soluri hidromorfe (lăcovişti) sau halomorfe (soloneţuri, solonceacuri), dar că acestea apar fie pe arii restrânse dificil de reprezentat pe harta 1:1000.000 sau în asociaţie cu alte tipuri.

În ceea ce priveşte potenţialul de producţie al solurilor din Podişul Bârladului, acesta este foarte diferit. Cele mai multe au o bună favorabilitate silvică (solurile brune luvice, luvisolurile albice şi o parte din solurile cenuşii, cele tipice). Cernoziomurile, cernoziomurile cambice şi cele argiloiluviale la care se adaugă solurile cenuşii cambice asigură producţii corespunzătoare mai ales în anii cu precipitaţii îndestulătoare.

74

Textural, solurile dominante prezintă o alcătuire granulometrică mijlocie, mijlocie-grosieră în orizonturile superioare (conţinut de argilă 15-32%) şi mijlocie-fină în cele inferioare (17-39% argilă). Volumul edafic este uneori mare-foarte mare (80-130%), alteori extrem de mare (150%), gradul de tasare de 2-17%, iar permeabilitatea foarte mică-mare (0,3-28 mm/h).

Conţinutul de humus al solurilor se menţine mic (2-4%), pe când reacţia pH se prezintă moderat slab acidă (5,1-5,9) în cazul argiluvi-solurilor şi slab acidă-neutră la molisoluri (6,2-7,2).

Aprovizionarea cu nutrienţi este mai bună doar în cazul moliso-lurilor (N, 0,140-0,265%; P, 10-28 ppm).

Printre factorii ecopedologici care limitează producţia agricolă se numără procesele geomorfologice (versanţii asociaţi cu eroziunea sau pericolul de eroziune de suprafaţă şi adâncime, alunecările de teren), aciditatea asociată cu conţinutul scăzut de nutrienţi, excesul de umiditate prin inundare în anii ploioşi etc.

Principalele probleme de protecţie ecopedologică şi ameliorativă constă în prevenirea procesului de eroziune prin păstrarea ponderii actuale a suprafeţelor împădurite şi reaşezarea folosinţelor pe terenurile cu destinaţie agricolă, dar cu risc ridicat (pante mai mari de 8%), de declanşare a procesului menţionat.

75

IV. PODIŞUL DOBROGEI Dobrogea reprezintă o unitate complexă ca geologie şi relief.

Aceasta a condus la separarea a trei unităţi geosistemice delimitate de două falii importante (Peceneaga-Camena şi Hârşova-Ovidiu) şi anume: Dobrogea de Nord, Dobrogea Centrală şi Dobrogea Sudică (Fig. 19).

Fig. 19. Podişul Dobrogei

IV.1. DOBROGEA DE NORD Reprezintă vestigiile unei vechi catene hercinico-chimerice, redusă

în cea mai mare parte la un relief deluros şi de podiş cu înălţimi absolute, rareori depăşind 350 m. Partea nord vestică a regiunii cores-punde Munţilor Măcinului (300-467 m) cu forme reziduale semeţe

76

(culmi, creste şi versanţi abrupţi) alcătuite din granite, şisturi cristaline, conglomerate şi alte roci paleozoice).

Partea nord-estică (sau zona triasică) prezintă un aspect deluros. Dealurile Niculiţelului (200-350 m) variat fragmentate constituite din gresii şi curgeri de diabaze şi Dealurile Tulcei (80-250 m), din calcare acoperite de o cuvertură groasă de loess alcătuiesc principalele edificii geomorfologice. Acestea din urmă coboară în trepte atât spre est cât şi spre sud către Delta Dunării şi complexul lagunar Razelm.

Compartimentul sudic este ocupat de Podişul Babadagului (100-400 m), cu sectoare deluroase şi de podiş tabular.

În Dobrogea de Nord materialul parental al solurilor este alcătuit în proporţie de 79% din loess şi depozite loessoide, carbonatice a căror grosime este mai mică de 3-5 m în etajele superioare ale reliefului (peste 250 m), dar poate depăşi 25 m pe treptele marginale şi în depre-siunile interioare. O altă parte (17%) este formată din depozite aluvio-deluviale provenite din roci consolidate-compacte. Nisipurile şi depo-zitele fluvio-lacustre au o pondere foarte scăzută (4%).

Sub raport climatic Dobrogea Nordică este situată în zona caldă-secetoasă, caracterizată prin resurse termice ridicate (11,0-11,50C; ∑T>00=3900-42000C), dar prin resurse hidrice deosebit de scăzute (360-500 mm).

În condiţiile prezentate mai sus învelişul pedologic al Dobrogei de Nord este alcătuit din molisoluri (soluri bălane, cernoziomuri şi cernoziomuri cambice, soluri cenuşii), argiluvisoluri (soluri brune argi-loiluviale, soluri brune luvice), dispuse etajat, corespunzător succe-siunii celor trei formaţiuni bioclimatice: stepă, antestepă şi zona forestieră (Fig. 20).

Solurile bălane sunt caracteristice câmpurilor marginale (situate sub 80 m alt. abs.) acoperite cu loess sau depozite nisipoase (Câmpia Dunavăţului).

Cernoziomurile cât şi cernoziomurile cambice ocupă platouri şi poduri largi cu altitudini absolute până la 200 m, acoperite cu depozite groase de loess.

Solurile cenuşii, apar frecvent pe versanţii cu expoziţie sudică ai Dealurilor Niculiţel şi Munţilor Măcin pe loess şi depozite loessoide sub păduri mezo-xerofite de stejar.

Solurile brune argiloiluviale ca şi cele brune luvice sunt caracte-ristice zonelor înalte (> 200 m) ale Munţilor Măcinului şi Dealurilor Niculiţel. Se mai întâlnesc pe versanţii nordici din Podişul Babadagului.

77

Fig. 20. Răspândirea solurilor în Podişul Dobrogei

Pe lângă solurile menţionate mai sus, în Dobrogea de Nord, larg

răspândite mai apar litosolurile (pe roci compacte) şi unele rendzine (Podişul Babadagului), iar pe bordura lacului Razelm sunt prezente unele soluri halomorfe (solonceacuri şi soloneţuri).

IV.2. DOBROGEA CENTRALĂ În poziţie de horst în raport cu unităţile vecine este constituită

din şisturi verzi, acoperite parţial în partea sudică de calcare şi calcare dolomitice jurasice, toate acestea la rândul lor susţinând o cuvertură groasă de loess.

78

Relieful cu altitudini absolute de 100-200 m are un caracter monoclinal, cu văi asimetrice a căror pantă prelungă este expusă spre sud sau vest. Local şisturile verzi apar la suprafaţă formând un fel de creste zimţate, dând peisajului un aspect aparte. Pe seama calcarelor jurasice, cu deosebire la sud de valea Casimcea, se dezvoltă un relief carstic specific.

Clima se menţine caldă-secetoasă păstrând aceleaşi caracteristici ca şi Dobrogea de Nord.

Învelişul de sol al Dobrogei Centrale este dominat de molisoluri, la care se adaugă unele soluri neevoluate. Molisolurile sunt reprezentate prin soluri bălane (31%), cernoziomuri carbonatice (38%), cernozio-muri (10%), cernoziomuri cambice (8%), soluri cenuşii (3%), toate acestea formate pe loess şi depozite loessoide şi rendzine pe calcare (2%). Primele două au cea mai largă răspândire şi s-au dezvoltat sub forma unor fâşii aproape paralele orientate aproximativ nord-sud ce se succed de la vest către est cu lăţimi de 7-25 km. Ele ocupă atât suprafeţe orizontale cu altitudini de 10-150 m, cât şi baza unor versanţi moderat înclinaţi.

Atât solurile bălane cât şi cernoziomurile carbonatice au o reacţie uşor alcalină (7,5-8,3), un conţinut mic de humus (2,0-3,5%) şi o aprovizionare necorespunzătoare cu nutrienţi.

Cernoziomurile şi cernoziomurile cambice, ca şi solurile cenuşii apar pe arii restrânse în bazinul superior al Topologului, Casimcei şi văii Baia.

Solurile neevoluate sunt reprezentate prin litosoluri şi regosoluri, caracteristice versanţilor moderat-puternic înclinaţi şi pe areale neînsemnate psamosoluri şi nisipuri în împrejurimile lacului Sinoe. Protosoluri se întâlnesc în lunca Dunării şi pe Taiţa.

Tot în Dobrogea Centrală în apropiere de mare la periferia vestică a lacului Sinoe pe suprafeţe slab drenate îşi fac apariţia şi solurile halomorfe reprezentate prin solonceacuri şi soloneţuri în cea mai mare parte acoperite cu păşuni de slabă calitate.

IV.3. DOBROGEA DE SUD A funcţionat cel puţin la începutul paleozoicului ca o regiune de

platformă supusă în diferite etape mai multor transgresiuni şi regresiuni marine. Fundamentul său cutat, alcătuit din şisturi cristaline şi masive granitice, este acoperit de un înveliş sedimentar care înclină

79

uşor spre sud sau descrie cute largi caracteristice zonelor de platformă. Seria sedimentară calcare, dolomite, marnocalcare, conglomerate, gresii etc. (aparţinând jurasicului, cretacicului sau sarmaţianului) apare la zi, local pe versanţii văilor acolo unde a fost erodată pătura groasă de loess ce acoperă toată regiunea.

Dobrogea sudică prezintă un relief domol, larg vălurit situat la altitudini cuprinse între 70-150 m, este constituit din suprafeţe struc-turale a căror altitudine scade pe direcţia vest-est. Vestul mai înalt se prezintă puternic fragmentat în interfluvii înguste, pe când partea estică, în care se pot distinge şi o serie de trepte, apare slab fragmentat alcătuit în general din suprafeţe aproape orizontale.

În sudul regiunii este prezent relieful carstic, acoperit în cea mai mare parte cu loess. Este cunoscută aria endoreică Negru Vodă în care netezimea reliefului este întreruptă de o serie de polii larg ramificate.

În condiţiile pedogenetice specifice părţii sudice a Dobrogei rămân dominante tot molisolurile, dar în altă ordine. De la vest spre est, tot sub forma unor fâşii nord-sud de dimensiuni variabile se succed soluri bălane în imediata apropiere a Dunării, cernoziomuri carbonatice şi cernoziomuri în zona centrală şi cernoziomuri cambice asociate cu cernoziomuri mergând spre mare. În partea de sud vest a regiunii predomină cernoziomurile, cernoziomurile carbonatice şi solurile bălane, acestora adăugându-li-se unele soluri cenuşii, ca şi soluri de tip rendzină.

Nu lipsesc solurile neevoluate, cum ar fi regosolurile de pe versanţi şi unele protosoluri din luncile unor afluenţi ai Dunării.

În structura categoriilor de folosinţă a terenurilor din Dobrogea, agricultura continuă să-şi păstreze vechea orientare, extinzându-se însă viticultura, pomicultura şi legumicultura. Solurile formate pe loess posedă însuşiri fizice şi hidrofizice bune; în cea mai mare parte a anului există însă un mare deficit de umiditate în sol din cauza condiţiilor climatice (800-1800 m3/ha la grâu şi între 3000-5000 m3 la porumb. Pentru acoperirea deficitului de apă menţionat se impune reabilitarea tuturor sistemelor de irigaţie din regiune.

80

V. PODIŞUL TRANSILVANIEI Individualitatea geografică a Podişului Transilvaniei constă într-o

asociaţie de coline cu înfăţişări diferite de la nord spre sud, în prezenţa unui şirag de depresiuni circumtransilvane şi a unei serii de culoare şi bazine adiacente cu evoluţii diferite.

Altitudinile mijlocii ale podişului sunt cuprinse între 500-600 m; ele cresc uşor în partea Odorheiului unde ajung la 700-800 m şi descresc continuu către SV la intrarea în culoarul Mureşului. Văile largi ale Mureşului şi ale celor două Someşe despart acest teritoriu deluros în trei diviziuni: Podişul Someşan, Câmpia Transilvaniei şi Podişul Târnavelor.

V.1. PODIŞUL SOMEŞAN Acest podiş reprezintă cel mai extins şi cel mai complex

compartiment din punct de vedere morfostructural al Depresiunii Transilvaniei. El s-a dezvoltat pe o cuvertură de sedimentar dominant monoclinală, eocenă, oligocenă şi miocen-inferioară până la sarmaţian inclusiv, cuprinzând în bază gresii, conglomerate roşii, calcare grosiere, pietrişuri roşietice şi trec spre nord în gresii, marno-calcare cafenii, tufuri şi calcare marnoase albe.

Calcarele grosiere eocene, gresiile oligocene şi tuful miocen de Dej joacă rolul esenţial în ceea ce priveşte relieful, reprezentat prin suprafeţe structurale, cueste, mici sectoare de chei şi microdefilee. Nu lipsesc dolinele şi alunecările monticulare de tip glimee.

În cadrul Podişului Someşan au fost deosebite ca subdiviziuni Podişul Prisnel-Dealul Boiului, Dealurile Ciceului, Dealurile Bobâlnei (Dejului), Dealurile Clujului, Depresiunea Almaj-Agrij, Podişul Huedinului, Dealul Feleacului şi Depresiunea Vlaha-Hăşdate (Fig. 21).

81

Fig. 21. Podişul Someşan

V.1.1. PODIŞUL PRISNEL-DEALUL BOIULUI

Reprezintă o unitate de relief suspendată între culoarul Someşului în sud şi valea Lăpuşului în nord, este modelat în formaţiuni sedimen-tare eocene şi oligocene (calcare, argile, nisipuri, gresii etc.), atinge altitudini de 500-650 m, înclină de la nord spre sud şi apare puternic fragmentat în interfluvii deluroase înguste, asimetrice. La baza abrup-turilor de cuestă se pun în evidenţă trenele de glacis, atât cele vechi, cât şi cele actuale.

V.1.2. DEALURILE CICEULUI

Se dezvoltă spre est în continuarea Podişului Boiului, este un domeniu al formaţiunilor miocene (argile marnoase şi nisipuri în nord, argile, nisipuri, tufuri şi sare în sud) şi cuprinde un nucleu eruptiv sub forma unei culmi NV-SE care reuneşte câteva vârfuri mamelonare situate la peste 700 m altitudine.

Relieful este alcătuit dintr-o serie de interfluvii principale orientate aproximativ nord-sud, puternic fragmentate în culmi deluroase relativ înguste cu versanţi moderat înclinaţi şi afectaţi puternic de alunecări.

82

V.1.3. DEALURILE BOBÂLNEI (DEJULUI)

Sculptate în formaţiuni miocene reprezentate printr-o alternanţă de gresii şi argile marnoase (stratele de Coruş), conglomerate, gresii, argile marnoase (state de Hida), gresii, sare şi tufuri, marne şi tufuri, marne, nisipuri şi pietrişuri sarmaţiene, Dealurile Bobâlnei (540-690 m) se caracterizează prin interfluvii înguste şi puternic ramificate, flancate îndeosebi spre sud şi sud vest de cueste la care se adaugă o serie de bazinete de eroziune adâncite în marne, argile şi nisipuri.

Partea cea mai de vest a acestor dealuri (dealurile Gârboului) constituie un ansamblu deluros mult mai fragmentat, dezvoltat pe seama marnelor, argilelor, nisipurilor şi conglomeratelor slab cimentate.

În teritoriu pot fi observate mai multe linii de cueste şi suprafeţe structurale care coboară în pantă uşoară până în culoarul văilor.

V.1.4. DEALURILE CLUJULUI

Se desfăşoară sub forma unor culmi adesea asimetrice, boltite sau de poduri orientate NV-SE. Altitudinea lor depăşeşte frecvent 600 m, iar cea medie este cuprinsă între 450-550 m. Spre est are aspect colinar şi prezintă câteva nuclee de alunecări monticulare, dispuse în valuri la adăpostul cărora s-au format lacuri de glimee.

V.1.5. PODIŞUL HUEDINULUI

Este alcătuit din Depresiunea Huedin-Călăţele în vest şi Podişul Păniceni-Căpuş în est, acesta din urmă puternic fragmentat. În alcătuirea sa geologică intră aproape întreaga serie a formaţiunilor eocene (argile vărgate inferioare, argile şi calcare), la care se adaugă pe dreapta Crişului Repede depozitele oligocene (argile marnoase, calcare, argile, nisipuri şi gresii) urmate de depozite cuaternare. De reţinut că dintre sedimentele menţionate mai sus calcarele eocene, monoclinale de la sud spre nord, au contribuit la formarea reliefului de ansamblu al celor două subunităţi reprezentat prin platouri structurale, cueste şi bazinete. Relieful de luncă apare bine reprezentat, pe când terasele sunt destul de modest schiţate. Altitudinea absolută a reliefului variază în vest între între 400-500 m şi atinge între 500-600 m în estul regiunii, în scădere spre confluenţa Nadaş-Someşul Mic.

83

V.1.6. DEPRESIUNEA ALMAŞ-AGRIJ

În profil transversal aceasta se prezintă disimetrică. Întreaga depresiune apare sub forma unei reţele de suprafeţe structurale şi cueste. Altitudinea absolută a reliefului variază între 200-650 m.

Sub raport geologic regiunea este alcătuită în bază din gresii, conglomerate roşii, calcare grosiere, pietrişuri roşietice, trecând spre nord în gresii, marno-calcare cafenii şi calcare marnoase albe.

Interfluviul Almaş-Agriş apare ca o culme relativ netedă, puternic fragmentată de afluenţii Almaşului. Pe dreapta Almaşului relieful se particularizează prin întretăierea de culmi înguste cu rare desfăşurări mai largi de suprafeţe de netezire sau structurale etajate.

Cele două văi principale au lunci largi (0,5-1,0 km) şi terase (cel puţin 7). Acestea din urmă se păstrează destul de fragmentate pe stânga celor două văi principale (Agrij şi Almaş), ele începând cu cea de 3-4 m şi încheindu-se cu nivelul de 90-110 m.

V.1.7. DEALUL FELEACULUI

Reprezintă o culme orientată vest-est (pe cca 20 km) în lungul căreia pot fi observate mai multe măguri situate la altitudini cuprinse între 744 m (Dealul Feleacului) şi 825 m (Măgura Sălicii). După toate probabilităţile este constituit din şisturi cristaline acoperite de forma-ţiuni miocene, oligocene şi eocene. Domină în mare parte nisipurile sarmaţiene, urmate de argile, la acestea adăugându-se pe faţa vestică calcare, argile vărgate şi nisipuri.

Versantul estic ca şi cel nordic se prezintă puternic afectat de rupturi şi alunecări. În cadrul acestora pot fi observate mici unităţi lacustre, unele ajunse la stadiul de turbării.

Sudul Dealului Feleac este mai prelung în comparaţie cu cel nordic şi uşor mai drenat de văi permanente şi adâncite destul de accentuat, care la rândul lor au condus la desprinderea din culmea principală a altora secundare, care coboară în altitudine chiar până la valori mai mici de 600 m.

Pe faţa vestică a dealului apar o serie de cueste şi platouri struc-turale, iar în anumite situaţii pot fi observate chiar şi doline.

Dealului Feleac îi este ataşat şi complexul depresionar Vlaha-Hăşdate. Umplutura acestui teritoriu este formată din roci sedimentare reprezentate prin argile vărgate, gresii, calcare, conglomerate şi nisipuri.

Privită în ansamblu depresiunea prezintă un aspect deluros (400-800 m). Cele două văi mai importante, Iara şi Haşdate au sculptat

84

compartimente depresionare bine puse în evidenţă, iar pe unii dintre afluenţii acestora s-au dezvoltat unele bazinete depresionare secundare.

Materialele parentale pe seama cărora s-au format şi evoluat solurile din Podişul Someşan sunt reprezentate prin depozite deluviale (în Dealurile Bobâlnei, Clujului şi Ciceului), depozite deluviale şi argile plus depozite deluviale cu argile, marne şi calcare (în Podişul Huedinului), depozite deluviale cu nisipuri şi luturi (Dealul Feleacului, Depresiunea Almaj-Agriş), depozite deluviale cu luturi şi argile roşii (Dealurile Clujului, Depresiunea Almaj-Agriş, Depresiunea Vlaha-Hăşdate), depozite aluvial-deluviale (terasele Someşului), depozite aluvial-proluviale şi depozite aluviale.

Din punct de vedere climatic, Podişul Someşan, aparţine zonei agroclimatice răcoroasă-umedă, subzona 4, în care temperatura medie anuală este cuprinsă între 7-80C (∑ T> 00= 3100-35000C), iar resursele hidrice relativ ridicate (650-800 m). Cu toate acestea, în regiune se înregistrează şi un oarecare deficit de umiditate (0-50 mm).

În condiţiile pedoclimatice specifice Podişului Someşan în teritoriu s-a format şi s-a dezvoltat o gamă largă de soluri cuprinzând molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, soluri hidromorfe şi soluri neevoluate. Dintre acestea, ponderea cea mai mare o au argiluvi-solurile (Fig. 22).

Molisolurile (21%) sunt reprezentate prin cernoziomuri cambice, soluri cernoziomoide, rendzine şi pseudorendzine. Cu excepţia rendzi-nelor toate celelalte tipuri de sol au o apariţie mai frecventă în sud-estul Dealurilor Clujului şi Bobâlnei, unde pot forma şi asociaţii, din care nu lipsesc cernoziomurile cambice vertice (inclusiv clinogleizate), cernoziomurile cambice şi erodisolurile. Pseudorendzinele se mai întâlnesc şi în Depresiunea Almaj-Agriş.

Rendzinele apar local în vestul Dealurilor Ciceului (Culmea Prisnel) şi pe areale mai extinse în Podişul Huedinului, formarea lor fiind legată de prezenţa calcarelor. Frecvent apar în limitele unor culmi înguste, dar şi în condiţii de versant.

Argiluvisolurile. Acestea sunt solurile cu cea mai mare pondere în Podişul Someşan (65%) şi se referă la solurile brune argiloiluviale molice, solurile brune argiloiluviale tipice, inclusiv slab luvice, solurile brun roşcate luvice, solurile brune luvice, luvisolurile albice ca şi la luvisolurile albice pseudogleizate şi solurile pseudogleice albice. Dintre toate, cele mai răspândite sunt solurile brune luvice, caracteristice culmilor mai largi, dar şi unor suprafeţe structurale.

85

Fig. 22. Repartiţia solurilor în Podişul Someşan

În condiţii de versant sunt afectate de eroziune şi se asociază

frecvent cu erodisoluri şi regosoluri, iar în cazul culmilor relativ plane prezintă fenomenul de pseudogleizare. Se întâlnesc în centrul şi vestul Podişului Bobâlnei, nord vestul Dealurilor Clujului, în Dealurile Ciceului, ca şi în Depresiunea Almaj-Agriş.

Celelalte soluri aparţinând argiluvisolurilor au o apariţie locală, cu excepţia luvisolurilor, care se grupează în partea central-nordică a Dealurilor Bobâlnei şi Depresiunea Almaj-Agriş.

Solurile brun roşcate luvice sunt grupate în sud vestul podişului în Depresiunile Huedin şi Almaj-Agriş, prezenţa lor fiind pusă pe seama argilelor roşcate.

86

Cambisolurile. Spre deosebire de argiluvisoluri, cambisolurile sunt dispersate în tot Podişul Someşan. Ele sunt reprezentate doar prin soluri brune eu-mezobazice şi soluri brune acide şi apar numai în condiţii de versant sau pe interfluvii foarte înguste pe depozite de natură deluvială de la lutoargiloase până la lutonisipoase, mai rar de natură aluvială. Sunt situaţii în care, datorită mai ales reliefului, solurile brune eu-mezobazice se asociază cu cele brune luvice, aşa cum s-a constatat în Podişul Ciceului.

Solurile hidromorfe apar grupate în areale mai compacte în Dealurile Clujului şi Depresiunea Almaj-Agriş, fiind reprezentate numai prin soluri negre clinohidromorfe. Prezenţa lor în regiune se datorează în principal excesului de umiditate provenit din apele de precipitaţii care se scurg din partea superioară a versanţilor în cea inferioară.

Solurile neevoluate sunt reprezentate prin litosoluri, regosoluri şi soluri aluviale. Regosolurile sunt dispersate în toată regiunea, dar o pondere mai mare o au în estul Dealurilor Clujului şi Bobâlnei, în Dealurile Ciceului, ca şi în Depresiunea Almaj-Agriş în condiţii de versant sau pe interfluvii deosebit de înguste. În privinţa litosolurilor, prezenţa lor în regiune se datorează în primul rând tufurilor. Frecvent se asociază cu soluri de tip brun eu-mezobazic. Pe suprafeţe mai întinse se întâlnesc în Dealurile Bobâlnei (Dejului) şi în estul Dealurilor Ciceului.

Solurile aluviale (uneori gleizate) sunt caracteristice reliefului tânăr de luncă unde, uneori, se asociază cu soluri gleice.

Drenajul global al solurilor se prezintă bun-intens pe culmi şi versanţi, bun-moderat pe terase, lunci şi versanţi slab înclinaţi, slab pe terasele Someşului şi local în lunca acestuia.

Podişul Someşan este dominat de soluri cu textură fină (conţinut de argilă 34-50%), cu volum edafic foarte mare (140-150%), moderat tasate (11-17%), capacitate de apă utilă în general mare (80-160 mm/m) şi permeabilitate frecvent mică (0,2-36 mm/h).

Conţinutul de humus al solurilor este în general mic-mijlociu (4-8%) în cazul molisolurilor şi subtipurilor molice ale diverselor tipuri genetice, lăcoviştilor şi solurilor negre clinohidromorfe.

Reacţia solurilor este de regulă slab acidă până la slab alcalină (pH 5,6-8,0), în cazul molisolurilor, solurilor brune argiloiluviale, solurilor negre clinohidromorfe, litosolurilor, regosolurilor şi solurilor aluviale; moderat până la puternic acide apar solurile brune acide şi luvisolurile albice (pH 5,0-5,6).

Cei mai restrictivi factori ecopedologici la folosinţele dominante sunt consideraţi panta asociată cu eroziunea, uneori puternică sau cu

87

pericol de eroziune, aciditatea solurilor, local volumul edafic redus şi pericolul de alunecare pe terenurile cu alternanţe de strate în spaţiul cuestelor.

V.2. CÂMPIA TRANSILVANIEI Situată între cele două Someşuri şi Mureş Câmpia Transilvaniei

prezintă un relief rezultat dintr-o îmbinare strânsă de coline învălurite şi separate prin văi largi mlăştinoase. Relieful monoton se datorează complexului argilo-marnos de vârstă miocenă (Fig. 23).

Fig. 23. Câmpia Transilvaniei

Structura internă a colinelor miocene nu se reflectă geomorfo-

logic, în schimb stratele verzui de tuf dacitic şi apariţiile de izvoare sărate trădează structura interioară.

Culmile sunt croite din acelaşi material impermeabil, uşor de modelat. Altitudinea lor mijlocie variază între 450-500 m; ele cresc spre marginile bazinului unde depăşesc 600 m.

Nu se poate vorbi de o singură orientare a culmilor. Relieful este alcătuit dintr-o serie de cueste cu versantul prelung orientat spre nord şi spre est. Rareori apar pante prelungi cu expoziţie sudică (uneori, spre

88

exemplu, în bazinul Luduşului) şi mai rar, pante prelungi orientate spre vest. De cele mai multe ori aceste pante sunt afectate de alunecări în valuri (sau alunecări consecvente) care ondulează larg suprafaţa terenului. În schimb, pantele scurte, orientate spre S şi V sunt afectate de prăbuşiri şi eroziune puternică, evidenţiind succesiunea de strate caracteristică regiunii: argile, mai rar marne, cu intercalaţii rare de nisipuri, dar cu apariţia frecventă a tufurilor în jurul localităţilor Jucu, Someşeni, Mociu.

Materialul parental al solurilor este constituit, în cea mai mare parte din depozite deluviale cu aspect mai mult sau mai puţin loessoid, predominant argiloase, mai subţiri în partea superioară a pantei şi din ce în ce mai groase spre baza ei.

Din punct de vedere agroclimatic, Câmpia Transilvaniei se situează în zona moderată termic-subumedă caracterizată prin temperaturi medii anuale cuprinse între 7,5-9,50C (∑ T >00=3000-36000C) şi resurse hidrice de 550-700 mm, numai în perioada de vegetaţie înregistrându-se între 350-400 mm. Deficitul de umiditate variază între 10-150 mm.

Condiţiile arătate mai sus explică predominarea în teritoriu a solurilor caracteristice silvostepei ca şi distribuţia geografică a acestora. Învelişul de sol al Câmpiei Transilvaniei cuprinde o gamă foarte largă de soluri aparţinând molisolurilor (23%), argiluvisolurilor (61%), cambisolurilor (11%), solurilor hidromorfe (2%) şi solurilor neevoluate (3%) (Fig. 24). Dintre toate, dominante apar însă molisolurile. Acestea se întâlnesc în jumătatea sudică a câmpiei, unde sunt reprezentate prin cernoziomuri cambice, cernoziomuri argiloiluviale, soluri cernoziomoide şi pseudorendzine.

Fiecare element al formelor de relief prezintă un înveliş de sol. Astfel, culmile foarte înguste se caracterizează prin prezenţa cernozio-murilor cambice, slab-mediu levigate. Pe alocuri (pe vârfurile mai înalte), aşa-numitele „ţiglae”, apar datorită eroziunii şi cernoziomuri tipice.

Tranziţia de la solurile de pe coamă la solurile de pe pantă se realizează foarte repede. De cele mai multe ori se trece aproape brusc pe pantele mai înclinate la regosoluri, care sunt, de altfel, caracteristice pantelor cu expoziţie vestică şi sudică. În schimb pe pantele prelungi se trece aproape tot atât de repede la soluri puternic spălate de carbonaţi, de tip cernoziom argiloiluvial.

Caracteristic pentru cernoziomurile argiloiluviale formate pe „dosuri de deal” apare un anumit exces de umiditate, mai evident pe pantele slab fragmentate şi mai slab exprimat pe pantele mai scurte sau fragmentate şi transformate într-un sistem de cueste mai mici.

89

Pseudorendzinele sunt prezente numai în partea de sud est a câmpiei pe interfluviul Mureş-Comlod, la vest de Reghin, unde s-au format pe argile marnoase.

Începând de la linia Bontida-Suatu-Şincai spre nord vest se ajunge într-o fâşie de tranziţie caracterizată prin asocierea solurilor brune argiloiluviale, inclusiv slab luvice cu soluri cernoziomoide şi soluri negre clinohidromorfe, situate fie la baza pantei, fie pe pantă.

Fig. 24. Repartiţia solurilor în Câmpia Transilvaniei

În regiunea mai fragmentată, care urmează spre nordul fâşiei de

tranziţie sunt caracteristice argiluvisolurile reprezentate prin soluri brune argiloiluviale molice, soluri brune argiloiluviale tipice, inclusiv slab luvice şi pe arii mai extinse prin soluri brune luvice şi luvisoluri

90

albice, inclusiv pseudogleizate ori soluri pseudogleice albice. Dintre toate acestea, cea mai mare răspândire o au solurile brune luvice şi luvisolurile albice. Ele ocupă interfluviile mai largi şi deci, mai bine drenate.

Cambisolurile sunt răspândite pe arii restrânse în condiţiile Câmpiei Transilvaniei. Ele se întâlnesc în limitele unor depresiuni de eroziune cu aspect deluros cum este cazul celei de la sud de Cluj, sub Dealul Feleacului sau pe unele culmi mai înguste din cadrul interflu-viului Comlod-Mureş. Dintre cambisoluri menţionăm solurile brune eu-mezobazice. În anumite condiţii de relief, mai puţin drenat, acestea se asociază cu soluri brune luvice.

Solurile hidromorfe caracterizează relieful cel mai slab drenat de luncă sau de bazinete de recepţie şi sunt reprezentate prin lăcovişti şi soluri negre clinohidromorfe. Acestea din urmă apar cu o frecvenţă mai mare în cuprinsul fâşiei de tranziţie amintită mai sus, fie la baza pantelor, fie în cazul pantelor prelungi, dacă apar izvoare de coastă.

Solurile neevoluate sunt reprezentate prin regosoluri şi soluri aluviale. Eroziunea este foarte intensă în Câmpia Transilvaniei, afectând ambii versanţi ai văilor, astfel încât o mare extensiune capătă regoso-lurile.

Solurile aluviale se întâlnesc pe majoritatea luncilor, dar ocupă suprafeţe mari pe lunca Mureşului.

Câmpia Transilvaniei este dominată de soluri cu textură mijlocie-mijlociu fină (conţinut de argilă 25-45%) cu volum edafic foarte mare (140-150%), moderat tasate, capacitate de apă utilă în genere mare (80-160 mm/m) şi permeabilitate frecventă mică (0,2-3,6 mm/h).

Drenajul se prezintă bun-moderat pe culmi şi versanţi, local imperfect-slab în lunci şi pe unii versanţi cu înclinare slabă.

Conţinutul de humus al majorităţii solurilor este în general ridicat (4-8%), uneori chiar 19-12% şi de tip saturat-neutru. Aceste valori sunt caracteristice molisolurilor, solurilor brune molice, pseudorendzi-nelor, lăcoviştilor şi solurilor negre clinohidromorfe. Cu valori sub 2% apar regosolurile şi unele soluri aluviale. Reacţia solurilor variază în limite foarte largi, dar predomină valorile slab acidă-slab alcalină (pH 6,0-8,0).

Aprovizionarea cu substanţe nutritive este mediocră. Astfel conţinutul de N total variază între 0,07 şi 0,8-0,9%, iar cel de P mobil nu depăşeşte 20 ppm.

Dintre factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante trebuie menţionaţi: eroziunea de suprafaţă şi adâncime în cazul

91

versanţilor cu expoziţie nord-vestică (cuestelor), drenajul, compactarea primară şi secundară, pericolul de inundare prin torenţi, pericol de ridicare a nivelului freatic şi de inundare în lunci.

V.3. PODIŞUL TÂRNAVELOR Aşa cum este delimitat, Podişul Târnavelor s-a format pe sedimente

mio-pliocene şi se prezintă fragmentat în culmi înguste şi foarte lungi pe direcţie dominant est-vest. Sub raport hipsometric s-a apreciat că 50% din suprafaţa sa se găseşte la altitudini situate între 300-500 m, iar 40% între 500-700 m, de unde rezultă o medie frecventă de aproxi-mativ 480 m.

În general, relieful Podişului Târnavelor coboară în trepte de la est către vest, concomitent cu o mai largă desfăşurare a culmilor inter-fluviale. Acestea prezintă ramificaţii ortogonale dispuse simetric şi abrupturi mari.

Deosebirile atât de ordin fizico-geografic, cât şi structural care apar pe direcţia nord-sud a determinat divizarea acestuia în mai multe subunităţi astfel: Dealurile Târnavei Mici, Podişul Hârtibaciului, Podişul Secaşelor, Depresiunea Făgăraşului şi Depresiunea Alba Iulia-Turda (Fig. 25).

Fig. 25. Podişul Târnavelor

92

V.3.1. DEALURILE TÂRNAVEI MICI

Corespund interfluviilor sau cumpenelor de apă Mureş-Târnava Mică şi respectiv Târnava Mică - Târnava Mare. Acestea sunt constituite din sedimente pliocene mai puţin grosiere, în special marne şi nisipuri cutate în domuri de joasă altitudine orientate vest-est. Ca urmare şi relieful de cueste dezvoltat pe flancurile domurilor prezintă aceeaşi orientare generală.

Versanţii văilor au caracter asimetric. Cele sudice au aspect de povârniş cuprinzând o succesiune de cueste, parazitate de materialul prăbuşit sau alunecat. Terasele au o oarecare dezvoltare în special pe stânga văilor.

V.3.2. PODIŞUL HÂRTIBACIULUI

La rândul său prezintă aspect de platou. El este constituit din nisipuri, marne, argile şi gresii de vârstă sarmaţiană în sud şi pontică în nord, prezentând de asemenea structură în domuri. Sunt însă mai slab pronunţate în relief şi au, îndeosebi în nordul văii Hârtibaciului, orientare nord sud. Pe lângă numeroase cueste pot fi observate unele suprafeţe structurale.

V.3.3. PODIŞUL SECAŞELOR

Situat în sud vestul podişului Târnavelor constituie treapta cea mai coborâtă a Podişului Transilvaniei (300-500 m) şi are aspectul unui platou suspendat, cu o suprafaţă uşor vălurită, drenată fiind de Secaş şi afluenţii săi.

V.3.4. DEPRESIUNEA FĂGĂRAŞULUI

Drenată axial de Olt apare asimetrică. Ea coboară uşor în trepte spre deosebire de versantul abrupt ce o limitează în sud, către Podişul Târnavelor. Treapta cea mai înaltă (600-700 m) de la contactul cu Munţii Făgăraş şi Munţii Perşani corespunde unui vechi piemont. A doua treaptă (400-450 m) prezintă aspectul unei câmpii piemontane alcătuită din luturi, argile şi pietrişuri.

În această câmpie Oltul şi-a săpat terase largi şi o luncă largă local cu caracter mlăştinos.

Depresiunii Făgăraşului i-au fost incluse şi depresiunile Sibiului şi Săliştei, ambele având de asemenea, relieful dispus în trepte.

93

V.3.5. DEPRESIUNEA ALBA IULIA-TURDA

Este marcată de valea largă a Mureşului şi corespunde zonei de contact între formaţiunile cretacice ale Munţilor Trascău şi cele miocene ale Depresiunii Transilvaniei.

Relieful colinar al depresiunii (400-900 m) este fragmentat în culmi şi masive deluroase, puternic supuse denudării. Spre valea Mureşului şi Arieşului se atenuează succedându-se câteva nivele de terase până în şesul proluvio-aluvial al celor două râuri.

Materialul parental al solurilor este foarte diversificat, în cele mai frecvente cazuri acesta provenind din alterarea diferitelor roci sedimentare şi metamorfice. Este reprezentat prin eluvii, deluvii, proluvii şi coluvii, la care se adaugă sedimentele recente de natură fluviatilă, eventual fluvio-lacustre.

Textura acestor materiale este foarte variată: de la lutonisipoasă la lutoargiloasă în Dealurile Târnavei Mici, predominant lutoargiloasă în Podişul Secaşelor şi Depresiunea Alba Iulia-Turda şi lutonisipoase în Depresiunea Făgăraş).

Sub raport agroclimatic Podişul Târnavelor aparţine atât zonei moderat termic-subumedă (o bună parte din Dealurile Târnavei Mici, Podişul Secaşelor, din Depresiunea Făgăraş şi din Depresiunea Alba Iulia-Turda), cât şi zonei răcoroasă-umedă (extremitatea estică a Dealurilor Târnavei Mici şi cea mai mare parte din Podişul Hârtibaciului, ca şi sudul Depresiunii Făgăraş).

Prima se caracterizează prin temperaturi medii anuale cuprinse între 7,5-9,5°C (∑ T>0°C=3000-3600°C) şi resurse hidrice de 550-800 mm, deficitul de umiditate prezentând valori de până la 110 mm anual (10-110 mm). În cea de a doua zonă resursele termice sunt mai modeste (6-80C; ∑T>00C=3000-34000C), iar cele hidrice uşor crescute (650-800 m). Evapotranspiraţia în acest caz depăşeşte numai local precipitaţiile.

Diversitatea mare a condiţiilor fizico-geografice principale din Podişul Târnavelor a determinat existenţa unui înveliş pedologic deosebit de variat şi cu diferenţe mari de la o parte la alta a regiunii. În Podişul Târnavelor se întâlnesc molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, soluri hidromorfe şi desigur soluri neevoluate. Pe ansamblul teritoriului domină cu 48% clasa argiluvisolurilor (predominant soluri brune luvice şi luvisoluri albice) urmată cu 21% de clasa molisolurilor (cernoziomuri cambice, cernoziomuri argiloiluviale şi pseudorendzine). O pondere

94

însemnată (15 %) revine, de asemenea, clasei cambisolurilor (îndeosebi soluri brune eu-mezobazice). Cu participări reduse apar solurile neevoluate (regosoluri, soluri erodate, protosoluri şi soluri aluviale). În anumite sectoare ale regiunii învelişul de sol prezintă caractere specifice imprimate de prezenţa solurilor hidromorfe (lăcovişti, soluri gleice, soluri negre clinohidromorfe, soluri pseudogleice) (Fig. 26).

Fig. 26. Răspândirea solurilor în Podişul Târnavelor

95

În teritoriu, diferitele clase de soluri au o distribuţie geografică specifică determinată atât de variaţia factorilor pedogenetici (climă), dar mai ales de factorii locali (relief, pantă, expoziţie, material parental, drenaj, folosinţă).

Argiluvisolurile se corelează cu materialele parentale lutoase-nisipolutoase de natură eluvială de pe suprafeţele de teren cele mai înalte, mai puţin fragmentate şi înclinate şi mai stabile. Termenii cei mai puţin evoluaţi ai solurilor brune argiloiluviale corespund predo-minant suprafeţelor cu folosinţă agricolă şi au o pondere mai însemnată în vestul regiunii (Podişul Târnavei Mici, Podişul Secaşelor) unde au adesea caracter molic şi participă la completarea pedopeisajului alături de molisoluri.

Solurile brune luvice sunt majoritare în tot podişul şi se întâlnesc sub toate folosinţele, dar cu precădere sub vegetaţie naturală şi în general se prezintă pseudogleizate.

Luvisolurile au o pondere cu puţin peste 10%, apar în general pseudogleizate şi uneori asociate cu soluri pseudogleice; ocupă resturi de nivele, glacisuri piemontane şi terase vechi pleistocene. Au o pondere mare în Podişul Hârtibaciului.

Molisolurile din categoria cernoziomurilor argiloiluviale şi pseudorendzinelor formează componenta principala a învelişului de sol din Podişul Secaşelor, Depresiunea Alba-Iulia-Turda şi se mai întâlnesc (pseudorendzinele) în Podişurile Târnavei Mici şi Hârtibaciului. Aproape fără excepţie aceste soluri sunt utilizate în agricultura de câmp.

Cambisolurile apar diseminate în întreaga regiune şi sunt condi-ţionate atât de relief supus eroziunii (culmi înguste, segmente convexe de versant, mameloane) cât şi de relieful de acumulare (glacisuri bazale de alunecare, prăbuşire, coluvionare etc.). Cea mai mare parte a cambisolurilor aparţin solurilor brune eu-mezobazice, dar pe marginea depresiunilor se întâlnesc şi soluri brune acide. Alcătuiesc chiar asociaţii de felul soluri brune eu-mezobazice, soluri brune acide şi soluri brune luvice.

Regosolurile şi erodisolurile reprezintă componenta pedologică importantă în sectoarele afectate de eroziune şi alunecări. Ele ocupă coastele însorite despădurite care apar cu regularitate în tot podişul. Ca urmare a despăduririi, terenurile ocupate de aceste soluri au devenit deosebit de uscate şi calde imprimând pajiştilor pentru care sunt utili-zate un pronunţat caracter de xerofilism.

În general solurile Podişului Târnavelor se caracterizează prin texturi mijlocii-mijlocii fine (conţinut de argilă 24-48%), volum edafic

96

mare-foarte mare (120-150 %), tasare moderată (11-17%), porozitate de aeraţie foarte mică-excesiv de mică (3-10%), capacitate de apă utilă mare (80-150 mm/m) şi permeabilitate frecvent mică (0,2-3,4 mm/h).

Conţinutul de humus al majorităţii solurilor din această regiune este moderat (2-4%) cu excepţia pseudorendzinelor şi a solurilor negre clinohidromorfe.Ele au o reacţie moderat acidă-slab alcalină (pH=5,6-7,8), conţinut de N variat (0,05-0,9%) şi sunt slab aprovizionate cu fosfor (9-15 ppm).

Factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante îi constituie panta asociată cu eroziunea de suprafaţă şi pericolul de eroziune, alunecările de teren frecvente în sectoarele cu eroziune de suprafaţă şi pericolul de eroziune, alunecările de teren frecvente în sectoarele cu cueste şi alternanţe litologice, excesul de umiditate datorită alternanţei depozitelor din substrat şi apariţia izvoarelor de coastă şi local pe culmile mai largi, terase, versanţi slab înclinaţi, excesul de umiditate stagnant la care se adaugă excesul de umiditate freatic din lunci.

97

VI. DEALURILE PIEMONTANE VESTICE

Între masivele care formează Carpaţii Occidentali şi Câmpia de

Vest se interpune o zonă de înălţimi mijlocii cu lăţime variabilă cunoscută sub denumirea de Dealurile vestice sau Piemonturile vestice. Acestea formează o fâşie aproape continuă între Someş în nord şi Dunăre în sud.

Dens fragmentate, dealurile vestice se menţin la altitudini de 200-600 m, mai înalte în partea centrală a Munţilor Apuseni şi mai coborâte în sudul şi nordul acestora.

Diferenţierile de ordin fizico-geografic au impus divizarea acestor dealuri în două mari subunităţi: la nord de Mureş, Dealurile Crişanei. Acestea cuprind dealurile Băii Mari-Chioar, Podişul Silvaniei, Dealurile Oradiei, Dealurile Beiuşului, Dealurile Zarandului şi Momei, iar la sud de Mureş, Dealurile Banatului (Fig. 28).

VI.1. DEALURILE CRIŞANEI VI.1.1. DEALURILE BĂII MARI-CHIOAR

Depresiunea Baia Mare are o altitudine medie de 200 m şi prezintă un relief colinar variat în care se disting trei trepte sau subunităţi morfologice, de glacisuri şi piemonturi la contactul cu unităţile limitrofe, terase şi lunci largi.

La est se învecinează cu depresiunea Copalnic, înaltă şi vălurită, reprezentând un ansamblu de culmi teşite (300-500 m) despărţite de văile largi ale Copalnicului, Bloajei şi Berintei. Este constituită din formaţiuni sedimentare oligocene şi mio-pliocene.

Spre sud şi sud est Depresiunea Baia Mare este închisă de Dealurile Chioarului, mai înalte în partea lor vestică deoarece cuprinde masivele Preluca (600-800 m) şi Priseaca (600-626 m) între care se afla dealurile Bârsăului mai joase în est, unde sunt considerate o arie depresionară cu aspect deluros.

VI.1.2. PODIŞUL ŞI DEPRESIUNEA SILVANIEI

98

Cuprinse între culmile cristaline ale Mezeşului şi Plopişului acestea se caracterizează prin altitudini joase (150-400 m) şi energie de relief redusă (60-150 m). Faţă de nivelul general al dealurilor domoale se etajează prin forma lor rotunjită câteva măguri cristaline cum sunt Şimleului (569 m), Chilioarei (347 m) şi Codrului (579 m). Între aceste măguri se desfăşoară largi depresiuni colinare alungite după râurile care străbat regiunea.

Ca urmare, morfologia de ansamblu se înfăţişează ca o alternanţă de culmi deluroase şi culoare largi de vale, întrerupte, uneori, de măgurile de substrat mai rezistent. La contactul cu munţii se întind prispe piemontane, tăpşane de acumulare, glacisuri şi bazine de eroziune sculptate la ieşirea râurilor din munte.

La nivelul bazinelor hidrografice din cadrul Dealurilor Silvaniei se individualizează bazine de eroziune, unele lărgite şi reunite prin înşeuări şi curmături în arii mai extinse cu trăsături de depresiune cum sunt cele ale Şimleului, Zalăului şi Depresiunea Sălajului, fiecare constituind asociere de dealuri şi lărgiri de eroziune.

VI.1.3. DEALURILE ORADEI

Prelungesc spre vest cele trei ramificaţii montane (Plopiş, Pădurea Craiului, Codrul Momei şi Zarandului). Ele au altitudini de 250-450 m.

Dealurile Plopişului situate între Barcău şi Crişul Repede apar subdivizate în Dealurile Barcăului şi Dealurile Oradei. Acestea sunt formate dintr-un relief de culmi, slab drenate, prelungi, separate de văi largi, cu lunci şi terase joase, care, uneori, au aspect de depresiuni.

VI.1.4. DEALURILE PĂDUREA CRAIULUI

Au un aspect colinar şi se desfăşoară sub forma unui întins nivel piemontan. Ele se suprapun în cea mai mare parte sedimentarului din bazinul Beiuşului constituit din tortonian (gresii, conglomerate, calcare), sarmaţian (calcare, conglo-merate, marne), ponţian (marne) şi dacian-levantin (nisipuri gălbui). Frecvent, aceste formaţiuni au în partea superioară o cuvertură de pietrişuri fluviatile.

Dealurile au o desfăşurare asimetrică, fiind dezvoltate cu precădere pe dreapta Crişului Negru. Forma lor actuală este de spinări largi care înclină către vest.

VI.1.5. DEALURILE MOMEI ŞI ZARANDULUI

99

Se dezvoltă în interiorul depresiunilor. Formate din depozite mio-pliocene, ele urmăresc de fapt laturile interioare ale Munţilor Codru Moma şi munţilor Zarand. Pe dreapta Crişului Alb se individualizează Dealurile Codrului şi Momei cu aspect de platou (350-400 m) frag-mentate puternic de afluenţii acestuia într-o serie de culmi secundare (200-400 m), între care se dezvoltă mici bazinete, culoare depresionare. În nord şi vestul munţilor Zarand se desfăşoară Dealurile Cuiedului şi Cigherului în interiorul cărora s-a format depresiunea de eroziune a Cigherului.

Cea mai mare parte a materialului parental de formare a solurilor caracteristice dealurilor vestice ale Crişanei este de natură deluvio-proluvială, lutoase-lutoargiloase având în bază argile, argile marnoase, marne, luturi, local pietrişuri, iar pe văi de natură aluvială cu textură variată.

În alcătuirea învelişului de sol al ecoregiunii ponderea cea mai mare din suprafaţă o deţine clasa argiluvisolurilor (62%), urmată de cea a cambisolurilor (24%) şi a solurilor neevoluate (10%). Cu pondere mai mică apar în învelişul de sol şi unele molisoluri (2%) şi soluri hidromorfe (2%) (Fig. 27).

Aşa cum s-a arătat în Dealurile Crişanei caracteristicile reliefului şi materialelor parentale sunt foarte variate atât în zona dealurilor cât şi în depresiunile pe care le închide.

Cea mai mare răspândire în cadrul dealurilor o au solurile brune luvice (frecvent pseudogleizate) şi asociaţia constituită din soluri brune luvice şi luvisoluri albice pseudogleizate, local cu soluri brune eu-mezobazice care ocupă relieful culmilor înguste. Pe versanţi se întâlnesc frecvent soluri brune eu-mezobazice şi soluri brune luvice erodate în diferite grade. Toate aceste soluri sunt dezvoltate pe materiale parentale cu textură mijlocie-fină.

Pe terase sau interfluvii deluroase plane, orizontale cu drenaj global imperfect şi materiale parentale cu textură fină (lutoargiloasă-argiloasă), predomină asociaţia de luvisoluri albice pseudogleizate şi soluri pseudogleice sau asociaţia de planosoluri cu luvisoluri albice.

Cambisolurile sunt reprezentate printr-o gamă largă de soluri brune eu-mezobazice, soluri brune acide şi terra rossa. Acestea carac-terizează culmile înguste şi versanţi de curând intraţi într-o fază de echilibru pedogeomorfologic. Pe măgurile alcătuite din granite şi/sau calcare apare asociaţia de soluri brune eu-mezobazice, soluri brune acide, soluri brune luvice, local luvisoluri albice sau rendzine şi litosoluri rendzinice.

100

Fig. 27. Răspândirea solurilor în Dealurile Băii Mari,

Silvaniei şi Crişanei

101

Solurile hidromorfe sunt larg reprezentate mai ales prin asociaţia constituită din soluri clinohidromorfe, soluri cernoziomoide, vertisoluri şi soluri brune argiloiluviale molice. Acestea apar în dealurile şi Depresiunea Silvaniei unde li se adaugă pseudorendzine formate în areale de apariţie a argilelor marnoase sau marnelor.

Din regiunea Dealurilor Crişanei nu lipsesc solurile neevoluate de tip litosol şi regosol şi aceasta ca urmare a structurilor geologice puternic pluviodenudate în condiţii de versant.

În lungul celor mai multe văi din regiune, dar cu o pondere mai mare în albiile majore larg dezvoltate ale Someşului şi celor trei Crişuri apar soluri tinere cuprinzând protosoluri şi soluri aluviale frecvent gleizate.

Cea mai mare parte din solurile Dealurilor Crişane prezintă o textură mijlocie (lutonisipoasă-lutoasă) în orizontul superior (16-31% argilă sub 0,002 mm) şi mijlociu fină în cel inferior (38-54% argilă sub 0,002 mm), volum edafic mare (100%), sunt moderat tasate (grad de tasare 11-17%), au o porozitate de aeraţie foarte mică, mică-excesiv de mică (3-11%), capacitate de apă utilă mijlocie-mare (130-230 mm/m) şi permeabilitate foarte mică-excesiv de mică (0,2-3,6 mm/h).

Cu unele excepţii solurile Dealurilor Vestice se caracterizează printr-un conţinut de humus mic-mijlociu (2,0-4,5%), ocazional mare (10-12%) în cazul solurilor hidromorfe. Corespunzător, conţinutul de N total variază de la mic la mare (0,1-0,6%), în timp ce P total relevă conţinuturi între 0,06-0,2%, mai rar 0,3% (cambisoluri şi soluri hidro-morfe). Local solurile aluviale, cât şi cele hidromorfe prezintă carbonaţi de calciu în profilul de sol.

Reacţia solurilor variază, de regulă, de la puternic acidă la slab acidă (4,5-5,6), ajungând neutră (7,9-8,2), la unele argiluvisoluri, cambisoluri şi soluri hidromorfe. Gradul de saturaţie în baze (V%) arată că solurile se înscriu de la oligobazice la eubazice (25-90%).

Principalii factori ecologici restrictivi la folosinţele dominante se referă la versanţi cu pante destul de accentuate, la eroziunea de suprafaţă şi adâncime, local alunecări, la excesul de umiditate stagnant caracte-ristic teraselor din spaţiul depresionar, cât şi la textura fină a unor soluri.

VI.2. DEALURILE BANATULUI Mai puţin extinse Dealurile Banatului au de asemenea caracter

piemontan atât prin poziţie, cât şi prin structura depozitelor (cuvertura de pietrişuri pliocene şi argile pleistocene se păstrează pe majoritatea

102

interfluviilor). Fac parte Dealurile Lipovei şi Dealurile Banatului sudic (Dealurile Lugojului, Dealurile Pogănişului, Dealurile Dognecei şi Dealurile Oraviţei) (Fig. 28).

Fig. 28. Dealurile Banatului

VI.2.1. DEALURILE LIPOVEI

Intrate în literatura de specialitate şi sub denumirea de Piemontul Lipovei, acestea sunt bine definite, prezentându-se ca unitatea cu cea mai mare extindere în suprafaţă dintre toate dealurile piemontane bănăţene. Sectorul lor cel mai extins începe în golful Begheiului şi coboară în plan domol (1,5 m/km) până la Lipova. Astfel, în est ating între 350-480 m, în partea centrală în jur de 300 m, iar în vest (unde se termină printr-un povârniş de 40-50 m), circa 180-200 m. Energia de relief nu depăşeşte decât rar 100 m.

În cuprinsul dealurilor piemontane ale Lipovei se deosebesc câteva suprafeţe de nivelare. Cel superior 280-360 m înclinat uşor către sud apare ca nod orohidrografic departajând apele Bega, Timiş şi Mureş. Celelalte nivele (3) prezintă o înclinare mai slabă în aceeaşi direcţie şi sunt mai puternic fragmentate de o serie de afluenţi ai văii Bega, care în majoritatea lor se caracterizează prin lunci largi ce pot atinge sau depăşi 1 km.

103

Sub raport morfologic, interfluviile care alcătuiesc mai ales primele două nivele au aspect de spinări uşor boltite, pe când suprafaţa de nivelare cea mai nouă dezvoltată în sud vestul regiunii este reprezen-tată prin interfluvii mai largi.

Pe latura mureşeană a regiunii se conturează patru nivele de terasă dezvoltate în cea mai mare parte pe faciesuri piemontane.

VI.2.2. DEALURILE BANATULUI SUDIC

Se despart în mai multe compartimente întrerupte de văile mari cu obârşiile în Semenic şi Poiana Ruscă. Astfel, între Bega şi Timiş se desfăşoară Dealurile Lugojului, între Timiş şi Pogăniş se conturează Dealurile Pogănişului (Dealurile Sacoş-Zăgujeni), între Pogăniş şi Caraş sunt dezvoltate Dealurile Dognecei şi destul de restrânse între Caraş şi Nera, Dealurile Oraviţei.

VI.2.2.1. DEALURILE LUGOJULUI Flanchează Masivul Poiana Ruscă, în partea de nord vest având o

largă dezvoltare între văile Bega şi Timiş. Sunt formate din roci pano-niene (pietrişuri, nisipuri şi argile) care stau pe un fundament de cristalin. O serie de afluenţi de pe stânga râului Bega au desecat puternic cuvertura formaţiunilor panoniene, ceea ce a dus la compartimente deluroase distincte, imperfect drenate situate la altitudini cuprinse între 200-400 m altitudine absolută.

VI.2.2.2. DEALURILE POGĂNIŞULUI Se întind pe direcţia NV-SE, sunt de altitudine joasă (200-300 m)

şi sunt constituite din culmi largi cu aspect de poduri despărţite de văi evoluate adânc fragmentate. Pe poale, toate aceste dealuri sunt acoperite de depozite lutoase-lutoargi-loase de natură deluvială. Între valea Pogănişului (largă de mai mulţi kilometri la nivelul luncii) şi valea Bârzavei dealurile se reduc la câteva culmi divergente care se pierd uşor, în câmpia de terase.

VI.2.2.3. DEALURILE DOGNECEI Alcătuite ca şi precedentele din roci uşor friabile (marne, nisipuri

şi pietrişuri acoperite la partea superioară cu materiale mai fine) au înălţimi de 190-200 m şi înclină uşor spre vest şi sud. O serie de văi largi de câteva sute de metri radiază din punctul Doclin şi separă culmi largi, relativ plane, imperfect drenate.

104

VI.2.2.4. DEALURILE ORAVIŢEI Reprezintă cel mai sudic sector al Piemonturilor colinare Bănăţene.

Acestea sunt alcătuite din formaţiuni miocene, ca şi din roci mai dure (gresii, calcare, dacite) ale munceilor Aninei. Se prezintă sub forma unor culmi scurte, cu înălţimi cuprinse între 140-300 m, răsfirate divergent printre afluenţii de pe stânga Caraşului.

Din prezentarea celor de mai sus rezultă că cea mai mare parte a Dealurilor vestice sunt acoperite la suprafaţă cu sedimente fine lutoar-giloase-argiloase care, de fapt, constituie materialul parental de bază a cel puţin 70% din învelişul de sol al acestor dealuri.

Fiind situate în zona forestieră ca şi Dealurile din nordul Mureşului învelişul de sol al Dealurilor Banatului este relativ puţin variat. În general predomină, argiluvisolurile, îndeosebi cele luvice şi pseudogleizate, luvisolurile albice pseudogleizate şi planosolurile (53%), la care se adaugă cu răspândire locală unele soluri brune acide şi andosoluri (18%), inclusiv soluri hidromorfe de tip gleic şi lăcovişti (4%). Nu lipsesc din regiune solurile neevoluate cum sunt regosolurile şi erodisolurile caracteristice versanţilor supuşi eroziunii, cât şi proto-solurile şi solurile aluviale (21%) (Fig. 29).

Participarea cea mai mare o au însă solurile brune luvice şi aso-ciaţia de luvisoluri albice şi soluri brune luvice, local pseudogleizate. În Dealurile Lipovei se observă o succesiune zonală destul de clară; de la sud vest spre nord est paralel cu schimbarea reliefului se dezvoltă succesiv solurile brune argiloiluviale pe primul nivel piemontan, soluri brune luvice pseudogleizate pe al doilea nivel, iar luvisolurile albice pseudogleizate pe nivelul cel mai înalt.

Continuitatea răspândirii solurilor zonale este întreruptă îndeosebi de văile care fragmentează regiunea, de-a lungul cărora apar soluri aluviale şi regosoluri pe versanţi asociate cu erodisoluri.

În Dealurile Banatului sudic apar pe arii extinse, de asemenea, soluri brune luvice, iar în cele ale Lugojului predomină asociaţia de luvisoluri albice şi soluri brune luvice moderat-puternic pseudogleizate. Ca urmare a slabei înclinări în Dealurile Dognecei sunt prezente inclusiv planosolurile, aşa cum, de exemplu, din Dealurile Oraviţei nu lipsesc vertisolurile şi chiar lăcoviştile. Pe versanţii mai puternic înclinaţi ai principalelor văi (Caraş, Pogăniş) îşi fac apariţia şi erodisolurile aşa cum în zona Nerei sunt prezente litosolurile.

105

Fig. 29. Răspândirea solurilor în Dealurile Banatului

Solurile neevoluate mai sunt reprezentate în teritoriu prin

protosoluri şi soluri aluviale, acestea fiind caracteristice, de asemenea, luncilor largi ale Timişului, Begăi, Pogănişului, Moraviţei şi luncii Caraşului.

106

Cele mai multe dintre soluri sunt diferenţiate textural, cu textură mijlocie în orizontul superior şi fină în cel inferior (16-31% şi respectiv 34-55% argilă), au volum edafic mare-foarte mare (100-150%), poro-zitate de aeraţie mică-foarte mică (între 6-10%), sunt slab-moderat tasate (7-17%) şi prezintă o permeabilitate, cu unele excepţii, mică-excesiv de mică (0,2-3,6 mm/h). Se înscriu predominant cu un conţinut mic-mijlociu de humus (2,0-4,5%); uneori mare (10-12%), un conţinut mic mare de N total (0,1-0,6%), iar cel de P total de la 0,06 la 0,18%.

Reacţia solurilor variază în gama de la puternic acid la neutru (pH 4,9-7,2). Cu excepţia unor vertisoluri capacitatea de schimb cationic (T) are valori mici până la mari (12-50 me/100 g sol) şi corespunzător, gradul de saturaţie în baze (V) variază de regulă de la oligomezobazic la eubazic (50-90%), existând însă şi unele soluri (luvisoluri albice), oligobazice în orizontul superior (22-25%).

Dintre factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante sunt de menţionat, excesul de umiditate stagnant pe interfluviile mai largi, eroziunea de suprafaţă asociată local cu alunecări pe versanţi, aprovizionarea slabă cu nutrienţi, cât şi inundaţiile periodice în unele sectoare de luncă.

107

VII. PODIŞUL GETIC Constituie o unitate geomorfologică cu variaţii importante ale

reliefului de la suprafeţe plane, slab fragmentate până la teritorii moderat accidentate, cu fragmentare puternică. Ţinând seama de aceste parti-cularităţi geomorfologice s-au deosebit două unităţi geosistemice principale despărţite de Olt şi anume Piemontul Getic de vest şi Piemontul Getic de est (Fig. 30).

Fig. 30. Regiunile pedogeografice ale Podişului Getic

VII.1. PIEMONTUL GETIC DE VEST În suprafaţă de 768.050 ha (66,3%) se caracterizează printr-un

relief moderat şi puternic fragmentat cu altitudini absolute cuprinse între 734 m în nord şi 200 m în sud, cu pante generale de 5(8)-20(30)% cuprinzând ca subdiviziuni Dealurile piemontane ale Motrului, Piemontul Bălăciţei, Dealurile piemontane ale Oraviţei, Dealurile piemontane ale Olteţului şi Piemontul Olteţului.

108

VII.2. PIEMONTUL GETIC DE EST Mai puţin extins (390.000 ha, 33,7%) se caracterizează printr-un

relief în general plan, 20% din suprafaţa sa prezentându-se foarte slab şi slab fragmentată, iar restul moderat-puternic fragmentată. Principalele sale subdiviziuni le reprezintă Piemontul Cândeşti, Gruiurile Argeşului şi Piemontul Cotmeana.

Aspectul major al acestor subdiviziuni, cu excepţia Gruiurilor Argeşului, este acela al unor câmpii piemontane înălţate din ce în ce mai mult către munte. Marginea lor nordică se remarcă prin cote ce depăşesc 600 m (vârful Ţapa 618,6 m; vârful Perilor 734 m), iar spre sud nu coboară sub 200 m.

Formaţiunile geologice care iau parte la alcătuirea Piemontului Getic aparţin fazei precuaternare de subsidenţă marină şi lacustră şi fazei cuaternare, semilacustre şi continentală. Aceasta din urmă deşi foarte scurtă în raport cu faza anterioară este mult mai importantă atât prin precizarea principalelor etape privind evoluţia morfogenetică a piemontului, în urmărirea apariţiei şi devenirii componentelor geografice, cât şi în privinţa materialelor parentale de sol. Cea mai mare parte din învelişul de sol al acestei unităţi geosistemice s-a format şi evoluat pe sedimente argiloase gălbui de vârstă pleistocen mediu, a căror grosime variază între 3 şi 6 m, sub care urmează stratele de Cândeşti datate pleistocen inferior-villafranchian, un complex psamo-pelitic predominant nisipos, cu lentile de pietrişuri mărunte şi lentile subţiri de argile şi marne argiloase.

Sub raport climatic Piemontul Getic este situat în limitele zonelor agroclimatice moderată termic-subumedă şi răcoroasă umedă caracte-rizată prin temperaturi medii anuale de 8,0-10,50C (regim termic de tip mezic, relativ favorabil dezvoltării plantelor de cultură) şi precipitaţii (600-800 mm) de tip udic în care evapotranspiraţia nu depăşeşte canti-tatea de precipitaţii anuale. Cu toate acestea în perioada august-septembrie se constată un deficit de apă în sol, care este mult mai accentuat la contactul cu câmpia.

În Piemontul Getic de vest predomină argiluvisolurile (31%) reprezentate îndeosebi prin soluri brune luvice şi luvisoluri albice, prin cambisoluri (30%) de tip brun eu-mezobazic şi brun acid, soluri neevoluate ca de exemplu regosoluri (15%), soluri aluviale (13%) şi vertisoluri (10%). Local se mai întâlnesc soluri brune argiloiluviale (0,3%), soluri brun roşcate (0,8%), lăcovişti, soluri gleice, soluri

109

pseudogleice şi chiar soluri negre clinohidromorfe. Este de semnalat marea extindere a proceselor de eroziune, care afectează cca 44% din suprafaţa Piemontului Getic de vest ca şi prezenţa excesului de umiditate de suprafaţă (7%) (Fig. 31).

Fig. 31. Răspândirea solurilor în Podişul Getic

În compartimentul estic al Piemontului Getic dominante apar

argiluvisolurile (4,2%) de tip brun luvic şi luvisoluri albice, în cea mai mare parte intens pseudogleizate, solurile hidromorfe (25%) reprezen-tate prin soluri pseudogleice, solurile neevoluate (19%) cuprinzând regosoluri şi soluri aluviale la care se adaugă vertisolurile întâlnite doar la extremitatea sudică a Piemontului Cotmeana.

Dacă pentru partea vestică a piemontului în zona dealurilor piemontane sunt specifice procesele de eroziune (44%), în partea estică predomină fenomenul de stagnare a apei în partea superioară a profi-lului de sol datorită permeabilităţii reduse (45%).

110

Factorii limitativi ai producţiei agricole sunt diferiţi de la o unitate la alta. Cea mai mare extindere o au procesele de eroziune şi de exces de umiditate de suprafaţă. La acestea se pot adăuga local deficit de umiditate (în sud), umezire freatică, aciditatea înaintată a celor mai multe dintre soluri, rezervă de humus mică, aprovizionare slabă cu nutrienţi, rezervă de apă moderată etc.

Creşterea potenţialului de fertilitate a solurilor presupune ca principale cerinţe de amenajare şi ameliorare, prevenirea şi combaterea eroziunii solurilor, culturi amelioratoare şi culturi în benzi pe versanţi, prevenirea stagnării apei la suprafaţa solului, afânare pe solurile cu textură fină, arături în condiţii optime de umiditate, fertilizare cu îngrăşăminte organice şi minerale, local combaterea excesului de umi-ditate pe suprafeţele de teren în pantă, amendare calcică, prevenirea ridicării nivelului freatic şi coborârea lui pe arealele foarte slab drenate, lucrări de îndiguire şi amenajarea torenţilor.

111

VIII. PODIŞUL MEHEDINŢI Bine individualizat Podişul Mehedinţi se înscrie ca treaptă

intermediară între Munţii Mehedinţi şi Piemontul Motrului, de care este despărţit prin ulucul depresionar Drobeta-Baia. Contactul cu munţii, care-l domină cu 400-500 m spre vest este bine marcat de un povârniş sculptat în genere în calcare, iar spre ulucul depresionar din est se termină printr-un abrupt de 150-200 m.

Podişul Mehedinţi este apropiat de munţi atât prin rocă şi structură (cea mai mare parte a sa corespunde „pânzei getice” alcătuită din roci metamorfice-micaşisturi, gnaise, cuarţite, venite dinspre vest, peste sedimentarul mezozoicul inferior şi mijlociu), cât şi prin evoluţia reliefului. În general se caracterizează prin suprafeţe netede, uneori perfect orizontale, ori slab vălurite, din care se ridică spinări domoale sau creste semeţe, care se aliniază de la nord est către sud vest. Altitu-dini de 686-718 m sunt atinse în sectorul din vest şi sud vest al podişului, de 400-420 m în limitele depresiunilor Bahna şi Baia de Aramă-Cireşu şi de 600-723 m în partea sa estică (Fig. 32). Trăsătura esenţială a părţii estice a podişului este dată de contrastul izbitor dintre culmile netede sau uşor ondulate şi povârnişurile repezi ale văilor adânci şi înguste, care despart podurile.

Relieful carstic este prezent în regiune prin aşa-zisele „cornete” constituind martori de eroziune, care domină împrejurimile cu şesuri întinse, sculptate, în parte tot în calcar. Acestora li se adaugă „luncile”, şesurile aluviale întinse de-a lungul văilor Coşuştei şi Topolniţa cu înfăţişarea unor mici, dar veritabile „polii”.

O formă carstică, deosebită prin dimensiunile sale o reprezintă podul natural de la Ponoare în care pot fi observate numeroase doline înşirate de-a lungul unor văi seci şi foarte multe peşteri.

Clima Podişului Mehedinţi prezintă un caracter relativ blând, ca urmare a influenţelor submediteraneene.

Media anuală a temperaturii aerului este de 11,70C la Drobeta Turnu Severin şi cu 20C mai mică Baia de Aramă.

112

Fig. 32. Podişul Mehedinţi

Precipitaţiile sunt bogate, menţinându-se ridicate deseori şi în

perioada caldă a anului (674 mm la Drobeta şi peste 900 mm la Baia de Aramă).

Materialul parental al solurilor rezultat în urma dezagregării şisturilor cristaline, gresiilor, conglomeratelor, cât şi a calcarelor se carac-terizează printr-o textură variată: lutonisipoasă, lutonisipoasă-lutoasă şi chiar lutoargiloasă (pe calcare).

În condiţiile şi procesele pedogenetice specifice acestei regiuni geografice s-au format argiluvisoluri, cambisoluri, soluri hidromorfe, la care se adaugă unele soluri neevoluate cum sunt litosolurile, regoso-lurile, protosolurile şi solurile aluviale. Dintre acestea însă cea mai mare răspândire o au cambisolurile, reprezentate îndeosebi prin soluri brun acide, terra rossa, cât şi prin soluri brune eu-mezobazice (70%) (Fig. 33).

Solurile brune acide sunt specifice atât dealurilor Moiseşti-Mălărişca, cât şi regiunii din sudul Depresiunilor Bahna, Baia de Aramă-Cireşu ce corespunde Podişurilor Nevăţ-Chiciora şi Dealul Mare-Dâlma. Ele apar ca unităţi propriu-zise caracterizând culmile mai înguste şi bine drenate, asociate cu soluri brune argiloiluviale tipice holoacide în limitele culmilor mai largi şi cu litosoluri sau cu soluri brune eu-mezo-bazice şi litosoluri pe majoritatea versanţilor. Toate aceste soluri s-au format pe materiale parentale lutonisipoase rezultate din dezagregarea şisturilor cristaline.

113

Fig. 33. Răspândirea solurilor în Podişul Mehedinţi

Argiluvisolurile cuprind soluri de tip brun argiloiluvial, inclusiv

slab luvice, soluri brune luvice şi chiar termenul cel mai evoluat al acestora reprezentat prin luvisoluri albice. Toate acestea se întâlnesc pe arii mai extinse în sud vestul podişului, dar şi în imediata apropiere a peisajelor calcaroase cu soluri roşii (terra rossa). De regulă, corespund unor culmi mai largi imperfect drenate sau chiar unor suprafeţe plane.

Prezenţa solurilor roşii este legată desigur numai de relieful carstic din partea centrală a podişului, prezent prin acei martori de eroziune (cornete) şi poduri cu numeroase doline.

O mare răspândire în teritoriu o au şi solurile neevoluate, dintre care pe arii mai extinse apar regosolurile.

În ceea ce priveşte litosolurile, acestea acoperă suprafeţe mici pe versanţi, dar frecvent se asociază cu solurile brun acide. Protosolurile, cât şi solurile aluviale se întâlnesc doar în lunca Dunării sub forma unei fâşii înguste, dar şi pe luncile afluenţilor acesteia cum sunt Coşuştea.

114

IX. SUBCARPAŢII

Prin poziţie, geneză, relief şi cadrul biopedoclimatic Subcarpaţii

alcătuiesc o unitate geografică de tranziţie între Carpaţi şi regiunile extracarpatice. Au fost deosebite trei mari subunităţi: Subcarpaţii Moldovei, Subcarpaţii de Curbură şi Subcarpaţii Getici.

IX.1. SUBCARPAŢII MOLDOVEI Situaţi în partea de est a Carpaţilor Orientali între culoarele

Moldovei, Siretului şi Trotuşului, Subcarpaţii Moldovei sunt constituiţi din roci sedimentare de tipul marnelor, argilelor şi gresiilor cu grosimi diferite care le imprimă o oarecare simplitate orografică.

Structural sunt formaţi din trei diviziuni principale. Dealurile se dispun oblic pe munte şi se reunesc în două mari culmi (formate mai ales din conglomerate): Pleşu (911 m) şi Pietricica (740 m). Dealurile Pleşu-Corni-Marginea-Runcu includ depresiunile Neamţ şi Cracău-Bistriţa, toate aceste trei unităţi formând Subcarpaţii Neamţului. La sudul lor se conturează Subcarpaţii Tazlăului, ce reunesc Depresiunea Tazlău-Caşin şi culmea Pietricica.

Culoarul Moldova-Siret ar putea fi considerat ca formând o altă unitate regională a Subcarpaţilor Moldovei (Fig. 34).

În general Subcarpaţii Moldovei aşa cum au fost prezentaţi mai sus se caracterizează printr-un relief deluros cu structură cutată, a căror altitudine variază între 500-911 m, cu versanţi neuniformi, frecvent afectaţi de procese de eroziune şi alunecări. Depresiunile au fie aspect colinar, fie aspect de câmpie cu terase întinse ce coboară către luncile râurilor ce le străbat.

Materialul parental al solurilor este constituit pe culmi şi versanţi din depozite eluvio-deluviale şi coluviale cu textură variată, rezultate din alterarea substratului (nisipuri, argile, argile marnoase, marne, gresii şi conglomerate), pe terase din depozite aluviale cu textură variată şi depozite loessoide, iar în lunci din sedimente fluviatile recente cu textură variată.

115

Fig. 34. Subcarpaţii Moldovei

Sub raport climatic Subcarpaţii Moldovei sunt situaţi în cea mai

mare parte în zona răcoroasă-umedă, excepţie făcând culoarul Siretului care aparţine zonei moderată termic-subumedă. Temperatura medie anuală este cuprinsă între 6,0-8,50C (∑ T>00C=3000-3400), iar resursele hidrice urcă până la 800 mm (650-800 mm). În cazul culoarului Siret resursele termice cresc până la 9,50C (8,0-9,50C), iar în ceea ce priveşte cele hidrice, acestea scad sub 650 mm (500-650 mm).

Învelişul de sol al Subcarpaţilor Moldovei este dominat de argi-luvisoluri (52%) şi molisoluri (30%), alături de care mai apar cambisoluri (5%), soluri hidromorfe (3%) şi soluri neevoluate şi/sau trunchiate (10%) (Fig. 35).

Argiluvisolurile sunt reprezentate prin soluri brune luvice, luvi-soluri albice, inclusiv pseudogleizate la care se adaugă unele soluri pseudogleice luvice. Toate aceste soluri caracterizează interfluviile relativ

116

plane sau slab înclinate atât din Subcarpaţii Neamţului, cât şi din ai Tazlăului, dar se întâlnesc şi pe unele terase ale Moldovei şi Bistriţei. Ele s-au format pe depozite argiloase eluviale, aluvio-proluviale de glacisuri piemontane mai vechi sau mai noi ori de terasă.

Fig. 35. Răspândirea solurilor în Subcarpaţii Moldovei

117

Majoritatea argiluvisolurilor prezintă o diferenţiere texturală pronunţată (Idt=1,4-2,2) şi deci o permeabilitate mică, ce favorizează stagnarea apei în profilul de sol şi la suprafaţa solului făcându-se puţin favorabile pentru agricultură.

Molisolurile au o largă răspândire în jumătatea sudică a Subcarpaţilor Neamţului şi în limitele culoarului Siret, în condiţiile unui relief struc-tural, predominant cu aspect de glacis, dar şi de terase. Dintre molisoluri foarte extinse sunt solurile cenuşii şi solurile cernoziomoide (21%). Se mai adaugă în procente mici cernoziomuri cambice, cernoziomuri şi cernoziomuri argiloiluviale (9%).

În majoritatea lor aceste soluri s-au dezvoltat pe depozite loessoide, argile marnoase loessoidizate, cât şi pe depozite de terasă, cu textură mijlocie-mijlocie fină (lutoasă-lutoargiloasă).

Cambisolurile apar cu totul sporadic în Subcarpaţii Neamţului la contactul cu muntele şi pe arii mai extinse în Subcarpaţii Tazlăului. Sunt reprezentate prin soluri brune eu-mezobazice şi soluri brune acide, iar între Bistriţa şi Trotuş formează asociaţii din care nu lipsesc solurile brune luvice.

Solurile hidromorfe cuprinzând lăcovişti, soluri pseudogleice luvice şi unele soluri negre clinohidromorfe, apar primele în părţile cele mai joase şi mai puţin drenate (cu apa freatică între 0,5-1,0 m adâncime) din lunca Siretului şi Moldovei, iar celelalte în anumite condiţii de relief suprafeţe plane de terasă sau de versanţi slab înclinaţi cu drenaj global foarte slab, pe depozite lutoargiloase. Local, în condiţii de versant pe depozite deluviale se întâmplă ca solurile negre clinohidromorfe să se asocieze cu soluri de tip pseudorendzină.

Aproape în toată regiunea se întâlnesc soluri neevoluate de tip regosol sau erodisoluri, pe majoritatea versanţilor moderat-puternic înclinaţi şi pe frunţile celor mai multe dintre terase.

Protosolurile şi solurile aluviale alcătuiesc învelişul de sol al şesu-rilor aluviale. Textura lor este variată (de la nisip până la lut argilos-argilă). Sunt cultivate îndeosebi solurile aluviale care prezintă însuşiri fizice şi chimice satisfăcătoare şi deci, un potenţial de producţie ridicat.

Sub aspectul drenajului global al solurilor, acesta se prezintă bun-excesiv pe culmi şi versanţi, local moderat-imperfect pe terase, pe unele suprafeţe plane de interfluviu, lunci şi versanţi slab înclinaţi, în lunci, local slab.

Factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante sunt consideraţi: panta asociată cu eroziunea sau pericolul de eroziune de

118

suprafaţă şi adâncime, alunecările de teren în arealele cu alternanţe de strate, aciditatea solurilor asociată uneori cu volumul edafic redus sau cu textura grosieră, local excesul de umiditate stagnant pe culmile largi sau terase ori din infiltraţii laterale în sol, pe versanţi şi inundabili-tatea prin revărsare.

Dintre fenomenele de degradare a terenurilor, în Subcarpaţii Moldovei predomină eroziunea de suprafaţă şi adâncime, alunecările favorizate de defrişări, păşunat intensiv cât şi de unele lucrări agricole necorespunzătoare. La acestea se mai pot menţiona inundaţiile din anii ploioşi sau primăvara.

IX.2. SUBCARPAŢII DE CURBURĂ Desfăşuraţi între Trotuş şi Dâmboviţa, Subcarpaţii de Curbură se

înscriu ca cea mai complexă subunitate a Subcarpaţilor, atât sub raport geologic, cât şi în ceea ce priveşte relieful şi solurile. Predominant sunt alcătuiţi din gresii, marne, argile, nisipuri şi calcare. Aceste strate sunt cutate în mai multe sinclinale şi anticlinale care se desfăşoară pe mai multe direcţii. Cuprinde două şiruri de depresiuni, unele în veci-nătatea munţilor sau „interne”, altele mai spre periferie, numite „intracolinare” despărţite printr-o mediană de culmi semeţe. Pe alocuri, complexitatea creşte prin pătrunderea piezişă a unor pinteni din zona montană (Ivăneţu de peste 1000 m altitudine). Spre exterior urmează alte înălţimi (Măgura Odobeşti, 996 m, dealul Deleanu, dealul Istriţa) (Fig. 36).

Pe ansamblu, acest sector subcarpatic prezintă un relief repre-zentat prin două şiruri de depresiuni şi de dealuri; depresiunile cu relief colinar domol sunt separate de dealuri cutate, uneori cu altitudini mari, caracterizate prin culmi înguste şi versanţi puternic înclinaţi, uneori chiar abrupturi.

Materialele parentale şi rocile subiacente sunt alcătuite din depo-zite deluviale şi coluviale cu textură variată şi substrat reprezentat prin nisipuri, luturi, argile, argile marnoase, marne, gipsuri, tufuri, şisturi cloritoase, calcare, iar în lunci şi pe terase din depozite fluviatile recente.

Sub raport climatic Subcarpaţii de Curbură sunt situaţi în cuprinsul mai multor zone şi anume: subcarpaţii interni aparţin atât zonei rece-foarte umedă (30%), caracterizată prin resurse termice scăzute (T0 medie anuală, 3,0-6,0; ∑ T0 >00C, 2000-2500) şi resurse hidrice ridicate (700-1000 mm), cât şi zonei răcoroasă-umedă în limitele căreia

119

temperatura medie anuală variază între 6,0-8,50C până la Dâmboviţa, iar resursele hidrice de 550-1000 mm, mai ridicate fiind înregistrate tot până în dreptul Măgurii Odobeşti; subcarpaţii externi se încadrează la zona moderată termic-subumedă în care temperatura medie anuală este cuprinsă între 8,0-10,50C, mai ridicată începând de la sud de Măgura Odobeşti, iar resursele hidrice nu depăşesc 800 mm (700-800 mm).

Fig. 36. Subcarpaţii Curburii

În această ultimă zonă agroclimatică mai mulţi parametri de

stress prezintă valori critice (∑Tmax.>320C) în perioada de vegetaţie a plantelor de cultură.

Urmare a condiţiilor pedogenetice prezentate mai sus, învelişul de sol al Subcarpaţilor de curbură se prezintă foarte variat, îndeosebi ca urmare a marii varietăţi a formelor de relief, vârstei şi a intensităţii proceselor de eroziune.

Această unitate se caracterizează prin predominarea argiluviso-lurilor (38%), urmate de cambisoluri (27%), alături de care mai apar molisoluri (11%), soluri neevoluate şi/sau trunchiate (20%) şi soluri hidromorfe (4,0%) (Fig. 37).

120

Fig. 37. Răspândirea solurilor în Subcarpaţii Curburii

În teritoriu solurile sunt distribuite în strânsă corelaţie cu formele

de relief şi materialele parentale. Argiluvisolurile sunt reprezentate prin soluri brune luvice, luvi-

soluri albice şi cu totul local prin soluri brune roşcate. Primele sunt răspândite cu precădere în sectorul subcarpatic dintre Trotuş-Râmnic. Ele se asociază pe culmi largi din cadrul depresiunilor subcarpatice, pe materiale fine cu luvisoluri albice pseudogleizate, iar pe culmile

121

înguste din dealurile subcarpatice cu soluri brune acide sau luvisoluri albice. În unele depresiuni (Vrancea, Dumitreşti, Câmpuri) pe substrate argiloase sau argilo-marnoase, se asociază cu soluri brune eu-mezobazice.

Cambisolurile cuprind solurile brune eu-mezobazice şi solurile brune acide. Primele se asociază frecvent fie cu soluri brune luvice sau soluri brune acide pe culmi înguste, pe materiale parentale mijlocii, uneori cu schelet, fie cu soluri neevoluate (regosoluri şi erodisoluri) în cadrul versanţilor puternic afectaţi de eroziune din depresiuni sau de la contactul acestora cu dealurile subcarpatice înalte.

Clasa molisolurilor este reprezentată în această unitate prin soluri cernoziomoide, soluri cenuşii, rendzine şi pseudorendzine.

Primele au o apariţie cu totul locală, pe când rendzinele şi pseudorendzinele se întâlnesc frecvent între Râmnicul Sărat şi Prahova mai ales în Dealul Istriţei şi pe conul Prahovei.

Solurile hidromorfe au o arie largă de răspândire pe versanţi, cu deosebire în Subcarpaţii Buzăului. Fomarea lor este condiţionată de prezenţa materialelor parentale cu textură fină sau mijlociu fină prove-nite din alterarea argilelor marnoase şi a apei freatice, care aflorează sub forma unor izvoare de coastă. De reţinut că natura excesului de umiditate este şi pluvială, din apele de precipitaţii, care se scurg la suprafaţă sau subteran din treimea superioară a versanţilor.

Solurile slab dezvoltate (regosolurile şi erodisolurile) au cea mai mare pondere, în sectorul Râmnic-Prahova. În celelalte sectoare se asociază cu soluri brune eu-mezobazice erodate sau cu soluri brune luvice erodate în cadrul versanţilor puternic înclinaţi şi despăduriţi.

În luncile râurilor care drenează Subcarpaţii de Curbură se întâl-nesc asociaţii de protosoluri aluviale cu soluri aluviale, uneori scheletice sau uşor gleizate.

De reţinut că zonele subcarpatice Râmnic-Buzău şi Buzău-Prahova, bine individualizate din punct de vedere geomorfologic se separă şi pedologic. Fragmentării puternice a reliefului datorită tectonicii şi ero-ziunii, cât şi variaţiei litologice pronunţate (argile, nisipuri, marne, calcare) îi corespunde o mare varietate a solurilor, de la molisoluri (pseudo-rendzine, rendzine), la argiluvisoluri, cambisoluri şi soluri neevoluate.

Se remarcă asociaţii în care predomină pseudorendzinele aso-ciate cu soluri slab evoluate (erodisoluri şi regosoluri) pe versanţi puternic înclinaţi, legate de faciesul argilo-marnos, cu drenaj extern bun; pseudorendzine cu soluri clinohidromorfe pe materiale fine (argile, marne) în bazinete sau în partea inferioară a versanţilor.

122

Rendzinele sunt legate de apariţia insulară a calcarelor. În cuprinsul acestei unităţi de relief atât însuşirile fizice ale

solurilor cât şi cele chimice variază în raport cu tipul de sol ca şi în funcţie de diversitatea materialelor parentale, mai sărace sau mai bogate în cationi bazici. Texturi mijlociu-fine, volum edafic mic până la mare, tasare uneori puternică, capacitate de apă utilă mijlocie-mică şi permeabilitate mică-mijlocie sunt doar câteva din însuşirile fizice şi hidrofizice ale acestor soluri.

Sub aspectul principalelor însuşiri chimice se constată în majo-ritatea cazurilor conţinuturi de humus mici şi foarte mici (1,0-3,0%). Doar molisolurile se detaşează cu 2-5%.

Aprovizionarea cu substanţe nutritive se prezintă în cazul celor mai multe dintre soluri necorespunzătoare (N, 0,06-0,12%; P, 6-18 ppm).

Pentru cca 60% din soluri reacţia este moderat şi puternic acidă (pH 4,4-5,5) (exemplu o parte din argiluvisoluri şi cambisoluri). Cca 85% din soluri au grad de saturaţie în baze peste 55%, acestea fiind eu şi mezobazice şi numai 15% din ele sunt oligobazice şi oligomezo-bazice (V=10-25 (50)%) şi includ o parte din solurile brune luvice, luvisolurile albice şi solurile brune acide.

Dintre factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante pot fi menţionaţi: panta asociată cu eroziunea de suprafaţă şi adâncime; alunecările de teren, volumul edafic redus asociat cu textura grosieră şi aciditatea solului; local, excesul de umiditate din infiltraţii laterale în sol, pe versanţi, sărăturarea pe versanţi cu iviri de depozite salifere, inundabilitatea prin revărsare.

IX.3. SUBCARPAŢII GETICI Din punct de vedere geologic Subcarpaţii Getici sunt constituiţi

din depozite sedimentare neozoice (nisipuri, pietrişuri, argile, marne, argile marnoase, tufuri, gipsuri, gresii şi conglomerate) pe care mişcările tectonice local le-au ondulat sub formă de anticlinale şi sinclinale.

În general, Subcarpaţii Getici apar ca o treaptă intermediară între Carpaţii Meridionali şi Podişul Getic. Altitudinile cele mai mari revin sectorului dintre Dâmboviţa şi Olt, unde depăşesc local 1000 m (Chicera, 1227 m, Plătica, 1143 m, Tamaş, 1104 m, Măţău, 1018 m). La vest de Olt, dealurile subcarpatice sunt mult mai joase, ele coboară treptat spre valea Motrului, altitudinea maximă fiind atinsă în Măgura Slătioarei (769 m).

123

Această unitate subcarpatică de relief se desfăşoară sub forma unei fâşii de peste 100 km între văile Dâmboviţa şi Motru. În cadrul său se deosebesc două sectoare principale. Unul la est de Olteţ unde dealurile coboară treptat dinspre munte spre Podişul Getic, având aspectul unor culmi prelungi (Muscelele Argeşului şi Vâlcii) şi al doilea între Olteţ şi Motru în care dealurile prezintă o altă fizionomie, ele având o desfăşurare est-vest ce alternează cu o serie de depresiuni (Fig. 38).

Prin urmare în Subcarpaţii Getici relieful are un aspect deluros alcătuit din culmi înguste şi depresiuni, fie cu aspect colinar (Novaci, Horezu, Râmnicu Vâlcea etc.), fie de câmpuri largi cu terase (Depresiunea Târgu Jiu), dar şi din culmi prelungi de tip Muscele.

Materialul parental al solurilor este alcătuit în majoritatea cazu-rilor din depozite deluvial-coluviale şi ceva eluvii, iar în cadrul teraselor şi luncilor din sedimente de natură aluvială şi aluvial-proluvială cu textură variată.

Sub raport climatic, Subcarpaţii Getici sunt situaţi în zona moderată termic-subumedă caracterizată prin temperaturi medii multianuale de 8-90 C, în depresiuni de 9-100C, local chiar mai mari de 100C, resur-sele termice anuale (∑ T>00C) fiind cuprinse între 4000-30000C), iar cele hidrice între 700-800 mm, local peste 800 mm în dealuri, ceea ce determină în cazul solurilor un regim hidric transpercolativ (evapo-transpiraţia potenţială fiind în general redusă.

Fig. 38. Subcarpaţii Getici

Diversitatea condiţiilor pedogenetice şi îndeosebi a celor litologice,

de relief şi climatice, dar şi a grupărilor vegetale, au făcut ca învelişul de sol al Subcarpaţilor Getici să se caracterizeze printr-o mare varietate.

Pe ansamblu, ecoregiunea este dominată de soluri din clasele argiluvisolurilor (45%) şi cambisolurilor (38%), alături de care mai apar soluri neevoluate (10%), molisoluri (4%) şi soluri hidromorfe (3%) (Fig. 39).

124

Fig. 39. Răspândirea solurilor în Subcarpaţii Getici Clasa argiluvisolurilor este reprezentată în principal prin soluri

brune luvice, luvisoluri albice, local prin soluri albice pseudogleizate, asociate cu soluri pseudogleice luvice cu aspect de planosol.

Solurile din această clasă s-au format pe argile sau luturi în condiţiile unui relief variat de culmi deluroase subcarpatice, uneori cu aspect de platforme piemontane şi terase. Cea mai largă răspândire o au în depresiunea Târgu Jiu.

Cambisolurile cu apariţii destul de frecvente sunt prezente în regiune prin soluri brune eu-mezobazice, soluri brune acide şi soluri roşii. Primele, formate cu precădere pe materiale parentale bogate în componente bazice rezultate din alterarea argilelor şistoase, argilelor marnoase şi argilelor, deţin suprafeţe importante în cuprinsul princi-palelor depresiuni subcarpatice (Câmpulung, Brădet, Arefu, Jiblea sau Horezu) unde sunt distribuite în asociaţii de tipul: soluri brune eu-mezo-bazice pe versanţi şi brune luvice pe culmi; soluri brune eu-mezobazice şi soluri brune acide pe versanţi cu soluri brune luvice pe culmi, local luvisoluri albice; soluri brune eu-mezobazice erodate cu alunecări pe versanţi; soluri brune eu-mezobazice frecvent erodate şi regosoluri pe versanţi.

125

Solurile brune acide dezvoltate pe materiale puternic debazificate (rezultate din alterarea unor roci cristaline, conglomerate, gresii, pietrişuri şi nisipuri) sunt răspândite la est de Olt în condiţiile unor dealuri subcarpatice ce depăşesc cu puţin 1000 m (Măţău, Plătica, Chicera, Tamaş etc.). În anumite situaţii (faciesuri acide şi expoziţie nordică) solurile brune acide apar şi în dealuri subcarpatice mai joase, de regulă, în asociaţie cu soluri brune luvice sau cu soluri brune eu-mezobazice. În vecinătatea Podişului Mehedinţi solurile brune acide se asociază cu soluri formate pe calcare de tip terra rossa (soluri roşii).

Clasa solurilor neevoluate este constituită din protosoluri şi soluri aluviale, cu răspândire mare, în luncile Jiului, Oltului, Argeşului, precum şi din regosuluri şi erodisoluri frecvente, mai ales în condiţii de relief accidentat.

Molisolurile au o apariţie cu totul locală şi sunt reprezentate prin rendzine şi pseudorendzine formate pe calcare şi respectiv pe produsele de alterare ale marnelor şi marnelor argiloase. Apar mai ales în depre-siunile Şapte Muscele şi Horezu unde sunt răspândite în asociaţii de tipul: pseudorendzine şi regosoluri pe versanţi puternic înclinaţi, pseudorendzine şi soluri brune argiloiluviale pseudogleizate pe culmi.

Rendzinele a căror apariţie şi dezvoltare este legată de faciesul calcaros sunt răspândite local la vest de Dâmboviţa.

Drenajul global al solurilor se prezintă bun-excesiv pe versanţi, local imperfect-slab pe culmi, terase şi lunci.

Principalii factori ecologici restrictivi la folosinţele dominante se menţine panta asociată cu eroziunea sau pericolul de alunecări în arealele cu alternanţe de strate (nisipuri, argile, marne) cu apariţii de izvoare de coastă. La toate acestea se mai adaugă volumul edafic redus al solu-rilor pe culmile înalte alcătuite din roci dure, cât şi textura fină.

126

X. SUBCARPAŢII TRANSILVANIEI Trecerea de la Carpaţii Orientali către Podişul Transilvaniei se

face prin intermediul unei zone de tip subcarpatic, alcătuită din mai multe şiruri de depresiuni (submontane, intracolinare şi de contact) şi două aliniamente de dealuri (subcarpatice şi periferice).

În cadrul acestei zone au fost conturate ca subunităţi principale Subcarpaţii Lăpuşului, Muscelele Năsăudului, Dealurile Bistriţei, Dealurile Mureşului, Subcarpaţii Târnavelor şi Subcarpaţii Hormoroadelor (Fig. 40).

Fig. 40. Regiunile pedogeografice

din Subcarpaţii Transilvaniei

127

X.1. SUBCARPAŢII LĂPUŞULUI Subunitatea subcarpatică a Lăpuşului reprezintă un teritoriu bine

închis şi puternic fragmentat de Lăpuş şi afluenţii săi, care coboară atât dinspre rama montană nordică cât şi de sub culmea Breaza.

Formaţiunile geologice caracteristice subcarpaţilor Lăpuşului aparţin eocenului şi oligocen-miocenului inferior, constituite din calcare, conglomerate, gresii, argile carbonatice, cât şi badenianului în care domină conglomeratele, gresiile şi argilele marnoase.

În condiţiile formaţiunilor menţionate mai sus şi acţiunii reţelei hidrografice, împreună cu ceilalţi factori subaerieni în zonă s-au dezvoltat mai multe compartimente deluroase, culoare de vale şi bazinete depre-sionare. Culmile deluroase au altitudini generale de 500-550 m. Alături de luncile destul de largi, sectoarele de culoar cuprind şi relieful de terase.

Dezagregarea şi alterarea rocilor din substrat a prilejuit formarea de materiale parentale de sol predominant de natură deluvială, variate ca textură (de la lut nisipos până la argilă, local cu schelet calcaros nerulat).

Aşa după cum rezultă şi din harta zonării agroclimatice Subcarpaţii Lăpuşului aparţin în cea mai mare parte zonei moderată termic-subumedă, în care resursele termice se caracterizează prin temperaturi medii anuale cuprinse între 8,0-9,50C şi resurse hidrice de până la 800 mm.

Învelişul de sol format în condiţiile menţionate mai sus este alcătuit predominat din argiluvisoluri (82%), cambisoluri (15%) şi unele soluri neevoluate (3%) (Fig. 41).

Argiluvisolurile sunt reprezentate prin soluri soluri brune argi-loiluviale, soluri brune luvice şi luvisoluri albice. Cu excepţia luviso-lurilor albice toate celelalte soluri sunt caracteristice culmilor deluroase.

Cambisolurile cuprind soluri de tip brune eu-mezobazice dezvoltate pe materiale parentale nedebazificate răspândite în nordul Masivului Preluca, frecvent asociate cu soluri brune luvice, precum şi soluri brune acide ocupând suprafeţe mai însemnate la contactul zonei subcarpatice cu Munceii Lăpuşului.

În bună parte, solurile din regiunea Subcarpaţilor Lăpuşului au o textură mijlocie (lutonisipoasă-lutoasă) şi mai rar mijlociu fină (lutoargi-loasă), volum edafic mijlociu (80-120%), capacitate de apă utilă mică-mijlocie (110-150 mm apă pe 100 cm sol) şi permeabilitate mijlocie.

Conţin în cantitate mică humus (2,0-2,5%) şi substanţe nutritive şi au o reacţie slab-moderat acidă.

128

Fig. 41. Răspândirea solurilor în Subcarpaţii Transilvaniei

Principalii factori ecopedologici limitativi la folosinţele dominante

îi reprezintă panta asociată cu eroziunea, aciditatea la care se adaugă pe lunci pericolul de inundare prin revărsare.

X.2. MUSCELELE NĂSĂUDULUI SAU PLATFORMA

NĂSĂUDULUI Se dezvoltă în continuarea Subcarpaţilor Lăpuşului. Spre nord

domină printr-o cuestă culoarul pasurilor înalte Suplai-Sângeorz, în timp ce spre sud se evidenţiază printr-o serie de culmi monoclinale cu alti-tudini frecvente de 700-900 m. Caracterul monoclinal al culmilor

129

orientate spre sud către Someş a favorizat apariţia unui relief de cueste în solzi, pe când numeroasele văi consecvente fragmentează regiunea într-o succesiune de culmi plate şi prelungi orientate în general nord-sud.

Cea mai mare parte a Muscelelor sunt constituite din gresii, nisip şi argile. În urma dezagregării şi alterării acestora a rezultat un material parental predominant debazificat. Predomină deluviile, rar pe suprafe-ţele relativ plane apar eluvii, iar pe văi depozite de natură aluvială, textural foarte variate.

Muscelele Năsăudului sunt situate în cea mai mare parte tot în zona moderată termic-subumedă în care temperatura medie anuală variază între 8,0-9,50C, iar precipitaţiile ajung să depăşească frecvent 700 mm (700-800 mm).

În aceste condiţii geoclimatice peisajul pedologic al Muscelelor Năsăudului este dominat de argiluvisoluri (80%), urmate de cambisoluri (15%) şi soluri neevoluate (5%). Reprezentative pentru argiluvisoluri apar solurile brune argiloiluviale şi solurile brune luvice, care de fapt formează şi asociaţii în anumite condiţii de relief (Fig. 41).

Luvisolurile albice au o apariţie locală şi sunt caracteristice suprafeţelor relativ plane şi mai slab drenate.

Cambisolurile sunt frecvent întâlnite pe materiale parentale rezul-tate din alterarea gresiilor, dar şi pe materiale parentale mai fine argiloase. Sunt reprezentate prin soluri brune eu-mezobazice (dezvoltate pe deluvii cu conţinut de baze ridicat) şi prin soluri brun acide formate pe deluvii nisipolutoase acide).

Solurile neevoluate sunt cele formate pe lunci sau terase tinere, dar sunt prezentate şi pe suprafeţele în pantă afectate de eroziune.

Cea mai mare parte a solurilor din Muscelele Năsăudului au o textură mijlocie (lutonisipoasă-lutoasă), volum edafic mijlociu (120-140%), capacitate de apă utilă mijlocie şi permeabilitate bună, doar în orizontul de suprafaţă (2-4 mm/h), pe când în orizontul argiloiluvial aceasta devine mică sub (0,6-2,0 mm/h).

Reacţia solurilor se menţine slabă-moderată (pH, 6,0-5,8). Conţi-nutul de humus în toate cazurile este mic (1,5-2,0%).

Aprovizionarea cu nutrienţi este nesatisfăcătoare cu excepţia potasiului. Sunt sărace în azot şi fosfor, mult sub limita normală.

Factorii ecopedologici limitativi la folosinţele dominante îi reprezintă panta asociată cu eroziunea, la care se mai poate adăuga, aciditatea şi textura predominant lutonisipoasă a solurilor. Pe lunci există pericolul de inundare prin revărsare.

130

X.3. DEALURILE BISTRIŢEI Faţă de regiunile învecinate, unitatea geografică a Dealurilor

Bistriţei se prezintă bine conturată atât prin relief cât şi prin ceilalţi componenţi. Ea reprezintă o asociere de subunităţi depresionare cu dealuri. Astfel, se deosebesc ca unităţi principale Piemontul Călimanului la contactul cu muntele, un sector median alcătuit din câteva depre-siuni (Budacului, Bârgău, Dumitra) şi culmi deluroase înalte la care se adaugă dealurile sau culmea Şieului.

Piemontul Călimanului se dezvoltă sub forma unei fâşii continui, orientată N-S. Prezintă toate caracteristicile unei regiuni de dealuri înalte (650-800 m), fiind adânc fragmentată într-o serie de culmi relativ înguste (200-300 m), frecvent cu aspect plan, ce înclină uşor de la est spre vest.

Depresiunile separate de culmi deluroase înalte (600-690 m) se deosebesc net între ele. Astfel, Depresiunea Budacului se înfăţisează ca un şes aluvial, slab înclinat situat la altitudini de 370-470 m. Depre-siunea Bârgău este alcătuită din terase, larg etalate pe dreapta văii Bistriţa. Depresiunea Dumitra are un aspect deluros, asociind culmi domoale, monotone (350-400 m) şi văi largi lipsite de terase.

La extremitatea vestică, cele trei depresiuni comunică prin inter-mediul culoarului Şieului.

Dealurile Şieului corespund structurii anticlinale schiţată la limita sud vestică a Dealurilor Bistriţei şi sunt alcătuite dintr-o serie de culmi înalte (650-700 m), relativ înguste, cu versanţi slab-moderat înclinaţi.

Relieful Dealurilor Bistriţei este modelat în formaţiuni sarmaţiene şi panoniene (argile, marne, gresii, nisipuri) acoperite în cazul Piemontului Călimanului cu bolovănişuri, pietrişuri şi argile.

Din dezagregarea şi alterarea rocilor din substrat au rezultat materiale parentale de sol, majoritare de natură deluvială, variate ca textură (nisipoase până la luto-argiloase) la care se adaugă în depresiuni unele depozite proluviale şi loessoide şi bine înţeles de natură fluviatilă (lutonisipoase-lutoase) pe terasele şi luncile principalelor văi.

Agroclimatic Dealurile Bistriţei se situează în limitele zonei moderată termic-subumedă, subzona 8, în care temperatura medie anuală este cuprinsă între 8,0-9,00C, iar resursele hidrice depăşesc 700 mm (700-800 mm). Cu toate acestea se poate vorbi şi de un deficit de umiditate climatică, care nu depăşeşte însă 50 mm (10-50 mm).

În condiţiile pedogenetice specifice Dealurilor Bistriţei s-a format un înveliş de sol, în care majoritare apar argiluvisolurile la care se adaugă unele cambisoluri şi soluri neevoluate (Fig. 41).

131

Piemontului Călimanului îi sunt caracteristice solurile brune argiloiluviale şi brune luvice, Depresiunii Budacului şi Bârgău, în care o dezvoltare mare o au terasele le sunt specifice luvisolurile albice pseudogleizate şi solurile pseudogleice albice.

În Depresiunea Dumitra, puternic afectată de eroziune se întâlnesc pe suprafeţe apreciabile regosoluri, erodisoluri şi soluri brune eu-mezo-bazice.

Cele mai tinere soluri, de tip aluvial frecvent gleizate, apar pe majoritatea luncilor.

În depresiunea Budacului şi Bârgău drenajul global al solurilor este imperfect-slab. Devine bun-excesiv pe versanţi, dar şi pe culmile înguste din culmea Şieului şi Depresiunea Dumitra.

Cea mai mare parte din solurile regiunii se caracterizează printr-o textură mijlocie (lutoasă), volum edafic mare (144-150%), capacitate de apă utilă în genere mare (80-160 mm/m) şi permeabilitate frecvent mică în cazul solurilor formate pe terasele Budacului şi Bistriţei.

Au un conţinut mic de humus (2-2,5%) şi o reacţie moderat acidă până la slab alcalină pH 4,5-7,6. Starea de aprovizionare cu nutrienţi a acestor soluri, cu mici excepţii, este nesatisfăcătoare. Conţin între 0,05-0,2% azot total şi cel mult 10 până la 35 ppm fosfor mobil.

Ca factori ecopedologici limitativi la folosinţele zonei pot fi consideraţi panta asociată cu eroziunea, aciditatea, uneori puternică, excesul de umiditate pe terasele din depresiuni şi pe luncile râurilor la care se adaugă pericolul de inundare prin revărsare.

X.4. DEALURILE MUREŞULUI Dealurile Mureşului cuprind Depresiunea Vălenii de Mureş

(submontană) şi Reghinului (intracolinară) despărţite de culmea anticli-nală Şieu-Sânioana.

Alcătuirea geologică este dominată de marne, nisipuri, conglo-merate, gresii şi argile.

Relieful este alcătuit dintr-o serie de culmi deluroase, terase şi lunci. Cea mai mare parte dintre culmile deluroase au caracter simetric şi versanţi puternic afectaţi de eroziune. Nu lipsesc monoclinurile prelungi, fronturile de cuestă, bazinetele de eroziune sculptate la contactul subcarpaţilor cu masivul eruptiv Tompa.

Interfluviile din cadrul ariilor depresionare se înglobează suprafeţei de 550-600 m, iar cele din unităţile deluroase urcă până la 750-760 m.

132

Materialul parental al solurilor este alcătuit predominant din depozite deluviale (80%), proluviale şi loesside, rezultate sau nu din alterarea rocilor din substrat la care se adaugă cele de natură aluvială.

Din punct de vedere agroclimatic Dealurile Mureşului aparţin zonei răcoroasă-umedă, subzonei 9, caracterizată prin resurse termice scăzute (6,0-8,00C; ∑ T> 00=3000-33000C), dar prin resurse hidrice relativ bogate (650-800 mm). Cu toate acestea, deficitul de umiditate climatic poate reprezenta în anii secetoşi valori cuprinse între 0-20 mm.

În condiţiile pedogenetice evidenţiate mai sus învelişul pedologic al Dealurilor Mureşului este alcătuit din molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, vertisoluri şi soluri neevoluate (Fig. 41).

Molisolurile (0,2%) au o apariţie cu totul locală fiind reprezen-tate doar prin pseudorendzine. Formarea lor se datoreşte prezenţei argilelor marnoase. Pe suprafeţe plane sau pe versanţi slab înclinaţi apar uşor evoluate, ele devin cambice şi în acest caz se asociază deja cu soluri brune eu-mezobazice.

Clasa argiluvisolurilor (82%) au ponderea cea mai mare în teritoriu şi se referă la solurile brune argiloiluviale, solurile brune luvice, precum şi la luvisolurile albice, inclusiv pseudogleizate ori pseudo-gleice albice.

Clasa cambisolurilor este reprezentată (2%) în Dealurile Mureşului, doar prin soluri brune eu-mezobazice, frecvent asociate cu soluri de tip brun luvic. Sunt condiţionate atât de relief (culmi înguste, segmente, convexe de versant mameloane), cât şi de materialele parentale bogate în componente bazice.

Vertisolurile apar pe areale neînsemnate (0,2%) şi corespund îndeosebi suprafeţelor plane. Aceste soluri s-au format pe argile gonflante la contactul cu muntele.

Clasa solurilor neevoluate este prezentă în regiune prin rego-soluri şi erodisoluri răspândite pe versanţi puternic înclinaţi, cât şi prin soluri aluviale (frecvent gleizate) (15,1%).

Majoritatea solurilor au un drenaj bun excesiv pe culmi înguste, dar imperfect slab pe culmile largi, versanţi slab înclinaţi, terase şi pe lunci.

Cea mai mare parte dintre acestea, cu excepţia vertisolurilor au o textură mijlocie (lutoasă) (conţinut de argilă de 25-32%), volum edafic mare-foarte mare (100-130%), capacitate de apă utilă în general mare (75-150 mm/m) şi permeabilitate frecvent mică-mijlocie (0,6-3,5 mm/h).

Conţinutul de humus al celor mai multe din solurile Dealurilor Mureşului este mic (1,4-3,0%). Au o reacţie moderat-slab acidă (pH 5,4-6,0) şi o aprovizionare cu substanţe nutritive necorespunzătoare.

133

Printre factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante menţionăm panta asociată cu eroziunea sau pericolul de eroziune de suprafaţă şi de adâncime, alunecările şi pericolul de alunecare în sectoarele cu alternanţe de strate şi izvoare de coastă, aciditatea, uneori puternică (în cazul luvisolurilor albice), local excesul de umiditate stagnant sau freatic la care se mai pot adăuga inundaţiile prin revărsare.

X.5. SUBCARPAŢII TÂRNAVELOR Au lăţimea cea mai mică din sectorul Mureş-Olt şi sunt alcătuiţi

ca şi Dealurile Mureşului din depresiuni (Praid-Sovata, Odorhei), ulucuri depresionare intracolinare şi depresiuni de contact cu Podişul Târnavelor, dealuri subcarpatice înalte (1000-1079 m) şi dealuri colinare.

Relieful are ca suport nisipurile pannoniene uşor legate, dispuse în alternanţă cu gresii, marne, argile la care se adaugă tufurile vulca-nice şi conglomeratele.

Regiunea se prezintă puternic fragmentată. Se pot distinge o serie de interfluvii principale (550-600 m) din care derivă interfluvii aparţinând altor generaţii. Acestea sunt mărginite de versanţi în cuestă sau monoclinali puternic denudaţi. Nu lipsesc dealurile cu aspect de poduri largi şi uşor bombate, care nu se ridică cu mai mult de 100 m peste nivelul depresiunilor.

În cuprinsul depresiunilor pot fi observate şesuri şi terase fluvia-tile, la care se ataşează versanţi sub formă de glacisuri.

Materialele parentale ale solurilor sunt constituite în proporţie de peste 90% din depozite de natură deluvială rezultate în urma proceselor de dezagregare-alterare, transport şi depunere, depozite aluviale şi loessoide şi depozite fluviatile.

La alcătuirea învelişului pedologic al Subcarpaţilor Târnavelor participă soluri aparţinând molisolurilor, argiluvisolurilor, cambisolurilor şi solurilor neevoluate (Fig. 41).

Molisolurile (0,3%) sunt reprezentate numai prin pseudorendzine, inclusiv cambice, formarea lor fiind favorizată de existenţa marnelor şi marnelor argiloase. Frecvent, pseudorendzinele se asociază îndeosebi cu soluri de tip brun eu-mezobazic şi sunt răspândite mai ales în limitele Depresiunii Odorhei şi pe interfluviul Fernic-Târnava Mare.

Nota pedologică specifică regiunii o dau argiluvisolurile care acoperă cca 88% din teritoriu. Intră în această categorie solurile brune argiloiluviale asociate cu cele brune luvice şi luvisolurile albice.

134

Dominantă apare asociaţia soluri brune argiloiluviale-brune luvice, răspândite atât pe suprafeţele plane ale interfluviilor, adesea afectate de excesul de umiditate stagnant, cât şi în condiţii de versant.

Luvisolurile albice, inclusiv pseudogleizate au o pondere puţin peste 2% şi sunt grupate în NE regiunii unde îmbracă unele interfluvii mai largi slab drenate.

Clasa cambisolurilor (3,7%) este prezentă în zonă prin soluri brune eu-mezobazice, asociate, de asemenea, cu soluri brune luvice. Apar frecvent în limitele depresiunii de contact cu Podişul Târnavelor îndeosebi, în condiţii de versant.

Solurile neevoluate (6,0%) sunt reprezentate îndeosebi prin soluri aluviale (inclusiv gleizate) caracteristice luncilor, dar şi prin erodisoluri. Acestea din urmă apar pe versanţi unde se asociază cu regosoluri, ori cu regosoluri şi soluri negre clinohidromorfe.

Cea mai mare parte a solurilor din Subcarpaţii Târnavelor se caracterizează printr-o textură lutoasă şi lutoargiloasă, excepţie făcând doar solurile de natură aluvială, în general de textură variată (nisipo-lutoasă-argiloasă). Au volum edafic relativ mare (75-150%), capacitate de apă utilă în general mijlocie-mare (140-180 mm/100 cm) şi permea-bilitate frecvent mijlocie (2-8 mm/h).

Conţinutul de humus este mic (2-2,5%). Fac excepţie solurile de tip pseudorendzină cu valori de până la 5-6%.

Reacţia pH este obişnuit slab acidă (6,0-6,5), dar în cazul argi-luvisolurilor devine moderat acidă (5,6-5,8).

Starea de aprovizionare cu nutrienţi a solurilor este, cu excepţia pseudorendzinelor, slabă. Astfel, conţinutul de azot total (N) oscilează între 0,05 şi 0,6%, iar cel de fosfor (P), rar depăşeşte 20 ppm.

Ca factori ecopedologici restrictivi la folosinţele specifice regiunii menţionăm în primul rând panta asociată cu eroziune sau peri-colul de eroziune şi alunecări, aciditatea, asociată uneori cu volumul edafic redus, excesul de umiditate stagnant pe culmile mai largi sau terase şi inundabilitatea prin revărsare în cazul luncilor.

X.6. SUBCARPAŢII HOMOROADELOR Ataşaţi de Munţii Perşani, Subcarpaţii Homoroadelor sunt consti-

tuiţi ca şi celelalte compartimente la care ne-am referit mai sus, din arii depresionare de contact (Hoghiz), depresiuni intracolinare (Beia), ulucuri intracolinare (Fişer-Cohalm), culoare ale depresiunilor de contact

135

(Saschiz-Buneşti) şi unităţi deluroase (Dealurile Roadăşului, Bădenilor, Lovnicului).

Dezvoltarea spaţială a depresiunilor şi culmilor este longitudi-nală, iar în ceea ce priveşte altitudinea reliefului, aceasta oscilează între 400-1000 m.

Din punct de vedere geologic la alcătuirea Subcarpaţilor Homoroadelor iau parte marne, argile, conglomerate, gresii şi nisipuri. Marnele şi argilele au generat un relief mai uniform şi mai domol, comparativ cu celelalte formaţiuni, care au menţinut un relief expresiv de dealuri, gruiuri şi măguri flancate de versanţi în trepte cu altitudini între 750-1000 m.

Spaţial geomorfologic între şesurile aluviale frecvent inundabile, local înmlăştinite şi înălţimile periferice se disting terase şi glacisuri, suprafeţe de nivelare şi structurale. Unele interfluvii au aspect de platouri substructurale, de culmi asimetrice, alungite ori izolate.

Materialul parental al solurilor rezultă din transformarea rocilor menţionate mai sus, din care au rezultat, pe suprafeţe întinse depozite deluviale, caracteristice reliefului deluros, depozite proluviale şi loessoide specifice teraselor, la care se adaugă sedimentele de natură aluvială.

Agroclimatic Subcarpaţii Homoroadelor sunt situaţi, de asemenea în zona răcoroasă-umedă, subzona 9, în care resursele termice se carac-terizează prin temperaturi medii anuale cuprinse între 6,0-8,0 şi resurse hidrice de până la 800 mm (650-800 mm). Deficitul de umiditate climatică rar urcă până la 20 mm (0-20 mm).

Învelişul de sol al Subcarpaţilor Homoroadelor se prezintă relativ mozaicat. Cuprinde molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri şi soluri neevoluate (Fig. 41).

Clasa molisolurilor (2 %) este reprezentată în exclusivitate prin pseudorendzine tipice şi pseudorendzine cambice formate pe argile marnoase. Foarte frecvent, pe versanţi aflaţi într-un echilibru între ero-ziune şi pedogeneză, pseudorendzinele se asociază cu unele cambiso-luri de tip brun eu-mezobazic.

Argiluvisolurile formează componenta principală a învelişului de sol al Subcarpaţilor Homoroadelor (85%) şi cuprinde la nivel de tip soluri brune argiloiluviale, soluri brune luvice şi luvisoluri albice. Tot datorită reliefului solurile brune se asociază adesea cu cele brune luvice când drenajul global al reliefului se prezintă relativ slab.

Peisajul pedologic al regiunii este întregit cu solurile neevoluate cum sunt regosolurile, erodisolurile, precum şi solurile aluviale (13%).

136

Primele, apar pe versanţii slab-moderat înclinaţi ai văilor princi-pale pe suprafeţe de teren cultivate ori recent defrişate.

Subcarpaţii Homoroadelor sunt dominaţi de soluri cu textură mijlocie-mijlociu fină (lutoasă-lutoargiloasă) (conţinut de argilă 28-43%), cu volum edafic mare-foarte mare (100-150%), capacitate de apă utilă în general mare (70-150 mm/m) şi permeabilitate frecvent mică (0,2-3,6 mm/h).

Conţinutul de humus al majorităţii solurilor este în general mic-2,0-3,5%. Aceste valori sunt caracteristice solurilor brune luvice. Cu valori peste 3,5% se înscriu doar pseudorendzinele.

Reacţia solului este în mod obişnuit slab acidă, în cazul moliso-lurilor şi solurilor brune argiloiluviale. Moderat acidă apare la solurile brune luvice.

În ceea ce priveşte starea de aprovizionare cu substanţe nutritive, N total variază între 0,07 şi 0,8%, P mobil între 6-21 ppm, iar cel de K rar ajunge să depăşească 150 ppm.

Principalii factori ecopedologici restrictivi în utilizarea terenurilor îi reprezintă panta asociată cu eroziunea de suprafaţă şi alunecări de teren, excesul de umiditate stagnant pe culmile largi şi terase cu drenaj global slab, precum şi excesul de umiditate freatic, uneori puternic.

137

XI. CARPAŢII Carpaţii Româneşti sunt munţi de înălţime mijlocie, menţinându-se

sub altitudinea de 3000 m. Aceştia au aspectul unui arc deschis spre vest, Munţii Apuseni formând coarda de legătură dintre cele două capete.

Deosebirile genetice şi fizico-geografice ale Carpaţilor Româneşti au condus la divizarea lor în trei mari unităţi geografice: Carpaţii Orientali, Carpaţii Meridionali şi Carpaţii Occidentali.

XI.1. CARPAŢII ORIENTALI Prezintă o serie de caractere proprii şi anume: altitudinea lor

medie se menţine la cca 1200 m, iar vârfurile dominante depăşesc 1700 m (excepţional 2000 m în Munţii Rodnei şi Călimani). Sunt alcă-tuiţi din culmi paralele despărţite prin văi longitudinale sau printr-un mare număr de depresiuni unele foarte întinse. Dispoziţia lor zonală corespunde în mare parte cu structura geologică a fâşiei orientale în lungul acestei catene: la partea mediană şisturi cristaline, care se îngus-tează treptat apre sud, până dispar aproximativ la valea Trotuşului, la partea apuseană se înşiruie formaţii eruptive, iar la partea răsăriteană formaţia flişului (cretacic şi paleogen), care, mergând spre sud, capătă o extensiune foarte mare, acoperind în întregime aceşti munţi în zona de curbură.

Ţinând seama de fâşiile longitudinale diferenţiate nu numai prin natura lor petrografică ci şi morfologic, apoi de şirurile de depresiuni intramontane, precum şi de cele două culoare transversale (Bârgău-Vatra Dornei-Câmpulung şi de la Oituz la Baraolt), Carpaţii Orientali se împart în trei subdiviziuni principale şi anume: Grupa nordică, Grupa centrală şi Grupa sudică sau de Curbură.

XI.1.1. GRUPA NORDICĂ a Carpaţilor Orientali este situată

între graniţa de nord a ţării şi culoarul transversal Bârgău-Vatra Dornei-Câmpulung. Diferenţierile peisajului geografic din cadrul grupei nordice au impus desprinderea următoarelor subunităţi: zona vestică a lanţului vulcanic; zona cristalină înaltă şi zona estică a Obcinelor Bucovinei (Fig. 42).

138

Fig. 42. Regiunile pedogeografice din Munţii Maramureşului

şi ai Bucovinei (Grupa nordică a Carpaţilor Orientali) Zona lanţului vulcanic este reprezentat prin Munţii Oaş-Gutâi-

Ţibleş. Aceştia au înălţimi medii cuprinse între 600-700 m în vest şi 1000-1400 m în sud est şi sunt alcătuiţi din roci eruptive de suprafaţă, reprezentate în primul rând prin andezite, riolite şi dacite. Sunt indivi-dualizaţi nu numai ca rocă ci şi prin liniile geomorfologiei. Între înşeuările formate mai ales de pătrunderea regresivă a râurilor, aparatele vulcanice propriu-zise şi-au păstrat în mare unitatea, pusă în evidenţă mai ales de platourile din suport şi mai puţin de cupolele vulcanice, aflate într-un stadiu avansat de distrugere. Cele câteva resturi de cupole sau neck-uri corespund şi vârfurilor mai înalte.

Materialul parental al solului este format din deluvii rezultate din dezagregarea şi alterarea diferitelor roci vulcanice (andezite, granite, granodiorite etc.).

Zona cristalină înaltă corespunde sub raport structural şi petro-grafic zonei cristalino-mezozoice, iar din punct de vedere geomorfologic este alcătuită din masive şi culmi înalte care se apropie sau depăşesc 2000 m altitudine (Munţii Rodnei ce culminează în Vf. Pietrosul 2305 m, Munţii Maramureşului în Vf. Farcăul 1961 m, Munţii Suhardului în Vf. Omul 1931 m, Giumalău 1857 m) şi prezintă forme greoaie, iar pe alocuri cu urme ale gheţarilor cuaternari (Rodna).

Sinteza peisajului geografic tipic al zonei cristaline înalte este reprezentată de masivul muntos al Rodnei. Aceştia au forma unei creste şerpuitoare ce înaintează de la vest către est pe mai bine de 40 km,

139

trimiţându-şi culmi secundare tentaculare mai scurte către nord, prelungi şi mai joase spre sud.

În Masivul Rodnei se mai disting totodată suprafeţe de eroziune, circuri glaciare, morene, văi glaciare şi glacisuri de grohotiş.

Munţii Bistriţei sunt constituiţi din culmi sinuoase mai joase. Mulţimea de râuri care au coborât radiar a fragmentat mult relieful, care în linii mari, prin aspectul său sau fizico-geografic, este aproape identic cu cel al culmilor joase din Munţii Rodnei.

Munţii Maramureşului se prezintă sub forma unei singure culmi principale, asemenea unui arc de cerc deschis spre SV din care pornesc spre bazinul maramureşean o serie de culmi secundare cu versanţi mai abrupţi spre nord şi mai domoli spre sud.

Materialul parental al solurilor este alcătuit din depozite deluviale cu textură variată rezultate din alterarea rocilor compacte consolidate (şisturi cristaline, calcare, gresii).

Zona estică a Obcinelor Bucovinei prezintă un aspect de valuri asimetrice datorită succesiunii culmilor monoclinale, cauzată de monoclinul structural pe care îl prezintă sariajul în pânze-solzi (frunţi succesiv căzute către est). Culmile au caracter asimetric cu versanţii estici mai abrupţi şi versanţi vestici slab înclinaţi. Văile care separă aceste culmi se lărgesc simţitor la nivelul rocilor mai moi.

Altitudinea medie atinge 1150 m Obcina Mestecăniş, 1100 m Feredeu şi 900 m în Obcina Mare în timp ce vârfurile trec de 1400 m.

Materialul parental al solurilor este alcătuit predominant din depozite deluviale cu textură variată rezultate din dezagregarea şi alte-rarea diferitelor roci (şisturi cristaline, gresii calcaroase, marne calcaroase).

Din punct de vedere agroclimatic grupa nordică a Carpaţilor Orientali se situează în cea mai mare parte în zona rece-foarte umedă, în care resursele termice se caracterizează prin temperaturi medii anuale cuprinse între 0-6,00C, iar precipitaţiile ajung să depăşească cu mult 1000 mm (700-1400 mm).

Învelişul de sol al acestei grupe a Carpaţilor Orientali este alcă-tuit din molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, spodosoluri, umbrisoluri, soluri hidromorfe şi soluri neevoluate. Dominante apar cambisolurile (cca 65%). Acestea sunt reprezentate prin soluri brune acide şi soluri brune eu-mezobazice, în cele mai frecvente cazuri asociate cu alte soluri montane. Solurile brune acide se întâlnesc pe arii mai extinse în Munţii Rodnei şi Maramureşului şi în Obcine (Fig. 43).

140

Un aspect aparte îl au cele din zona lanţului vulcanic unde prezintă un pronunţat caracter andic (conţinut mare de material amorf în complexul adsorbtiv provenit din rocă) şi se asociază frecvent cu soluri brune acide. La altitudini mai mari (1200-1700 m) aceste soluri formează de asemenea asociaţii cu unele spodosoluri (soluri brune feriiluviale) îndeosebi în Munţii Maramureşului şi Rodnei.

Solurile brune eu-mezobazice sunt mai larg răspândite în cadrul ariilor depresionare fiind dependente de materiale parentale mai fine (mai ales când sunt cultivate) şi se asociază cu soluri brune argiloi-luviale, inclusiv luvice având tendinţa de evoluţie către acestea, alături de care pot apărea şi luvisoluri albice sau chiar soluri brune acide.

Fig. 43. Răspândirea solurilor în Munţii Maramureşului şi ai Bucovinei (Grupa nordică a Carpaţilor Orientali)

Spodosolurile, din care fac parte solurile brune feriiluviale şi

podzolurile se întâlnesc la altitudini de peste 1500 m în zona pădurilor de molid şi jnepeniş sau sub pajişti. Formate în condiţii climatice reci şi relativ umede care determină o intensă debazificare şi acidifiere,

141

caracterizează Munţii Rodnei şi Maramureşului şi partea de vest a Obcinelor Bucovinei. Uneori podzolurile se asociază cu solurile brune criptopodzolice, dar numai în Munţii Rodnei şi Maramureşului.

Umbrisolurile, reprezentate prin tipul andosol deţin cca 4% din învelişul de sol al grupei nordice a Carpaţilor Orientali. Ele apar în arealul solurilor brune acide, la limita munţilor vulcanici (Gutâi) asociindu-se cu soluri brune feriiluviale.

Clasa argiluvisolurilor ocupă suprafeţe foarte reduse (1%), apariţia lor fiind legată de prezenţa suprafeţelor plane sau slab înclinate, cu aspect piemontan situate în arii depresionare (Oaş, Maramureş). Dat fiind climatul umed şi aspectul reliefului aceste soluri sunt puternic afectate de exces de umiditate de suprafaţă.

Neuniformitatea învelişului de sol din cadrul grupei nordice a Carpaţilor Orientali este accentuată şi de ivirile locale ale unor soluri ale căror apariţii sunt determinate de prezenţa unor factori pedogene-tici locali cum ar fi excesul de umiditate, natura depozitelor de solifi-care, condiţii climatice etc.

Din această categorie fac parte rendzinele formate pe calcare (asociate cu soluri de tip brun eu-mezobazic şi solurile amfigleice).

Pe luncile principalelor râuri din regiune apar atât protosoluri aluviale, cât şi soluri aluviale, majoritatea dintre acestea fiind afectate de exces de umiditate freatică.

În zona montană solurile dominante au textură grosieră-mijlociu grosieră, adesea cu profil scurt şi cu conţinut apreciabil de schelet, cu volum edafic variabil de la mic până la mare (30-90%), porozitate de aeraţie mare (17-35%), capacitate de apă utilă predominant mică (60-140 mm/m) şi permeabilitate în genere mare (15-30 mm/h).

Din punct de vedere al însuşirilor chimice marea majoritate a solurilor (peste 80%) se caracterizează printr-un grad de debazificare a complexului adsorbtiv foarte accentuat (V=10-50%), aciditate pronunţată (pH=3,5-5,5) şi o proporţie însemnată de aluminiu schimbabil (Al3+) care inhibă puternic dezvoltarea plantelor. De asemenea, majoritatea solurilor montane prezintă carenţe de N şi P (N total =0,1-0,9%), acestea accentuându-se spre zonele înalte. Toate aceste fenomene se manifestă pe fondul unor soluri în care se acumulează o cantitate însemnată de humus de tip moder sau brut, puternic acid, între ai căror constituenţi predomină acizii fulvici (conţinut de humus ≈ 4-25%).

În comparaţie cu solurile montane, parte din solurile întâlnite în depresiuni prezintă însuşiri chimice mai favorabile, fapt ce permite

142

utilizarea lor în cultură cu rezultate uneori notabile în privinţa recoltelor. Dintre acestea, sunt de menţionat solurile brune eu-mezobazice care se caracterizează prin reacţie predominant slab acidă-neutră (pH=6,4-7,5), grad de saturaţie în baze ridicat (75-85%), conţinut de humus moderat (2-4%) şi o aprovizionare cu elemente nutritive slabă-moderată.

Sub aspectul factorilor ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante pot fi menţionaţi: aciditatea uneori puternică, alunecări de teren datorită stratificaţiilor substratului în depresiuni.

XI.1.2. GRUPA CENTRALĂ

Situată între culoarul Vatra Dornei-Câmpulung şi Baraolt-Oituz reprezintă o zonă de maximă afundare axială a Carpaţilor Orientali, care ajung aici sub 1000 m altitudine şi, totodată, de îngustare a lor la aproape 15 km.

Masivele muntoase din această grupă aparţin din punct de vedere structural zonei vulcanice din vest, zonei mediane înalte cristalino-mezo-zoice şi Obcinelor Oltului (Fig. 44).

Zona vulcanică. Acesteia îi aparţin masivele Călimani, Gurghiu, Harghita, care împreună se întind pe circa 150 km lungime şi 50 km lăţime. Spre sud lanţul vulcanic depăşeşte defileul Oltului prin masivul Ciumatu ajungând până la valea Bicsad.

În mare parte sunt constituite din piroclastite, depuse atât în mediul subaerian, cât şi subacvatic, cărora li se adaugă depunerile epi-clastice-subacvatice, alcătuind împreună larg dezvoltată, formaţiunea vulcanogen-sedimentară. Vulcanitele sunt reprezentate prin andezite cu piroxeni şi amfiboli, andezite bazaltoide, dacite şi bazalte.

Relieful vulcanic este conservat mai bine în cele trei masive componente decât în sectorul nordic (Oaş-Gutâi). Astfel, în bază, platoul vulcanic dezvoltat mai ales pe latura vestică constituie treapta cea mai joasă a aparatelor vulcanice. Eroziunea subaeriană a netezit în mare parte suprafaţa acestui platou dându-i un aspect de suprafaţă structu-rală cu altitudini de 1000-1500 m.

Deasupra platoului se conturează cupola vulcanică, cu povârnişuri mai accentuate, complexe, alcătuită mai ales din lave andezitice. Partea superioară a cupolei corespunde, de fapt craterului vulcanic care, astăzi, ne apare ca un enorm bazin de recepţie a râurilor ce şi-au împins obârşiile în interiorul lui.

143

Fig. 44. Carpaţii Moldo-Transilvani

(Grupa centrală a Carpaţilor Orientali) Munţii Călimani prezintă un profil greoi constând în altitudinea

de peste 2000 m (Vf. Pietrosu, 2102 m) şi asimetria sa. Ei apar însă puternic fragmentaţi de o serie de afluenţi ai Bistriţei, Mureşului şi Someşului Mare.

Munţii Gurghiu reprezintă o înlănţuire de coşuri vulcanice dispuse pe aliniamentul NV-SE al rupturii crustale, cu platoul larg dezvoltat spre vest şi cratere în general bine păstrate.

Fără a avea înălţimea Călimanilor (1550-1775 m) şi acest masiv apare puternic fragmentat de afluenţi ai Mureşului.

Munţii Harghita la rândul lor nu depăşesc 1800 m. Mai înalt şi mai prelung, acest lanţ vulcanic păstrează mai bine aparatele vulcanice,

144

iar platoul vulcanic apare mai extins către vest. Ei sunt puternic fragmentaţi de numeroşi afluenţi ai Oltului şi Mureşului.

Contactul zonei vulcanice cu zona cristalino-mezozoică este marcat printr-un întins culoar depresionar, mai îngust şi înalt către nord (Bilbor-Borsec) şi bine dezvoltat în partea sa mijlocie şi sudică (Gheorghieni-Ciuc). Sub raport pedologic se impune sectorul sudic, Gheorghieni-Ciuc. Acesta este drenat longitudinal de Mureşul superior şi respectiv Oltul superior.

Depresiunea Gheorghieni are o altitudine medie de 750 m. Ea este alcătuită dintr-o serie de tăpşane piemontane suspendate deasupra teraselor larg dezvoltate ale Mureşului.

Depresiunea Ciuc se întinde de-a lungul Oltului pe cca 55 km şi o lăţime ce rar ajunge la 10 km. Înaintările laterale ale unor pinteni eruptivi împart depresiunea în trei compartimente. Pe rama estică cris-talină a depresiunii, apare suspendat un nivel de 850-1000 m care domină la rândul său un tăpşan sedimentar situat deasupra luncii Oltului la 100 m.

Zona mediană înaltă. Munţii care alcătuiesc această zonă cores-pund din punct de vedere structural tectonic, în cea mai mare parte formaţiunilor cristalino-mezozoice, dar şi flişului intern în care se înscrie cel mai înalt masiv al zonei respective, masivul Ceahlău.

Masivele muntoase principale care compun zona mediană sunt reprezentate prin Giumalău, Munţii Bistriţei Mijlocii, Munţii Giurgeu, Munţii Hăghimaşi şi Munţii Ceahlău. Munţii Giumalău a căror altitu-dine maximă depăşeşte 1859 m sunt alcătuiţi în întregime din şisturi cristaline. Culmile care se desfac din vârful principal (Giumalău), coboară în trepte (1400-1500 m şi 1200-1300 m).

După toate aparenţele, Masivul Giumalău s-ar îngemăna cu Munţii Rarău alcătuiţi tot din şisturi cristaline şi formaţiuni sedimentare (conglomerate, gresii şi peste acestea dolomite masive ce formează orizontul cel mai bine dezvoltat în sinclinalul Rarăului). Dolomitele suportă depozite jurasice alcătuite din brecii, calcare acoperite la rândul lor de gresii şi marno-argile.

Relieful se prezintă domol, cu pante line pe şisturile cristaline spre deosebire de cel înscris pe dolomite şi care se pune în evidenţă prin pereţi verticali, versanţi acoperiţi cu grohotişuri, piscuri etc.

Munţii Bistriţei Mijlocii sunt dispuşi sub forma unui lanţ continuu. Culmea lor principală, înaltă de 1700-1750 m şi orientată nord-sud este fragmentată transversal de o serie de afluenţi ai Bistriţei în mai multe masive bine individualizate. Sunt constituiţi din cristalin la care spre sud (în masivul Budacu) se adaugă şi o fâşie de fliş cretacic. Ca urmare,

145

alături de formele de relief înalte şi greoaie de pe cristalin, versanţii estici sunt mai domoli şi dens fragmentaţi.

Masivul Ceahlău înalt de peste 1900 m domină întreg orizontul grupei centrale. El aparţine flişului intern fiind format din gresii, marne, conglomerate şi argile, calcare, toate acestea acoperite la partea supe-rioară de gresiile şi aşa zisele conglomerate de Ceahlău, care au generat un relief ruiniform de piramide, turnuri şi poliţe structurale. Culmile superioare însă corespund unei suprafeţe structuralo-erozivă situată la 1600-1800 m, dominată de vârfuri înalte. Undeva mai jos, la nivelul cul-milor secundare periferice se conturează un alt nivel între 1000-1300 m.

Munţii Giurgeu se caracterizează printr-un profil relativ plat, înscris pe formaţiunile cristaline. Singura varietate în peisajul şi struc-tura acestor munţi o constituie cupola înaltă de la Ditrău (1542 m). Către Mureş Munţii Giurgeului se termină printr-o prispă înaltă de aproximativ 1000 m, în care la contactul cu Depresiunea Gheorghieni sunt săpate o succesiune de trepte piemontane.

Munţii Hăghimaş prezintă forme domoale în zona flancurilor cristaline şi forme variate în umplutura sedimentară mezozoică. Ei par mai degrabă o asociere de culmi plate şi culoare depresionare paralele, decât un masiv unitar. Sunt alcătuiţi din formaţiuni cristaline la care se adaugă conglomerate, gresii, calcare, dolomite, jaspuri şi argile nisipoase.

Diversitatea aceasta litologică se reflectă larg în peisajul geomor-fologic al acestor munţi. Astfel, pe calcare şi dolomitele din culmea principală apar o serie de platouri structurale înalte (1700-1790 m) sau mai joase care uneori se termină prin abrupturi prelungi.

Pe latura estică, în arealul de marne şi gresii apar culoare depre-sionare, flancurile vestice şi estice cu apariţii de şisturi cristaline le corespund nişte culmi şterse (800-1400 m), iar plăcile conglomerato-grezoase dau un relief de creste semeţe. Este prezent relieful carstic atât în forme de suprafaţă, cât şi subterane.

Zona estică a flişului cuprinde câteva masive muntoase care nu depăşesc 1700 m şi au o desfăşurare în evantai cu deschidere orientată către sud (Munţii Stânişoarei, Munţii Tarcău, Munţii Ciuc şi Munţii Nemira).

Munţii Stânişoarei alcătuiţi predominant din gresii şi marne au aspectul unei culmi continui, crenelată de o serie de curmături trans-versale şi cu altitudini cuprinse între 1000-1300 m. Din culmea principală se detaşează mai multe culmi secundare, dispuse perpendicular (Fig. 44).

Munţii Tarcău se prezintă ca o masă muntoasă uniformă cu alti-tudini care descresc spre sud. Sunt alcătuiţi din fliş cretacic şi paleogen

146

cu predominarea gresiilor (de Tarcău şi Kliwa). Acest masiv este frag-mentat în două compartimente de valea Asău. În vest se desfăşoară culmea Tărhăuş (1662 m), iar în est culmea Geamăna (1447 m). Cel vestic este dominat şi este alcătuit din formaţiuni cretacice. În general, culmile sunt dominate de vârfuri şterse despărţite prin înşeuări sau văi atât longitudinale, cât şi transversale.

Munţii Ciuc, deosebit de fragmentaţi ating altitudini de 1500-1600 m. Predomină şi aici gresiile cretacic-paleogene. Culmea principală are forma unui arc de cerc orientat NV-SE cu deschidere către valea Trotuşului, spre care îşi trimite o serie de pinteni, despărţiţi de văi scurte.

Munţii Nemira sunt orientaţi N-S şi domină cu înălţimea lor de peste 1600 m întreaga zonă montană înconjurătoare. Culmea principală are aspect de horst şi reprezintă castelul de apă, din care pornesc lateral o serie de afluenţi ai Trotuşului şi Caşinului. Printre aceste râuri, din culmea principală se resfiră numeroase spinări montane cu altitudini joase, sub 1000 m.

Obcinele Oltului. Acestea sunt reprezentate prin câteva masive de altitudine joasă cum sunt Munţii Bodoc, Munţii Baraolt şi Munţii Perşani.

Munţii Bodoc sunt orientaţi nord-sud. Morfologia culmii principale cu altitudine de 1000-1200 m este foarte simplă. O spinare netedă dominată de câteva piscuri, deşi aceşti munţi sunt alcătuiţi din gresii şi conglomerate, care cad în trepte (800 m şi 650 m) spre zonele joase.

Munţii Baraolt sunt alcătuiţi din marne, gresii, conglomerate etc. Culmea lor principală, lungă de circa 40 km şi largă de 8-10 km coboară spre sud în trepte până la 600 m. Înălţimile cele mai mari se găsesc în partea centrală a culmii (934-1018 m) sub care se conturează cel puţin două nivele de denudaţie (900 m şi 600-700 m).

În general Munţii Baraolt apar puternic fragmentaţi în interfluvii înguste de afluenţii Oltului.

Munţii Perşani fiind orientaţi NNE-SSV, închid arcul carpatic în interiorul căruia se află Depresiunea Braşov. Structura lor petrografică este deosebit de complexă (şisturi cristaline, conglomerate, gresii, calcare, dolomite în jumătatea sudică, andezite, tufuri bazaltice şi bazalte în nord).

Înălţimile Munţilor Perşani depăşesc 1000 m în câteva culmi, în rest, altitudinea se menţine între 800-900 m şi scade în şei până la 610 m.

Caracterele morfografice şi morfometrice, cât şi aspectul morfo-litologic au condus la separarea a trei sectoare de la nord la sud, astfel:

- Perşanii nordici în care alături de un relief de platforme structurale apare şi un relief pe calcare şi conglomerate calcaroase;

147

- Perşanii centrali cu altitudine medie mai joasă (750 m) carac-terizaţi prin prezenţa klippelor calcaroase în zona defileului Oltului, a culmilor conglomeratice şi a bazaltelor de la ieşirea Oltului din defileu. Pe cristalin se dezvoltă un relief greoi, fiind evidenţiat prin trei suprafeţe de nivelare (950m, 800 m şi 750 m);

- Perşanii sudici în care relieful prezintă forme şterse pe şisturi cristaline şi forme mai zvelte pe calcare.

Dată fiind alcătuirea geologică a masivelor muntoase din această grupă, reiese că materialul parental al solurilor este alcătuit în cea mai mare parte din depozite deluviale şi deluvial-proluviale predominant cu textură lutonisipoasă. Fac excepţie solurile din lunci şi de pe terase care s-au format pe depozite de natură aluvială.

Sub raport climatic, grupa centrală se situează ca şi cea nordică în zona rece-foarte umedă cu resurse termice foarte scăzute (0-60C) şi resurse hidrice cuprinse între 700-1400 mm. Excepţie fac ariile depre-sionare care se încadrează în zona răcoroasă-umedă cu temperaturi ceva mai ridicate şi precipitaţii de 550-900 mm.

Condiţiile orohidrografice, de climă şi rocă la care se poate adăuga şi vegetaţia au fost favorabile formării unui înveliş de sol, cu unele excepţii, asemănător celui din grupa nordică, la care ne-am referit mai sus, cuprinzând molisoluri, argiluvisoluri, cambisoluri, spodosoluri, umbrisoluri, soluri hidromorfe, vertisoluri şi soluri neevoluate. Dintre acestea, cea mai mare răspândire o au însă cambisolurile (cca 60%) (Fig. 45).

Solurile brune acide reprezintă componenta principală a cambi-solurilor (cca 40%). Sunt răspândite pe arii mai extinse în zona flişului şi în zona cristalino-mezozoică. Un specific aparte îl au solurile brune acide din zona munţilor vulcanici Gurghiu-Harghita unde prezintă un caracter andic şi se asociază cu andosolurile.

Solurile brune eu-mezobazice au o pondere puţin peste 10% şi sunt condiţionate de litologie. Ele s-au format pe materiale bogate în componente bazice (argile marnoase, argile) şi deţin suprafeţe aprecia-bile în zona flişului în primul rând, dar mai apar în zona cristalino-mezo-zoică, precum şi pe marginea depresiunilor. Frecvent se asociază cu soluri brune acide, soluri brune luvice, local luvisoluri albice.

Spodosolurile ocupă locul doi după cambisoluri fiind reprezen-tate prin soluri brune feriiluviale şi podzoluri. Ele apar cu o frecvenţă mai mare în zona cristalino-mezozoică în Munţii Bistriţei, la altitudini mai mari (peste 1600 m), în zona pădurilor de molid şi jnepenişuri sau sub pajişti. Se mai întâlnesc în Munţii Călimani.

148

Fig. 45. Răspândirea solurilor din Carpaţii Moldo-Transilvani

(Grupa centrală a Carpaţilor Orientali)

149

Umbrisolurile reprezentate numai prin tipul andosol, deţin în jur de 3,5% din suprafaţa grupei. Ele apar în arealul solurilor brune acide şi separat la limita superioară a acestora.

Argiluvisolurile au o arie restrânsă de răspândire. Se întâlnesc cu precădere în limitele principalelor arii depresionare (Gheorghieni şi Ciuc) unde, în cea mai mare parte, sunt puternic afectate de exces de umidi-tate de suprafaţă.

Pe areale restrânse se întâlnesc (în depresiuni) soluri hidromorfe şi anume lăcovişti şi soluri gleice, precum şi soluri neevoluate (soluri aluviale).

Neuniformitatea învelişului de sol al grupei centrale a Carpaţilor Orientali, ca şi în grupa nordică este accentuată şi de ivirile locale a unor soluri a căror apariţie se datoreşte unor factori pedogenetici locali, cum ar fi natura depozitelor de solificare, condiţiile climatice etc.

Din această categorie fac parte rendzinele şi pseudorendzinele, cernozimurile cambice rendzinice, solurile cernoziomoide, psamosolurile şi vertisolurile. Toate aceste soluri apar de fapt în limitele celor două depresiuni intramontane, Gheorghieni şi Ciuc.

Sub aspectul însuşirilor fizice, solurile dominante din grupa centrală a Carpaţilor Orientali au textură grosieră-mijlocie (lutonisi-poasă-lutoasă), profil slab dezvoltat, conţinut apreciabil de schelet şi capacitate de apă utilă mică. În depresiuni sunt prezente şi soluri dife-renţiate textural cu textură mijlocie în orizontul superior (18-33% argilă sub 0,002 mm) şi mijlociu fină în cel inferior (32-45% argilă). Permeabilitatea solurilor prezintă valori mijlocii până la excesiv de mici (0,3-10 mm/h).

Din punct de vedere chimic marea majoritate a solurilor se prezintă puternic debazificate (V=10-40%), au aciditate accentuată (pH=3,5-5,5) şi sunt slab aprovizionate cu substanţe nutritive.

În comparaţie cu solurile montane cele din depresiuni au însuşiri chimice ceva mai favorabile. Ne referim la solurile brune eu-mezobazice, la solurile cernoziomoide şi cernoziomurile cambice rendzinice. Acestea se caracterizează prin reacţie predominant slab acidă-neutră, grad de saturaţie în baze ridicat (70-85%) şi un nivel de aprovizionare cu nutrienţi mai ridicat.

Factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante pot fi consideraţi mai întâi aciditatea puternică asociată cu un volum edafic redus al solurilor, pantă accentuată, pericol de eroziune în adâncime şi eroziune de suprafaţă, local alunecări, la care se poate adăuga excesul de umiditate pe platouri şi în lunci (stagnant sau de natură freatică).

150

XI.1.3. GRUPA DE CURBURĂ SAU SUDICĂ

Această grupă muntoasă ţine din nord, de la valea Oituzului, limita de nord a Depresiunii Braşovului şi defileul Oltului la Racoş şi valea Dâmboviţei la vest. În funcţie de caracteristicile sale fizico-geografice se deosebesc: Depresiunea Braşov, Zona curburii externe Întorsurii şi Munţii Bucegi-Piatra Craiului.

Depresiunea Braşov. Spaţial geomorfologic relieful depresiunii este format din cel puţin trei trepte concentrice, după cum urmează:

- treapta colinelor piemontane marginale (550-600 m) cu o dezvoltare inegală;

- treapta (mijlocie) şesurilor piemontane acumulative, etajate, moderat fragmentate;

- treapta joasă a luncilor cu caracter mlăştinos străbătute de văi puţin adânci.

Zona curburii externe este alcătuită atât din munţi înalţi, cât şi din munţi joşi, cuprinzând Munţii Vrancei, Munţii Buzăului, Munţii Ciucaşului, Munţii Gârbovei, munţii joşi ai ramei interioare desprinşi din Munţii Vrancei şi Buzăului-Breţcu, Întorsurii, Munţii Bârsei, Munţii Bucegi, Leaota şi Piatra Craiului (Fig. 46).

Munţii Vrancei sunt orientaţi nord-sud şi par ca o înşiruire de măguri (1069-1785 m) între care se intercalează, înşeuări, cumpene de întâlnire a obârşiilor afluenţilor Putnei cu cei ai Râului Negru. În alcă-tuirea lor intră formaţiuni predominant paleogene, cuprinzând gresii, conglomerate, marne şi argile.

Profilul transversal al acestor munţi este asimetric, culmea lor principală fiind situată către limita estică a zonei muntoase.

Munţii Buzăului alcătuiesc o asociere de culmi puternic frag-mentate. Altitudinea lor variază între 900-1700 m şi aparţin în cea mai mare parte flişului paleogen, în compoziţia căruia intră gresii, marne, argile şi uneori conglomerate.

Munţii Ciucaş cei mai înalţi din Carpaţii Curburii (1956 m) sunt alcătuiţi din două culmi (Ciucaş în vest şi Zăganu în est), care formează flancurile unui cvasisemicerc deschis în sud, din care îşi adună apele cursul superior al Teleajenului. În alcătuirea lor intră îndeosebi forma-ţiuni grezoase şi conglomerate calcaroase care au generat un relief abrupt, ruiniform. Relieful dezvoltat pe conglomerate cuarţitice este mai domol, astfel că proeminenţele au forma unor cupole.

151

Fig. 46. Carpaţii Curburii

(Curbura externă, Munţii Perşani-la sud de Olt şi Depresiunea Braşov) Munţii Ciucaş sunt fragmentaţi de izvoarele Teleajenului. Cele

două creste Zăganu şi Ciucaş, se prelungesc mult către sud prin două culmi grezoase mai domoale, Clăbucet şi respectiv Grohotiş cu altitu-dini de 1500-1600 m.

Munţii Gârbovei (Baiului) alcătuiţi din fliş cretacic intern (gresii şi marne) cu altitudini frecvente de peste 1800 m (vf. Baiu 1898 m), prezintă un relief şters cu versanţi moderat înclinaţi.

Munţii joşi ai ramei interioare desprinşi din Munţii Vrancei şi Buzăului apar ca o prispă ce domină sud-estul Depresiunii Braşov. Astfel, Munţii Breţcu (750-1300 m) şi Munţii Întorsurii (1203 m), sunt alcătuiţi din formaţiuni grezoase cretacice.

Munţii Bârsei alcătuiţi din conglomerate şi calcare ating altitu-dini de peste 1800 m şi cuprind masivul Piatra Mare şi Postăvaru. Primul, Piatra Mare cu altitudinea maximă de 1844 m, se evidenţiază printr-o

152

frecvenţă mai mare a calcarului şi o mai puternică eroziune, are un aspect haotic şi este adânc fragmentat de afluenţi ai Timişului şi Târlungului.

Postăvaru (1842 m), masiv cu aspect greoi cade în trepte către Depresiunea Braşov (Poiana Braşov şi Tâmpa). Văile care-l fragmen-tează prezintă versanţi puternic înclinaţi.

Clima munţilor zonei de curbură este rece şi foarte umedă. Temperatura medie anuală este cuprinsă între 0-6,00C, iar resursele hidrice variază între 700 şi 1500 mm.

Munţii Bucegi la care se include şi Leaota sunt alcătuiţi din faciesuri conglomeratice şi calcaroase. În ansamblu, aceşti munţi se prezintă ca un platou înalt (2000 m) fragmentat în partea sa centrală de valea Ialomiţei. Altitudinea lor maximă depăşeşte 2500 m în vârful Omul (2507 m).

Latura vestică a masivului Bucegi corespunde Munţilor Leaotei, alcătuiţi din roci cristaline ce dau forme domoale şi altitudini mai joase (2135 m în vârful Leaota).

Munţii Piatra Craiului orientaţi nord est-sud vest se întind pe cca 25 km lungime. Sunt constituiţi din calcare şi divizaţi în subunităţi distincte. Astfel, la nord se găseşte Piatra Craiului Mică. Aspectul reliefului în acest caz este cel al unui platou îngust cu înălţimi frec-vente în jur de 1800 m.

Urmează Piatra Craiului Mare, o creastă ascuţită, situată la peste 2000 m, care domină împrejurimile prin abrupturi înalte. Pe partea vestică prezintă povârnişuri mai repezi, iar pe cea estică ceva mai domoale.

Extremitatea sudică a Munţilor Piatra Craiului prezintă altitudini mai joase, în jur de 1500 m. La baza pereţilor crestei calcaroase apare o întinsă cuvertură de grohotişuri.

Materialul parental al solurilor este reprezentat prin depozite deluviale în limitele munţilor, depozite proluviale şi aluviale în cuprinsul Depresiunii Braşovului şi de natură aluvială în luncile şi pe terasele râurilor, foarte variate sub raport textural.

În condiţiile pedogenetice specifice Carpaţilor de Curbură, peisajul pedologic este dominat de cambisoluri (57%) şi spodosoluri (20%), la care se adaugă unele molisoluri (12%), soluri hidromorfe (3%) şi soluri neevoluate (4%) (Fig. 47).

Cambisolurile formează componenta principală a învelişului de sol al acestei regiuni muntoase, cu o reprezentare masivă a solurilor brune acide. Acestea se asociază uneori cu soluri brune eu-mezobazice, cărora li se mai adaugă la altitudini mai coborâte unele soluri de tip brun luvic şi chiar luvisoluri albice, brune feriiluviale, cu precădere în Munţii Vrancei, Buzăului şi local în rest.

153

Fig. 47. Răspândirea solurilor în Carpaţii Curburii

(Curbura externă, Munţii Perşani-la sud de Olt şi Depresiunea Braşov)

154

În timp ce solurile brune eu-mezobazice sunt condiţionate de relieful supus eroziunii, alcătuit predominant din sedimente bogate în componente bazice (argile, argile marnoase) solurile brune acide s-au dezvoltat îndeosebi pe depozite deluviale rezultate pe seama dezagre-gării şi alterării gresiilor.

Spodosolurile sunt reprezentate atât prin soluri brune feriiluviale, cât şi prin podzoluri. Ele apar de regulă la altitudini de peste 1500-1600 m şi au fost întâlnite pe arii mai extinse în Bucegi, apoi în Culmea Lăcăuţi, Munţii Siriului şi Munţii Teleajenului.

Molisolurile, cu excepţia rendzinelor şi pseudorendzinelor care sunt diseminate în întreaga regiune, deoarece prezenţa lor este legată de existenţa calcarelor şi marnelor, fomează componenta principală a Depresiunii Braşovului fiind reprezentate mai ales prin soluri cerno-ziomoide şi cernoziomuri cambice rendzinice şi în mai mică măsură prin cernoziomuri. Acestea din urmă îmbracă treapta mijlocie a şesurilor piemontane acumulative etajate, moderat fragmentate, în cea mai mare parte cultivate cu cereale şi cartofi.

Argiluvisolurile se întâlnesc de asemenea în limitele Depresiunii Braşovului, dar pe treapta colinelor piemontane marginale. Ele sunt reprezentate printr-o largă varietate de tipuri începând cu solurile brune argiloiluviale molice, solurile brune luvice, luvisolurile albice, în cea mai mare parte pseudogleizate şi chiar pseudogleice şi terminând cu planosolurile, care frecvent se asociază cu solurile brune luvice.

Solurile hidromorfe, alcătuite din lăcovişti şi soluri gleice vin să completeze pedopeisajul treptei mijlocii a şesurilor piemontane. Ele s-au format spre baza acestora sub influenţa excesului de umiditate, deter-minat de nivelul ridicat al pânzei freatice.

Clasa solurilor neevoluate se reduce mai ales la protosolurile şi solurile aluviale caracteristice treptei joase a luncilor, local cu caracter mlăştinos, străbătute de văi puţin adânci.

Cu excepţia celor din Depresiunea Braşovului, aproape toate celelalte, soluri caracteristice zonei Carpaţilor de Curbură prezintă o textură grosieră-mijlocie, profil slab dezvoltat, deci volum edafic redus (21-50 cm) şi un conţinut mic-mijlociu (10-40%) de material scheletic. Au o capacitate de apă utilă mică (50-65 mm apă pe 100 cm sol), dar o permeabilitate mijlocie până la excesiv de mică (0,4-10,0 mm/h).

În condiţiile pedogenetice specifice zonei depresionare a Braşovului solurile (cernoziomoide, brune argiloiluviale, luvisoluri albice, planosoluri) se caracterizează printr-o compoziţie granulometrică mai diversificată, de la lutoasă până la lutoargiloasă, deci şi prin însuşiri hidrofizice mai

155

puţin favorabile, care uneori au condus la apariţia excesului de umidi-tate stagnant.

Deosebiri între solurile montane şi cele din depresiune apar şi în privinţa însuşirilor chimice. Astfel, în zona de munte marea majoritate a solurilor au o aciditate accentuată (pH=3,5-5,5) şi se prezintă puternic debazificate (V=10-45%).

În limitele Depresiunii Braşovului, solurile aparţinând molisolurilor au o reacţie slab acidă (5,9-6,8), conţinut mic-mijlociu de humus (3-5%) şi un grad de saturaţie ridicat (peste 80%). Chiar şi argiluvisolurile, diferenţiate textural pe profil se caracterizează prin însuşiri chimice care oferă condiţii favorabile dezvoltării plantelor.

Deosebiri între cele două zone apar şi în privinţa factorilor restrictivi la folosinţele dominante. Aşa de exemplu, în zona de munte, pot fi consideraţi: aciditatea puternică asociată cu volumul edafic redus, panta accentuată, de unde şi pericolul de eroziune de suprafaţă.

În limitele ariei depresionare se impun: excesul de umiditate stagnant şi freatic umede şi în anumite cazuri (solurile brune luvice, luvisolurile albice), debazificarea accentuată şi conţinutul scăzut de nutrienţi.

XI.2. CARPAŢII MERIDIONALI Carpaţii Meridionali sunt alcătuiţi din masive puternic dezvoltate

şi bine delimitate. Din punct de vedere hipsometric circa 25% din suprafaţa lor se găsesc la altitudini absolute de peste 1500 m şi 55% între 700-1500 m. Existenţa depresiunilor intracarpatice ca şi a marilor văi transversale explică şi situarea a 20% din arealul muntos la altitu-dini ce variază între 300 şi 700 m.

Masivitatea acestei ramuri carpatice apare ca o consecinţă directă a structurii petrografice caracterizată prin marea extensiune a şisturilor cristaline străpunse de intruziuni eruptive vechi.

Particularităţile fizico-geografice ale acestei ramuri a Carpaţilor Româneşti au impus următoarele subdiviziuni: Masivul Făgăraş, Masivul Parâng şi Masivul Godeanu-Retezat (Fig. 48).

156

Fig.

48.

Car

paţii

Mer

idio

nali

157

XI.2.1. GRUPA MUNŢILOR FĂGĂRAŞ

Se prezintă sub forma a două culmi distincte: culmea Făgăraş în nord şi culmea Ghiţu-Frunţii-Cozia în sud, despărţite de Depresiunea Loviştei.

Culmea Făgăraş corespunde părţii nordice a masivului, este orien-tată est-vest pe o lungime de circa 70 km şi depăşeşte frecvent 2400 m altitudine.

Din punct de vedere geologic este alcătuită în întregime din şisturi cristaline, în care se găsesc intercalate benzi de amfibolite, calcare şi dolomite.

Culmea Făgăraş prezintă o asimetrie clară. Astfel, versantul nordic este abrupt şi domină Depresiunea Făgăraşului pe care şerpuieşte Oltul cu 2000 m mai jos, pe când versantul sudic se desface în culmi puternice, care cad în trepte până fac corp comun cu culmile sedimentare ale depre-siunii Loviştei. Se disting uşor în acest caz fragmente din cele trei bine cunoscute suprafeţe de eroziune (Borăscu, Râu Şes şi Gornoviţa).

În sud estul Munţilor Făgăraş se găsesc ca un promontoriu Munţii Iezer-Păpuşa alcătuiţi, de asemenea din şisturi cristaline.

Culmea Ghiţu-Frunţii-Cozia este despărţită în nord de cea a Făgăraşului prin culoarul sedimentar al Loviştei şi apare adânc frag-mentată de râurile Vâlsan, Argeş şi Topolog. Este alcătuită din gnaise.

Materialul parental al solurilor este alcătuit predominant din depozite deluviale, lutonisipoase.

În ceea ce priveşte clima, aceasta se menţine rece-foarte umedă, subzona 1, în care temperatura medie anuală se încadrează între 3,0-6,00C, iar precipitaţiile nu depăşesc 1000 mm (700-1000 mm) şi subzona 3 cu valori ale temperaturii medii de 0-3,00C şi precipitaţii mult peste 1000 mm (1200-1500 mm), această subzonă corespunzând părţii nordice a Masivului Făgăraş. De remarcat că cele mai mari cantităţi de pre-cipitaţii cad în perioada aprilie-octombrie (500-1200 mm), iar cele mai mici în luna iulie (80-180 mm).

XI.2.2. GRUPA MUNŢILOR PARÂNG

Se înfăţişează ca cel mai tipic nod orografic al Carpaţilor Româneşti. Este alcătuit dintr-o zonă înaltă centrală, dominată de vârful Parângul Mare (2518 m), din care se desprind divergent culmea Căpăţânei (2103 m) alcătuită predominant din roci sedimentare, Munţii Lotru (2224 m) constituiţi ca şi Munţii Cindrel (2245 m) din roci cristaline, apoi în nord vest între văile Sebeş şi Ştei se întind

158

Munţii Şureanu (2130 m) din şisturi cristaline cu ceva intruziuni eruptive şi calcare.

Masivul Parângului se prezintă puternic fragmentat, îndeosebi de afluenţii Oltului şi Mureşului în culmi mai mult sau mai puţin paralele dispuse în trepte, urmare a prezenţei şi conservării în bune condiţii a celor trei suprafeţe de denudaţie.

În Munţii Capăţânei, creasta calcaroasă a Vânturariţei dă reliefului un aspect ruiniform, iar conglomeratele eocene de la extremitatea estică generează un relief puternic fragmentat cu creste ascuţite.

Munţii Lotrului alcătuiţi din şisturi cristaline au un aspect monoton. Culmile principale aparţinând probabil suprafeţei Râu şes se menţin la 1700-1800 m şi sunt dominate de câteva piscuri mai înalte. Către Lotru, dar mai ales spre Olt, pornesc o serie de spinări secundare tentaculare (900-1200 m).

Munţii Cindrel ca şi Munţii Şurean prezintă forme domoale, plaiuri întinse, pe direcţia văilor, evidenţiindu-se cunoscutele suprafeţe de denudaţie (2000-2200 m; 1450-1700 m şi 800-1400 m). Nu lipseşte, de asemenea relieful glaciar prezent de altfel în tot masivul Parâng.

Materialul parental al solurilor a rezultat din dezagregarea şi alte-rarea rocilor cristaline compacte, calcarelor şi conglomeratelor; este alcă-tuit din depozite deluviale cu textură variată, predominant nisipolutoasă.

Acest masiv ca şi cel al Făgăraşului se situează în zona a IV-a rece-foarte umedă, subzonele 1 (35%), 2(33%) şi 3 (32%) caracterizate prin temperaturi medii de 0-6,00C. Valorile cele mai scăzute (0-30C) caracterizează culmile mai înalte cu altitudini trecând de 1500-2000 m.

Resursele hidrice reprezintă valori crescânde în cadrul celor trei subzone între 700-1000 mm în cadrul subzonei I, între 1000-1200 mm în subzona a 2-a şi de 1200-1500 mm în cea de a 3-a subzonă.

XI.2.3. GRUPA GODEANU-RETEZAT

Este bine individualizat prin încadrarea sa între depresiunile Petroşani şi Haţeg ca şi de culoarele Timiş-Cerna şi cel al Bristrei de nord. În alcătuirea acestui masiv intră Munţii Godeanu (2290 m), Munţii Retezat (2509 m), Munţii Ţarcu (2196 m), Munţii Cernei (1877 m), Munţii Mehedinţi (1100 m) şi Munţii Vâlcan (1870 m).

Munţii Godeanu sunt constituiţi din paragnaise, amfibolite, conglo-merate, şisturi argiloase şi unele şisturi cristaline. Liniile de relief (SE-NV) se compun dintr-o culme principală din care se desprind la rândul lor trei culmi secundare. Spre sud-est apare o altă serie de

159

culmi secundare. Toate aceste culmi sunt despărţite de numeroase văi cu versanţi moderat-puternic înclinaţi.

Larga desfăşurare a culmilor în general netede cu aspect de plaiuri întinse nu sunt altceva decât suprafeţele, de netezire (Borăscu, Râu Şes şi Gornoviţa). Relieful glaciar este prezent prin circuri, văi glaciare şi morene care coboară până la 1450 m.

Munţii Retezat de formă trapezoidală sunt constituiţi din roci cristaline (şisturi cuarţitice, micaşisturi filitoase, şisturi cloritoase-amfi-bolitice) cu intruziuni eruptive (granodiorite) şi petece de calcare.

În zona înaltă a părţii centrale atât în partea de vest sub Slăveiul sau Zănoaga, cât şi în partea de est în jurul înaltelor vârfuri se dezvoltă platouri de 2000, m întinse, ce se menţin la altitudini de 2000-1800 m. Sub nivelele de 2000-1800 m spre versantul nordic se mai identifică nivele la 1600-1400 şi 1200 m.

Relieful glaciar din Retezat este prezent prin numeroase circuri simple şi complexe, văi glaciare în trepte, morene şi câmpuri de blocuri care acoperă culmile sau îneacă lateral circurile glaciare.

Numeroşi afluenţi ai Şteiului şi Jiului compartimentează aceşti munţi într-o serie de culmi orientate îndeosebi spre nord.

Munţii Ţarcu sunt împărţiţi de Valea Mărului, afluent al Bistrei, în două subunităţi orografice: Petreanu spre NE (2195 m) şi Ţarcu (2186 m) spre SE, în cea mai mare parte alcătuite din şisturi cristaline străpunse de intruziuni granito-dioritice.

În general, aceşti munţi prezintă un relief mai domol, deşi o mulţime de circuri glaciare şi văi tributare Râului Mare sau Bistrei îi ferăstruiesc, despletindu-i în mai multe culmi. Sub nivelul superior de 1800-2000 m, periferic, către culoarul Bistra-Caransebeş şi Depresiunea Haţeg se dispun încă două trepte, de 1100-1500 m şi 500-800 m ce dau versanţilor un aspect de amfiteatru.

Munţii Cernei şi Munţii Mehedinţi se prezintă sub forma a două culmi prelungi orientate nord-sud despărţite între ele prin valea Cernei. În vest, Munţii Cernei au forma unei spinări prelungi (1000-1200 m) dominate de câteva vârfuri izolate. Sunt constituiţi în cea mai mare parte din formaţiuni calcaroase, iar către sud granite şi un mic sector de şisturi cristaline.

Munţii Mehedinţi (600-1400 m) se întind în lungul Cernei, până la Oslea în nord. În profil transversal aceştia apar disimetrici, versantul abrupt fiind către Cerna.

Partea vestică şi nordică a acestor munţi este alcătuită mai ales din calcare, iar partea estică din şisturi cristaline.

160

Munţii Vâlcan se prezintă sub forma unei culmi prelungi, orientată aproximativ NE-SV şi sunt alcătuiţi din şisturi cristaline străpunse de intruziuni granitice acoperite la periferia sudică de calcare. Prima tră-sătură morfologică a acestor munţi este disimetria. Creasta principală este situată aproape de marginea lor nordică. De la aceasta până la fundul depresiunii Petroşani (pe 6 km) relieful cade cu aproape 1000 m. Versantul nordic se prezintă mai mult ca un abrupt puternic. În schimb, versantul sudic este prelung, coboară în pantă lină până la faţa depre-siunii subcarpatice oltene unde un abrupt periferic de câteva sute de metri (aparţinând platformei Gornoviţa) limitează această depresiune.

Materialul parental al solurilor îl reprezintă depozitele deluviale rezultate din dezagregarea şi alterarea rocilor care intră în alcătuirea munţilor şi anume a şisturilor cristaline, paragnaiselor, şisturilor argiloase, şisturilor cuarţitice, micaşisturilor, granodioritelor, conglomeratelor, a calcarelor şi granitelor.

Ca şi în cazul celorlalte masive din Carpaţii Meridionali, clima se prezintă în cea mai mare parte rece-foarte umedă, caracterizându-se prin temperaturi medii anuale de 0-6,00C şi precipitaţii cuprinse între 700-1500 mm. Cele mai mari cantităţi de precipitaţii se înregistrează în perioada aprilie-octombrie (500-1200 mm).

În ceea ce priveşte învelişul de sol al Carpaţilor Meridionali acesta apare relativ uniform datorită structurii geologice în care predomină net şisturile cristaline. El prezintă o succesiune altitudinală regulată de la cambisoluri la umbrisoluri, în strânsă corelaţie cu zonalitatea pe verticală a etajelor bioclimatice.

Îndeosebi monotonia petrografică a fost aceea care a favorizat cel mai bine zonalitatea menţionată. Cu toate acestea, distribuţia pe verticală a solurilor este întreruptă, dar cu totul local, de apariţia solu-rilor intrazonale de tipul rendzinelor sau terra rossa în arealele cu calcare din Munţii Vâlcan, Mehedinţi etc.

Totodată, o notă de variaţie în învelişul de sol o dau depresiunile Haţeg-Orăştie, Petroşani unde, datorită reliefului de terase sau glaci-surilor piemontane cu depozite mai fine, apar molisoluri, soluri argi-loiluviale frecvent pseudogleizate.

Nota pedologică principală a învelişului de sol al Carpaţilor Meridionali o dau cambisolurile (cca 60%) şi spodosolurile (cca 25%) urmate de argiluvisoluri (12%) (Fig. 49). Pe areale cu totul restrânse se mai întâlnesc soluri humico-silicatice, rendzine, pseudorendzine, terra rossa, lăcovişti, soluri gleice şi soluri aluviale, apariţia lor fiind determinată de anumiţi factori locali ca: altitudini de peste 2000 m, prezenţa rocilor calcaroase, relief de luncă, terase, glacisuri etc.

161

162

Fig. 49. Răspândirea solurilor în Carpaţii Meridionali

Din clasa cambisolurilor, solurile brune acide deţin cele mai

întinse suprafeţe (cca 50%). Acestea caracterizează etajul pădurilor de fag, în marea majoritate suprafeţe cu caracter litic datorită substratului de rocă dură situat la mică adâncime (50 cm). Frecvent solurile brune acide se asociază deci cu litosoluri, atât pe versanţi, cât şi pe culmile mai înguste. La altitudini mai mari de 1000 m sau în zonele în care pădurile de fag sunt invadate de un covor ierbos acidofil; (atât în Masivul Făgăraş, cât şi în celelalte masive de la vest de Olt), solurile brune acide se asociază cu soluri de tip brun feriiluvial, pe când la alti-tudini mai joase (600-700 m) se asociază atât cu soluri brune eu-mezo-bazice, cât şi cu soluri brune luvice.

Solurile brune eu-mezobazice apar pe suprafeţe restrânse (cca 10%), fie în zonele depresionare (Depresiunea Titeşti), pe roci sedimentare argilo-marnoase, fie în extremitatea vestică a regiunii, în Mehedinţi unde apariţia lor este legată de substrat (calcare, dolomite etc.). În primul caz, aceste soluri sunt mai profunde şi se asociază, de regulă cu soluri neevoluate (regosoluri) sau soluri trunchiate (erodisoluri), pe când în al doilea caz solurile brune eu-mezobazice au caracter litic şi se asociază cu litosoluri, regosoluri şi soluri brune acide sau rendzine.

Spodosolurile (solurile brune feriiluviale şi podzolurile) sunt specifice pădurilor de molid şi jnepenişurilor. Apar la altitudini de

163

1200-1900 m, solurile brune feriiluviale fiind caracteristice pădurilor de molid, iar podzolurile jnepenişurilor sau pajiştilor alpine. De regulă, sunt soluri foarte puţin profunde şi frecvent se asociază cu litosoluri şi rocă la zi, mai ales în arealul circurilor glaciare.

De reţinut, că pe versantul nordic al masivelor muntoase, în condiţiile unui climat mai aspru, spodosolurile coboară frecvent în etajul fagului determinând diferenţe de peste 100 m între colinele de nord şi sud.

La altitudini de peste 2000 m în etajul pajiştilor alpine, învelişul de sol este alcătuit din soluri humico-silicatice (≈ 1%), soluri puternic humifere, uneori semiturboase şi puternic acide.

Clasa argiluvisolurilor este reprezentată prin tipurile brune luvice (cca 8%) şi luvisoluri albice (cca 4%) care, în general, formează aso-ciaţii în limitele glacisurilor piemontane sau teraselor din depresiunile Haţeg şi Petroşani. În general sunt soluri profunde şi frecvent afectate de exces de umiditate de suprafaţă, ca urmare a condiţiilor climatice, dar şi diferenţierii texturale pe profil cu aproape dublarea conţinutului de argilă în orizontul Bt.

Tot în peisajul depresiunilor se întâlnesc local soluri hidromorfe (lăcovişti, soluri gleice) şi soluri aluviale (cca 4%) frecvent scheletice.

În teritoriu, învelişul de sol zonal este întrerupt de apariţiile locale ale rendzinelor şi solurilor de tip terra rossa, soluri formate pe calcare şi cu însuşiri fizico-chimice specifice date de chimismul şi mineralogia materialului parental pe care s-au format.

În Carpaţii Meridionali predomină solurile cu textură grosieră (conţinut de argilă 8-28%), frecvent puţin profunde şi scheletice, slab-moderat afânate (grad de tasare –2-4%) cu capacitate de apă utilă mică-mijlocie (80-160 mm/m) şi permeabilitate mare sau foarte mare (17-25 mm/h). În depresiuni predomină solurile diferenţiate textural, cu textură mijlocie (20-36% argilă sub 0,002 mm) în orizontul superior şi mijlociu-fină (34-60%) în cel inferior, cu volum edafic mijlociu-mare (90-100%), capacitate de apă utilă mijlocie (140-220 mm/m) şi o permeabilitate mijlocie-excesiv de mică (0,1-2,7 mm/h).

Majoritatea solurilor sunt oligobazice şi extrem oligobazice (V=10-30%) şi prezintă reacţie extrem de acidă (pH=3,5-5,0). În general au conţinut ridicat de humus (10-25%), dar în componenţa acestuia predomină acizii fulvici improprii dezvoltării vegetaţiei.

Factorii ecologici restrictivi la folosinţele dominante îi reprezintă în zonele muntoase, aciditatea puternică, volumul edafic redus al solurilor, panta, local asociată cu eroziunea de suprafaţă şi adâncime în pajişti.

164

În depresiuni apare excesul de umiditate stagnant şi freatic, textura fină, local volumul edafic redus datorită prezenţei scheletului rulat, panta asociată cu eroziune pe versant, aciditatea puternică atât la solurile de pe versanţi, cât şi în lunci şi inundabilitatea prin revărsare.

XI.3. CARPAŢII OCCIDENTALI Această ramură închide arcul Carpaţilor Româneşti către vest şi

se caracterizează printr-un peisaj geografic specific. Sub raport hipsometric aproape 40% din suprafaţa Carpaţilor

Occidentali se situează la altitudini absolute între 500-1000 m, peste 23% la 300-500 m, circa 20% la altitudini de peste 1000 m şi restul de 17% la mai puţin de 500 m prin vecinătate.

Densitatea fragmentării este 0,60-0,70 km/km2 pe 33% din suprafaţă, de 0,50-0,60 km/km2 pe 25%, de 0,70-0,80 km/km2 pe aproape 25% şi de 0,80-0,90 km/km2 pe cca 5% din suprafaţa munţilor respectivi.

Energia de relief din această ramură a Carpaţilor este de 500-1000 m pe 42% din suprafaţă, de 200-300 m pe 10%, de 100-200 m pe ceva mai mult de 3%.

Carpaţilor Occidentali le aparţin Munţii Banatului şi Munţii Apuseni. XI.3.1. MUNŢII BANATULUI

Au în mare parte aceeaşi constituţie geologică ca şi a Carpaţilor Meridionali. Sunt alcătuiţi din şisturi cristaline, străbătute de intruziuni granitice, serpentine peste care se găsesc câteva cuvete orientate nord-sud umplute cu sedimentar cuprinzând pe lângă conglomerate, gresii, şisturi argiloase cu intercalaţii de cărbuni şi mase importante de calcare.

În cadrul Munţilor Banatului se detaşează ca subdiviziuni Munţii Almăjului, Munţii Semenic, Munţii Aninei, Munţii Dognecei şi Munţii Locvei la care se adaugă ca unitate depresionară mai importantă Depresiunea Nerei, iar la nord Munţii Poiana Ruscă (Fig. 50).

Munţii Almăjului cu altitudini care trec de 1200 m (897-1226 m) se prezintă puternic fragmentaţi şi mai conservă încă umeri ai unor nivele de eroziune situate la 400-450 m, 550-700 m şi respectiv la 1000-1100 m.

Munţii Semenicului depăşesc altitudinea de 1400 m (Vf. Svinecea). În cadrul acestora au fost deosebite două nivele mai clar conturate, al Semenicului (1400-1500 m) şi Tomnacica (750-950 m) şi un al treilea

165

al Teregovei (450-500 m), aparţinând mai mult culoarul Caransebeş-Mehadia. Toate aceste nivele se prezintă puternic fragmentate în culmi mai largi sau mai înguste şi pornesc radiar din culmea principală.

Fig. 50. Carpaţii Banatului

Munţii Aninei cu altitudini de peste 1000 m prezintă aspect de

platou format mai ales din calcare care au favorizat formarea a numeroase doline, văi cu versanţi abrupţi. Caraşul de exemplu şi-a săpat în aceste calcare o adevărată vale în canion.

În privinţa nivelelor de eroziune au fost identificate două nivele, al Caraşului şi Cârjei. Primul coboară de la 600 la 500 m şi apoi la 400 m. Nivelul Cârjei domină prin altitudinea sa pe cel al Caraşului cu cca 200 m.

Munţii Dognecei despărţiţi de cei ai Aninei şi Semenicului prin Depresiunea Caraş-Ezeriş depăşesc cu puţin altitudinea de 600 m. Ei sunt alcătuiţi din şisturi cristaline.

Munţii Locvei sunt constituiţi de asemenea din şisturi cristaline (în vest) şi calcare (în est). Osatura orografică a sectorului cristalin este dată de prezenţa a două culmi principale orientate ENE-VSV sau

166

NE-SV ce înclină de la 600 m la 400 m. Din acestea coboară, radiar, lin sau în trepte spre Dunăre sau Nera o serie de culmi secundare de 400-450 m altitudine, scurte, uneori plate, dar, de regulă, uşor rotunjite sau înguste.

Pe calcare, aspectul morfologic general este acela al unui larg platou structuralo-eroziv, ciuruit de numeroase doline şi văi oarbe, ce se menţin la 500-600 m altitudine fiind dominate de creste şi vârfuri banatitice (700-730 m). În partea centrală sau periferică spre Nera şi Dunăre, fragmentarea este mai pronunţată şi apar interfluvii plate sau uşor rotunjite, înguste sau creste calcaroase (N-S) şi delimitate de văi adânci cu versanţi abrupţi.

Munţii Poiana Ruscă prezintă aspect de platou uşor convex sau de cupolă fragmentată de o reţea cu caracter radiar, care separă o serie de culmi mici ce nu depăşesc 800-1000 m ajungând către centru până la 1300 m.

Sub raport geologic, acest masiv este constituit din roci cris-taline şi dolomitice şi calcare recifale metamorfozate. Complexitatea structurală şi petrografică este dată de prezenţa bazinului sedimentar Rusca Montană şi de frecventele intruziuni mezozoice banatitice şi corpuri andezitice sau bazaltice. Cristalinul a determinat văi adânci, pe când sedimentarul a impus o variaţie mai mare în morfologie.

Valea Ruschiţei în sud şi Begheiului în nord, opuse ca direcţie, aproape că despart aceşti munţi în două compartimente, unul mai restrâns în vest şi altul mai larg şi puţin ondulat în est a cărui altitudine se menţine între 600-800 m.

Materialele parentale de sol, apărute ca rezultat al proceselor de dezagregare-alterare a rocilor aparţinând diferitelor compartimente muntoase ale Masivului Banatului sunt alcătuite predominant din depozite deluvial-eluviale, proluvii şi depozite aluvio-proluviale, a căror textură este predominant lutonisipoasă-lutoasă.

Climatic, Masivul Banatului se încadrează în mare parte zonelor rece-foarte umedă (subzonele 1 şi 3, cu temperaturi medii de 0-6,00 C şi resurse hidrice cuprinse între 700-1500 mm) şi răcoroasă umedă (subzona 2 cu temperaturi medii anuale de 7,5-10,00C şi resurse hidrice urcând până la 850 mm) şi doar periferic sau depresiunile interne se situează în zona moderată termic-subumedă (subzona 6) mai caldă (7,5-9,50C), dar mai săracă în precipitaţii (550-700 mm).

Învelişul de sol al Masivului Banatului prezintă mari similitudini cu cel al Carpaţilor Meridionali, cu menţiunea că altitudinea lor fiind mai coborâtă, ei aparţin în întregime subetajului bioclimatic al fagului

167

şi foarte puţin molidului. Ca urmare, cea mai mare parte din suprafaţa acestei regiuni este acoperită cu cambisoluri (peste 65%) şi mai puţin cu spodosoluri (cca 8%). La altitudini mai joase de 300-500 m pe suprafeţe mai aşezate (culmi relativ plane, piemonturi, terase) se întâl-nesc argiluvisoluri (cca 12%), iar în arealele sudice pe calcare şi bazalte apar rendzine (8%) şi terra rossa (2%), frecvent asociate cu litosoluri şi stâncărie, şi cu totul local, cernoziomuri cambice şi pseudorendzine (Fig. 51).

Fig. 51. Răspândirea solurilor în Carpaţii Banatului

168

În Masivul Banatului cele mai răspândite soluri sunt cele brun acide (peste 50%). Ele ocupă suprafeţe întinse în Munţii Semenic şi partea nordică a Munţilor Almăjului.

Se întâlnesc atât pe culmi, cât şi pe versanţi sub forma unor unităţi continui, uniforme în care unele diferenţieri apar doar în privinţa profunzimii sau conţinutului de schelet.

Pe areale mici, la altitudini mai mari se asociază cu soluri brune feriiluviale, iar în zonele mai joase pe versanţi sau în depresiuni apar în complex cu soluri de tip brun eu-mezobazic. Numai pe culmile mai late ce scad altitudinal spre Dunăre se asociază cu luvisoluri albice uneori pseudogleizate.

Solurile brune eu-mezobazice apar pe cca 16% din suprafaţa unităţii, în majoritatea cazurilor fiind asociate cu soluri brune argiloi-luviale şi soluri brune luvice. Sunt specifice reliefului de versant din cadrul ariilor depresionare (Nera, Mehadia, Orşova) şi unde datorită pantelor şi activităţilor agricole sunt afectate de proces de eroziune, uneori foarte puternice.

Local şi anume în Depresiunea Nerei, pe terasele Nerei se întâlnesc soluri brune eu-mezobazice argiloase, vertice, frecvent afectate de nivelul freatic ridicat, iar în Munţii Almăjului, pe calcare apar frecvent soluri brune eu-mezobazice rendzinice asociate cu rendzine şi soluri roşii (terra rosa).

Dintre argiluvisoluri cele mai răspândite sunt solurile brune luvice (cca 11%) şi cu totul local se întâlnesc luvisolurile albice. Acestea apar în condiţiile unor suprafeţe de teren cu aspect piemontan din depre-siunile menţionate mai sus, cât şi pe terasele Nerei şi Timişului.

La altitudini de peste 900-1000 m în Munţii Semenic învelişul de sol se caracterizează prin predominarea spodosolurilor. Din cadrul lor o răspândire mai mare o au solurile brune feriiluviale (8%) şi cu totul local pe platoul Semenic apar podzoluri humico-feriiluviale. În condiţiile reliefului de platou al Semenicului nu lipsesc din pedopeisaj, cu apariţie locală turbele oligotrofe, soluri formate în condiţiile unui exces prelungit de umiditate, atât din precipitaţii, cât şi din aportul unor izvoare.

În teritoriu o extindere apreciabilă o au şi rendzinele (cca 8%). Se întâlnesc pe arii mai extinse în Munţii Almăjului în zona calcarelor şi se asociază frecvent cu litosoluri şi soluri brune eu-mezobazice rendzinice. Aici se întâlneşte un pedopeisaj aparte, în care gradul de dezvoltare a profilului de sol depinde de formele de mezo şi microrelief

169

specifice reliefului sculptat în roci calcaroase. Astfel, dacă în arealul de doline, văi oarbe suspendate predomină soluri relativ profunde care pot prezenta procese incipiente de lesivare, în cazul reliefului de versant sau culmi înguste solurile au un profil scurt (20 cm) şi conţin mult material scheletic.

Pe arii puţin extinse mai apar ca unităţi singulare litosoluri, regosoluri şi soluri aluviale.

Textura solurilor prezentate mai sus este predominant mijlociu-grosieră (conţinut de argilă 12-28%), adesea au profil scurt şi caracter scheletic, volum edafic mijlociu (41-90%), sunt slab afânate, capacitate de apă utilă mai adesea mică (80-160 mm/m) şi permeabilitate, cu unele excepţii, mare-foarte mare (10-200 mm/h).

Sub aspectul însuşirilor chimice învelişul de sol al Masivului Banatului se caracterizează prin predominarea în proporţie de 75% a solurilor acide (pH=4,5-6,5) şi debazificate (V 3-55%). De asemenea, conţinutul de materie organică este foarte variat, de la soluri slab humifere (1-2%) până la excesiv humifere (15-20%), iar aprovizionarea cu azot şi fosfor este slabă.

Ca factori ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante merită să fie menţionaţi: aciditatea, local puternică în Munţii Semenic, volumul edafic redus, panta accentuată, uneori eroziunea de suprafaţă şi adân-cime, excesul de umiditate pe văi sau local pe platouri unde sunt prezente o serie de turbării oligotrofe.

XI.3.2. MUNŢII APUSENI

Desfăşuraţi între culoarele transversale ale Mureşului şi Someşului, Munţii Apuseni reprezintă cea mai extinsă şi complexă subdiviziune a Carpaţilor Occidentali.

Cu excepţia părţilor centrale, unde altitudinile absolute ajung până la peste 1800 m (Vf. Curcubăta, 1848 m), restul masivului se menţine la aceeaşi altitudine.

Sub raport geologic Munţii Apuseni sunt alcătuiţi în linii mari din roci cristaline în care se pot deosebi intruziuni de roci eruptive vechi. Discordant peste cristalin sunt dispuse depozitele paleozoicului şi mezozoicului, străbătute împreună cu cristalinul de erupţiile mezozoice.

În funcţie de caracterele petrografice şi morfologice Munţii Apuseni au fost împărţiţi în patru mari subunităţi:

- Regiunea înaltă din zona centrală; - Regiunea coborâtă din sud;

170

- Regiunea coborâtă din vest şi - Regiunea puternic scufundată din nord. Prima regiune înglobează Munţii Bihorului şi Munţii Gilăului. Munţii Bihorului (Biharia) alcătuiesc axul principal al Munţilor

Apuseni din care se desprind lateral atât culmile coborâte din vest şi nord, cât şi cele mai masive din est. Datorită structurii geologice foarte complexe în funcţie de care diferă şi masivitate, Biharia se împarte în trei grupe principale:

- Grupa nordică alcătuită din şisturi cristaline şi calcare cărora li se alătură puternicul eruptiv al Vlădesei. Este mai întinsă şi mai masivă (Vlădeasa, 1838 m);

- Grupa centrală (cuprinsă între izvoarele Someşului cald în nord şi ale Arieşului Mare în sud) constituită din roci sedimentare vechi (paleozoice, mezozoice). Altitudinea lor absolută atinge valori de până la 1693 m în nord (Cârligate) şi 1269 m spre sud (Vârtopul). Este surprinzătoare netezimea de pe Cârligata (echivalent nivelului Fărcaşa), iar formele carstice sunt impresionante în această grupă, prin măreţia lor.

- Grupa sudică este cea mai impunătoare, în cadrul ei fiind atinsă altitudinea maximă a Munţilor Apuseni (Curcubăta Mare, 1848 m) (Fig. 52).

În cadrul primelor două grupe, munţii au aspect de platouri, se prezintă puternic fragmentaţi în culmi, când domoale, când greoaie, cu abrupturi tectonice şi mult relief carstic, pe când grupa sudică cuprinde culmi rotunjite, cu pante abrupte şi suprafeţe de nivelare fragmentate puternic şi etajate.

Munţii Gilău-Muntele Mare formează un masiv unitar, în funcţie de structura geologică; zona centrală este alcătuită dintr-un uriaş sâmbure de granit înconjurat de o largă fâşie de şisturi cristaline. Trecerea spre bazinul Transilvaniei se face prin intermediul unei zone de calcare vechi mezozoice. Rezistenţa formaţiunilor a condiţionat şi masivitatea reliefului, dar şi păstrarea nivelelor de eroziune. Vârfurile Muntelui Mare (1827 m) şi Baltomireasa (1633 m) tronează peste podurile de o netezime de adevărată câmpie. Către Arieş relieful cade printr-un abrupt pronunţat 300-350 m pe când spre nord înălţimile scad treptat trecând pe nesim-ţite în dealurile din regiunea Huedinului.

Afluenţii celor două Someşe (cald şi rece) şi ai Arieşului prezintă văi înguste adânci şi umbrite.

Regiunea coborâtă din sud înglobează Munţii Trascăului şi Munţii Metaliferi.

171

Fig. 52. Răspândirea solurilor în Carpaţii Apuseni

Munţii Trascăului depăşesc cu puţin 1400 m şi sunt alcătuiţi din

formaţiuni mezozoice (calcare) şi terţiare (roci eruptive) care acoperă scheletul cristalin de la bază rar întâlnit. Complexitatea petrografică este completată de apariţia intruziunilor eruptive de andezite, bazalte etc. În peisaj, prin larga răspândire pe care o are se impune calcarul. Relieful carstic este bine reprezentat. Astfel, pe întinsele platouri apar lapiezuri, doline, chei, avenuri şi multe peşteri.

Munţii Metaliferi puternic fragmentaţi de ape saltă rar peste 900 m şi numai excepţional ating 1000 m altitudine sunt alcătuiţi în cea mai mare parte din roci vulcanice şi calcare. Ca urmare, aceşti munţi se caracterizează printr-un relief haotic, clăile de tip vulcanic alternează cu piramidele calcaroase şi văile largi. Spre culoarul larg al Mureşului netede şi largi se izolează de acesta printr-un abrupt destul de pronunţat în care văile şi-au tăiat chei înguste îndeosebi în formaţiunile calcaroase.

De reţinut că varietatea peisajului acestor munţi este accentuată şi de prezenţa unor depresiuni interioare (Zlatna, Glod, Băiţa etc.).

172

Regiunea coroborată din vest se referă la cele trei şiruri de munţi care alcătuiesc interfluviile dintre Crişuri şi anume la Munţii Pădurea Craiului, Codru Moma şi Munţii Zarandului.

Munţii Pădurea Craiului trec de 900 m în zona de contact cu masivul Bihor, dar pierd treptat din înălţime spre vest (300-400 m), căpătând mai mult aspectul de dealuri decât de munţi. Sunt alcătuiţi predominant din calcare mezozoice şi spre vest, din sedimentarul neogen. Larga răspândire a calcarelor a favorizat formarea unui întins platou pe care apar numeroase forme carstice.

Munţii Codru Moma au altitudini obişnuite pentru această zonă, 750-800 m, maximum fiind atins în vf. Pleşu (1114 m). De fapt, cuprind două masive Codru la nord (cu vf. Pleşu de 1114 m) şi Moma la sud (cu vf. Momuţa de 930 m).

Varietatea reliefului este relativ mare şi aceasta ca o consecinţă a rocilor din care sunt alcătuiţi (roci sedimentare permo-cretacice) mai ales calcar. Cele vulcanice apar sporadic numai la sud. În masivul Moma din sud, unde predomină calcarul, relieful caracteristic este acela al unui întins platou carstic cu o altitudine medie de 700-800 m, vestit prin formele sale carstice (peşteri, sohodoale, doline etc.).

În general aceşti munţi coboară lin spre câmpia de vest prin intermediul unor trepte de piemont.

Munţii Zarandului se desfăşoară est-vest sub forma unei culmi joase care se termină printr-un abrupt.

Mozaicul petrografic al acestor munţi este evidenţiat de intruziuni vechi, de formaţiunile flişului cretacic şi de rocile vulcanice neogene.

Altimetric, în vestul Munţilor Zărandului, se remarcă o treaptă de cca 450 m (vf. Măgura, 474 m), după care altitudinile cresc în partea centrală (vf. Highiş, 799 m, Drocea, 836 m) sub forma unor suprafeţe netede. În est au un caracter accidentat, în lungul văilor fiind prezente o serie de bazinete şi sectoare înguste, iar la nivelul interfluviilor înşeuări, martori de eroziune şi o succesiune de nivele.

Regiunea puternic scufundată din nord cuprinde două culmi cristaline şi anume: Munţii Plopiş şi Munţii Mezeş.

Munţii Plopiş (sau Rez) orientaţi spre nord vest, se menţin la 700 m (vf. Măgura, 915 m). Culmea principală scade progresiv în înălţime, trecând spre câmpia de vest prin aceleaşi trepte piemontane ca şi culmile de la sud (Pădurea Craiului şi Codru-Moma). Sub aspectul reliefului se prezintă sub forma unei spinări netede.

Munţii Mezeşului sunt orientaţi invers (SV-NE) şi se menţin sub 1000 m (Măgura Priei, 980 m) dispărând treptat sub cuvertura paleogenă. O serie de văi au caracter insular.

173

Din punct de vedere pedologic predominante în Munţii Apuseni apar cambisolurile (74,5%), urmate de argiluvisoluri (12,8%). Cu ponderi foarte mici li se adaugă spodosolurile (3,7%), molisolurile (7%) şi solurile neevoluate (2%) (Fig. 53).

În teritoriu aceste soluri formează de regulă asociaţii care se corelează cu natura materialelor parentale, cu anumite caracteristici ale reliefului şi cu altitudinea.

Astfel, în zona centrală (Bihor, Vlădeasa, Gilău-Muntele Mare, Trascău) în condiţiile unui relief puternic fragmentat şi pe materiale parentale debazificate în diferite grade, domină solurile brune acide şi solurile brune eu-mezobazice ca termeni principali. Lor li se adaugă soluri brune luvice pe un relief mai stabil şi cu depozite mai puţin debazificate, cât şi unele incluziuni de rendzine, soluri roşii şi ando-soluri legate de apariţia suprafeţelor cu calcare şi andezite. Asociaţia se dezvoltă până la 1200-1400 m sub pădure de foioase sau de amestec. În etajul pădurilor de răşinoase, solurile brune acide se asociază frecvent cu soluri brune feriiluviale şi cu litosoluri. Deasupra acestui etaj predomină solurile brune feriiluviale asociate cu podzoluri, frecvent litice şi litosoluri (Gilău, Vlădeasa, Bihor).

În zonele mai joase, din aproape toate masivele muntoase apar asociaţii alcătuite din soluri brune eu-mezobazice, soluri brune acide, soluri brune luvice şi local luvisoluri albice, pe culmi cu un relief plan slab ondulat, alături de litosoluri pe versanţi, rendzine şi litosoluri rendzinice.

Local în Munţii Bihorului, Codru-Moma şi Metaliferi, pe depozite bauxitice cantonate în zona de calcare şi pe produse mai noi de alterare a calcarelor apar solurile roşii (terra rossa).

În Munţii Zarandului domină solurile brune acide şi asociaţia de soluri brune eu-mezobazice, soluri brune acide, soluri brune luvice şi local luvisoluri albice, pseudogleizate, pe depozite sedimentare şi un relief plan. În bazinele de obârşie, cât şi pe versanţi sunt prezente solurile brune eu-mezozoice.

Tot local, atât în Munţii Metaliferi, cât şi în cei ai Trascăului solurile brune acide se asociază cu andosoluri, iar în arealele cu apariţie masivă a calcarelor (Vaşcău, Padiş, Sohodol) se dezvoltă asociaţia de soluri roşii şi soluri brune eu-mezobazice rendzinice, alături de care pot fi observate litosoluri rendzinice.

Termenii litosol, regosol (erodisol) din clasa solurilor neevoluate apar în alcătuirea asociaţiilor prezentate sau în areale dominante pe

174

versanţi abrupţi (Munţii Zarandului), pe când protosolurile şi solurile aluviale ocupă suprafeţe mai mici în zona de munte deoarece râurile prezintă lunci înguste.

Fig. 53. Răspândirea solurilor în Carpaţii Apuseni

Din cele arătate mai sus rezultă că în Munţii Apuseni solurile sunt

destul de variate, dar predomină cele cu textură mijlocie (lut nisipos-lut), frecvent cu profil scurt, scheletice şi cu volum edafic mijlociu (30-85%),

175

slab moderat afânate, cu capacitate de apă utilă mică-foarte mică (60-150 mm/m) şi cu permeabilitate mare-extrem de mare (8-220 mm/h).

Sub aspectul însuşirilor chimice, învelişul de sol al Munţilor Apuseni prezintă unele restricţii ecologice majore: conţin humus în cantitate mică-mijlocie (2,0-12,0%), reacţia pH este predominat foarte puternic acidă-slab acidă (3,5-6,0), rar neutră-slab alcalină (6,8-7,6) la unele soluri brune eu-mezobazice, argiluvisoluri şi rendzine.

În general sunt soluri moderat-puternic debazificate (V=6-70%) cu excepţia solurilor brune eu-mezobazice şi brune luvice (75-85%). Au un nivel de aprovizionare cu N (azot) ce variază de la 0,1-0,6% (mic-mare), în timp ce conţinutul de P mobil nu depăşeşte 18 ppm.

Capacitatea de schimb cationic variază de la mică la foarte mare (10-50 me/100 g sol), valori mai mari fiind specifice andosolurilor sau solurilor cu caracter andic.

Factorii ecopedologici restrictivi la folosinţele dominante ale solurilor din Munţii Apuseni pot fi consideraţi aciditatea asociată cu volumul edafic redus şi caracterul scheletic; local eroziunea de suprafaţă şi prăbuşiri în zonele cu substrat litologic stratificat.

176

XII. DELTA DUNĂRII Cu o altitudine absolută medie de 0,52m şi o pantă generală de

numai 0,006 m/km, Delta Dunării constituie o câmpie plană. În condiţii naturale peste 77% din teritoriul deltei este cvasipermanent sau perma-nent acoperit cu apă, fiind mlăştinos sau inundabil. Altitudinile absolute maxime apar pe grindurile marine: 7 m pe Caraiman şi 13 m pe Letea. Peste 28% din teritoriu are însă o altitudine absolută sub 0 m.

Sub raport morfohidrografic în alcătuirea deltei intră grinduri marine (8%) şi fluviatile (6%), resturi ale uscatului predeltaic- Câmpul Chiliei şi o parte din grindul Stipoc (2,6%), terenuri mlăştinoase (67,2%), lacuri (9,3%), jepşi, gârle, canale şi braţe principale-Chilia, Sulina şi Sf. Gheorghe (2,5%).

În raport cu caracteristicile genetice şi morfohidrografice Delta Dunării se împarte în două sectoare: fluvial şi fluviomaritim situate la vest şi respectiv la est de cordonul litoral iniţial, de pe aliniamentul Letea-Caraorman-Crasnicol-Perişor.

Specific sectorului fluvio-marin este prezenţa marilor grinduri marine nisipoase Letea, Caraorman şi Sărăturile orientate perpendicular pe direcţia de curgere a braţelor Dunării (Fig. 54).

Depozitele superficiale până la o adâncime de 25 m sunt repre-zentate de nisipuri marine, constituite mai ales din cuarţ, muscovit şi resturi de cochilii care sunt dominante. Aluviunile recente au o textură nisipolutoasă până la lutoasă şi se întâlnesc sub forma unor fâşii înguste, care depăşesc doar local câteva sute de metri lăţime, de-a lungul braţelor principale ale fluviului. În depresiunile interioare predomină mate-rialele parentale argiloase. De regulă, atât aluviunile, cât şi solurile aluviale conţin carbonaţi.

Climatul Deltei Dunării este de tip continental temperat (Tm=11,0-11,40C) caracterizat prin amplitudini termice ridicate (în medie 220C, amplitudini extreme – 600C), regim activ de vânturi şi precipi-taţii scăzute (350-450 mm anual), distribuite predominant primăvara. Evapotranspiraţia potenţială are valori ridicate (950-1000 mm anual) fapt ce face din Delta Dunării regiunea cu cel mai mare deficit climatic de umiditate din România.

177

Fig. 54. Delta Dunării

Caracteristica generală a solurilor Deltei Dunării este dezvoltarea

redusă a profilului de sol şi diferenţierea slabă a orizonturilor genetice. Cu excepţia procesului de bioacumulare şi a celui de salinizare, celelalte procese care acţionează în deltă (formarea de sedimente calcaroase şi turbe, depunerea continuă de noi aluviuni, reducerea intensă a compu-şilor fierului, formarea de sulfuri în depozitele organice etc.) sunt mai curând procese geochimice şi sedimentogenetice decât pedogenetice (Fig. 55).

În condiţiile pedogenetice menţionate, învelişul de sol al deltei este alcătuit dintr-o gamă relativ largă de soluri aparţinând molisolu-rilor, solurilor hidromorfe, solurilor halomorfe şi solurilor neevoluate. Acestora li se pot adăuga solurile mlăştinoase salinizate, marine, suprafeţele cu plaur şi lacurile.

Molisolurile sunt reprezentate doar prin soluri bălane. Acestea sunt definite printr-un orizont Am cu crome > 2 la materialul în stare umedă şi orizont A/C având cel puţin în partea superioară valori şi crome < 3,5. Sunt răspândite doar pe grindul Chilia unde s-au format pe depozite loessoide. Ele au o reacţie slab alcalină (8,0-8,1) şi un conţinut mic de humus (1,4-1,6%).

178

Fig. 55. Răspândirea solurilor în Delta Dunării

Solurile hidromorfe cuprind solurile care s-au format şi evoluează

în condiţii de exces de umiditate permanent de apă provenită din pânza freatică, cum sunt lăcoviştile şi solurile gleice molice. Se întâlnesc la extremitatea vestică a Grindului Letea în nordul şi sudul Grindului Caraorman, ca şi în partea sudică a Grindului Chilia.

Lăcoviştile sunt definite printr-un orizont Gr a cărui limită supe-rioară este situată în primii 125 cm şi un orizont Am.

Solurile gleice molice sunt asemănătoare lăcoviştilor, dar se deosebesc de acestea prin faptul că au orizontul superior (Am) scurt (15-20 cm) şi o trecere clară spre orizontul subiacent.

Atât lăcoviştile, cât şi solurile gleice molice prezintă o textură nisipolutoasă, reacţie slab alcalină (7,8-8,5) şi un conţinut mic-mijlociu de humus (1,5-3,5%).

Solurile halomorfe. În geneza şi evoluţia acestor soluri un rol important îl au sau l-au avut sărurile uşor solubile (sulfaţii şi clorurile de natriu, carbonaţii de natriu etc.). Ele sunt reprezentate predominant

179

prin solonceacuri definite prin prezenţa unui orizont salic situat în primii 20 cm ai profilului de sol. Apar pe arii mai extinse pe grindul Chilia, sudul grindului Letea, ca şi pe grindul Sărăturile. În general au o textură predominant nisipolutoasă, reacţie slab alcalină (7,9-8,6) şi un conţinut scăzut de materie organică.

Solurile neevoluate. În această categorie sunt înglobate solurile incomplet dezvoltate, tinere, în curs de formare şi anume protosolurile aluviale, solurile aluviale, nisipurile şi regosolurile nisipoase.

Protosolurile aluviale definite printr-un orizont Ao având o grosime mai mică de 20 cm, urmat de materialul parental însoţesc pe ambele părţi cele trei braţe ale Dunării până la vărsarea acestora în mare. Au o textură predominant nisipolutoasă-lutonisipoasă, reacţie neutră-slab alcalină (7-8) şi sunt deosebit de sărace în humus.

Solurile aluviale sunt puţin răspândite în deltă, pe dreapta braţului Sulina de care se leagă. Se deosebesc de solurile aluviale doar prin faptul că prezintă orizontul Ao mai gros de 20 cm. Au de asemenea textură uşoară, reacţie neutră şi conţinut mic de humus (1,0-1,5%).

Nisipurile şi regosolurile nisipoase au cea mai mare răspândire în deltă. Acestea alcătuiesc pedopeisajul principalelor grinduri (Letea, Caraorman şi Sărăturile). Se prezintă slab până la puternic salinizate (7,8-9,0) şi deosebit de sărace în materie organică. Pot fi utilizate numai după fixare sau dacă li se aplică frecvent îngrăşăminte organice.

Mlaştinile şi solurile mlăştinoase salinizate marine, la care se adaugă suprafeţele ocupate de plaur şi lacuri sunt cele mai reprezen-tative în deltă.

180

BIBLIOGRAFIE

Asvadurov H., Petrescu Adriana, Apa freatică şi solurile gleice din Câmpia Someşului, „St. tehn. şi econ.”, Com. Geol., seria C, nr. 14, 1964.

Asvadurov H., Opriş M., Neacşu Marcela, Solurile din Câmpia Crasnei, „St. tehn. şi econ.”, Inst. geol., seria C, nr. 17, 1970.

Asvadurov H., Atanasiu Georgeta, Niculescu Ana, Solurile din Depresiunea Oaşului, „St. tehn. şi econ.”, Inst. Geol., seria C, nr. 17, 1970.

Badea L., Subcarpaţii dintre Gilort şi Cerna Olteţului. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti, 1967.

Badea L. et. all., Unităţile de relief ale României, I, Carpaţii Meridionali şi Munţii Banatului, Editura Ars Docendi, Bucureşti, 2001.

Barbu N., Obcinele Bucovinei, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1976. Băcăuanu V., Câmpia Moldovei. Studiu geomorfologic, Editura Academiei,

Bucureşti, 1968. Bălăceanu V., Moise Ecaterina, Cucută Al., Repartiţia solurilor din Depre-

siunea Făgăraşului, în raport cu condiţiile naturale, D.S., Com. geol., vol. L (1962-1963), partea a II-a, 1964.

Bălăceanu V., Condiţiile naturale şi solurile Depresiunii Sibiului, „St. tehn. şi econ., Inst. geol., seria C, nr. 17. 1970.

Brânduş C., Subcarpaţii Tazlăului. Studiul geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti, 1981.

Bucur N., Complexul de condiţii fizico-geografice din „Coasta Dealul Mare-Hârlău”, Probl. de geogr., vol. I, Bucureşti, 1954.

Butnaru V., Cercetări pedologice în bazinul Crasnei (Podişul Central Mol-dovenesc), I. Condiţiile naturale de formare şi distribuţie a solurilor, Anal. Şt., Univ. A. I. Cuza, Iaşi (serie nouă), secţ. a II-a, tomul V. 1959.

Butnaru V., Pleşa D., Morfogeneza solurilor silvestre din bazinul Crasnei, „Şt. solului”, nr.2, Bucureşti, 1964.

Cernescu N., Facteurs de climat et zones de sol en Roumanie, „St. tehn. şi econ.”, Inst. Geol. Rom., seria C, nr. 2, 1934.

Cernescu N., Florea N., Conea Ana, Condiţiile naturale şi solurile Câmpiei Române de est, Cerc. de pedol., Bucureşti, 1961.

Chiriţă C., Contribuţii la cunoaşterea genezei şi evoluţiei solurilor prin procese de degradare, Anal. ICEF, vol. VII, seria I., 1942.

Chiriţă C., Ecopedologie cu baze de pedologie generală, Editura Ceres, Bucureşti, 1974.

Chiriţă C.D., Păunescu C., Teaci D., Solurile României, Editura Agrosilvică, Bucureşti, 1967.

Cioacă A., Munţii Perşani. Studiul geomorfologic, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti, 2002.

181

Codarcea Venera, Parichi M., Studiul mineralogic al fracţiunii grosiere dintr-un profil de cernoziom levigat (Podu Iloaei – Câmpia inferioară a Jijiei), „Publicaţiile S.N.R.S.S.”, nr.10, Bucureşti, 1972.

Codarcea Venera, Parichi M., Hianu C., Date granulometrice şi mineralogice privind sedimentele de solificare din Piemontul Suceava, „Publicaţiile S.N.R.S.S.”, nr.16, Craiova, 1977.

Conea Ana, Popovăţ Angela, Solurile teraselor Oltului dintre Carpaţii Meridionali şi Dunăre, „St. şi cercet. de Geol.”, vol V, nr. 3, 1960.

Conea Ana, Volovici C., Mucenic Iulia, Niţu I., Solurile Câmpiei joase a Siretului, D.S., Com. geol., vol. XLVII (1959-1960), 1962.

Conea Ana, Tutunea C., Muică N., Cercetări pedologice în Câmpia dintre Olt şi Argeş, D.S., Com.geol., vol. XLIV (1956-1957), 1962.

Conea Ana, Parichi M., Andrei Gr., Harta solurilor Câmpiei Transilvaniei şi Dealurile Bistriţei, D.S., Com. geol., vol. L (1962-1963), partea a II-a, 1964.

Conea Ana, Vasilescu P., Ghinea P., Vertisoluri în Câmpia Română de vest, Anal. Inst. de Cercet. Pedologice, vol. XXXIX, 1972.

Cruceru N., Aspecte geomorfologice în arealul salifer Căneşti-Negoşina (bazinul Sărăţelului), Comunicări de Geografie, volumul V, Editura Universităţii din Bucureşti, 2004.

Cruceru N., Repartiţia solurilor în bazinul hidrografic Sărăţel, „Orizonturi Geografice”, anul 2, nr. 2, Editura Universitaria Craiova, 2004.

Cruceru N., Observaţii geomorfologice în bazinul Sărăţel, „Revista de Geo-morfologie”, nr.5, Bucureşti, 2005.

Coteţ P., Dobrogea de Sud – geneză şi evoluţie, în vol. Studii geografice asupra Dobrogei, 1969.

Coteţ P., Câmpia Română, Editura Ceres, Bucureşti, 1976. Coteţ P., Geomorfologia României, Editura Tehnică, Bucureşti, 1976. Cucută Al., Condiţiile naturale şi solurile interfluviului Târnavelor, „St. tehn.

şi econ.”, Com. geol., seria C, nr. 14, 1964. Dinu Mihaela, Subcarpaţii dintre Topolog şi Bistriţa Vâlcii. Studiul proceselor

actuale de modelare a versanţilor, Editura Academiei, Bucureşti, 1999. Dragu I., Cercetări geobotanice în Platforma Cotmeana, sectorul cuprins

între râurile Topolog, Vedea şi Argeş (reg. Piteşti), Dări de seamă, vol. XLIII (1955-1956), Bucureşti, 1962.

Duchaufour Ph., Sauchier Br., Pedogenèse et classification, Editura Masson, Paris, 1977.

Florea N., Cercetări pedologice în Câmpia Tecuciului, D.S., Com. geol., vol. XLI (1953-1954), 1957.

Florea N., Soluri de tip solodiu în partea de NE a Câmpiei Române, Analele Universităţii C.I.Parhon, nr.18, 1958.

182

Florea N., Predel Fl., Munteanu I., Cercetări pedologice între Mostiştea şi Argeş, D.S. Com. geol., vol. XLII (1954-1955), 1959.

Florea N., Parichi M., Contribuţii la cunoaşterea solurilor din bazinul superior al Sitnei, Dări de seamă, vol. LIII/2 (1965-1966), Bucureşti, 1967.

Florea N., Munteanu I., Rapaport Camelia, Chiţu C., Opriş M., Geografia solurilor României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1968.

Florea N., Parichi M., Harta solurilor R.S. România, scara 1:3.500.000 gene-ralizată după harta solurilor R.S. România scara 1:1000.000, Atlasul R.S. România, 1983.

Gârbacea V., Piemontul Călimanilor, St. cerc. geol. geogr., VII, 1-4, Cluj, 1956. Gogoaşă T., Cercetări pedologice în Câmpia dintre Ialomiţa–Mostiştea-Lunca

Dunării-Valea Jegălia, D.S. Com. geol., vol. XLIII (1955-1956), 1962. Grecu Florina, Cruceru N., Harta expunerii la risc geomorfologic a teritoriului

României (scara 1:300000), Comunicări de Geografie, volumul IV, Editura Universităţii din Bucureşti, 2001.

Grecu Florina, Comănescu Laura, Cruceru N., The Perception of Geomorphic Risks in Different Territorian Geosystems. Dynamic and Applied Significations, Workshop on Geomorphological sensitivity and system response Camerino-Arte Lito, Italia, 2003.

Hălălău D., Parichi M., Măcărău Şt., Baniţă Emilia, Culturi furajere pe nisipuri şi soluri nisipoase, Editura Ceres, Bucureşti, 1985.

Hârjoabă I., Relieful Colinelor Tutovei, Editura Academiei, Bucureşti, 1968. Hianu Corneliu, Parichi M., Cozoş G., Resursele de sol ale jud. Argeş,

„Publicaţiile S.N.R.S.S.”, Bucureşti, 1989. Iancu S., Munţii Parâng (rezumatul tezei de doctorat), Bucureşti, 1970. Ichim I., Munţii Stânişoarei, Editura Academiei, Bucureşti, 1979. Ielenicz M., Aspecte privind evoluţia Carpaţilor de Curbură, în vol. Realizări

în Geografia României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1973. Ielenicz M., Munţii Ciucaş-Buzău. Studiu geomorfologic, Editura Academiei,

Bucureşti, 1984. Ielenicz M., Dealurile şi podişurile României, Editura Fundaţiei România

de Mâine, Bucureşti, 1999. Ielenicz M., Pătru Ileana, România. Geografie Fizică, vol. I, Editura Universitară,

Bucureşti, 2005. Ielenicz M., Pătru Ileana-Georgeta, Ghincea Mioara, Subcarpaţii României,

Editura Universitară, Bucureşti, 2003. Irimuş I. A., Relieful pe domuri şi cute diapire în Transilvania, Editura Presa

Universitară Clujană, Cluj-Napoca, 1998. Lupaşcu Gh., Parichi M., Florea N., Dicţionar de ştiinţa şi ecologia solului,

Editura Universităţii „Al.I.Cuza”, Iaşi, 1998.

183

Mac I., Subcarpaţii transilvăneni dintre Mureş şi Olt. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti, 1972.

Măianu Al., Salinizarea secundară a solului, Editura Academiei, Bucureşti, 1964.

Mavrocordat Georgeta, Nicolau Margareta, Caracterizarea solurilor din sud-vestul Câmpiei Transilvaniei (Turda-Câmpia Turzii), „Şt. solului”, nr. 1, 1964.

Merlescu Ernest, Teşu C., Solurile României, Inst. Agron. „Ion Ionescu de la Brad”, Iaşi, 1982.

Mihăilescu V., Piemontul Getic, Rev. geogr. rom., II, I-IV (1945), 1946. Mihăilescu V., Carpaţii sud-estici, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1963. Mihăilescu V., Dealurile şi câmpiile României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1966. Mihăilescu V., Geografia fizică a României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1969. Mihăilescu V., Elemente de morfogeografie, Editura Academiei, Bucureşti, 1977. Morariu T., Posea Gr., Mac I., Regionarea geomorfologică a Carpaţilor

Orientali şi a Carpaţilor de Curbură, S.C.G.G.G., Geografie, Geofizică şi Geologie, Tom XXVII, Bucureşti, 1980.

Moţoc M., Eroziunea solului pe terenurile agricole şi combaterea ei, Editura Agrosilvică., Bucureşti, 1963.

Munteanu I., Baboş Gh., Vasilescu P., Conescu Adriana, Munteanu Maria, Contribuţii la cunoaşterea solurilor pseudogleice din Câmpia Tisei, Analele Institutului de Studii şi Cercetări Pedologice, vol. XXXIX, 1972.

Murgoci Gh., Zonele naturale de soluri din România, Analele Institutului Geol. Rom., vol. IV, Bucureşti, 1910.

Murgoci Gh., Clima şi solurile din România în decursul erei cuaternare, „Viaţa agricolă”, 1920.

Niculescu Gh., Masivul Godeanu. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti, 1965.

Oancea C., Parichi M., Solurile Câmpiei Olteniei de est, „St. tehn. şi econ.”, Inst. geol., seria C, nr. 17, 1970.

Oanea N., Rogobete Gh., Pedologie generală şi ameliorativă, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti, 1977.

Obrejanu Gr., Contribuţii la caracterizarea agropedologică şi agroproductivă a cernoziomurilor levigate din estul Olteniei, Probl. actuale de biol. şi şt. Agric. 1960.

Paraschiv D., Piemontul Cândeşti, „Şt. tehn. şi econ.”, seria H, „Geologia Cuaternarului”, nr. 2, 1965.

Parichi M., Andrei Gr., Contribuţii la cunoaşterea solurilor din Dealurile Bistriţei transilvane, „Ştiinţa solului”, vol.4, nr.2, Bucureşti, 1966.

184

Parichi M., Trandafirescu T., Nastea St., Dragomir G., Date privind condiţiile naturale şi solurile unităţii hidroameliorative Dăbuleni-Potelu-Corabia, Analele Institutului de Studii şi Cercetări Pedologice, vol. XXXIX, 1972.

Parichi M., Andrei Gr., Contribuţii la cunoaşterea geografiei cernoziomurilor din Câmpia Transilvaniei, „Publicaţiile S.N.R.S.S.”, nr. 14 B, Satu Mare, 1974.

Parichi M., Câteva date privind condiţiile pedogenetice şi solurile din lunca râului Argeş (sector Piteşti-Crânguri, „St. tehn. şi ec.”, seria C, nr. 20, Bucureşti, 1972.

Parichi M., Oancea C., Cercetări privind solurile nisipoase din R.S.România, Vol. Omagial, S.C.C.P.N.-Dăbuleni, Craiova, 1978.

Parichi M., Costea Elena, Seceleanu I., Dragu I., Bojoi I., Onciu M., Andreiaşi N., Contribuţii la cunoaşterea solurilor cernoziomoide din Podişul Sucevei, „Publicaţiile S.N.R.S.S.”, nr. 19 E, Bucureşti, 1981.

Parichi M., Date noi privind terenurile nisipoase amenajate, „Ştiinţa solului”, nr. 1, Bucureşti, 1989.

Parichi M., Seceleanu I., Contribuţii la cunoaşterea perioadelor caracte-ristice de geneză şi evoluţie a unor soluri din Câmpia Română şi Piemontul Cândeşti, St. cerc. geol., geogr., t. XXXVI, Bucureşti, 1989.

Parichi M., Cozoş G., Oportunitatea nivelării terenurilor nisipoase în condiţiile unei agriculturi eficiente, „Ştiinţa solului”, nr. 1, Bucureşti, 1992.

Parichi M., Taină Ioana, Staicu Filuţa, Stănilă Anca-Luiza, Mostoc Ion, Asupra solurilor brun roşcate din România, Publicaţiile S.N.R.S.S., nr. 29 D, Bucureşti, 1997.

Parichi M., Staicu Filuţa, Baniţă P., Solurile nisipoase din Câmpia Română, Publicaţiile, S.N.R.S.S., nr. 29 D, Bucureşti, 1997.

Parichi M., Stănilă Anca-Luiza, Staicu Filuţa, Moise Irina, Contribuţii la cunoaşterea solurilor din Colinele Joase ale Tutovei, Analele Universităţii Spiru Haret, seria Geografie nr.1, Bucureşti, 1998.

Parichi M., Taină Ioana, Stănilă Anca-Luiza, Costache R., Bănică S., Cu privire la unele soluri din Câmpia Câlnăului (zona sudică a Muni-cipiului Bucureşti) şi condiţiile lor pedogenetice, Analele Universităţii Spiru Haret, seria Geografie, nr. 1, Bucureşti, 1998.

Parichi M., Ploae P., Stănilă Anca-Luiza, Ameliorarea solurilor nisipoase, „Agricultura României”, nr.27, Bucureşti, 1998.

Răţoi I., Parichi M., Stănilă Anca-Luiza, Date pedoagroproductive privind solurile nisipoase din sudul Olteniei cultivate cu viţă de vie, „Agricultura României”, nr. 43, Bucureşti, 1998.

Parichi M., Stănilă Anca-Luiza, Mircea I. Consideraţii pedogeografice în Subcarpaţii de Curbură, Vol. „Factori şi procese pedogenetice din zona temperată”, Iaşi, 1998.

185

Parichi M., Stănilă Anca-Luiza, Bănică S., Ispas Şt., Piemontul Cândeşti, consideraţii pedogeografice, Analele Universităţii Spiru Haret, Seria Geografie, nr. 2, pag. 173-178, 2 fig, Bucureşti, 1999.

Parichi M., Stănilă Anca-Luiza, Bănică S., Date privind solurile din împre-jurimile Municipiului Bucureşti, Analele Universităţii Spiru Haret, Seria Geografie nr. 2, Bucureşti, 1999.

Parichi M., Staicu Filuţa, Contribuţii la cunoaşterea resurselor de sol din Câmpia Moldovei, Vol. Factori şi procese pedogenetice din zona temperată, nr. 5, Iaşi, 1999.

Parichi M., Pedogeografie cu noţiuni de pedologie, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti, 1999.

Parichi M., Eroziunea şi combaterea eroziunii solurilor, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti, 2001.

Parichi M., Stănilă Anca-Luiza, Khaled Al Joumaa, Piticu S., Piţigoi R., Cu privire la solurile cenuşii din România, Lucr. celei de a XVI-a Conf. naţ. şt. sol., vol. II, nr. 30B. Secţ. V. Geneza, clasificarea şi cartografia solurilor, Editura Universităţii „ Al.I.Cuza”, Iaşi, 2001.

Pop Gr., Carpaţii şi Subcarpaţii României, Editura Presa Universitară Clujană, Cluj-Napoca, 2000.

Pop Gr., Depresiunea Transilvaniei, Editura Presa Universitară Clujană, Cluj-Napoca, 2001.

Pop Gr., Dealurile de Vest şi Câmpia de Vest, Editura Universităţii din Oradea, Oradea, 2005.

Popescu Argeşel I., Munţii Trascăului. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti, 1977.

Popescu N., Ţara Făgăraşului. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti, 1990.

Popescu N., Depresiunile din România, Realizări în geografia României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1973.

Posea Gr., Ţara Lăpuşului, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1962. Posea Gr., Câmpia de Vest a României, Editura Fundaţiei România de Mâine,

Bucureşti, 1997. Posea Gr., Vulcanismul şi relieful vulcanic – hazarde, dezastre, relieful vulcanic

din România, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti, 2001. Posea Gr., Geografia fizică a României, Partea I, Editura Fundaţiei România

de Mâine, Bucureşti, 2003. Posea Gr., Geografia fizică a României, Partea a II-a, Editura Fundaţiei

România de Mâine, Bucureşti, 2004. Posea Gr., Geomorfologia României, Editura Fundaţiei România de Mâine,

Bucureşti, 2005. Posea Gr., Cruceru N., Geomorfologie, Editura Fundaţiei România de Mâine,

Bucureşti, 2005.

186

Posea Gr. et. all., Enciclopedia geografică a României, Editura Ştiinţifică şi Enciclopedică, Bucureşti, 1982.

Posea Gr., Badea L., Regionarea geomorfologică a teritoriului României, Buletinul Societăţii de Ştiinţe Geografice, serie nouă, vol. VI (LXXVI), Bucureşti, 1982.

Posea Gr., Popescu N., Ielenicz M., Relieful României, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1974.

Protopopescu Pache Em., Cercetări agro-geologice în Câmpia Română dintre Valea Mostiştei şi Râul Olt, D.S. Inst. geol., vol. I., 1923.

Puiu Şt., Pedologie, Editura Ceres, Bucureşti, 1980. Puiu Şt., Teşu C., Şorop Gr., Drăgan I., Miclăuş V., Pedologie, Editura

Didactică şi Pedagogică, Bucureşti, 1983. Rădulescu N.Al., Vrancea, geografie fizică şi umană, „Studii şi cercetări

geografice”, SRRG, I, Bucureşti, 1973. Roşu Al., Subcarpaţii Olteniei dintre Motru şi Gilort. Studiu geomorfologic,

Editura Academiei, Bucureşti, 1972. Roşu Al., Geografia fizică a României, Editura Didactică şi Pedagogică,

Bucureşti, 1973. Rusu C., Masivul Rarău – studiu de geografie fizică, Editura Academiei,

Bucureşti, 2002. Sandu Maria, Culoarul Depresionar Sibiu-Apold. Studiu Geomorfologic, Editura

Academiei, Bucureşti, 1998. Sârcu I., Munţii Rodnei. Studiu morfologic, Editura Academiei, Bucureşti,

1978. Schreiber W. E., Munţii Harghita. Studiul geomorfologic, Editura Academiei,

Bucureşti, 1994. Stănilă Anca-Luiza, Parichi M., Observaţii pedogeografice în partea de vest

a Câmpiei Snagovului, Analele Universităţii Spiru Haret, Seria Geografie, nr. 1, Bucureşti, 1998.

Stănilă Anca-Luiza, On the State of Soil Conservation in the Cândeşti Piedmont, Institute of Geography, Symposium proceedings “Vegetation Land Use and Erosion Processes”, pag.144-147, 3 fig., Bucureşti, 1999.

Stănilă Anca-Luiza, Parichi M., Loessuri şi soluri fosile în Câmpia Snagovului, Analele Universităţii Spiru Haret, Seria Geografie, nr. 3, Bucureşti, 2001.

Stănilă Anca-Luiza, Parichi M., Cartografierea solurilor, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti, 2001.

Stănilă Anca-Luiza, Parichi M., Solurile României, Editura Fundaţiei România de Mâine, Bucureşti, 2003.

Teaci D., Bonitarea terenurilor agricole, Editura Ceres, Bucureşti, 1980. Teşu C., Merlescu Er., Avarvarei I., Contribuţii la studiul unor pseudorendzine

din Podişul Sucevei, Depresiunea Liteni, Lucr. şt. Inst. Agr. I.Ionescu de la Brad, Iaşi, 1971.

187

Teşu C., Merlescu Er., Avarvarei I., Solurile hidromorfe minerale şi organice din Valea Moldovei (Drăgăneşti-Timişeşti), „Şt. Solului” nr. 3, 1972.

Urdea P., Munţii Retezat. Studiu geomorfologic, Editura Academiei, Bucureşti, 2000.

Vâlsan G., Câmpia Română. Contribuţii de geografie fizică, BSRRR-Geografie, XXXV, Bucureşti, 1915.

Velcea Valeria, Geografia regională, caracteristici spaţiale şi funcţionale, „Terra”, XX (XL), nr. 2, Bucureşti, 1988.

Velcea Valeria, Savu Al., Geografia Carpaţilor şi Subcarpaţilor Româneşti, Editura Didactică şi Pedagogică, Bucureşti, 1982.

Vişan Gh., Muscelele Topologului – studiu de geografie fizică, Editura Universităţii, Bucureşti, 1998.

Walter H., Vegetaţia pământului în perspectivă ecologică, Editura Ştiinţifică, Bucureşti, 1974.

*** Clima R.S.România, vol .II, Bucureşti, 1961. *** Ghidurile excursiilor Conferinţelor Naţionale pentru Ştiinţa solului,

Publicaţiile SNRSS (I-XVI). *** Piemonturile, Tipografia Universităţii Bucureşti, 1973. *** Metodologia elaborării studiilor pedologice (3 vol.), ICPA, Bucureşti,

1987. *** Sistemul român de clasificare a solurilor, ICPA, Bucureşti, 1980. *** Geografia României, I, Geografia fizică, Editura Academiei, Bucureşti,

1983. *** Geografia României, III, Carpaţii româneşti şi Depresiunea colinară a

Transilvaniei, Editura Academiei, Bucureşti, 1983. *** Geografia României, IV, Regiunile pericarpatice, Editura Academiei,

Bucureşti, 1983. *** Geografia României, II, Geografia economică, Editura Academiei,

Bucureşti, 1984.

188

Redactor: Andreea DINU Tehnoredactor: Mihaela STOICOVICI

Bun de tipar: 23.01.2006; Coli tipar: 11,25

Format: 16/61×86

Editura şi Tipografia Fundaţiei România de Mâine Splaiul Independenţei nr.313, Bucureşti, s. 6, O. P. 83

Tel./Fax: 316.97.90; www.spiruharet.ro e-mail: contact@edituraromaniademaine.ro