relieful carstic din muntii piule-iorgovanu

Analele Universităţii de Vest din Timişoara, GEOGRAFIE, vol. XI-XII, 2001-2002, pp. 47-60

ASPECTE ALE RELIEFULUI CARSTIC DIN MUNŢII PIULE – IORGOVANU

Mircea ARDELEAN

Aspects du relief karstique des Monts Piule-Iorgovanu. Le masiff calcaire Piule-Iorgovanu fait ici l’objet d’une étude karstique. Dès qu’on commence on presente les limites claires avec les unités voisines. Le karst est celui de type autigen sur structure monoclinale. Les principales formes de surface sont les lapiés, les dolines, les gorges et les karstoplenes qui peut être raccordées avec les surfaces d’applanissment sur les masiffs cristalins. Comme formes de profondeur, on trouve des gouffres et des grottes. Bien que le basin de drainage de surface apartienne au systeme de Jiu de Vest, il y a une perte souterraine qui transfere l’eau dans le basin de Cerna. Il est possibles qu’il existe un systeme souterrain de grandes dimensions, en longuer de 13 km et depassant 800 m de profondeur.

Cuvinte cheie: exocarst, endocarst, drenaj subteran, Munţii Piule – Iorgovanu. Mots-clés: exokarst, endokarst, Monts Piule – Iorgovanu, drainage souterrain.

INTRODUCERE

Unitatea montană care face obiectul studiului de faţă este parte componentă a grupei Munţilor Retezat – Godeanu, din Carpaţii Meridionali, fiind situată aproximativ în centrul acesteia. Ca întindere, face parte din unităţile montane restrânse ca arie, doar 43 km2, însă prin particularităţile geomorfologice se impune ca o unitate distinctă în cadrul grupei amintite.

Considerată a fi parte componentă a masivelor înconjurătoare, Munţii Godeanu (Pop, 1964, de Martonne, 1906-1907) sau Retezat (Lupu, 1965, Bădescu, 1991), datorită particularităţilor geologice, în special litologice şi structurale, precum şi caracteristicilor morfologice net diferite faţă de unităţile montane înconjurătoare amintite suntem adepţii tratării acestei unităţi ca o unitate bine individualizată.

Astfel, limitele faţă de regiunile înconjurătoare sunt clare, fiind reprezentate morfologic prin văi bine individualizate. Aproape totdeauna, aceste limite

Mircea ARDELEAN

morfologice sunt dublate de limite litologice, ce pun mai bine în valoare individualitatea acestei unităţi prin relieful dezvoltat pe aceste roci.

Cu puţine excepţii, aşa cum am mai precizat mai sus, limitele se axează pe văi. Cea mai pregnantă este limita sudică, dată de Valea Jiului de Vest (numit aici Câmpuşel), ce limitează unitatea analizată de noi de Culmea Oslea şi de prelungirile nordice ale Munţilor Vâlcan. Este o vale de mari dimensiuni, schiţată încă din perioada formării suprafeţei Râu – Şes, având în vedere înclinarea continuă şi uniformă a resturilor acestei platforme de eroziune spre axul văii, pe toată lungimea ei, de pe cele două masive muntoase limitrofe. Geologic, aici intră în contact calcarele mezozoice aparţinând Autohtonului Danubian prezente în partea nordică, cu şisturile cristaline ale seriei de Drăgşanu, specifice Munţilor Vâlcan. În partea de vest a acestei văi, calcarele pătrund şi la sud de axul văii iar la est de bazinetul de la Câmpul Mielului şisturile cristaline trec pe versantul stâng, valea fiind tăiată în întregime în aceste formaţiuni.

Limita vestică se axează pe direcţia a două văi cu sensuri de scurgere contrară: Soarbele (cu direcţie NV – SE) şi Paltina (cu direcţie SE – NV), ce despart unitatea studiată de noi de Munţii Godeanu, reprezentaţi prin Masivul Paltinei. Totodată, această limită morfologică pune în contact litologic calcarele jurasice aparţinând cuverturii sedimentare a Autohtonului Danubian din Munţii Piule – Iorgovanu, cu şisturile cristaline aparţinând Pânzei Getice din Munţii Godeanu.

Valea Lăpuşnicului Mare, cu o direcţie de curgere NE – SV formează limita nordică a Munţilor Piule – Iorgovanu cu Munţii Retezat situaţi la nord. Limita morfologică reprezentată de această vale cu dimensiuni mari este dublată de o limită litologică ce pune în contact şisturile cristaline aparţinând seriei de Drăgşanu cu corpul granitoid de Retezat.

Din Valea Lăpuşnicului Mare limita se continuă arbitrar peste şaua Plaiul Mic şi coboară în Valea Buţii, menţinându-se pe această vale până la vărsarea râului Buta în Jiul de Vest, reprezentând pe ansamblu limita estică.

Primele cercetări în zonă datează din zorii de început ai secolului trecut când geograful francez Emm. de Martonne (de Martonne, 1906-1907) în cadrul excursiilor geografice studiază zona din punct de vedere geomorfologic. Din punct de vedere geologic, zona stă în principal sub atenţia lui Pavelescu (1958) şi al lui Pop (1964). În 1960 – 1965, zona reprezintă aria de interes a lui Gh. Niculescu, fapt materializat printr-o serie de articole şi lucrări (Niculescu, 1960, 1965).

Mai aproape de zilele noastre, Povară (1976) şi Ponta et al. (1984) au efectuat cercetări asupra pierderilor de apă şi a drenajului subteran din zona calcaroasă axată pe sistemul de falii Cerna – Jiu, cu importante concluzii asupra înţelegerii circulaţiei apelor din masiv.

48

Aspecte ale reliefului carstic din Munţii Piule – Iorgovanu

RELIEFUL CARSTIC

Ca suprafaţă, rocile calcaroase ocupă aproximativ 40 km2, suprapunându-se aproape perfect pe întinderea Munţilor Piule – Iorgovanu între limitele amintite, cu excepţia Culmii Drăgşanu, formată din şisturi cristaline. Zona calcaroasă este înconjurată din toate părţile de unităţi constituite din roci impermeabile, ducând la constituirea unor acvifere carstice bine delimitate.

Calcarele sunt de vârstă Jurasic superior – Malm. Ele repausează pe depozitele permiene reprezentate prin conglomerate, gresii micacee şi argile şistoase în grosime de 20 – 30 m şi pe cele de vârstă Dogger, reprezentate prin gresii calcaroase şi calcare grezoase, gresii arcoziene, microconglomerate şi calcare gri sau negre în plachete, în grosime de 1 – 4m.

Calcarele - cele care dau personalitate morfologică şi geologică regiunii - sunt cuprinse din punct de vedere structural într-un sinclinal, sau mai precis într-un flanc de sinclinal, al cărui ax are o direcţie de dezvoltare NE – SV, ax pe care s-a instalat şi Valea Jiului de Vest iar în continuare, spre SV, Valea Cernei. Spre sud – vestul zonei, acest sinclinal se înfundă, stratele suferind o cădere în aceeaşi direcţie, direcţie urmată şi de apele subterane ce se drenează din bazinul Jiului de Vest în bazinul Cernei.

Din punct de vedere al raportului morfo – structural pe care pachetul de calcare îl are cu rocile necarstificabile înconjurătoare, considerăm că Munţii Piule – Iorgovanu se încadrează, conform terminologiei propuse de Bleahu în 1982, tipului suspendat autigen pe structură monoclinală, cu excepţia părţii centrale, axată pe bazinul Scorotei, unde identificăm tipul denivelat unilateral pe structură sinclinală.

Grosimea pachetului de calcare este de 1000 m, ceea ce denotă un mare potenţial de carstificare. Partea inferioară a pachetului este dominată de calcare gri-închis ce trec treptat în calcare albe, urmate de calcare şistoase şi organogene.

Peste calcare, în unele locuri s-au depus transgresiv depozitele de vârstă Cretacic superior reprezentate prin marne, argile, gresii şi marnocalcare, situaţie specifică zonei Paltina.

Depozitele cuaternare sunt prezente în toată aria studiată de noi, având totuşi o ocurenţă mai ridicată pe fundul văilor, unde le găsim sub formă de depozite glaciare: morene frontale, stadiale, laterale şi fluvio - torenţiale: terase şi conuri de dejecţie, precum şi pe versanţi sau la contactul acestora cu fundul văilor, materialele fiind aduse aici prin transport gravitaţional (grohotişuri).

După cum se poate vedea, formaţiunile litologice cu cea mai mare răspândire sunt cele calcaroase, fapt ce are repercusiuni majore în particularităţile reliefului şi a proceselor morfogenetice, ceea ce îi şi dă nota de individualitate faţă de formaţiunile din jur.

Relieful carstic este reprezentat prin toată gama de forme, atât de suprafaţă, cât şi de adâncime.

49

Mircea ARDELEAN

Formele de suprafaţă

Lapiezurile au o răspândire foarte largă şi pe suprafeţe cu declivităţi diferite. În funcţie de condiţiile microtectonice locale, lapiezurile pot fi incluse în mai multe categorii. Cele mai numeroase lapiezuri le întâlnim în zona Piatra Iorgovanului – Stănuleţi – Albele şi în zona Vârfului Piule. Se remarcă lapiezurile tubulare, rectangulare şi cele liniare. În zona Piatra Iorgovanului sunt prezente caneluri şi lapiezuri de perete, ce pot atinge lungimi de până la 25 m, fiind formate pe suprafeţe cu declivităţi de 50 – 700 (foto 1).

Foto 1. Lapiezuri verticale pe Vf. Piatra Iorgovanului

Lapies verticales sur le sommet de Piatra Iorgovanului

50


În afară de aceste forme expuse acţiunii directe a agenţilor atmosferici, în zona confluenţei Soarbele – Faţa Jarului – Cheia Scocului apar lapiezuri îngropate.

Dolinele au atras atenţia încă din anul 1960, când Niculescu le împarte pe trei etaje, clasificare cu care suntem şi noi de acord:

- etajul superior (1900 – 2000 m), unde procesele carstice se combină cu cele nivale, ceea ce duce la dezvoltarea acestor forme, cu o bună reprezentare în zona vârfului Piule, Albele, Stănuleţi, Curmătura Soarbele;

- etajul mediu (1500 – 1600 m), unde dolinele sunt modelate în depozite morenaice, în special pe Valea Soarbele;

- etajul inferior (1000 – 1200 m), cu exemple în zona Pasului Cerna - Jiu . Aceste forme apar cu precădere pe suprafeţe cvasiorizontale, în special în

zona de ocurenţă a suprafeţelor de nivelare, fiind mai des întâlnite în partea de vest a masivului.

Ca şi tip genetic distingem: - doline formate prin disoluţie, având formă de pâlnie, cu diametrul de 2 –

10 m şi adâncimea de 1 – 6 m; acestea au o largă răspândire, atât pe forme cvasiorizontale, cât şi pe suprafeţe de versant şi chiar pe culme (Stănuleţi, Piule, Pasul Cerna – Jiu); în cadrul acestui tip poate fi distins un subtip cu caractere speciale: doline formate în depozite glaciare, în care calcarul din subasment a fost dizolvat iar depozitele glaciare mulează aceste „criptodoline” din adâncime; considerăm că dizolvarea calcarului din subasment s-a produs ulterior depunerii materialului morenaic, acest lucru argumentând-l prin faptul că în perioada glaciară, cu toată agresiunea de care dădeau dovadă apele de topire bazală a gheţarului, substratul pe care curgea gheţarul era îngheţat, iar fisurile din masa rocii erau umplute cu apă în stare solidă, neexistând astfel posibilitatea de a coroda în adâncime, precum şi prin faptul că există o mai mare posibilitate ca depozitele glaciare să muleze o depresiune ce se formează ulterior depunerii lor şi astfel ca ele să însoţească gradat coborârea, dând naştere acestor forme, decât ca ele să muleze chiar de la început aceste depresiuni ipotetic deja existente pe patul glaciar, nefiind vorba de doline cu dimensiuni mari; acest subtip de doine apare în special în zona de obârşie a Văii Soarbele şi a Curmăturii Soarbele, precum şi pe fundul aceleiaşi văi; fundul unor astfel de doline este impermeabilizat cu argilă provenită din alterarea materialului morenaic, ceea ce duce la formarea unor lacuri temporare;

- doline formate prin prăbuşire; în arealul studiat am identificat doar o astfel de dolină, pe Muntele Stănuleţi, având un diametru de 15 – 20 m şi o adâncime de 6 –7 m.

Dolinele pot fii întâlnite şi pe văi, unde pot fi asociate cu sorburi, cazul celor din Valea Scorotei, precum şi pe unele aliniamente ce sugerează existenţa unui drenaj subteran, ca în cazul Văi Soarbele la 1200 m altitudine (Niculescu, 1960).

Multitudinea acestor forme, împreună cu lapiezurile, sugerează o pierdere masivă de apă provenită din precipitaţii şi prin transferarea ei în subteran.

Sectoarele de vale sub formă de chei se întâlnesc pe aproape toate văile,

51

Mircea ARDELEAN

având în vedere răspândirea largă a calcarelor. Uneori întreaga vale se dezvoltă pe calcare, alteori, doar fragmentar.

Majoritatea sectoarelor de chei sunt seci, având apă doar primăvara, pe timpul topirii zăpezilor sau în perioadele cu ploi abundente.

Văile care prezintă sectoare de chei sunt: Scorota, Scocul Urzicarului, Faţa Jarului, Cheia Scocului, Buta şi Jiul de Vest.

Cele mai spectaculoase sunt cele ale Butei, Scorotei şi Jiului de Vest. Cheile Butei au o lungime de doar 200 m şi s-au format prin tăierea de către

apele râului Buta a unei pinten calcaros ce pătrunde la est de vale. Au o adâncime de 175 m şi prezintă marmite de perete şi o serie de cascade antropice (Lupu, 1965). Au scurgere permanentă.

Cheile Scorotei se desfăşoară între intrarea acestei văi în domeniul calcarelor şi până la confluenţa acestui râu cu Jiul de Vest. Sunt aproape tot timpul seci. Înălţimea pereţilor este de 350 – 400 m, aceştia fiind situaţi la 300 – 350 m unul faţă de celălalt.

Cheile Jiului de Vest sunt prezente pe toată lungimea văii în zona de munte, cu excepţia bazinetelor Câmpuşel şi Câmpul Mielului. Adâncimea cheilor şi depărtarea pereţilor nu le fac aşa de impunătoare ca şi celelalte zone cu chei din masiv. Apa este captată în subteran prin intermediul sorburilor, fiind identificate 5 astfel de pierderi de-a lungul talvegului. Au apă în perioada ploilor şi topirii zăpezilor, în rest, porţiunile cu scurgere sunt determinate de aportul râurilor Şarba unit cu Soarbele, Ştirbu, Ursu, Jidanu şi Pârâu Rece de pe versantul drept, din Masivul Oslea.

După Câmpul Mielului valea păstrează în continuare acelaşi aspect de vale îngustă şi cu pereţi abrupţi, cu toate că se schimbă litologia (şisturi cristaline), ceea ce denotă o evoluţie unitară a celor două sectoare aval şi amonte de bazinet.

Abrupturile şi ţancurile sunt prezente în special în zona crestelor şi versanţilor, unde sunt expuse modelării capetele de strat din pachetul de calcare, precum şi pe chei sau în cadrul martorilor de eroziune, Piatra Iorgovanului (foto 2), Piule, Stănuleţi. Tipic în acest sens este Culmea Iara Ascuţită, o înlănţuire de astfel de forme ce se reflectă şi în denumirea acestei culmi, în acest caz intervenind şi modelarea periglaciară. Abrupturi de mari dimensiuni mai întâlnim şi în circul glaciar Găuroane, acestea constituind chiar pereţii circului.

Carstoplenele reprezintă cele mai evoluate forme de relief dintr-o zonă carstică. Aceste forme se pot corela cu suprafeţele similare din alte unităţi montane, ceea ce ne arată că acestea au evoluat unitar, având acelaşi nivel de bază şi fiind situate la aceeaşi altitudine.

În urma observaţiilor de teren şi a consultării literaturii de specialitate, considerăm că această formă e relief se încadrează întocmai definiţiei date de Bleahu (1982) carstoplenelor: „suprafaţă calcaroasă netezită de coroziune, ce nu cuprinde ca forme secundare decât cel mult doline şi câmpuri de lapiezuri”.

În Munţii Piule – Iorgovanu este prezentă carstoplena Albele (foto 3), situată

52


la ± 1900 m, sincronă suprafeţei Borăscu (Bleahu, Rusu, 1965). În sprijinul acestei afirmaţii aducem următoarele dovezi: • la altitudinea de 1900 m se constată existenţa unui platou cu declivităţi

reduse, uneori marcat de orizontalitate evidentă, din care ţâşnesc martori de eroziune calcaroşi (Albele, Piatra Iorgovanului, Stănuleţi);

• racordarea acestei suprafeţe cu suprafaţa de nivelare de pe Culmea Drăgşanu dezvoltată pe şisturi cristaline, situată la aceeaşi altitudine, aceasta fiind încadrată complexului sculptural Borăscu, celui de-al III-lea nivel, numit aici Drăgşanu - Văsiel (Urdea, 2000);

• prezenţa ca forme secundare doar a dolinelor şi lapiezurilor.

Foto 2. Vf. Piatra Iorgovanului

Le sommet du Piatra Iorgovanului

La păstrarea formei de carstoplenă credem că un important aport l-a avut infiltrarea apelor în subteran, procesele predominante fiind cele de disoluţie a calcarului din adâncime, la suprafaţă luând naştere forme de relief conexe transferului apei în subteran, precum sorburi, ponoare, doline, ceea ce a redus mult eroziunea fluvială de suprafaţă şi a împiedicat disecarea carstoplenei de către organisme hidrografice de suprafaţă.

Sorburile şi ponoarele fac parte dintr-o categorie de tranziţie a formelor carstice, aceea de transfer a agentului de modelare, apa, de la suprafaţă în subteran. Aceste forme sunt prezente exclusiv pe văi, în talvegul râurilor, fiind asociate în special contactelor litologice.

Unele pot prelua întregul debit mediu al unui râu, ca la Soarbele şi Scorota, altele doar parţial, cum se întâmplă în cazul celor 5 captări ale Jiului de Vest.

Cele mai numeroase forme le întâlnim pe Valea Soarbele - însăşi toponimul arătând tocmai multitudinea acestor forme - axate pe contactul sedimentar (calcare) – şisturi cristaline, procesul fiind favorizat şi de valurile morenaice, ce se constituie

53

Mircea ARDELEAN

în obstacole în calea apei, ceea ce permite staţionarea un timp mai îndelungat şi găsirea de locuri de infiltraţie.

Foto 3. Rest din carstoplena Albele între Vf. Piatra Iorgovanului – Stănuleţi – Albele

Rest de la surface d’aplanissement karstique Albele entre les sommets de Piatra Iorgovanului – Stănuleţi - Albele

Formele de adâncime

Din cadrul acestei categorii fac parte avenele şi peşterile. Numărul acestor forme subterane este de aproximativ 500 (Bădescu, 1991), ceea ce denotă un puternic proces de carstificare şi un potenţial carstic încă prea puţin cunoscut.

În ansamblu repartizarea peşterilor şi avenelor este corelată cu extinderea suprafeţelor de nivelare, cu care sunt, de altfel şi legate genetic: fiecărei platforme de nivelare îi corespunde câte un ciclu de carstificare (Bleahu et al., 1976). Formele unor cicluri pot lipsi, ca de exemplu cel corespunzător suprafeţei Borăscu, cavităţile respective fiind colmatate sau transformate în forme exocarstice. În arealul nostru cel mai bine sunt reprezentate formele ciclului corespunzător nivelului Râu – Şes, prin peşteri şi avene de dimensiuni medii, situate la altitudinea de 1200 – 1600 m, precum Peştera Zeicului (1260 m altitudine), Peştera I de la Dâlma cu Brazi (1200 m altitudine), Avenele din Soarbele, Avenul Bradu Strâmb, Avenul Oilor etc.

Avenele apar în număr mai mare pe suprafaţa Munţilor Piule – Iorgovanu, fiind formate în general prin lărgirea diaclazelor şi feţelor de stratificaţie din masa calcarelor. Majoritatea s-au format de sus în jos, dovadă fiind situarea gurii de intrare în aceste avene pe fundul sau pe pereţii unor doline, dar sunt cazuri care

54


trădează şi o acţiune inversă a apei, de jos în sus, acest lucru fiind foarte bine exprimat în cazul Avenului din Stâna Tomii, unde gura avenului se deschide la suprafaţă fără ca spre ea să conveargă formele unei scurgeri sau concentrări de ape. Adâncimea acestor avene este în general redusă (10 – 45 m), însă nu lipsesc nici adâncimi de peste 100 m, exemplul cel mai concludent fiind Avenul Stâna Tomii (137 m).

Foto 4. Dop de zăpadă la intrarea în Avenul din Curmătura Stănuleţilor

Bouchon de neige à l’entré du Aven de Curmătura Stănuleţilor

55

Mircea ARDELEAN

În totalitate, în stadiul actual de cunoaştere, aceste avene nu prezintă galerii secundare şi ramificaţii, extensia lor fiind redusă, ceea ce dovedeşte o dată în plus formarea lor prin lărgirea fisurilor şi stratificaţiilor din calcare, deşi nu este exclus ca aceste avene să nu reprezinte altceva decât alimentarea şi intrarea într-un sistem carstic de mari proporţii.

Zona cu cea mai mare concentrare de avene se află între văile Scorota şi Soarbele, în Muntele Albele, Ciocanele, Dâlma cu Brazi, Piatra Iorgovanului, Stănuleţi, în jurul altitudinii de 1200 – 2000 m (Av. din Curmătura Stănuleţilor, Av. din Scocul Stănuleţilor, Av. Bradul Strâmb, Av. Oilor, Av. cu Zăpadă). Astfel de forme mai apar şi în zona Vârfului Piule şi pe Valea Soarbele.

În august 1971, temperatura la baza grohotişului în Avenul din Stâna Tomii era de 2,80 C (Bleahu et al., 1976), ceea ce denotă o puternică inversiune termică, cu profunde implicaţii topoclimatice, în special în ceea ce priveşte păstrarea stratului de zăpadă de la un an la altul.

Morfologia specifică acestor avene - o singură deschidere şi formă de fund de sac - combinată cu altitudinea la care se află dau naştere unor particularităţi topoclimatice. Astfel, aerul rece din timpul iernii este menţinut în aceste cavităţi verticale mult timp în decursul anului, precum şi cantităţile de zăpadă căzute, ce pot fi întâlnite chiar şi în luna august sau se pot menţine chiar de la an la an, cu formarea incipientă a firnului (foto 4).

Peşterile sunt mai puţin numeroase decât avenele şi aparţin genetic celui de-al doilea ciclu de nivelare.

Apar în special în zona Văii Scorotei – Culmea Dâlma cu Brazi, precum şi în Stănuleţi şi Găuroane.

În stadiul actual al cunoaşterii, cavităţile subterane se încadrează din punct de vedere al lungimii în categoria peşterilor mici, sub 300 m, având în majoritatea cazurilor galerii fosile, nelipsind însă nici sectoarele active sau semiactive (Sala Inferioară din P. Zeicului). Cele mai reprezentative peşteri din această zonă sunt P. nr. 1 din Dâlma cu Brazi, P. Zeicului din Valea Scorotei şi P. nr. 4 din Valea Scorotei.

Aceste peşteri au funcţionat în timp fie ca locuri de pierdere a apelor Jiului în subteran (P. nr. 1 din Dâlma cu Brazi), fie ca locuri de descărcare a apelor din masivul de calcar în albia Jiului sau a afluenţilor acestuia (P. Zeicului din Valea Scorotei, P. nr. 4 din Valea Scorotei).

La aceste concluzii duc orientarea paralelă sau perpendiculară a galeriilor pe valea râului care le-a format, faptul că sunt ascendente sau descendente, precum şi morfologia galeriilor de peşteră, în special prin prezenţa unor formaţiuni ce denotă o formare în regim înecat (septe şi marmite de tavan în Peştera Zeicului) sau, dimpotrivă, vados (urme de eroziune mecanică în cadrul puţurilor).

O serie de mici grote situate la acelaşi nivel deasupra albiei Jiului, Scorotei sau Buţii arată nivelul la care se aflau o dată aceste râuri şi unde se făcea descărcarea apelor subterane din masivul de calcar.

56


Aceste peşteri şi avene reprezintă părţi ale sistemului carstic de drenaj din această zonă calcaroasă. Marea lor majoritate, după cum s-a amintit sunt fosile sau semiactive, curgerea permanentă făcându-se la un nivel mai coborât, cu infiltrarea apelor prin sorburi şi ponoare, nivel încă inaccesibil observaţiei directe.

Cercetări asupra circulaţiei apei în acest masiv au fost efectuate de către Povară (1976) şi Ponta et al. (1984).

Astfel, s-a demonstrat că apele de suprafaţă de pe aceste roci calcaroase sunt captate în subteran şi transferate din bazinul Jiului, de care aparţin morfologic la suprafaţă, în bazinul Cernei. În realizarea transferului o importanţă deosebită o au faliile sistemului Cerna - Jiu ce au constituit o uşoară cale de drenaj, acest lucru fiind favorizat şi de înclinarea stratelor spre SV, deci spre bazinul Cernei.

În 1982 au fost identificate 10 ponoare şi sorburi active care s-au marcat cu trasori, urmărindu-se timpul de apariţie al acestora în Izbucul Cernei (Ponta et al., 1984). Cel mai îndepărtat ponor este cel din Valea Scorotei, situat la 13 km distanţă şi 830 m diferenţă de nivel de Izbucul Cernei, timpul necesar apei pentru a parcurge această distanţă fiind de 10 zile. Timpul scurt necesar traversării denotă o posibilă scurgere în regim vados, precum şi existenţa unor galerii de dimensiuni relativ mari.

O dată cu explorarea sistematică a zonei, se pot descoperi noi cavităţi, poate chiar intrarea în sistemul de drenaj subteran, potenţialul acestuia fiind impresionant: 13 km lungime pe orizontală şi peste 800 m diferenţă de nivel.

BIBLIOGRAFIE

Bădescu, D. (1991), Le karst alpin des Monts Retezat (Alpes de Transylvanie, Roumanie), Karstologia, 17, p. 43 – 53.

Bleahu, M. (1982), Relieful carstic, Ed. Albatros, Bucureşti, 296 p. Bleahu, M., Rusu, Th. (1965), Carstul din România – O scurtă privire de

ansamblu, Lucr. Inst. de Speol. „E. Racoviţă”, IV, p. 59 – 73. Bleahu, M. et al. (1976), Peşteri din România, Ed. Ştiinţifică şi Enciclopedică,

Bucureşti, 415 p. Gaşpar, E., Simion, G., Tracer Research on the Dynamics of Underground

Waters in the Cerna Valley (Southern Carpathians, Romania), Theoretical and Applied Karstology, 2, Inst. de Speol. „E. Racoviţă”, p. 183 – 197.

Goran, C. (1982), Catalogul sistematic al peşterilor din România, Inst. Speol. "Emil Racoviţă", 496 p.

Lupu, Silvia (1965), Cheile Buţii, Natura, Seria geol. – geogr., 1, p. 49 – 52. Martonne, Emm. de (1906-1907), Recherches sur l’évolution morphologique des

Alpes de Transylvanie (Karpates Méridionales) în Lucrări geografice despre România, vol. 2, Ed. Academiei RSR, 253 p.

Niculescu, Gh. (1960), Câteva observaţii asupra reliefului carstic din Munţii Piule-Iorgovanu, Natura, 5, p. 82 – 86.

57

Mircea ARDELEAN

Fig.

1. R

elie

ful c

arst

ic d

in M

unţii

Piu

le-I

orgo

vanu

Le

relie

f kar

stiq

ue d

es M

onts

Piu

le-I

orgo

vanu

58


Niculescu, Gh. (1965), Munţii Godeanu, studiu geomorfologic, Ed. Academiei, Bucureşti, 239 p.

Pavelescu, L. (1958), Étude géologique et pétrographique de la region centrale et de sud-est des Monts Retezat, Annuaire du Comité géologique, XXIV-XXV, p. 241.

Ponta, G., Strusiewics, R., Simion, G., Gaşpar, E. (1984), Subterranean Stream Piracy In The Jiul de Vest – Cernişoara Karst Area – Romania, Theoretical and Applied Karstology, 1, Inst. de Speol. „E. Racoviţă”, p. 235 – 238.

Povară, I. (1976), Note sur la provenance des eaux de la resurgence “Izvoru Cernei” Carpates Meridionales – Roumanie), Trav. Inst. Speol. “Emile Racovitza”, XV, p. 207 – 216.

Pop, Gr. (1964), Contributions à la connaissance du paléozoique et du mézozoique dans les parties E et NW du Masiff Godeanu (Carpates Méridionales), Rev. Roum. Géol. Géophys. Géogr. – Série Géologie, 8, 1-2, p. 73 – 82.

Urdea, P. (2000), Munţii Retezat. Studiu geomorfologic, Ed. Academiei, 272 p.

Universitatea de Vest din Timişoara Facultatea de Chimie – Biologie – Geografie Catedra de Geografie

59

Mircea ARDELEAN

60

relieful carstic din muntii piule-iorgovanu

Documents