Creeaza.com - informatii profesionale despre


Cunostinta va deschide lumea intelepciunii - Referate profesionale unice



Acasa » referate » geografie
VALEA OLTETULUI IN AVAL DE BALS - Studiu fizico–geografic, Asezarea geografica - lucrare licenta

VALEA OLTETULUI IN AVAL DE BALS - Studiu fizico–geografic, Asezarea geografica - lucrare licenta



UNIVERSITATE DIN BUCURESTI

FACULTATEA DE GEOGRAFIE

LUCRARE DE LICENTA

UNIVERSITATE DIN BUCURESTI

FACULTATEA DE GEOGRAFIE


VALEA OLTETULUI IN AVAL DE BALS

Studiu fizico–geografic

Introducere

Lucrarea de fata, „Valea Oltetului in aval de Bals – studiu fizico–geografic” prezinta conditiile geologice, formele de relief, hidrografia, clima si vegetatia acestei regiuni, punand accent pe resursele de sol, utilizarea terenurilor si modificarile introduse in peisaj prin activitatile antropice.

Pentru realizarea acestui studiu s–au folosit hartile topografice la scarile 1:50000 si 1:100000, geologice, climatice, pedagogice etc. si informatii din bibliografie completate cu observatiile efectuate pe teren, iar pentru capitolele de clima si hidrografie s–au utilizat datele din anuare si cele primite de la institutele de specialitate: I.N.M.H. si Directia Apelor Jud. Olt – Valcea, carora le multumesc.

De asemenea, le multumesc tuturor domnilor profesori ai Facultatii de Geografie din Bucuresti pentru exemplul si sustinerea acordata in cei patru ani de studiu si, in special, domnilor conferentiar universitar doctor Gheorghe Visan si profesor doctor Mihai Geanana pentru coordonarea prezentei lucrari.

Capitolul I. Asezare geografica si istoricul cercetarii

1.1 Asezare si limite

1.1.1 Asezarea geografica

Valea Oltetului in aval de Bals strabate nord–estul Campiei Olteniei, subunitate a Campiei Romane, situata in sudul tarii.

Sectorul studiat include cursul inferior al Oltetului, cel mai important afluent de dreapta al Oltului, cu care conflueaza in Campia Romanati. (fig. 1)

Raul Oltet izvoraste din Muntii Capatanii (grupa Parang a Carpatilor Meridionali), traverseaza pe directie N–>S Subcarpatii Olteniei si Podisul Oltetului (subunitate a Podisului Getic) pana la Bals, unde la intrarea in campie isi schimba directia, dinspre NV spre SE, facand un cot in forma de arc de cerc cu convexitatea spre vest.

Valea Oltetului formeaza, impreuna cu Valea Oltului, campia de terase a Caracalului, cu desfasurare N–>S, in extremitatea estica a Campiei Romanati.

Din punct de vedere administrative, arealul studiat se situeaza in partea central–vestica a judetului Olt. Fata de resedinta judetului, municipiul Slatina, punctele extreme ale arealului sunt situate la distantele de 20Km spre vest, pentru orasul Bals, ti 23,5Km spre sud, pentru confluenta. (fig. 1)

Coordonatele matematice ale orasului Bals sunt 44s21’ N si 24s06’ E, iar cele ale punctului de confluenta sunt 44s13’ N si 24s27’ E. Asezarea matematica determina caracteristicile climei, care influenteaza desfasurarea celorlalte componente ale cadrului natural (procesele geomorfologice actuale, vegetatia, solurile).

Distanta, in linie dreapta, intre Bals si punctul de confluenta este de 32,8Km, iar lungimea raului este de 41Km.

Debitul mediu al Oltetului la intrarea in campie este de 12m3/s.

1.1.2 Limite

In aval de Bals, la intrarea in campie, Oltetul isi arcuieste cursul spre SE, iar valea devine asimetrica, cu versantul drept abrupt si o singura terasa, cea mai inalta, in timp ce pe partea stanga se dezvolta trei nivele de terase largi sapate in valea Oltului si racordate cu terasele acestuia.

Limita nordica a arealului studiat pleaca din Dealul Vartopului (190m), trece pe la sud de Bals – nord Teis – sud Leotesti si ajunge in Dealul Sarului (185m).

Aceasta linie desparte doua sectoare ale vaii Oltetului cu caracteristici diferite: sectorul nordic strabate sudul Podisului Oltetului pe directie N–>S, avand latime redusa, 3–4Km, adancime mare, peste 80m si terase slab dezvoltate, iar sectorul sudic se dezvolta in campie, unde valea se largeste pana la 7Km in medie, adancimea scade sub 60m, iar terasele, in numar de patru, au podurile largi.

Datorita largimii vaii Oltetului, campia se prelungeste sub forma de golf in interiorul podisului, pana la nord de Bals, pe linia satelor Bobicesti–Corbeni–Vartina.

De asemenea, limita nordica se poate stabili si pe criterii litologice: la nord de Bals pietrisurile de Candesti apar la suprafata, datorita eroziunii puternice care a indepartat materialele de deasupra, in timp ce la sud de Bals acestea sunt acoperite cu pietrisurile de Fralesti si depozite loessoide.

Limita sudica incepe din Dealul Urieni (163m) spre est, pe la sud de valea Bobului si sudul satului Falcoiu pana la confluenta cu Oltul.

Limita strabate terasa Voineasa Mica, cea mai inalta a Oltetului, pana la sud de Osica de Jos, apoi patrunde in valea Oltului, traversand Caracal (25–35m altitudine relativa) si lunca.

Terasa Voineasa Mica (40–50m altitudine relativa), de varsta cuaternar mediu (Mindel), intens fragmentata de afluentii Oltetului, se prelungeste pana la Paraul Bobului, afluent al Oltetului, si Paraul Potopinului, afluent al Oltului.

Limita estica incepe din Dealul Sarului (175m) si trece la nord de localitatile Parscoveni, Soparlita si Osica de Sus, in aval de care patrunde in lunca de confluenta Olt–Oltet.

Pe aceasta linie, pana la Parscoveni, se face racordul intre terasele Branet, a Oltetului si Caracal, a Oltului.

1.1.3 Relatia vaii Oltetului cu valea Oltului

Valea Oltului, prin vechimea mai mare si nivelul de baza mai coborat, a controlat formarea si evolutia vaii Oltetului.

Prezenta Campului Leu–Rotunda, mai greu de strabatut, a determinat arcuirea cursului Oltetului la intrarea in campie si devierea lui spre Olt.

Pe linia Dealul Sarului – Osica de Jos, valea Oltului patrunde catre Oltet, care s–a adancit in cadrul ei, deplasandu–se spre dreapta si lasand pe stanga un sistem de trei terase in evantai.

Pe partea dreapta, cu exceptia terasei superioare, Voineasa Mica, Oltetul nu si–a format terase in detrimentul vaii Oltului, delimitarea dintre cele doua fiind data de fruntea terasei Caracal a Oltului.(fig. 2 )

In aval de Vladuleni, Oltetul intra in lunca Oltului, alcatuind impreuna lunca de confluenta, cu microforme de relief specifice: ostroave, renii, grinduri, meandre, balti.


1.2 Istoricul cercetarilor

Valea Oltetului in aval de Bals nu a facut obiectul cercetarii multor geografi, insa zona a fost cuprinsa in studiile referitoare la Campia Romanati sau la Campia Olteniei.

Cele mai multe lucrari au adus contributii la cunoasterea geologiei si evolutiei paleogeografice a regiunii. Astfel, inca de la inceputul secolului al XX–lea, G. M. Murgoci (1908), L. Mrazec (1900), I. P. Argetoaia (1915) s.a. au analizat cuvertura sedimentara si depozitele de suprafata.

I. P. Argetoaia (1915) sublinia ca pietrisurile si conglomeratele cu elemente mari sunt vechi conuri de dejectie, iar regiunile joase ale Olteniei fac parte din unitatea structurala a Depresiunii Getice ale carei strate inclina catre linia axiala Craiova–Bals–Slatina–Pitesti. El arata ca „pe masura deplasarii spre sud, piertrisurile devin tot mai groase”.

Depozitele cuaternare ale Olteniei au fost studiate de Protopopescu–Pache (1911–1913), Gh. Murgoci si I. Argetoaia (1923) si E. Liteanu si T. Brandrabur (1957).

Informatii detaliate asupra geologiei vaii Oltetului au fost aduse de catre P. Cotet (1957) si cuprinse in lucrarea „Campia Olteniei”.

Miscarile tectonice si consecintele lor asupra reliefului au fost descrise in lucrarile autorilor A. C. Banu (1969) si D. Baluta (1996), iar o sinteza a geologiei Campiei Olteniei a fost realizata in „Geologia Romaniei” a lui V. Mutihac (1990).

Relieful vaii Oltetului in aval de Bals a fost studiat de catre P. Cotet (1957) in „Campia Olteniei”, care a realizat harta geomorfologica si a descris si datat terasele pe baza metodei analizei orizonturilor de soluri fosile intercalate in cadrul depozitelor loessoide.

In domeniul climatic, informatii generale au fost cuprinse in lucrarile „Clima R.S.R.” (1968) si „Atlasul climatologic”, iar cateva interpretari ale valorilor parametrilor climatici au fost realizate de P. Cotet si Vaselina Urucu (1975) in monografia „Judetul Olt”.

Hidrografia regiunii a fost studiata de L. Ujvari (1972) in „Geografia apelor Romaniei”.

Vegetatia vaii Oltetului a fost descrisa in lucrarile cu caracter general de biogeografie a Romaniei a autorilor Raul Calinescu (1953), I. Pisata (1987), Maria Patroiescu (1957) si N. Costache (1996).

Invelisul de soluri a fost studiat de catre St. Carstea si S. Mateescu (1959) si Ana Conea si C. Oancea (1970) pentru intocmirea hartilor pedologice.

Alte informatii referitoare la valea Oltetului in aval de Bals sunt cuprinse in lucrarile cu caracter general: „Relieful Romaniei” (1976), „Geografia fizica a Romaniei” – Al. Rosu (1980), „Geomorfologia Romaniei” – G. Posea (2002), „Geografia Romaniei, vol. I” (1983) s.a. precum si in numeroase harti si atlase.


Cap. 2 Studiul conditiilor fizico–geografice

2.1 Geologia

2.1.1 Evolutia paleogeografica

Formarea si evolutia vaii Oltetului sunt strans legate de cele ale Campiei Olteniei, suprapusa unei unitati de vorland, respectiv Platforma Moesica.

In evolutia sa de la stadiul de geosinclinal la cel de platforma rigida ce suporta o cuvertura sedimentara policiclica, Platforma Moesica a parcurs mai multe etape, strans legate de evolutia orogenului carpatic.

2.1.1.1 Etapa Precambriana

Corespunde stadiului de geosinclinal, cand a avut loc acumularea sedimentelor. Acestea au fost preluate in orogenezele kareliana si baikaliana, metamorfozate si strabatute concomitent de intruziuni magmatice, rezultand un fundament eterogen ca alcatuire petrografica si varsta a consolidarii. (Mutihac, 1990)

Rocile metamorfice din alcatuirea soclului sunt sisturile cristaline amfibolitice si cloritoase cuartitice, atinse in forajele de la Slatina si Optasi, la 3150m adancime.

Rocile magmatice, granitoide puse in lac in orogeneza baikaliana, formeaza corpul Bals–Optasi–Slatina, ce da la suprafata o anomalie magnetica si gravimetrica pozitiva (ridicarea Bals–Optasi), interceptata in foraje la cca. 1600m adancime .

Postorogenic, fundamentul a devenit rigid si a fost peneplenizat in etapele emerse, alcatuind reliefuri fosile.

Nord–vestul Platformei Moesice, respectiv Platforma Valaha, a fost intens faliat si fragmentat in horsturi si grabene care dau zone de ridicare si depresiuni, respectiv ridicarea Bals–Optasi, marginita de depresiunile Bailesti, in vest, si Alexandria, in est.

Aceasta structura, faliata, a fundamentului, a determinat grosimi diferite ale cuverturii sedimentare.

Instabilitatea Platformei Valahe s–a manifestat prin miscari de basculare ce au dus la transgresiuni si regresiuni marine succesive, materializate in etapele de sedimentare si cele de evolutie emersa.

2.1.1.2 Etapa Paleozoica

Corespunde intervalului Ordovician–Carbonifer superior si se caracterizeaza printr–un regim instabil, intrerupt in Devonian superior de o faza de stabilitate tectonica.

Platforma Valaha a functionat ca un bazin de subsidenta, mai accentuata la inceputul Devonianului, in care s–au acumulat formatiuni detritice cu grosimi mari.

In Devonian superior a inceput orogeneza hercinica, in urma careia subsidenta a incetat si platforma a fost antrenata in miscarea de ridicare a orogenului. Astfel, regimul de sedimentare s–a schimbat, devenind lagunar, stabil, cu predominarea acumularilor de evaporite de tipul carbonatilor.

In Carbonifer se reia subsidenta si se acumuleaza o noua serie detritica, cu caracter regresiv in ultima parte a perioadei hercinice.

In Permian, datorita miscarilor tectonice hercinice, Platforma Valaha este exondata si supusa eroziunii subaeriene, timp in care se formeaza o suprafata de eroziune, fosilizata de cel de–al doilea ciclu de eroziune.

2.1.1.3 Etapa Permian superior – Triasic superior

Etapa se caracterizeaza prin predominarea sedimentarii in regim continental.

In Permian superior s–a depus un complex psefito–psamitic alimentat din zona montana, acumulat intr–un climat cald si secetos, in prima parte, cand predomina depozitele grosiere, si cald si umed, in ultima parte, cu predominarea depozitelor argiloase.

Acestui complex i se asociaza intercalatii vulcanice (tufuri, brecii, diabaze, porfire cuartifere), pe aliniamentul Leu–Slatina–Corbu, venite pe un sistem de falii profunde, reactivate de miscarile hercinice, care au produs deranjamente in structura cuverturii sedimentare paleozoice.

Triasicul inferior s–a caracterizat prin aceleasi conditii ca si Permianul superior, peste care se dispune in continuitate de sedimentare. Depozitele triasice si peruviene formeaza un complex grezos–argilos numit „seria rosie inferioara”.

In Triasicul mediu se revine la faciesul marin si se depune o serie carbonatica.

In Triasicul superior apele se retrag, iar sedimentarea redevine subcontinentala, cu predominarea faciesurilor grezoase–cuartoase; acum se depune seria rosie superioara, care incheie cea de–a doua etapa de sedimentare a Platformei Valahe.

Miscarile kimerice vechi din Jurasicul inferior produc o noua exondare a platformei. Post–triasic, platforma Valaha a inregistrat o tectonica mai linistita, cu miscari foarte lente.

2.1.1.4 Etapa Jurasic mediu – Cretacic superior

Aceasta etapa se caracterizeaza prin calm tectonic si depozite carbonatice de facies pelagic sau recifal.

In Jurasic, datorita miscarilor foarte lente, se produce colmatarea denivelarilor de la suprafata platformei, cu depozite detritice, in baza, si carbonatice la partea superioara, aflate in continuitate de sedimentare.

In Cretacicul inferior se acumuleaza depozite pelagice (calcare, marno–calcare) foarte fosilifere, transgresive peste cele jurasice.

Cretacicului mediu (aptian–albian) ii  corespunde o scurta perioada de exondare, determinata de miscarile austrice, timp in care s–au format depozite continentale.

In Cretacicul superior se produce o noua transgresiune, marea inaintand de la est spre vest. Depozitele au faciesuri marnoase si se afla in succesiune completa.

La sfarsitul Cretacicului, in urma miscarilor laramice, a avut loc ridicarea generala a platformei, care a intrat in regim subaerian si a functionat din Paleogen pana in Miocen inferior ca o arie de denudatie.

2.1.1.5 Etapa Badenian – Cuaternar inferior

In urma miscarilor stirice din Badenian superior, a avut loc transgresiunea apelor din avanfosa carpatica spre nordul si vestul platformei Valahe.

In procesul de ridicare a orogenului carpatic, platforma Valaha a fost antrenata intr–o miscare generala de coborare, cu amplitudini ce cresc dinspre sud spre nord, pana la cateva mii de metri adancime la contactul cu orogenul, unde s–a format Depresiunea Getica.

Astfel, pe parcursul Neogenului, platforma a functionat ca arie de sedimentare in cadrul Bazinului Dacic, avand ca principala sursa de alimentare orogenul carpatic, in curs de ridicare. Au rezultat formatiuni de molasa cu grosimi mai mici decat cele de avanfosa, subsidenta fiind controlata de fundamentul consolidat al platformei.

In Sarmatia inferior marea a avut extensiunea maxima, iar Bazinul Dacic comunica cu Bazinul Ponto–Caspic.

Miscarile atice din zona de orogen au inaltat platforma si au determinat regresiunea accentuata a apelor marine, care a imprimat depozitelor sarmatian superioare un caracter regresiv.

In Pliocen, apele Bazinului Dacic au reacoperit platforma, mentinandu–se pana la inceputul cuaternarului.

Acum extensiunea marina si subsidenta au fost maxime, dar au fost compensate de cantitatile mari de materiale carate de reteaua hidrografica din zona montana, in curs de ridicare.

Sedimentarea a fost continua pe tot parcursul Pliocenului, cand s–au acumulat marne, argile, pietrisuri si nisipuri, intercalate cu faciesuri conglomeratice, ce atesta miscarile de ridicare. Aceste depozite au caracter transgresiv sau regresiv, determinat de oscilatiile bazinului marin.

Astfel, depozitele pontiene au caracter regresiv fata de cele meotine, acumularea lor facandu–se intr–o faza de retragere a apelor. Aceasta faza a fost urmata de o alta, de expansiune, demonstrata de caracterul transgresiv al formatiunilor daciene.

In Romanian, tendinta generala a fost de retragere treptata a apelor spre sud si sud–est, astfel ca, la inceputul Cuaternarului, teritoriul de la vest de Olt a fost exandat, platforma fiind supusa modelarii subaeriene, care a conturat relieful actual.

2.1.1.6 Etapa modelarii subaeriene

Etapa se desfasoara de la inceputul Cuaternarului pana in prezent, in cadrul ei definitivandu–se configuratia actuala a reliefului, respectiv valea Oltetului.

In urma retragerii apelor a ramas o campie lacustra, care a inceput sa fie modelata de catre reteaua hidrografica venita din regiunile mai inalte.

Actiunea agentilor modelatori a fost controlata de clima, in special de succesiunea fazelor glaciare si interglaciare.

In Cuaternar inferior incepe racirea climei si se formeaza in cadrul Campiei Olteniei, reteaua hidrografica majora, compusa din Dunare, Jiu si Olt.

In a doua parte a acestei perioade, in interglaciarul Günz–Mindel, se formeaza Oltetul, care depune acum panzele de pietrisuri si nisipuri in care se va taia, in Mindel, terasa cea mai inalta a raului, Voineasa Mica.

Tot in glaciarul Mindel, sub actiunea eoliana, fluviatila si deluviala, se formeaza primul orizont de loess al terasei Voineasa Mica, care sta direct pe depozitele aluviale.

Cuaternarul mediu incepe cu interglaciarul Mindel–Riss, cand se acumuleaza panze intinse de pietrisuri si nisipuri. In acestea, in Riss, Oltetul isi sapa urmatoarea terasa, Branet, care se racordeaza cu terasa Caracal a Oltetului, cu care formeaza o singura suprafata.

Tot in interglaciar, pe suprafata terasei superioare a Oltetului se formeaza primul orizont de sol.

In Riss, se depune al doilea orizont de loess pe terasa Voineasa Mica, si primul pe terasa Branet.

In Cuaternar superior, Oltetul a continuat sa se adanceasca si si–a definitivat sistemul de terase, deplasandu–se treptat spre dreapta si lasand pe stanga terase in evantai.

In interglaciarul Riss–Wurm I s–a format un nou orizont de sol, fosilizat de loessul depus ulterior.

In Wurm I, Oltetul si–a taiat urmatoarea terasa, Parscoveni, iar in Wurm II pe cea mai noua, Teis. In acelasi timp s–a format si reteaua afluenta: alohtona, mai veche, si autohtona, mai recenta.

Varsta teraselor Oltetului a fost stabilita de catre Petre Cotet (1957), prim metoda analizei solurilor fosile si a orizonturilor de loess in care sunt intercalate.

Acumularea loessului s–a facut in perioade reci, glaciare, iar solurile fosile s–au format in interglaciare sau interstadiale, cand clima se incalzea.

Varsta teraselor este data de numarul orizonturilor de loess si soluri fosile pe care le suporta. Astfel, terasa Voineasa Mica, cu 4 orizonturi de loess si 3 orizonturi de soluri fosile, s–a format in glaciarul Mindel, iar terasele mai noi, la care numarul orizonturilor scade cu unu, s–au format in Riss (terasa Branet), Wurm I (terasa Parscoveni) si Wurm II (terasa Teis).

Postglaciar, in Holocen, s–a format lunca, cu totalitatea microformelor de relief specifice, si s–a definitivat conturul actual al reliefului.

In Holocenul inferior au avut loc intense procese de acumulare in albie, in urma carora s–a format treapta superioara a luncii, de 3–5m.

In Holocenul superior s–au dezvoltat procesele minore de modelare a reliefului: eroziune si acumulare in albie, torentialitate, eroziune si acumulare eoliana, surpari, alunecari, inindatii, inmlastiniri, meandrari, divagari.

In acelasi timp, clima, vegetatia si solurile au capatat caracteristicile actuale.

2.1.2 Litologia

2.1.2.1 Depozitele de cuvertura

In analiza stratigrafiei depozitelor ce sprijina Valea Oltetului, s–au folosit forajele de la Bals si Barza si, prin comparatie, cele de la Slatina si Optasi.

Fundamentul praterozoic, alcatuit din sisturi cristaline, amfibolitici si claritoase, a fost interceptat in forajul de la Optasi la 3150m adancime.

Cuvertura sedimentara a fost acumulata in mai multe etape si in conditii diferite, care au dus la formarea unor depozite variate ca alcatuire mineralogica si facies. (Mutihac, 1990)

Sedimentarea incepe cu depozitele detritice apartinand Ordovicianului si Silurianului, formate din gresii silicioase si sisturi argiloase tari, cu grosime de 200m la Bals.

Deasupra acestora stau depozitele carbonatice devoniene si carbonifere, alcatuite din calcare negre si dolomite, cu conglomerate cuartitice in baza, cu grosime de 250m la Bals.

Urmeaza, in discontinuitate de sedimentare si cu caracter regresiv, o noua serie detritica, cu argile cenusii si gresii friabile, care incheie primul ciclu de sedimentare.

Dupa o scurta perioada de exondare reprezentata pe profil printr–o discordanta stratigrafica, urmeaza al doilea ciclu de sedimentare, Permian–Triasic.

In Permian superior s–a depus un complex psefito–psamitic cu conglomerate in baza si marno–argile si argile nisipoase cu anhidrite de culoare rosie, caruia i se asociaza intercalatii vulcanice (porfire cuartifere, diabaze, tufuri, brecii) venite pe un sistem de falii pe aliniamentul Leu–Slatina–Corbu. Grosimea acestora depateste 500m.

Depozitele triasice alcatuiesc doua complexe lito–faciale subcontinentale, separate de un complex cu caractere mixte, marine si continentale, dispuse in continuitate de sedimentare cu cele permiene.

Primul complex, grezos–argilos, depus in Triasic inferior, este numit „seria rosie inferioara”, dupa culoarea materialelor din componenta ei: argile si marne rosii, gresii silicioase si nisipuri galbui sau roscate, gresii si conglomerate marunte feldspatice, interceptate in forajul de la Bals la mai mult de 500m adancime.

Triasicului mediu ii corespunde „seria carbonatica”, alcatuita din dolomite si calcare dolomitice inchise, calcare si marno–calcare, cu grosimi de 200–800m.

In Triasicul superior s–a format „seria rosie superioara”, ce cuprinde argile, argilite si marne rosii, cenusiu–verzui si violacee, gresii rosii si nisipuri, cu grosimi de 600m.

In succesiunea stratigrafica urmeaza o discordanta, corespunzatoare Jurasicului inferior si depozitele celui de–al treilea ciclu de sedimentare, Jurasic mediu – Cretacic superior. Depozitele jurasice, de facies detritic in baza, si carbonatic la partea superioara, sunt alcatuite din: gresii silicioase, nisipuri cenusii cu intercalatii de calcare feruginoase, cu grosimi de 300m, deasupra carora stau calcare rosii, roscate si cenusii, groase de 40–120m.

Depozitele cretacice, transgresive peste cele jurasice, cuprind: in baza formatiuni pelagice foarte fosilifere, calcare si marno–calcare, groase de 50m, apoi formatiuni continentale subtiri, depuse in regim subaerian in Cretacic mediu, iar la partea superioara faciesuri marnoase transgresive, alcatuite din marne compacte negricioase, albicioase sau rosietice, marne cenusii cretoase.

Paleogenului ii corespunde o noua discordanta stratigrafica, deasupra careia stau depozitele ultimului ciclu de sedimentare, Badenian superior – Cuaternar.

Badenianul superior este reprezentat de depozite marnoase cu argile si nisipuri, cu grasimi de cca. 50m. Peste acestea se dispun regresiv depozitele sarmatiene, alcatuite din gresii calcaroase cenusii, nisipuri fine, argile nisipoase, marne si argile compacte, descrise in forajele de la Bals si Barza.

Pliocenul incheie sedimentarea in regim de bazin, cu depozite de facies lacustru alcatuite din marne nisipoase sau bituminoase, gresii, nisipuri si argile.

Formatiunile romaniene au definitivat procesul de colmatare si cuprind doua orizonturi diferite: inferior, cu caracter regresiv, cu argile vinete si nisipuri, si superior, cu pietrisuri transgresive, cu grosimi de 100–150m.

Pietrisurile romaniene apar la zi pe valea Oltetului pe malul drept, de la Bals la Osica, si pe malul stang la Vladuleni, in fruntile de terasa, fiind descoperite datorita eroziunii laterale puternice exercitate de rau. Pe aceste formatiuni se desfasoara procese de siroire si prabusire in mal.

In restul arealului studiat, depozitele romaniene sunt acoperite de cele cuaternare.

Limita dintre pietrisurile romaniene si cele cuaternare a ridicat numeroase probleme geologilor, de studiul ei ocupandu–se T. Bandrabur, S. Stefanescu, I. P. Voitesti s.a..

Petre Cotet, in „Campia Olteniei”, arata ca aceasta limita este data de o suprafata de eroziune si de diferentieri litologice intre nisipurile si pietrisurile cuaternare cu structura torentiala si pietrisurile romaniene, stratificate, cu dimensiuni mai mari si caracter fluvio–lacustru.

In mare, aceasta este alcatuirea stratigrafica a platformei Valahe, care constituie baza depozitelor cuaternare care apar la zi, si, in care agentii externi au sculptat relieful actual.


2.1.2.2 Depozitele de suprafata (cuaternare)

Acumularea depozitelor cuaternare a inceput dupa retragerea lacului pliocen, cand campia lacustra rezultata a inceput sa fie modelata de agentii externi.

Stratigrafia cuaternara debuteaza cu depozitele deluvio–proluviale alcatuite predominant din nisipuri si pietrisuri, cunoscute ca stratele de Candesti si de Fratesti.

In pleistocen mediu, cand incepe formarea vaii Oltetului in campie, se acumuleaza depozite fluviatile (de terasa) si depozite loessoide. Formarea acestor depozite se continua si pe parcursul pleistocenului superior.

In holocen se aluvioneaza lunca si, sub influenta proceselor geomorfologice actuale, se acumuleaza, la baza versantilor, depozite coluviale si gravitationale (fig. 3).

Stratele de Candesti sunt depozite deluvio–proluviale alcatuite din nisipuri si pietrisuri cu granulometrie diferite, depuse in villafranchian. Ele au fost aduse de catre raurile ce coborau din Carpati, au stratificatie incrucisata (torentiala) si sunt specifice Podisului Getic.

Pe valea Oltetului, acestea apar in baza depozitelor cuaternare si au grosimi mai reduse. (Dupa Relieful Romaniei, 1978, in podis grosimea acestora poate depasi 130m)

Stratele de Fratesti apartin, ca varsta, saint–prestianului, si sunt tot depozite proluviale, dar au provenienta dubla, carpatica si balcanica. Sunt formate tot din nisipuri si pietrisuri cu stratificatie incrucisata si stau deasupra stratelor de Candesti, avand grosimi de sub 20m.

La zi apar pe malul drept al Oltetului, intre Bals si Osica de Jos, favorizand siroirea si procesele gravitationale (prabusirile).

Depozitele aluviale au fost aduse de catre Oltet si se impart dupa pozitia in cadrul vaii, in depozite de terasa si de lunca.

Depozitele de terasa au fost acumulate de o parte si de alta a cursului Oltetului, pe parcursul pleistocenului mediu si superior si sunt alcatuite din nisipuri, pietrisuri marunte si maluri.

Formarea acestora a fost controlata de oscilatiile climatice, care au impus o activitate bogata retelei hidrografice. Depunerile aveau loc in lunca, in timpul perioadelor calde, iar in cele reci, caand se intensifica eroziunea in adancime, se taiau treptele de terasa.

Grosimea depozitelor de terasa de pe valea Oltetului este de cca. 2m. (P. Cotet, 1957)

Depozitele de lunca sunt holocene si sunt alcatuite din nisipuri, pietrisuri, maluri si argile a caror grosime creste spre zona confluentei cu Oltul, unde atinge 10m (datorita subsidentei locale).

Depozitele loessoide stau deasupra celor de terasa si apartin, ca varsta, pleistocenului mediu si superior.

Loessul si depozitele loessoide sunt formatiunile ce definesc cel mai bine perioada cuaternara, fiind studiate de numerosi geografi si geologi, ca de exemplu, I. Argetoaia si Gh. Murgoci, 1923, M. Popovat, 1953, Florina Grecu si T. Demeter 1999 s.a..

Din punct de vedere genetic, aceste doua formatiuni se deosebesc in sensul ca loessul reprezinta depunerile primare eoliene, ce se pastreaza azi pe campuri, iar depozitele loessoide sunt remaniate din loessul primar, avand geneza variata (fluviatila, lacustra, proluviala, eoliana sau mixta). (Relieful Romaniei, 1978)

Pe valea Oltetului in aval de Bals apar numai depozite loessoide, situate pe terase si avand grosimi ce scad de la 10m pentru terasa a patra pana la cca. 2m pentru prima. (P. Cotet, 1957)

Aceste depozite sunt alcatuite din maluri, prafuri, nisipuri si pietrisuri marunte, au culori galbui si au ca principale proprietati porozitatea si permeabilitatea datorita carora sunt un bun material parental in procesele de solificare.

Petre Cotet (1957) a studiat aceste depozite, impreuna cu orizonturile de soluri fosile intercalate si a ajuns la concluzia ca depozitele loessoide s–au acumulat in perioadele reci, glaciare, iar solurile s–au format in cele calde.

Orizonturile de depozite loessoide si de soluri fosile sunt in numar de 4, respectiv 3, pentru terasa a patra si numarul lor scade cu unu pentru celelalte.

Prezenta solurilor fosile ajuta la stabilirea varstei fiecarei terase, precum si aflarea conditiilor de mediu (in special clima si vegetatie) in care s–au format.

Datorita proprietatii lor – permeabilitate, porozitate si continut ridicat in carbonati- depozitele loessoide sunt foarte importante pentru procesele pedogenetice deoarece solurile formate preiau aceste caracteristici (afanare, capacitate buna de a inmagazina apa, volum edafic mare, capacitate mare de schimb cationic etc.), care le cresc fertilitatea.

Depozitele loessoide favorizeaza si aparitia proceselor actuale, respectiv prabusiri in mal, din cauza friabilitatii lor si a capacitatii de a se desprinde in pereti verticali.

Depozitele gravitationale se formeaza in urma proceselor de prabusire sau surpare care se manifesta pe intreg malul drept al Oltetului in aval de Bals.

Aceste procese sunt favorizate de friabilitatea depozitelor (loessoide, aluviale) si pot afecta chiar si pietrisurile din stratele de Fratesti.

Depozitele rezultate se acumuleaza la baza malului, in albia minora.

2.2. Relieful

2.2.1 Morfogeneza reliefului

Formarea si evolutia vaii Oltetului sunt strans legate de cele ale campiei Olteniei,  pe suprafata careia se grefeaza.

Campia a devenit uscata la sfarsitul Pliocenului, iar pe parcursul Cuaternarului a fost supusa actiunii agentilor externi, care au modelat relieful in forma actuala.

Cel mai important agent a fost reteaua hidrografica prin a carei actiune a rezultat tipul genetic de campie de terase, caracteristic pentru cea mai mare parte a campiei Olteniei.

Cauzele care au condus la formarea reliefului actual au fost:  oscilatiile climatice, miscarile neotectonice si oscilatiile de nivel ale Marii Negre (Grigore Posea, 2002).

Oscilatiile climatice din timpul Cuaternarului au produs modificari periodice ale florei si faunei si ale dinamici fluviatiile (eroziunea si acumularea). Astfel, in perioadele calde predomina acumularea, iar in cele reci eroziunea in adancime.

Din punct de vedere climatic, Cuaternarul se imparte in:

Ø        Preglaciar, care, pentru tara noastra tine pana in Pleistocenul mediu, respectiv pana la prima glaciatiune carpatica, riss, si se caracterizeaza prin alternante rapide de faze calde (submediteraneene si temperate calde) si reci (temperate reci si periglaciare);

Ø        Glaciar, corespunzator fazelor glaciare riss si wurm, care au avut un impact puternic asupra reliefului (modelare preglaciara a campiei si actiune fluviala intensa) in interglaciarul riss – wurm si in interstadiale climatul era asemanator celui actual;

Ø        Postglaciar, respectiv holocen clima se incalzeste ajungand la situatia actuala. Pe parcursul acestui interval s–a trecut la climatul rece si umed corespunzator holocenului inferior, la optimul climatic (cald si umed sau uscat) din holocenul mediu, iar in actual se revine la climatul temperat cu un inceput de aridizare.

Miscarile neotectonice au fost determinate de ultimele faze de ridicare ale Carpatilor (valaha si pasadena) si au avut ca efect adancirea vailor.

In cadrul Campiei Olteniei s–au detasat zone de inaltare (campurile Salcutei si Leu – Rotunda) separate de zone de coborare (depresiunile Craiova – Dabuleni si Alexandria), care au controlat actiunea retelei hidrografice prin aparitia arealelor de divergenta hidrografica, pe campuri, si a convergentelor in depresiunile subsidente. (A. C. Banu, 1969).

Oscilatiile de nivel ale Marii Negre prezinta importanta deosebita deoarece bazinul marin reprezinta nivelul de baza in functie de care evalueaza intreaga retea hidrografica a tarii noastre.

Astfel, regresiunea marina determina adancirea vailor prin accelerarea eroziunii, iar transgresiunea favorizeaza aluvionarea si ridicarea paturilor albiilor.

Oscilatiile Marii Negre au fost cauzate de miscarile neotectonice, variatiile climatice si de legaturile periodice cu Marile Mediterana si Caspica, si s-au desfasurat dupa cum urmeaza (Gr. Posea. 2002):

Ø       la inceputul Cuaternarului in villafranchian, Marea Neagra era un lac al carui tarm se afla la 150 Km est de Dobrogea actuala;

Ø       in pleistocenul inferior predomina transgresiunile, tarmul atingand aproximativ linia actuala;

Ø       in pleistocen mediu, datorita legaturii cu Marea Mediterana, tarmul ajunge la vest de Galati (transgresiunea Uzunlar);

Ø       in timpul perioadelor glaciare are loc o regresiune puternica, iar nivelul marii scade cu cca 130m, ducand la prelungirea vailor pe platforma litorala;

Ø       in holocen inferior se produce o noua transgresiune, ce urca nivelul marii pana la 4m fata de cel actual;

Ø       in holocen superior (actual) au loc variatii reduse ale tarmurilor in jurul liniei actuale si se formeaza delta.

Toti acesti factori au conlucrat la realizarea reliefului Campiei Olteniei si, implicit a vai Oltetului.

In pleistocenul inferior s-a  format reteaua majora a campiei reprezentata de Dunare, Jiu si Olt, iar in pleistocen mediu a aparut Oltetul.

Evolutia vaii Oltetului in campie a fost dirijata de geologie si relief, respectiv de Campul Leu–Rotunda, mai inalt si mai greu de traversat, si de subsidenta de pe valea Oltului, din zona actualei confluente cu Oltetul.

Din aceste cauze, desi in podis directia raului este N–>S, la intrarea in campie, in aval de Bals directia se schimba devenind NV –> SE, iar Oltetul se indreapta spre Olt.

Astfel, in pleistocenul mediu s-a format terasa superioara a Oltetului (cea de a patra, de 40–50m altitudine relativa), taiata in stratele de Fratesti, dar si in propriile aluviuni si s-au depus formatiunile in care va fi taiata, la sfarsitul perioadei, terasa a treia. (P Cotet, 1957)

In pleistocenul superior s–au format si celelalte doua terase si s–au acumulat depozitele loessoide ce acopera podurile teraselor si au grosimi de 2–10 m, in functie de varsta.

Datorita directionarii spre Olt, Oltetul si-a sapat valea in detrimentul colectorului sau, formand pe partea stanga terase in evantai.

Formarea vaii Oltetului a fost conditionata, in primul rand, de oscilatiile climatice, care au impus ritmul proceselor de eroziune si acumulare: in perioadele reci predomina eroziunea, iar in cele calde acumularea.

Depozitele loessoide au origini diferite (fluviatile, eoliene, mixte), fiind remaniate din loessul primar, si au fost acumulate in perioadele reci, iar in cele calde erau transformate prin procese pedogenetice, in sol, in conditiile in care depunerile nu incetau, dar erau nesemnificative.

Din aceasta cauza, in cadrul depozitelor loessoide se intercaleaza orizonturi de soluri fosile, in numar de patru pe terasa superioara si scazand cu unu pentru celelalte, si care ajuta la determinarea conditiilor de mediu in care s–au format si la stabilirea varstei teraselor.

Tot in pleistocenul superior s–a format si cel mai  important afluent al Oltetului din campia Barluiul, care taie in doua terasa a treia.

In holocen s–a aluvionat lunca, s–au dezvoltat afluentii autohtoni, cu caracter torential, ce fragmenteaza terasa superioara, iar in cadrul luncii au avut loc numeroase devieri ale cursului (fig. 8 ), despletiri, meandrari si migrarea confluentei, in urma carora a rezultat relieful minor: brate si maluri parasite, balti, ostroave, belciuge si popine, grinduri etc..

In prezent, relieful este modelat de procesele geomorfologice actuale (pluviodenudare, prabusiri, aluvionari etc.).

2.2.2 Morfometria

2.2.2.1 Hipsometria

Relieful vaii Oltetului in aval de Bals se desfasoara intre altitudinile extreme de 188 m in Dealul Viilor, situat in SV orasului Bals si 85 m, cit se inregistreaza in zona confluentei, avand o amplitudine maxima de 103 m (fig. 4 ).

Treptele hipsometrice au o raspandire aproape egala in teritoriu, dupa cum urmeaza:

Ø       Altitudinile sub 100 m ocupa 18% si apar numai la nivelul luncii in aval de localitatea Soparlita;

Ø       Intre 100 si 120m se inregistreaza tot la nivelul luncii, intre Bals si Soparlita, precum si pe terasa a treia dezvoltata pe partea dreapta a vaii, si ocupa 25% din suprafata totala; aceasta este cea mai extinsa treapta;

Ø       Altitudinile cuprinse intre 120 si 140m detin o pondere de 20% si apar, pe partea stanga a vaii, pe aproape toata suprafata ocupata de podurile teraselor, iar pe partea dreapta se prezinta sub forma unei benzi desfasurate pe fruntea terasei superioare, ce patrunde si pe vaile torentiale si care se lateste spre aval si se extinde si pe podul terasei;

Ø       Treapta cuprinsa intre 140 si 160m ocupa 14% din suprafata si se desfasoara aproape in totalitate pe partea dreapta a vaii tot sub forma unei benzi ce se largeste in dreptul vailor ce fragmenteaza terasa si ocupa cea mai mare parte a podului terasei superioare, in timp ce pe partea stanga apare punctiform pe unii martori de eroziune ca Dealul Barza (152m) si Dealul Lacul Tarului (142m);

Ø       Altitudinile ce depasesc 160m apar exclusiv pe partea dreapta a vai, pe fragmentele mai inalte ale terasei superioare, ce poarta denumirea de dealuri:  Dealul Viilor(188m), Dealul Sadina(181m), Dealul Racovitei(180m), Dealul Voineasa (170m), Dealul Draganestilor (168m) si Dealul Urieni(163 m); ponderea acestora este de 23 %.

2.2.2.2 Densitatea fragmentarii reliefului

A fost calculata pentru intreaga retea hidrografica, permanenta si temporara, pe hartile la scara 1:50000, prin metoda cartogramelor.

Valorile obtinute sunt cuprinse intre 0 si 3,1Km/Km2, cu diferentieri intre lunca si terase. Arealele fara scurgere de suprafata se suprapun peste cea mai mare parte a padurilor teraselor de pe partea stanga a vaii, la care se adauga fragmentele mai inalte ale terasei superioare si  care detin impreuna 25% din suprafata totala a vaii(fig. 5).

Valorile sub 1Km/Km2 au o pondere de 30,5% si se inregistreaza pe cea mai mare parte din suprafata luncii, precum si pe podurile teraselor.

Intervalul cuprins intre 1 si 2Km/Km2 ocupa cea mai mare pondere, 38%, si se suprapune vailor torentiale ce fragmenteaza terasa superioara, iar in lunca aceste valori apar in apropierea cursului Oltetului, la confluente.

Densitatile cuprinse intre 2 si 3Km/Km2 ocupa doar 6% din suprafata si se inregistreaza in arealele cu cea mai mare fragmentare a terasei superioare, precum si la confluenta Barluiului cu Oltetul.

Valoarea maxima de 3,1Km/Km2 s-a realizat la confluenta paraurilor Gengea si Barlui. Aceasta repartitie a densitatii fragmentarii se datoreaza conformatiei reliefului, altitudinilor si regimului torential al precipitatilor.

Astfel cele mai mari valori apar pe terasa superioara, cea mai inalta a Oltetului (40–50m altitudine relativa), care este intens fragmentata de vai torentiale, in timp ce pe suprafetele celorlalte terase, mai joase si mai tinere nu s–a realizat o concentrare a scurgerii in suprafata, cu exceptia Paraului Barlui, ce traverseaza terasa a treia.

2.2.2.3 Adancimea fragmentarii (energia reliefului)

Reflecta gradul de adancire a vailor in functie de nivelul de baza local si este influentata de varsta reliefului si de predominarea suprafetelor orizontale sau slab inclinate. Si acest indicator a fost calculat prin metoda cartogramelor la scara 1:50000, rezultand valori cuprinse intre 1,5 si 50m.

Cele mai mari amplitudini ale adancimii fragmentarii, ce depasesc 40m, detin 14% din suprafata totala si apar pe terasa superioara a Oltetului, a carei frunte abrupta se termina direct in lunca si este afectata de eroziune torentiala.

In intervalul 30–40m intra 5% din suprafata totala, respectiv tot areale din terasa superioara, fragmentata torential de vai a caror adancime depaseste 30m.

Intre 20 si 30m este cuprinsa 15% din suprafata vaii adica fruntile teraselor, precum si areale din terasa superioara, la sud de localitatea Voineasa.

Valorile cuprinse intre 10 si 20m se inregistreaza pe fruntile primelor doua terase si pe cea mai mare parte din suprafata terasei superioare, la sud de Voineasa si detin impreuna 22%.

Amplitudinile cele mai mici, sub 10m detin aproape jumatate din suprafata vaii (44%) si ocupa lunca si padurile principalelor trei terase, in cadrul luncii scazand chiar sub 5m.

2.2.3 Morfografie

In aval de Bals, Oltetul paraseste Podisul Getic si intra in campie, unde isi formeaza o vale larga si asimetrica, cu versantul drept mai inalt, cu o singura terasa larg dezvoltata, si cel stang mai lin, cu terase in evantai a caror altitudine absoluta se incadreaza intre 120 si 135m.

Trecerea la o alta unitate de relief este evidentiata prin scaderea adancimii vaii la sub 60m, largirea ei la cca. 7Km si schimbarea directiei, dinspre NV spre SE.

Lunca (sau sesul aluvial) are o latime medie de 3–4Km si este asimetrica: in amonte de localitatea Blaj se desfasoara pe stanga, iar in aval pe dreapta Oltetului.

In profil longitudinal, lunca prezinta doua rupturi de panta si altitudini ce scad de la 120m la Bals la 85m la confluenta, iar in profil transversal se evidentiaza doua trepte, dintre care cea superioara, numita de P. Cotet (1957) terasa de lunca,  apare la est de Bals si in perimetrul comunei Osica de Jos(fig. 7 ).

Datorita pantelor reduse sub 10, aluvionarea este intensa (maluri, nisipuri, si pietrisuri marunte), iar revarsarile sunt dese (anuale).

In timp, Oltetul a oscilat pe suprafata luncii, formand meandre active sau parasite, precum si brate moarte.

Pe partea dreapta, la baza terasei superioare, vaile torentiale au format pe suprafata luncii mici conuri de dejectie, ce acopera aluviunile.

Paraul Gengea, afluent de ordinul 2 al Oltetului, strabate lunca aproape paralel cu acesta, urmarind fruntea terasei intai dupa care se revarsa in Paraul Barlui. Acesta strabate si el o portiune din lunca pe la baza terasei a doua, unindu–se cu Oltetul la Parscoveni.

Deci, afluentii de pe partea stanga formeaza un curs paralel inainte de varsare (confluenta paralela), datorita aluviunilor groase depuse de Oltet in apropierea malului stang (P. Cotet. 1957)

In aval de localitatea Osica de Sus, lunca Oltetului se uneste cu cea a Oltului, in acest sector procesele fluviale fiind cele mai intense, cu formarea de: renii, ostroave, grinduri, balti, maluri parasite, mutari ale confluentei Oltet – Olt (fig. 8 ).

In prezent, cursul Oltetului in acest sector este canalizat si fixat, astfel ca migrarile pe suprafata luncii nu se mai produc.

Lunca Oltului are utilizare variata: treapta superioara, iesita de sub incidenta inundatilor este ocupata de terenuri arabile sau localitati si drumuri, iar cea inferioara cu zavoaie de plop si salcie, padure de stejar sau pajisti.

Terasele au fost descrise si denumite de P. Cotet  (1957) si sunt in numar de 4, racordabile cu sistemele de terase ale Oltului si Dunarii ( fig. 9 ).

Terasa intai, numita Teis, dupa localitatea unde are cea mai larga dezvoltare, are altitudine medie de 7–10m, iar cea absoluta este de 120–130m si are forma unui triunghi cu baza lipita de terasa superioara, iar pe cele doua laturi, dinspre lunca, este limitata de paraul Gengea.

Este cea mai noua terasa, formata la sfarsitul pleistocenului superior si se racordeaza cu terasa intai a Oltului. Podul ei este ocupat cu terenuri arabile si localitati.

Terasa a doua (Parscoveni) are altitudinea relativa 17–20 m, iar cea absoluta de 130m si se desface din marginea nordica a satului Olari, continuandu-se ca o fasie ingusta deasupra luncii pana la sud de Soparlita, unde dispare, confundandu-se cu terasa a treia. S–a format in pleistocenul superior, fiind sincrona cu terasa a doua a Oltului.

Terasa a treia (Branet) este cea mai bine dezvoltata de pe partea stanga, avand o altitudine relativa de 25–35m si absoluta de 130–140m. Se desfasoara sub forma de evantai, fiind dominata cu 30–40m de ultimele dealuri ale Podisului Getic (Leotestilor, 169m si Sarului, 175m) si este traversata de la nord la sud de valea Barluiului.

Pe linia Dealul Sarului - Parscoveni, la intrarea in Valea Oltului, se racordeaza cu terasa a treia a acestuia, varsta acestuia este pleistocen mediu.

Terasa a treia apare si pe partea dreapta, la sud de localitatea Osica de jos, avand altitudini mai reduse (20m altitudine relativa) si fiind traversata de paraul Bobul.

Terasa a patra (Voineasa Mica) este cea mai inalta si cea mai bine dezvoltata, apartinand numai malului drept. Se desprinde, de la sud de Bals, tot in evantai, avand altitudinea absoluta de 140–160m, iar cea relativa de 40–50m, si pe toata lungimea se margineste direct cu lunca.

Podul acestei terase este intens fragmentat de vai adanci, unele avand si afluenti: Valea Balaura cu vaile Balaura Mare si Balaura Mica, Valea Voineasa Mare cu Valea Lunca Oamenilor, Valea Fagului cu Valea Mare, Valea Mica si Valea Rachiului si Paraul Bobul cu Valea Sarbului. Fragmentele acesteia poarta denumirea de dealuri: Dealul Viilor(188m), Dealul Racovitei(180m), Dealul Popanzalesti(175m), Dealul Voineasa(165 m) si Dealul Muierii(152m). Dupa cum se observa, altitudinea acestei terase scade de la nord la sud.

Terasa a patra s-a format la inceputul pleistocenului mediu, dovedind vechimea mare a vaii Oltetului in campie.

Varsta teraselor a fost stabilita de catre P. Cotet (1957) prin metoda orizonturilor de soluri fosile intercalate intre cele de depozite loessoide.

Asimetria vaii Oltetului in aval de Bals, precum si scaderea in altitudine dinspre Bals, spre confluenta cu Oltul este evidentiata in profilele geomorfologice din figura 7.

Interfluviul drept, ce constituie si cumpana de pe ape fata de valea Tesluiului este format dintr-o serie de dealuri, prelungire a podisului, a caror altitudine scade usor, de la 190m in nord (Dealul Ciupuria) la 163m in sud (Dealul Urieni).

Interfluviul stang este plat, specific zonelor de campie, trecerea spre valea Oltului fiind lina.

2.2.4 Procesele geomorfologice actuale

2.2.4.1 Factorii favorizanti

Intensitatea proceselor de modelare actuala a reliefului vaii Oltetului este determinata atat de cauze naturale (ce impun un regim sezonier si accidental) cat si de activitatile antropice, care accelereaza procesele si creeaza noi forme de relief.

Cauzele naturale ale proceselor actuale sunt: litologia, relieful si clima.

Depozitele loessoide ce predomina in cadrul vaii Oltetului favorizeaza, prin proprietatile lor (porozitate, friabilitate), prabusirile de mal si de versant (loessul se desprinde pe fete verticale, dand abrupturi) si tasarea si aparitia crovurilor pe suprafetele orizontale.

Relieful influenteaza procesele actuale prin altitudini si pante. Astfel, pantele mari, uneori peste 200, de pe versantul dreapta al vaii Oltetului au determinat manifestarea eroziunii in suprafata si fragmentarea reliefului. Aceste procese au fost si sunt favorizate de adancimea vaii (cca 40–60m) si sunt controlate de nivelul de baza local reprezentat de lunca Oltetului.

Pe fruntile abrupte de terasa se produce eroziunea prin siroire, dar pot aparea si prabusiri.

Clima este principalul factor favorizant al proceselor actuale prin regimul torential al precipitatilor.

Aparute in sezonul cald cand, datorita evaporatiei mari, pamantul este uscat, ploile torentiale determina spalarea versantilor prin ravenare si torentialitate.

Pe vaile torentiale, atunci cand au apa, se manifesta eroziunea in adancime si cea regresiva, prin care suprafata vaii se mareste iar materialele dislocate sunt transportate si depuse la baza versantului sub forma unor conuri de dejectie.

De asemenea, invaziile de aer cald produse frecvent iarna, determina topirea rapida a zapezii, iar apa rezultata poate eroda substratul deja supraumectat.

Actiunile antropice au un impact deosebit asupra reliefului accelerand procesele naturale si ducand la aparitia unor noi forme de relief. Cauzate de locuirea indelungata, dar mai ales de presiunea umana exercitata in ultimele secole si datorata cresterii numerice a populatiei, interventiile antropice in cadrul vaii Oltetului sunt numeroase.

Despaduririle efectuate pana in secolul al XIX - lea au afectat, in special, versantul drept al vaii, unde, datorita pantelor mari, neprotejate de vegetatie, s–a produs accelerarea eroziunii in adancime

Activitatile agricole necorespunzator aplicate (aratul in lungul pantei) au avut aceleasi efecte, datorita formarii de santuri pe care  apa scursa pe versant se poate concentra. Asezarile si drumurile construite pot impiedica scurgerea normala a apelor si aparitia excesului de umiditate. De asemenea, prin greutatea lor produc tasare in loess.

Constructiile hidrotehnice realizate precum indiguirea cursului Oltetului in zona de confluenta, constructia barajului pe Barlui si a canalelor ce impanzesc lunca si terasele, au avut consecinte asupra vitezei de scurgere a apei si asupra regimului de acumulare a aluviunilor.

Astfel, prin indiguire s-a stopat divagarea raului si a crescut viteza apei, iar revarsarile in lunca sunt mai rare si in acelasi timp, s–a intensificat acumularea aluviunilor in sectorul din fata digului care este si mai des inundat.

Exploatarea aluviunilor din albia minora determina cresterea vitezei apei si accelerarea eroziunii in adancime, dar si modificarea sau disparitia unor microforme de relief.

2.2.4.2 Procesele actuale

2.2.4.2.1 Procesele de versant

Aceste procese sunt active si se desfasoara mai ales pe partea dreapta a vaii Oltetului, unde sunt favorizate de altitudinea mare a terasei superioare, care se termina deasupra luncii printr-un abrupt de cca. 40m.

Pluviodenudarea si eroziunea in suprafata ataca solurile si depozitele superficiale, iar intensitatea lor este determinata de panta si de gradul de acoperire cu vegetatie (fig. 9 ).

Aceste procese se manifesta in urma ploilor indelungate si a topirii bruste a zapezii, dislocand si transportand spre baza pantelor cantitati mari de materiale, in felul acesta ducand la aparitia erodisolurilor.

Scurgerea concentrata in suprafata este, de asemenea, intensa, si se manifesta prin ravenare si torentialitate.

Procesele sunt activate de ploile torentiale si se extind continuu in defavoarea versantilor, prin eroziune regresiva si in adancime. Materialele rezultate sunt transportate si acumulate sub forma de conuri de dejectie.

Aceste procese au fost favorizate de despaduriri si au dus la fragmentarea intensa a terasei superioare si la aparitia solurilor erodate.

Pe fruntea  terasei superioare, din cauza pantelor foarte mari si a eroziunii exercitate de Oltet in baza, se produc prabusiri care afecteaza atat depozitele loessoide de la suprafata, cat si pe cele aluviale si proluviale (pietrisurile de Fratesti) de sub ele.

Pe fruntile celorlalte terase procesele actuale sunt slabe, respectiv pluviodenudare la ploile puternice.

In concluzie, procesele de versant de pe valea Oltetului sunt putin diversificate si nu au consecinte foarte grave in peisaj, fiind specifice zonelor de campie.

2.2.4.2.2 Procesele de albie

Agentul cauzator al acestora este apa curgatoare ce actioneaza prin eroziune, transport si acumulare ( fig. 9 ).

In functie de intensitatea si de amploarea acestor procese, se diferentiaza cele produse in albia Oltetului fata de procesele determinante de afluentii lui.

Principali factori ce favorizeaza procesele de albie sunt debitul, viteza apei si pantele reduse din lunca. Astfel, datorita scaderii pantei, la intrarea in campie, viteza apei se reduce, iar materialele transportate din cursul superior sunt acumulate in albia minora si lunca, sub forma reniilor, ostroavelor si a grindurilor.

De asemenea apar meandrarile si despletirile. Datorita indiguirii Oltetului in apropierea confluentei, raul nu–si mai schimba cursul, asa cum se intampla in trecut, marturie pentru aceste modificari stau vechile brate si maluri parasite.

Alaturi de procesul de acumulare si cel de eroziune produce schimbari importante in albie.

Eroziunea laterala ataca malurile, in special pe cele concave, producand surpari, iar eroziunea in adancime, provocata de cresterea vitezei apei, duce la adancirea raului. De asemenea, eroziunea laterala determina deplasarea cursului  in cadrul albiei si aparitia meandrelor.

Pe raurile afluente Oltetului, procesele de albie sunt mai reduse, datorita dimensiunilor mici si regimului periodic de scurgere.

In perioadele cu debite mari, se produce eroziunea de mal si in adancime, iar pe afluentii torentiali si eroziunea regresiva. Din cauza debitelor mici, despletirile si meandrarile sunt rare.

Aluviunile transportate se depun sub forma de renii sau ostroave in zona de confluenta cu Oltetul.

2.2.4.2.3 Procesele antropice

Actiunile omului in cadrul reliefului au un rol dublu: de accelerare a proceselor naturale (prin despaduriri, desteleniri, aratul in lungul pantei etc.) si de a crea  noi forme de relief. (Gr Posea, 2002)

Cea de a doua consecinta este determinata de terasarile de versant, amenajarile torentilor, crearea de drumuri si asezari, constructiile hidrotehnice si activitatile agricole.

Unele dintre acestea sunt realizate pentru reducerea proceselor de degradare, iar altele au scopuri economice si nu tin cont de relief, putand provoca unele procese.

Terasarile au fost facute pe fruntile teraselor, pentru cultivarea vitei de vie si a pomilor fructiferi si au un rol foarte important in reducerea eroziunii de versant. Se intalnesc la sud de Bals, pe partea dreapta a vaii, iar pe cea stanga la Olari si Soparlita.

Pentru oprirea eroziunii torentiale, cursurile superioare au fost impadurite, iar malurile fixate de vegetatie si pietre.

Cel mai mare impact asupra reliefului l–au avut constructiile hidrotehnice de tipul canalelor, digurilor, barajelor sau podurilor. Acestea opresc inundatiile, dar cresc viteza apei, determinand eroziunea in adancime sau ridicarea inundatiilor in spatele podurilor.

Activitatile agricole influenteaza mai ales suprafetele inclinate, desfasurarea proceselor de versant (pluviodenudare, siroire).

Canalele de desecare sau irigatii, precum si lacul de acumulare de pe Barlui, modifica in preajma lor, adancimea panzei freatice.

2.2.4.3 Consecintele proceselor geomorfologice actuale

Procesele actuale au consecinte negative asupra vietii si activitatii umane, dupa cum urmeaza:

Ø        Limiteaza desfasurarea lucrarilor agricole din cauza fragmentarii terenului si pot produce pagube recoltelor prin inundatii sau aluvionari.

Ø        Erodand solurile de pe suprafetele inclinate, scad productivitatea agricola.

Ø        Modifica nivelul si calitatea apelor freatice.

Ø        Pot distruge, prin prabusire sau acoperire, drumuri si case.

Ø        Pentru combaterea acestor procese se impun masuri de stabilire a versantilor si de regularizare a scurgeri raurilor.


2.3 Clima

Situarea in sudul tarii, la contactul dintre campie si podis, impune vai Oltetului in aval de Bals o clima temperat–continentala, si cu nuanta putin mai umeda in nord, fata de sudul arealului, si influente vestice, sud–vestice si estice.

Pentru caracterizarea climatica a vaii Oltetului s-au folosit  datele pentru statia Caracal, in intervalul 1971–1980, primite de la I.N.M.H., completate cu informatii din bibliografie.

2.3.1 Factori genetici ai climei

2.3.1.1 Factorii radiativi

2.3.1.1.1 Radiatia solara directa

Este componenta energetica de baza a bilantului radiativ si sursa principala de caldura pentru suprafata terestra.

Sumele medii anuale ale radiatiei solare directe sunt de 70–75 Kcal/cm2/an, cu valori vara, pe timp senin de 10–12 Kcal/cm2 si iarna in jur de 1Kcal/cm2. (Geografia Romaniei, vol. I)

In timpul zilei, intensitatea radiatiei creste treptat din momentul rasaritului soarelui, inregistreaza un maxim in jurul pranzului (orele 12–13) si scade apoi pana la apus.

2.3.1.1.2 Radiatia difuza

Reprezinta acea parte din energia solara difuzata de nori si de particulele in suspensie din atmosfera.

In cursul anului, valorile radiatiei difuze cresc treptat spre lunile de vara, ajungand in timpul solstitiului, la amiaza, 0,70cal/cm2 .

Cea mai mica valoare se inregistreaza iarna (0,59cal/cm2), cand suprafata topografica este acoperita cu strat de zapada care reflecta radiatia solara directa, intensitatea radiatiei difuze creste apreciabil.

2.3.1.1.3 Radiatia totala

Reprezinta suma dintre radiatia solara directa si cea difuza si are o valoarea anuala de 125Kcal/cm2.

In timpul anului, sumele lunare cresc continuu pana in iunie, cand se inregistreaza maximum, la solstitiul de vara, si scad treptat pana in decembrie, la solstitiul de iarna, cand valorile sunt minime.

Regimul anual se caracterizeaza printr-un minim in ianuarie (4,1Kcal/cm2) si un maxim in iulie (18,5Kcal/cm2).

Pe anotimpuri, valorile sunt urmatoarele: 13,4Kcal/cm2 iarna, 38,4Kcal/cm2 primavara, 52,7Kcal/cm2 vara si 25,2 Kcal/cm2 toamna. Ziua radiatia totala este maxima la ora 12, atingand in luna iulie 1,66cal/cm2 .

Pe timp noros sau acoperit valorile radiatiei totale sunt minime, in lunile de vara, la orele 12 nedepasind 0,32cal/cm2  .

Durata intervalului din an in care minimele zilnice ale radiatiei totale depasesc 400 cal/cm2 este egala cu 167 zile.

2.3.1.1.4 Radiatia reflectata

Reprezinta o parte din radiatia solara incidenta, reflectata de suprafata activa (deviata).

Raportul dintre radiatia reflectata si cea totala se numeste albedou (masurat in procente). Diferitele tipuri de  suprafete inregistreaza valori diferite ale albedoului (mai mari la cele de culoare deschisa).

Astfel nisipurile uscate stralucitoare au albedoul de 30–40%, argila umeda 14–18%, invelisul vegetal reflecta 15–20% din radiatie, suprafetele acvatice 6–15%, zapada nou–cazuta 80–95%, iar cea invechita 35–50%.

2.3.1.1.5 Radiatia efectiva

Reprezinta diferenta dintre radiatia emisa de suprafata terestra si cea emisa de atmosfera. Datorita predominantei timpului senin si umed, mai ales in sezonul cald, valorile anuale ale radiatiei efective ating 45–51Kcal/cm2.

Anual, cele mai mari valori se inregistreaza vara (15–16 Kcal/cm2/luna) iar cele mai mici iarna (2,1–2,8Kcal/cm2/luna).

2.3.1.1.6 Bilantul radiativ

Este diferenta  dintre valorile radiatiei absorbite si cele ale radiatiei efective, egala cu 45–48Kcal/cm2/an. In timpul anului, bilantul radiativ are valori pozitive din februarie pana pana in noiembrie.

Iarna, bilantul radiativ scade la –1, –2Kcal/cm2/luna in ianuarie si decembrie, iar primavara valorile incep sa creasca de la o luna la alta cu cca 2Kcal/cm2, pana la 8Kcal/cm2 in mai, iar vara, in iunie si iulie inregistreaza 9,8Kcal/cm2 .


2.3.1.2 Factori dinamici

Circulatia maselor de aer are un rol genetic foarte important in stabilirea climei unei regiuni, fiind principala cauza a variatiilor neperiodice ale proceselor si fenomenelor atmosferice.

De aceea, pentru determinarea caracteristicilor dinamice ale vai Oltetului este necesar sa cunoastem desfasurarea principalelor sisteme barice si tipurile caracteristice de timp care se inregistreaza la nivelul intregii tari. (St. Ciulache, 1978)

2.3.1.2.1 Sisteme barice

Prezente la nivelul continentului, care influenteaza si tara noastra, sunt :

Ø     Anticiclonul Azorelor, format in nordul oceanului Atlantic, dinamic, actioneaza tot timpul anului;

Ø     Anticiclonul Siberian, de origine termica, in sezonul rece;

Ø     Depresiunea Islandeza, mai intensa iarna;

Ø     Depresiunea Mediteranei, ce actioneaza in sezonul rece, inducand un regim de mica presiune deasupra apelor marine mai calde.

2.3.1.2.2 Tipurile caracteristice de timp

Tipul baric I se caracterizeaza prin prezenta unui anticiclon in vestul Europei ce provoaca advectia aerului arctic spre sud, determinand vreme geroasa si ninsoare moderata iarna. Primavara si toamna genereaza ingheturi si ninsori tarzii, respectiv timpurii, iar vara aduce racirea timpului si ploi de scurta durata.

Acest tip are o frecventa anuala de 8%.

Tipul baric II este determinat de prezenta unui anticiclon in estul Europei, ce impune timpul cald si secetos vara, intervale de caldura primavara si toamna si moina iarna.

Frecventa anuala este de 6%, cu maxima in noiembrie si minima in iulie. Genereaza advectia aerului tropical cu umiditate redusa din Africa, si a celui continental din Asia de Sud-vest.

Tipul baric III se caracterizeaza prin prezenta dorsalei anticiclonului siberian, unita cu cea a anticiclonului azoric, care determina advectia aerului din est – nord – est.

Iarna genereaza timp rece, cu vant si ninsoare, primavara si toamna aduce ploi slabe, iar vara este calduroasa, secetoasa si cu vant tare. Frecventa anuala este de 11%, cu maximuri in octombrie si noiembrie si minimuri in aprilie–iulie.

Tipul baric IV este impus de prezenta unui brau de mare presiune in sudul Europei, ce determina advectia aerului din sud si sud–vest, generand un timp cald, uscat si frumos tot anul.

Frecventa anuala este de 16,1%, mai mare in octombrie si mai mica in iunie.

Tipul baric V este determinat de prezenta dorsalei anticiclonului azoric, care induce advectia aerului din nordul Europei si aduce vreme calda si umeda iarna si rece si umeda vara.

Frecventa medie anuala este de 28%, maxima in iulie si minima in octombrie.

Tipul baric VI se caracterizeaza prin prezenta unui camp depresionar in estul Europei ce determina advectia aerului din nord si nord–vest, polar si umed ce genereaza vreme rece, vant si precipitatii sub forma de ploaie sau ninsoare, iar primavara si toamna provoaca lapovita si ingheturi tarzii, respectiv timpurii.

Frecventa medie anuala este de 10%, mai mare in iulie si mai si mai mica in decembrie si februarie.

Tipul baric VII este impus de prezenta unui culoar depresionar in estul Europei ce provoaca advectia aerului din est si sud–est, determinand timp umed, cu precipitatii bogate insotite de vant puternic mai ales primavara si toamna.

Frecventa medie anuala este de 21%, maxima in aprilie si minima in august, octombrie.

2.3.1.3 Factori fizico–geografici

Acestia influenteaza actiunea celorlalti factori genetici ai climei si provoaca modificari locale ale caracteristicilor parametrilor climatici.

Dintre factori fizico–geografici, un rol important au relieful, hidrografia, vegetatia si solurile.

2.3.1.3.1 Relieful

Relieful vai Oltetului, prin predominanta suprafetei orizontale si slab inclinate (lunca si podurile teraselor) impune o relativa uniformitate a climei. Apropierea de podis precum si altitudinile ceva mai ridicate ale dealurilor ce formeaza versantul drept al vaii (40–60m amplitudine intre dealuri si lunca), determina cantitati mai mari de precipitatii in nord vestul vaii.

De asemenea, inclinarea si expozitia pantelor duce la o repartitie diferentiata a radiatiei solare, pantele sudice primind o cantitate mai mare de caldura fata de cele nordice, iar suprafetele orizontale, fata de cele inclinate.

2.3.1.3.2 Hidrografia

Suprafata acvatica a Oltetului si afluentilor lui, precum si cea a Oltului in zona confluentei influenteaza caracteristicile climei prin proprietatea apei de a conduce caldura (conductibilitate termica), incalzindu–se si racindu–se mai greu decat solul.

Evaporarea continua a apei de deasupra suprafetelor acvatice duce la umezirea aerului si scaderea temperaturii prin consumarea caldurii, in stratul inferior de aer.

De aceea, vara, in timpul zilelor senine, deasupra apei se instaleaza inversiuni de temperatura, iar toamna si iarna au loc procese de condensare a vaporilor si de formare a cetii. Aceste influente se resimt in cadrul luncii, unde se inregistreaza valori ale parametrilor climatici mai moderate decat in restul vaii (temperaturi mai mici vara si mai mari iarna, umiditate mai mare).

2.3.1.3.3 Vegetatia

Dintre formatiunile vegetale, padurea este cea care influenteaza caracteristicile climatice, prin procesul de evapotranspiratie, in cadrul careia se elimina in atmosfera apa sub forma de vapori crescand umiditatea aerului. Aceste modificari sunt conditionate de gradul de acoperire al terenului, speciile caracteristice si densitatea acestora, inaltimea coronamentului arborilor, forma si densitatea frunzelor, stadiul de vegetatie. La limita superioara a padurii se formeaza o a doua suprafata activa, la nivelul careia nu au loc procese diferentiate, de transformare a radiatiei solare in caldura iar aparatul foliar retine peste 80% din razele solare si 15–20% din precipitatii. (Geografia Romaniei vol. I, 1983)

De asemenea, padurea joaca rol de obstacol in calea curentilor atmosferici, modificand caracteristicile vantului.

2.3.1.3.4 Solurile

Influenteaza clima prin proprietatea de a absorbi caldura si vapori de aer din atmosfera.

In cadrul vaii apar diferentieri intre solurile nisipoase din lunca, ce se incalzesc si pierd caldura foarte usor si sunt foarte permeabile, neavand capacitatea de a retine apa, si solurile predominant argiloase de pe terase (argiluvisoluri), care, datorita capacitatii lor mari de a retine apa se incalzesc si se racesc mai greu.


2.3.1.4 Factorii antropici

Prin activitatea sa omul influenteaza pozitiv sau negativ conditiile climatice, determinand astfel modificari ale regimului termic sub aspectul micsorarii amplitudinilor si a intarzierii fazelor de incalzire si racire a aerului, circulatiei locale atmosferice si frecventei mai mari a fenomenelor moteorologice.

Amenajarea terenurilor agricole (canale pentru irigatii) si a bazinelor acvatice artificiale pe Oltet si Olt si prezenta asezarilor au avut ca rezultat modificarea proprietatilor suprafetei active si a valorilor albedoului.

De asemenea, predominarea, in perimetrul asezarilor, a suprafetelor din beton, asfalt, caramida, tabla si tigla se rasfrange asupra proceselor calorice si a celor de primire si cedare a apei provenite din precipitatii.

Cantitatile suplimentare de caldura degajate in urma arderii combustibililor industriali si casnici contribuie si ele la cresterea temperaturii in spatiul asezarilor.

2.3.2 Particularitatile elementelor climatice

In cadrul vaii Oltetului in aval de Bals, factorii genetici ai climei, prezentati anterior,  nu induc variatii importante elementelor climatice. Deoarece nu exista o statie meteorologica in teritoriu, pentru realizarea caracterizarii climatice a vaii Oltetului, s-au folosit datele de la statia Caracal, din intervalul 1971–1980, primite de la I.N.M.H., completate cu datele din bibliografie pentru statiile Caracal si Streharet–Slatina. (P. Cotet, Vaselina Urucu, 1975)

Pentru elementele climatice la care exista date, analiza se va face comparativ, intre statiile Caracal si Slatina.

Datorita relativei uniformitati a campiei, valorile parametrilor climatici pentru valea Oltetului sunt foarte apropiate de cele ale statiilor folosite.

Astfel, se realizeaza corelatii intre statia Slatina si jumatatea nordica a arealului studiat, si intre statia Caracal si jumatatea nordica a arealului studiat.

2.3.2.1 Temperatura aerului

Temperatura aerului este unul dintre elementele de baza ce caracterizeaza, in mare masura, conditiile de clima ale unei regiunii, influentand procesele fizice si biologice, precum: evaporarea, inghetul apei, contractarea si dilatarea diferitelor materiale.


2.3.2.1.1 Temperatura medie anuala

In intervalul 1896–1965 a fost de 10,6sC la ambele statii: Caracal si Slatina (fig. 10 ). Pentru intervalul 1971–1980, la statia Caracal media multianuala a crescut la 10,7sC, iar mediile anuale au oscilat intre 10,09sC in 1976 si 11,3sC in 1975 (tabel nr. 1 si 2).

Fata de media multianuala, temperaturile medii anuale au fost mai mari in anii 1971, 1972, 1974, 1975, 1977 si 1979 (ani caldurosi) si mai mica in 1973, 1976, 1978 si 1980 (ani racorosi, fig. 11 ).

2.3.2.1.2 Temperaturile medii lunare

In mersul acestora se constata diferentieri intre statiile Slatina si Caracal  (tabel) datorate gradului mai ridicat de continentalism resimtit la cea din urma. ( P. Cotet, Vaselina Urucu, 1975)

Astfel, intervalul cu temperaturi medii lunare negative este decembrie–ianuarie la Caracal, iar la Slatina se decaleaza cu o luna, inregistrandu–se in ianuarie–februarie. Intervalul cu temperaturi medii lunare maxime coincide pentru cele doua statii datorita continentalismului, temperaturile sunt mai mari la Caracal (22,8sC in iulie fata de 22,1sC la Slatina) (fig. 12).

Pentru perioada 1971–1980, variatia temperaturilor medii maxime si minime lunare de la statia Slatina si Caracal este reprezentata in fig. 13

Acestea se incadreaza intre maximum 35,3sC inregistrate in iulie si minimum -14,7sC in ianuarie.

2.3.2.1.3 Temperaturile medii zilnice

Prezinta valori minime in ianuarie, ce cresc succesiv pana in august, dupa care incep sa scada treptat. Temperaturile maxime zilnice sunt pozitive chiar si in sezonul rece si se incadreaza intre 15,3sC in ianuarie si 38,6sC in august.

Minimele zilnice sunt negative atat in lunile de iarna cat si in noiembrie si martie si accidental in octombrie, iar in intervalul 1971–1980 sau incadrat intre –26,9sC la 15 ianuarie 1980 si 12,7sC  la 27 august 1971.

Temperaturile zilnice extreme inregistrate in perioada 1971–1980 au fost de –26,9sC la 15 ianuarie 1980 si 38,6sC la 22 august 1977.

2.3.2.1.4 Temperaturile minime si maxime absolute

Au fost la Slatina –31,0sC la 24 ianuarie 1942 si 40,8sC la 4 august 1952, la Caracal. Continentalismul climatic este exprimat si prin amplitudinile temperaturilor absolute, care sunt de 71,5sC la Slatina.

2.3.2.1.5 Frecventa zilelor cu temperaturi caracteristice

2.3.2.1.5.1 Zile cu Inghet

Se caracterizeaza prin valori negative ale temperaturii minime. Regimul inghetului poate influenta culturile agricole, constructiile si transporturile si de aceea trebuie cunoscut.

Data primei zile cu inghet intarzie de la nord la sud, de la 26 octombrie la Slatina la 28 octombrie la Caracal, iar ultimul inghet se produce mai devreme in sud, respectiv la 7 aprilie la Caracal fata de 9 aprilie la Slatina.

Durata intervalului anual fara inghet creste de la 199 zile la Slatina la 204 zile la Caracal, influentand durata perioadei de vegetatie si lucrarile agricole.

Pentru perioada 1971–1980, numarul anual al zilelor cu inghet a oscilat intre 69 de zile in 1972 si 104 zile in 1978 (tabel   ), cu o medie de 84 de zile, iar mediile lunare s–au incadrat intre 0,4 zile in aprilie  si 25,5 zile in ianuarie (tab    ).

2.3.2.1.5.2 Zile de iarna

Sunt acelea in care temperaturile maxime sunt negative. Mediile lor multianuale sunt de 21 de zile cu maximum 31 de zile in 1980 si minimum 13 zile in 1975 (tabelul   ), iar mediile lunare se incadreaza intre 0,4 zile in martie si 11,2 zile in ianuarie. Intervalul anual cu zile de iarna este noiembrie–martie.

2.3.2.1.5.3. Zile de vara

Cu temperatura maxima peste 25sC se inregistreaza in intervalul martie–octombrie.

Numarul anual al zilelor de vara este, in medie, de 102, iar in perioada 1971–1980 a oscilat intre 86 de zile in 1978 si 125 de zile in 1975 (tabel   ).

Mediile lunare se incadreaza intre 0,3 zile in martie si 28,3 zile in iulie (tabel   ).

2.3.2.1.5.4 Zilele Tropicale

Cu temperatura maxima peste 30sC sunt determinate de invaziile de aer tropical si se pot inregistra in intervalul mai–octombrie.

Media anuala oscileaza intre 16 zile in 1976 si 49 de zile in 1972 (tabel    ), iar mediile lunare intre 0,2 zile in octombrie si 11,4 zile in iulie.


2.3.2.2 Temperatura solului

Solul, ca suprafata activa, reprezinta unul dintre factorii principali ai procesului de incalzire si racire a aerului, la nivelul lui fiind absorbita cca. 44% (Ciulache S., 1978) din energia solara incidenta si transformata in energie calorica.

Suprafata solului este sursa principala de incalzire a aerului ziua si de racire noaptea.

De asemenea, temperatura solului are influenta puternica asupra cresterii si dezvoltarii plantelor, aceste procese producandu–se intre anumite limite termice.

In cursul anului, temperatura la suprafata solului este apropiata de cea a stratului de aer invecinat si prezinta un maxim in iulie si un minim in ianuarie.

Temperatura medie anuala la suprafata solului este cu cca 1–2sC mai mare decat a aerului, iar mediile lunare se incadreaza intre 3–4sC in ianuarie (mai mici decat cele ale aerului) si 28sC in iulie (S. Ciulache, 1978), rezultand o amplitudine termica de 32sC.

Temperatura in adancime a solului este determinata de modul in care se realizeaza transportul calduri in sol,  observandu–se o decalare a proceselor de incalzire–racire a solului in raport cu aerul, cauzata de proprietatile fizico–chimice, regimul aerohidric si alcatuirea granulometrica ale acestuia (T. Deneter, 1999).

Astfel, pentru orizontul superior, 0–30 cm, in care se concentreaza o mare parte din masa radacinilor plantelor, temperaturile medii lunare sunt negative in sezonul rece (minime in ianuarie) iar in sezonul cald sunt maxime in iulie.

In acest orizont atat temperaturile medii lunare cat si amplitudinile anuale au valori noi moderate in raport cu cele ale aerului.

In adancimi mai mari, temperaturile sunt pozitive tot timpul anului, iar oscilatiile sunt reduse.

Circulatia caldurii in sol se face, in general, din adancime spre suprafata iarna si in sens invers vara. Numarul zilelor cu inghet este de 90–100 anual, cu maximum 25 de zile in ianuarie. In adancime, inghetul se propaga cu intensitate redusa, la sub 10cm fiind doar 40–60 zile.

2.3.2.3 Umezeala relativa a aerului

Umezeala relativa a aerului reprezinta raportul procentual dintre cantitatea de vapori de apa existenta in aer si cea maxima corespunzatoare temperaturi aerului, valoarea ei fiind influentata de particularitatile maselor de aer in miscare si cele ale suprafetei active. (M. Ielenicz si colab, 1999)

Media multianuala a umiditatii relative este de 77,5% (fig   ), iar mediile anuale se incadreaza intre 73% in 1974 si 82% in 1979 (tab          .

Valorile medii lunare oscileaza intre 3–67% in iulie si 89% in decembrie–ianuarie (tabel    ), acest maxim datorandu–se advectiilor de aer cald si umed de origine mediteraneana.

Pe anotimpuri, cea mai mare umiditate a aerului se inregistreaza iarna (cca. 88%), iar cea mai mica vara (cca. 69%),situatie determinata de circulatia diferitelor mase de aer si de regimurile ciclonice si anticiclonice.

2.3.2.4 Nebulozitatea

Nebulozitatea reprezinta gradul de acoperire cu nori a cerului si poate influenta si chiar modifica distributia radiatiei solare, anual valorile nebulozitatii se incadreaza intre 5,3–6,1 zecimi, fiind mai mari in nordul arealului studiat, datorita apropierii de podis si mai mici in sud (tabel    )

Mediile lunare sunt de 4,1 zecimi in iulie si 7,2 zecimi in ianuarie (tabel   ) cu amplitudine anuala de 3,1 zecimi iar pe anotimpuri, nebulozitatea maxima este iarna (7 zecimi media) si cea minima vara (4,5 zecimi media).

Regimul nebulozitatii este completat de frecventa zilelor cu cer senin si cer acoperit. Anual, numarul zilelor senine variaza intre 60 si 78, iar al celor noroase intre 91 si 132 zile (tabelele             ) media lunara

 a zilelor senine oscileaza intre 3 zile in ianuarie si 9 zile in august (tab   ), iar media zilelor noroase se incadreaza intre 3 zile in iulie si 17,2 zile in ianuarie (tabel     ).

Dupa cum se observa, numarul zilelor cu cer senin este invers proportional fata de cel al zilelor cu cer acoperit.

2.3.2.5 Durata de stralucire a Soarelui

Variatia lunara si anuala a insolatiei este impusa de caracteristicile generale ale atmosferei, de regimul nebulozitatii, de conditiile de relief si mai ales, de inaltimea Soarelui deasupra orizontului.

Durata medie anuala de stralucire a Soarelui este cuprinsa intre 1660 si 2300 de ore (tabel    ).

Valorile lunare prezinta un maxim in iulie (303,7 ore ) si un minim in ianuarie (57,2 ore), iar pe anotimpuri, sumele insolatiei depasesc 800 ore vara si scad la cca. 220 ore iarna (tabel      ).

2.3.2.6 Presiunea atmosferica

Valea Oltetului se incadreaza, din punct de vedere al presiunii atmosferice, in tipul de regim continental, caracterizat printr-un maxim in ianuarie (1050mb) si un minim in iulie (995mb), cu o amplitudine medie anuala de 6,8–7,2mb. (Ciulache, 1978)

Anual presiunea oscileaza in jurul valorii de 1000mb. In regiunea diurna au loc doua maxime si doua minime ale presiunii. Maximul principal se produce intre orele 8–11, iar cel secundar intre orele 20–24, in timp ce minimul principal se inregistreaza intre orele 14 si 18 iar cel secundar intre orele 4 si 6. ( Ciulache S, 1978)

Amplitudinea medie diurna este cea mai mica iarna.

2.3.2.7 Precipitatiile atmosferice

Precipitatiile sufera aceeasi influenta continentala ca si temperatura aerului si cad sub forma de ploi.

2.3.2.7.1  Precipitatiile medii anuale

Acestea cresc din sectorul de confluenta, unde cad anual cca. 486mm (statia Vladuleni), spre nord, pana la o medie de 515,7mm (statia Slatina). (P. Cotet, Vaselina Urucu, 1975) Pentru statia Caracal, in intervalul 1971–1980 media multianuala a fost de 605,6mm, iar mediile anuale au oscilat intre 445mm in 1974 si 739,5mm in 1989 (fig    ).

Dupa cum se observa in tabelul     , acest interval a fost, cu doua exceptii (1974 si 1977) foarte ploios, cu valori ce au depasit cu mult media obisnuita de cca. 520mm, variind in jurul a 600mm.

2.3.2.7.2 Precipitatiile medii lunare

Pentru statia pluviometrica de la Vladuleni, singura din teritoriul analizat, mediile lunare oscileaza intre 27,5mm in februarie si 67mm in iunie (tabel        ).

Celelalte doua statii, Slatina si Caracal inregistreaza valori apropiate intre ele, dar putin mai ridicate fata de statia precedenta (tabel   si fig.     ).

Regimul anual al precipitatilor prezinta un maxim in perioada mai–iulie si un minim in februarie–martie. Pe anotimpuri, precipitatiile maxime cad vara, cca. 150–160 mm, si minime iarna 100–110mm, iar toamna si primavara valorile se incadreaza intre cele doua extreme.

Precipitatiile sub 500mm din sectorul de confluenta se explica prin pozitia centrala a acestuia in cadrul campiei, departe de influenta dealurilor din nord. Perioadei de vegetatie (aprilie–septembrie) ii revin cca. 60–70% din sumele medii anuale, adica 250–300mm.

2.3.2.7.3 Coeficientul  pluviometric

Acest indicator se foloseste in analiza regimului anual al precipitatiilor pentru a se inlatura inegalitatea lungimii lunilor. Prin metoda Angat, coeficientul pluviometric lunar se calculeaza ca raportul dintre cantitatea lunara de precipitatii si valoarea pe care ar fi avut–o daca totalul anual ar fi fost repartizat uniform.

Valoarea ideala a coeficientului pluviometric este 1, pentru lunile cu distributie uniforma, mai mare decat 1 pentru cele ploioase si mai mic decat 1 pentru lunile secetoase.

Din tabelul    se constata ca , la statia Vladuleni, lunile ploioase sunt mai–iulie, iar pentru statiile Slatina si Caracal apar doua perioade ploioase: mai–iulie si octombrie. (fig.    )

Acest coeficient este important pentru lunile suprapuse sezonului de vegetatie (aprilie–septembrie). Repartitia lunara a precipitatilor in valea Oltetului nu asigura necesarul de umiditate pentru tot anul, impunandu–se adausul de apa prin irigatii pentru culturile agricole.

2.3.2.7.4  Precipitatiile maxime si minime absolute

Maximele absolute au ajuns la 871,1mm in 1929 la statia Slatina si 842,3mm in 1897 la statia Caracal, iar minimele absolute au fost de 303,2mm in 1907 la Slatina si 296mm, tot in 1907 la Caracal.

2.3.2.7.5 Cantitatea maxima de precipitatii in 24 de ore

La statia Slatina, maximele in 24 de ore au fost de 102mm la 26 septembrie 1937, iar pentru statia Caracal aceste valori au oscilat intre 33,7mm in mai 1980 si 60,2mm in iunie 1978 (tab.   ).

Aceste valori extreme sunt determinate de precipitatiile sub forma de ploi torentiale.

2.3.2.7.6 Stratul de zapada

Element al precipitatiilor cu importanta pentru agricultura, stratul de zapada este discontinuu datorita actiunii de spulberare si troienire a zapezii de catre vant.

Asociat cu vantul, lucreaza ca un important agent extern nivo–eolian, de deflatie si eroziune la suprafata solului sau de acumulare.

Grosimea si durata stratului de zapada depind de conditiile climatice si de invaziile calde din timpul iernii.

Numarul total anual al zilelor cu strat de zapada variaza intre 19 in 1975 si 53 in 1980, iar numarul mediu lunar oscileaza intre 0,1 zile in octombrie si 13,1 zile in ianuarie.

Din apa rezultata din topirea zapezii se alimenteaza panza freatica si debitul raurilor, dar, in acelasi timp, contribuie la spalarea si acumularea pantelor prin pluvio–denudatie.


2.3.2.7.7 Frecventa zilelor cu precipitatii

Zile cu precipitatii sub forma de ploaie numarul anual al zilelor cu ploaie variaza intre 51 zile in 1975 si 84 zile in 1979 ( tab.   ), iar mediile lunare se incadreaza intre 1,9 zile in iulie si 8,4 zile in aprilie (tab    ).

Pe anotimpuri, numarul minim de zile cu ploaie e vara, iar numarul maxim primavara.

Zilele cu precipitatii sub forma de zapada anual variaza intre 14 zile in 1977 si 29 zile in 1976, numarul lor fiind mult mai mic fata de zilele cu ploaie (tab.   ). Mediile lunare se incadreaza intre 0,4 zile in octombrie si 7,3 zile in ianuarie (tab.     ).

Intervalul din an cu precipitatii sub forma de ninsoare este octombrie–aprilie. In aceasta perioada, numarul zilelor cu ninsoare il depaseste pe cel al zilelor cu ploaie numai in lunile ianuarie si februarie.

2.3.2.8 Vantul

Valea Oltetului este situata intr–o zona de interferenta intre partea estica si vestica a Campiei Romane.

Vanturile dominante sunt crivatul din est si austrul, din vest. Caracteristicile vantului au valori apropiate pentru statiile Slatina si Caracal (tab.     ).

2.3.2.8.1 Frecventa medie pe directie

Oscileaza intre 1,9% pentru directia sudica, 24,6% pentru directia estica  si 18,1% pentru directia vestica, iar calmul atmosferic este de 26,3% pentru statia Slatina, pentru statia Caracal predomina frecventa vanturilor cu directie estica 18,7%, vestica 18,8% iar calmul atmosferic este de 32,7%.

Pentru ambele statii vanturile dominante sunt pe directia estica si vestica (fig     ).

2.3.2.8.2 Viteza Medie

Anual, viteza vantului variaza intre 2–5 m/s, valori mai mari inregistrandu–se pe directiile dominante.

Pe directii, viteza medie este minima pentru vanturile dinspre sud (1,2m/s la Slatina si 1,5m/s la Caracal) si maxima pentru vanturile dinspre est (4,3m/s la Slatina si 4,9m/s la Caracal) si vest (4,2m/s la Slatina si 4,9m/s la Caracal),(tab.       )

Numarul zilelor cu viteze medii peste 11m/s este de 66 la ambele statii, iar cel al zilelor cu viteze  peste 16m/s este de 13.

2.3.2.9 Alte fenomene meteorologice

2.3.2.9.1 Ceata

Este rezultatul condensarii si sublimarii vaporilor din vecinatatea suprafetei active. Numarul mediu anual variaza intre 54 zile in 1972 si 86 zile in 1980 (tab.      ), iar mediile lunare se incadreaza  intre 0,5 zile in iulie si 14 zile in decembrie (tab.       )

Intervalul din an cu ceturi frecvente este octombrie–martie.

2.3.2.9.2 Chiciura

Acest fenomen apare in perioada rece a anului pe timp cetos, intervalul din an fiind noiembrie–martie.

Numarul mediu anual variaza intre 6 zile in 1973 si 17 zile in 1977, iar mediile lunare sunt cuprinse intre 0,2 zile in martie si 3,8 zile in ianuarie (tab.   ). Depunerile de chiciura pot avea efecte daunatoare, producand avarii conductorilor electrici si transmisiunii, iar cand sunt insotite de vanturi puternice si asupra arborilor.

2.3.2.9.3  Poleiul

Reprezinta o depunere solida sub forma unui strat de gheata omogen si transparent, rezultat in urma inghetarii picaturilor supraracite de ploaie sau burnita. (Ielenicz si Colab 1999)

Mediile anuale sunt de 4–5 zile iar numarul maxim poate ajunge la 12–13 zile pe an. (S. Ciulache, 1978 ) Depunerile masive de polei pot provoca ruperea crengilor arborilor si a stalpilor de telegraf si intreruperea telecomunicatiilor.

2.3.2.9.4 Bruma

Rezulta in urma sublimarii vaporilor de apa de pe suprafata terestra, in cursul noptilor senine, cand racirea radiativa duce la scaderea temperaturi solului sub 0sC. Intervalul de manifestare a acestui fenomen este octombrie–aprilie, iar datele de aparitie a primei si ultimei brume sunt 11 octombrie si respectiv, 11 aprilie. (S Ciulache 1978)

Durata perioadei din an fara bruma este de cca. 190 zile. Numarul mediu anual al zilelor cu bruma variaza intre 41 si 71 zile (tab.   ), cu o medie multianuala de 55 de zile, iar mediile lunare oscileaza intre 0,3 zile in septembrie si 14,3 zile in decembrie.

Bruma este un fenomen frecvent in sezonul rece, dar reprezinta un factor de risc pentru culturile agricole primavara, cand se produc brume tarzii pana la luna aprilie.

2.3.2.9.5 Viscolul

Este un fenomen meteorelogic de iarna, caracterizat prin caderi abundente de zapada insotite de vant puternic. Frecventa viscolului in cadrul vaii Oltetului este redusa, cca. 2 zile pe an, produs in special in luna ianuarie, datorita pozitiei geografice, care scade influenta crivatului.

2.3.2.9.6  Orajele

Sunt fenomene atmosferice complexe ce se manifesta prin descarcari electrice insotite de tunete si fulgere, intensificari ale vantului, vijelie, averse violente de ploaie si caderi de grindina.

Numarul mediu anual al zilelor cu oraje este de 25–30 zile, iar in cursul anului numarul minim se inregistreaza sezonul rece si cel maxim in cel cald, mai ales in iunie, iulie si mai.

Frecventa teritoriala a orajelor pentru lunile mai si iunie este de odata la doua zile, pentru iulie odata la trei zile si intervalul creste pentru celelalte trei luni pana la 10 zile in lunile septembrie si octombrie.

Durata medie a orajelor este de 50 de ore (Ciulache S 1978) iar durata diurna medie este de 24 de ore pe zi, pentru sezonul cald.

2.3.3 Fenomene climatice de risc

Din punct de vedere al riscurilor climatice, Valea Oltetului se incadreaza in domeniul cu predominare a aerului maritim si cu influente sub–mediteraneene (Octavia Bogdan, Elena Niculescu, 1999) in care cele mai mari riscuri de a se produce le au: viscolele, ploile bogate in 24 de ore (peste 140 mm), excesul de umiditate in lunci, uscaciunea si seceta, inversiunile de temperatura.

Fata de viscole, Valea Oltetului prezinta vulnerabilitate redusa, una doua zile pe an, iar grosimea stratului de zapada este de 40–60cm, datorita adapostului oferit de curba Carpatilor (ce genereaza un con de umbra).

Ploile de vara, cu intensitate maxima de 0,2–0,3mm/min, prezinta un risc mediu, datorat ciclonilor mediteraneeni retrograzi


Tab. 1 Temperatura aerului: mediile lunare, anuale si amplitudinea 1896–1965

Nr. Crt.

Denumirea statiei

Lunile

Anual

Amplitudinea

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

1

Streharet – Slatina

-2,7

-0,5

4,8

10,9

16,1

19,8

22,1

21,7

17,7

11,7

5,1

0,0

10,6

24,8

2

Caracal

-3,1

0,9

4,7

11,1

16,6

20,5

22,8

21,9

17,5

11,3

4,8

-0,4

10,6

25,8

 Tab. 2 Temperaturile lunare: medii, maxime si minime (sC) (statia Caracal, 1971–1980 – INMH)

T(sC)

Lunile

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Media

-3,1

0,9

4,7

11,2

16,6

20,3

22,8

21,9

17,5

11,3

4,8

-0,4

Maxima

10,9

13,1

22,7

25,8

30

33,2

35,3

34,6

28,2

26,8

17,3

11,7

Minima

-14,7

-9,5

-5,8

6,8

6,1

9,2

11,4

11,1

4,9

-1,1

-5,4

-9,8

 


Tab. 3 Temperatura medie anuala pe statia Caracal, perioada 1971–1980 (Sursa INMH)

An

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Temp medie anuala

11,06

11,1

10,5

11,1

11,3

10,09

10,9

11,15

11,2

10,19

Tab. 4 Frecventa anuala a zilelor cu temperaturi caracteristice (sursa INMH)

Zile

An

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Iarna

18

25

17

18

13

21

23

22

21

31

Inghet

97

69

108

81

100

103

75

104

86

100

Vara

110

103

114

108

125

99

115

86

111

98

Tropicale

43

49

24

47

25

16

49

19

24

28

 Tab. 5 Frecventa lunara a zilelor cu temperaturi caracteristice (sC) (Sursa INMH)

Zile

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Iarna

11,2

4

0,4

0

0

0

0

0

0

0

0,8

4,6

Inghet

25,5

17

10,9

0,4

0

0

0

0

0

1,7

9,4

21,6

Vara

0

0

0,3

1,5

12,2

22,2

28,3

26,1

14,9

3,1

0

0

Tropicale

0

0

0

0

1,4

7,4

11,4

10

2,5

0,2

0

0


Tab. 6 Umezeala relativa a aerului – valori medii anuale (%) (Sursa INMH)

An

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Umezeala

76

77

77

73

76

77

75

81

82

81

 

Tab. 7 Umezeala relativa a aerului – valori medii lunare (%) (Sursa INMH)

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Umezeala

89

86

77

72

73

70

67

69

73

79

87

89

 


Tab. 8 Nebulozitatea medie anuala (zecimi) (Sursa INMH)

An

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Nebulozitate (zecimi)

5,5

6,05

5,2

5,7

5,4

5,9

5,3

5,7

6,1

5,8

 Tab. 9 Nebulozitatea medie lunara (zecimi) (Sursa INMH)

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Nebulozitatea (zecimi)

7,2

7,1

6,08

6,1

5,7

5,09

4,1

4,2

4,4

4,8

6,4

6,7

 


Tab. 10 Variatia anuala a numarului zilelor cu cer senin (sursa INMH)

Anul

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Nr. Zile

78

60

78

60

63

58

68

55

45

56

 Tab. 11 Variatia lunara a numarului zilelor cu cer senin (sursa INMH)

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Nr. Zile

3

3,2

5

3,3

4

4,5

8

9

8

7,3

3,6

3,3

 Tab. 12 Variatia anuala a numarului zilelor cu cer acoperit (sursa INMH)

Anul

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Nr. Zile

103

132

96

105

102

133

91

110

121

124

 Tab. 13 Variatia lunara a numarului zilelor cu cer acoperit (sursa INMH)

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Nr. Zile

17,2

14,3

11,3

9,4

8,9

4,9

3

4,1

4,7

6,7

12

13,2

Tab. 14 Valorile medii anuale de stralucire a Soarelui (ore) (sursa INMH)

Anul

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Ore

1966

1927,5

2259,9

2131,6

2178,8

1828,2

2302,9

1926

1969,3

2003,9

 Tab. 15 Valorile medii lunare de stralucire a Soarelui (ore) (sursa INMH)

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Ore

57,2

80,4

131,9

168,5

242,7

260,9

303,7

278

217,7

162,4

85,8

74,7

 


Tab. 16 Precipitatiile medii anuale (mm) (sursa INMH)

An

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Precipitatii (mm)

598,3

674,1

567,8

445,5

662,1

570,9

483,9

630,9

739,5

683

 Tab. 17 Precipitatiile medii lunare (mm) (sursa INMH)

Statia

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Streharet – Slatina

35,5

28,2

27,6

38

61,1

68,1

55,6

38

37,5

44,3

41,9

39,8

Vladuleni

32,2

27,5

29,2

37,1

52,1

67

54

37,6

36,5

38,9

40,3

33,6

Caracal

31,9

27,6

33,4

41,2

62,7

64,1

51,5

53

40,3

40,5

38,7

37,1

 Tab. 18 Variatia anuala a numarului zilelor cu strat de zapada (sursa INMH)

An

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Nr. Zile

41

24

55

20

19

25

27

33

36

53

Tab. 19 Variatia lunara a numarului zilelor cu strat de zapada (sursa INMH)

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Nr. Zile

13,1

9

3,2

0

0

0

0

0

0

0,1

2

5,4

 Tab. 20 Variatia anuala a numarului zilelor cu ploaie (sursa INMH)

An

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977



1978

1979

1980

Nr. Zile

67

76

61

57

51

78

63

71

84

71

 Tab. 21 Variatia lunara a numarului zilelor cu ploaie (sursa INMH)

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Nr. Zile

5,2

5,5

6,8

8,4

7,5

3,2

1,9

3,1

5,5

7,3

7,8

5,4

 Tab. 22 Variatia anuala a numarului zilelor cu ninsoare (sursa INMH)

An

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Nr. Zile

30

24

31

24

20

29

14

27

21

17

 Tab. 23 Variatia lunara a numarului zilelor cu ninsoare (sursa INMH)

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Nr. Zile

7,3

5,7

3,9

0

0

0

0

0

0

0,4

2,1

3,9

 Tab. 24 Vantul – frecventa (%) si viteza medie pe directii (m/s) (sursa INMH)

Statia

Frecventa medie

Viteza medie

Numarul zilelor cu viteza

N

NE

E

SE

S

SV

V

NV

N

NE

E

SE

S

SV

V

NV

≥11m/s

≥16m/s

Slatina

3,4

9,1

24,6

3

1,9

3,4

18,1

9,6

1,8

2,9

4,3

2

1,2

2,2

4,2

2,8

66,7

13,8

Caracal

3,7

9,3

18,7

4,3

2,5

3,9

18,8

6,1

2,3

3,6

4,9

2,8

1,5

2,9

4,9

3,4

66,0

13,1

Tab. 25 Variatia anuala a altor fenomene meteorologice (sursa INMH)

Fenomene

Anul

1971

1972

1973

1974

1975

1976

1977

1978

1979

1980

Ceata

79

54

62

66

65

67

70

82

77

86

Chiciura

11

9

6

11

14

6

17

10

7

13

Bruma

58

42

56

44

71

57

54

56

55

41

Tab. 26 Variatia lunara a altor fenomene meteorologice (sursa INMH)

Fenomene

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Ceata

13,6

12,3

5,9

1,1

1,4

0,9

0,5

1,1

1,5

4,4

10,6

14

Chiciura

3,8

1

0,2

0

0

0

0

0

0

0

0,5

3,1

Bruma

8,5

7,5

8,5

0,8

0

0

0

0

0,3

4,1

9,2

4,3


 Tab. 27 Variatia coeficientului pluviometric lunar

Statia

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Streharet – Slatina

0,82

0,65

0,64

0,88

1,42

1,58

1,29

0,88

0,87

1,03

0,97

0,92

Vladuleni

0,79

0,67

0,72

0,91

1,28

1,65

1,33

0,92

0,90

0,96

0,99

0,82

Caracal

0,74

0,73

0,69

0,96

1,56

1,61

1,27

1,15

0,86

1,11

0,91

0,55

 

Tab. 28 Temperatura apei anuala

Temperatura

Anul

1999

2000

2001

Media

9,4

9,6

9,8

Maxima

14,1

16,6

15

Minima

7,1

6,2

5,7

 Tab. 29 Debite lichide anuale (m3/s)

Debitul

Anul

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

Mediu

2,35

2,2

2,36

5,5

9,41

8,62

12,1

12,27

4,85

2,73

Maxim

5,72

7,1

6,54

51,4

19,6

58,35

99,23

68,72

14,52

7,31

Minim

1,44

0,89

1,25

2,22

4,18

3,6

5,24

5,69

3,08

1,75

Tab. 30 Debite solide anuale (kg/m3)

Debitul

Anul

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

Mediu

0,573

0,543

0,446

0,99

2,05

3,51

1,987

2,79

0,64

0,119

Maxim

2,384

3,724

2,15

21,479

11,4

72,389

44,81

39,31

5,314

0,709

Minim

0,182

0,081

1,161

0,059

0,752

0,493

0,432

0,781

0,185

0,07


Tab. 31 Debite solide lunare (media pe 10 ani – 1992–2001) (kg/m3)

Debitul

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Mediu

1,788

1,566

1,479

2,443

2,372

1,977

0,384

1,528

0,670

0,308

0,408

2,25

Maxim

7,929

22,420

8,321

18,15

8,63

52,87

2,27

32,32

4,44

2,03

2,55

36,3

Minim

0,517

0,475

0,218

0,26

0,63

0,32

0,24

0,18

0,17

0,13

0,13

0,34

 Tab. 32 Debite lichide lunare (media pe 10 ani – 1992–2001) (m3/s)

Debitul

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Mediu

31,0

9,41

6,97

10,3

9,24

6,27

3,26

3,89

2,89

3,11

3,20

7,94

Maxim

49,6

52,41

19,8

57,7

25,9

49,31

10,72

22,83

9,80

11,65

22,61

69,85

Minim

3,24

3,89

4,21

4,69

4,23

2,92

2,02

1,69

1,70

1,90

2,05

2,69

Tab. 33 Temperatura apei lunara (media pe 10 ani – 1992–2001) (sC)

Temperatura

Luna

I

II

III

IV

V

VI

VII

VIII

IX

X

XI

XII

Medie

0,83

0,86

4,6

9,6

13,5

16,13

19,43

19,5

14,8

9,5

4,63

2,23

Maxima

2,33

4,33

9,26

13,66

20,33

32

30

20,66

21

17

10

5,66

Minima

0

2,66

0,66

3,33

8,93

12,66

17,33

15,66

10,66

3

1

0,66



2.4 Apele

2.4.1 Reteaua hidrografica

2.4.1.1 Caractere morfohidrografice

Artera  hidrografica principala in arealul studiat e Oltetul, respectiv cursul inferior.

Raul Oltet izvoraste din muntii Capatanii (grupa Parang a Carpatilor