1. PROBLEME GENERALE 1.1. GEOMORFOLOGIA CA ŞTIINŢĂ 1.1.1. Obiectul de cercetare Geomorfologia face parte din grupul ştiinţelor geografice. Ea este ştiinţa care se ocupă cu studiul formelor suprafeţei pământului a legilor genezei şi evoluţiei reliefului în toată complexitatea sa. Noţiunea de geomorfologie vine de la cuvintele greceşti gê = pământ, morphê = formă şi logos = studiu. Ea a fost folosită pentru prima dată în anul 1854 de către germanul K. Fr. Neumann. Relieful reprezintă ansamblul asperităţilor sau inegalităţilor pe care le îmbracă exteriorul scoarţei terestre. Noţiunea de relief provine de la cuvântul latinesc “relevare” = a se ridica. Se foloseşte noţiunea de relief fie atunci când ne referim la o foarte mică suprafaţă a scoarţei terestre, fie când ne referim la relieful Terrei în general, la forma geoidului sau la contrastul dintre relieful continentelor şi cel al fundului oceanului planetar. Noţiunile de bază care se folosesc în geomorfologie sunt formele de relief şi tipurile de suprafeţe de relief. Forma de relief reprezintă o configuraţie geometrică simplă sau complexă a unei porţiuni a suprafeţei terestre a cărei unitate rezultă din geneza comună a părţilor sale componente. Fiecare formă de relief se compune din suprafeţe de teren foarte variate ca înclinare şi întindere. Tipurile de suprafeţe sunt reduse ca număr şi ele se clasifică astfel: - după geneză: de eroziune, de acumulare, tectonice; - după gradul de înclinare: abrupte, plane sau orizontale, cu înclinări intermediare; - după forma profilului: drepte, concave, convexe, complexe; - după extindere: foarte mari, mari, mijlocii, mici. În primele etape ale dezvoltării geomorfologiei, aceasta a descris şi inventariat formele suprafeţei terestre. Pe măsură ce aceste descrieri au devenit mai sistematice, s-a simţit nevoia clasificării şi explicării genezei formelor de relief. Geomorfologia studiază formele de relief pornind de la cele mai mari (globul pământesc, continentele, bazinele oceanice) până la cele mai mici (ogaşe, crovuri, lapiezuri, etc.) Studiul constă în descrierea formelor explicându-se cauzal şi evolutiv, sunt apoi clasificate şi regionate teritorial şi se stabilesc etapele evolutive ale unităţilor teritoriale. Etapele principale de cercetare a reliefului sunt următoarele: a) descrierea morfografică şi morfometrică, adică aspectul exterior, mărimea şi elementele formelor de relief; b) morfogeneza, adică cauzele şi procesele esenţiale care au dat naştere acelui relief; c) morfodinamica sau evoluţia formelor cu indicarea stadiilor principale şi a specificului proceselor din fiecare stadiu; d) regionarea teritorială, operaţiune ce grupează forme şi tipuri de relief similare sau complementare în unităţi de relief de diferite ordine; e) morfocronologia sau precizarea principalelor etape evolutive prin care a trecut teritoriul cercetat folosindu-se atât vârstele relative cât şi cele absolute; f) cercetarea sub aspect practic, utilitar. 1.1.2. Subdiviziuni Geomorfologia ca ştiinţă are două subdiviziuni: geomorfologia generală şi geomorfologia regională. Geomorfologia generală studiază tipurile de forme de relief. Ea se subdivide în: a) geomorfologia planetară - care se ocupă cu studiul formei Pământului şi a continentelor şi bazinelor oceanice (forme de ordinul I); 1
b) geomorfologia tectono-structurală, care studiază formele de relief imediat inferioare ca dimensiuni: munţi, podişuri, câmpii (forme de ordinul II); c) geomorfologia erozivo-acumulativă (sculpturală) ce se ocupă cu formele create de agenţii externi. O altă împărţire: geomorfologia structurală şi geomorfologia climatică, folosită de unii geomorfologi ca J. Chardonnet (1955) sau P. Birot (1958). Geomorfologia structurală cuprinde formele de relief create de activitatea factorilor geologici (mişcări, structură, petrografie), geomorfologia climatică se referă la formele de relief create de agenţii externi grupaţi pe zone climatice. Datorită faptului că unii agenţi (apa mării, apele curgătoare, etc.) acţionează în toate zonele climatice a apărut ca necesitate apariţia unei noi subdiviziuni - geomorfologia azonală . Un aspect aparte îl reprezintă geomorfologia pe agenţi. Promotorii acesteia au fost W. Davis şi Emm. de Martonne, care grupau formele de relief după agentul principal extern. Mai târziu geomorfologia pe agenţi s-a transformat într-o geomorfologie pe cicluri evolutive, geomorfologia fiind subdivizată în ciclul normal (apele curgătoare), ciclul carstic, ciclul arid, ciclul glaciar, ciclul periglaciar. Această geomorfologie pe cicluri, încearcă să încadreze formele de relief într-o serie de faze evolutive care duc în ultimă instanţă la crearea unui relief neted, de tipul peneplenei. Mai apar şi alte diferenţieri: geomorfologia dinamică sau a proceselor actuale, geomorfologia aplicată sau inginerească, paleogeomorfologia. Geomorfologia regională studiază aspectele concrete ale unui teritoriu anume. Ea pune accent pe descrierea şi analiza diferitelor părţi teritoriale, specificul propriu acestora precum şi limitele unităţilor respective şi subîmpărţirea în unităţi de grad inferior. Se face analiza formelor de relief care se întâlnesc în fiecare unitate geomorfologică, tipizarea lor şi în final etapele evoluţiei reliefului teritoriului cercetat (paleogeomorfologia). 1.1.3. Relaţiile geomorfologiei cu alte ştiinţe Geomorfologia împrumută de la alte ştiinţe atât date cât şi metode de cercetare. Ştiinţele geologice ajută geomorfologia la înţelegerea unei categorii importante a factorilor genetici ai reliefului şi anume agenţii interni. Marile forme de relief, continentele, bazinele oceanice, lanţurile muntoase sunt o creaţie a factorilor interni. Geomorfologia trebuie să cunoască datele geologice sub aspectele privind: - tectonica “activă” sau mişcările care duc la crearea directă a unor forme de relief. În acest caz au importanţă extinderea şi tipul mişcărilor (de subsidenţă, de înălţare, de bombare, basculări de blocuri, de cutare, etc.) şi de asemenea mişcările actuale, cunoscute ca mişcări neotectonice. - tectonica “pasivă” ce cuprinde structura geologică (tabulară, monoclinală, cutată, şariată, discordantă şi altele) şi petrografia. În cazul structurii geologice interesează mai ales cea de suprafaţă în care este sculptat relieful actual, dar şi cea de adâncime, a fundamentului, deoarece ea influenţează direcţia unor văi sau unele aliniamente ale formelor de relief. Petrografia trebuie cunoscută de geomorfolog pentru că de ea depinde intensitatea proceselor denudaţionale: - coloana stratigrafică (cronologică), interesează mai ales pentru o reconstituire şi o datare cât mai precisă a evoluţiei paleogeomorfologice a teritoriului cercetat. Aici se au în vedere mai ales etapele de sedimentare, de uscat, etapele de mişcări crustale şi după natura sedimentelor şi prezenţa fosilelor unele aspecte paleloclimatice. Geomorfologia prezintă legături cu sedimentologia prin faptul că natura rocilor sedimentare depinde în cea mai mare parte de originea materialelor ce o compun, de modul cum au fost distruse, transportate şi sedimentate de agenţii externi. Analizând sedimentele prin metodele sedimentologiei, putem deduce mediul şi agenţii care le-au depus. Geomorfologia are legături cu ştiinţele geografice fiind ea însăşi o ştiinţă geografică, relieful apare ca parte a peisajului şi ca suport al vieţuitoarelor şi al societăţii omeneşti. Fără relief nici nu poate fi concepută geografia. Ştiinţele geografice se ocupă cu studiul geosferelor exterioare în care îşi au locul agenţii externi. 2
Geomorfologia prezintă legături cu hidrologia în sensul că apele curgătoare, apele din lacuri şi mări apa subterană şi gheaţa acţionează asupra litosferei în mod diferit. Ele creează forme de relief specifice , rezultate tocmai din legile proprii mişcării lor. Geomorfologia şi climatologia au de asemenea legături strânse. Temperatura şi umiditatea aerului joacă un rol enorm în acţiunea de meteorizare, adică de transformări fizice şi chimice pe care le suferă rocile la suprafaţa scoarţei sub acţiunea forţelor exogene. Diversificarea mare pe zone şi etaje climatice determină apariţia de forme de relief specifice fiecărei zone sau etaj climatic. Dominarea acestor reliefuri specifice în anumite zone (deşerturi, regiunile ecuatoriale, regiunile reci) a dus la crearea noţiunii de geomorfologie climatică. Prin studiile lor, geomorfologia şi biogeografia ne arată că vieţuitoarele contribuie atât direct cât şi indirect la transformarea scoarţei terestre. Acţiunea indirectă este însă cea mai importantă. Învelişul vegetal joacă rolul de strat tampon între acţiunile atmosferei şi hidrosferei şi scoarţa terestră. Vegetaţia reţine, transformă şi diseminează energia provenită de la cele două învelişuri externe. Sub vegetaţia ierboasă dar mai ales sub pădure efectul insolaţiei, al gerurilor puternice, al ploilor torenţiale, etc., este mult atenuat. Prezenţa învelişului vegetal a condiţionat apariţia unui echilibru dinamic, stabil şi îndelungat între factorii externi şi relief. Acest echilibru dinamic mai este cunoscut în literatura de specialitate ca stadiul de climax. Apariţia societăţii omeneşti care adeseori a dus la distrugerea vegetaţiei pe areale foarte întinse a deranjat acest echilibru natural, ceea ce a dus la intensificarea eroziunii, a alunecărilor de teren şi altele. Geomorfologia şi pedologia prezintă strânse legături. Învelişul de soluri depinde nu numai de climat şi vegetaţie, dar şi de relief şi de vârsta acestuia. Solul la fel ca şi vegetaţia, reprezintă un ecran între agenţii externi şi rocă. Însuşirile solului ca structura, textura, compactitatea şi altele au mare importanţă în desfăşurarea unor procese geomorfologice (eroziune, alunecări, prăbuşiri, tasări, solifluxiuni etc.). 1.1.4. Metode de cercetare Geomorfologia foloseşte o serie de metode proprii de cercetare. - Metoda blocdiagramei introdusă de W. Davis, redă grafic o serie de cercetări anterioare. Ea prezintă stadiul de evoluţie a reliefului şi structura geologică a acestuia. - Cartarea şi harta geomorfologică generală reprezintă metoda prin care se poate cunoaşte relieful, evoluţia paleogeomorfologică a acestuia şi este posibilă închegarea unei sinteze regionale. Metodele de cercetare variază şi după dimensiunile, gradul reliefului sau formei cercetate. La nivel planetar, al oceanelor şi continentelor geomorfologia foloseşte datele astronomiei (cercetarea pământului din spaţiu prin sateliţi, navete spaţiale, staţii orbitale) geofizicei şi geologiei. La nivelul cercetării generale a zonelor muntoase şi de câmpie, pe lângă date de la geologie, geomorfologia foloseşte metoda suprafeţelor şi a nivelelor geomorfologice. Această metodă, mai ales pentru zona montană, ajută la refacerea istoriei evoluţiei reliefului. Pentru relieful de ordin inferior se foloseşte observarea la teren. Ea se face cu ajutorul hărţii topografice, a aerofotogramelor şi a hărţii geologice. Geomorfologul trebuie să urmărească şi să carteze diferitele tipuri genetice de relief, rupturile de pantă, să analizeze deschiderile, să facă schiţe şi fotografii. Pentru înregistrarea evoluţiei unor forme sau procese geomorfologice actuale s-a introdus metoda observaţiei staţionare. Metode morfografice şi morfometrice se referă la unele activităţi de cabinet, efectuate cu ajutorul hărţii topografice. Se stabilesc diferite puncte, se fac profile transversale, blocdiagrame, hărţi morfometrice (fragmentare, pante, etc.) Metode de laborator sunt împrumutate de la geologie, pedologie, biologie etc. Aici sunt cuprinse determinările de roci şi depozite, granulometrie, mineralogie, analize de săruri, analize de polen etc. Tot aici menţionăm metoda modelelor prin care se pot simula în laborator procesele de eroziune, urmărindu-se o serie de parametri cantitativi. Metodele pentru determinarea vârstei reliefului sunt stratigrafico-paleontologice, arheologice, analizei polenice, pedologice, radioactivităţii şi altele. 3
Metode pentru corelări şi reconstituiri paleogeomorfologice, aici se folosesc corelări pe baza raporturilor geometrice ale teraselor, ale nivelelor de eroziune, ale nivelelor marine, corelări pe bază de sedimente, de soluri fosile sau tipuri de alterări, corelări pe baza cenuşilor vulcanice erupte în acelaşi timp. Pentru reconstituirea cauzelor evoluţiei trecute a reliefului se foloseşte principiul actualismului. 1.2. ISTORICUL DEZVOLTĂRII GEOMORFOLOGIEI CA ŞTIINŢĂ 1. 2.1. Dezvoltarea geomorfologiei în lume Unele păreri explicative asupra reliefului le întâlnim încă din antichitate la Thales, Anaximandru, Aristotel, Strabon şi alţii. În timpul renaşterii, inginerii hidrotehnicieni care lucrau în Alpi, formulează pentru prima oară noţiunea de “profil de echilibru”, noţiune care stă la baza teoriei eroziunii apelor curgătoare (Guglielle, 1657). Odată cu dezvoltarea capitalismului, care a dus la intensificarea exploatării subsolului pentru substanţe utile (cărbune, petrol, minereu de fier şi metale neferoase etc.) s-a dezvoltat rapid geologia şi topografia. S-au inventariat formele de relief şi cunoscându-se şi structura lor internă a apărut necesitatea clasificării şi explicării lor. Secolul al XIX-lea este perioada când se acumulează multe cunoştinţe în legătură cu relieful. Acum se formulează noţiuni şi legi privind geneza reliefului. Se trece de la teoria catastrofismului (sec. XVIII) în care relieful se forma prin schimbări bruşte, la teoriile evoluţionismului. Spre sfârşitul secolului XIX geomorfologia se încheagă ca ştiinţă aparte. Acum apar primele sinteze care încearcă să explice evoluţia reliefului terestru. Prima teorie este cea a lui W. M. Davis, care defineşte într-un tot unitar obiectul de cercetare (relieful), teoria (ciclul geografic) şi metoda (blocdiagrama) şi precizează totodată terminologia specifică acestei ştiinţe. În Statele Unite ale Americii geomorfologia se dezvoltă iniţial datorită nevoilor practice. Dezvoltarea industrială şi extinderea spre zonele de vest a impus o cunoaştere mai rapidă a subsolului. Astfel, metoda geomorfologică de cunoaştere a subsolului după aspectul formelor de relief corespundea cel mai bine acestor sarcini. Condiţiile naturale ale vestului SUA, unde domină semideşerturile, face ca structura geologică să poată fi citită cu uşurinţă în formele de relief. Astfel, iniţial, geomorfologii americani explicau morfologia teritoriului numai prin structură. Înfiinţarea în 1879 a Serviciului geologic al SUA, compus din geologi, geografi şi topografi, a impulsionat dezvoltarea rapidă a geomorfologiei. Mai cunoscuţi sunt J. Pawell, K. Gilbert şi W. M. Davis. În Europa dezvoltarea geomorfologică ca ştiinţă se datorează studierii proceselor de eroziune din cadrul văilor şi gheţarilor din Munţii Alpi în legătură cu construcţiile hidrotehnice. De asemenea, în secolul XIX iau amploare ridicările topografice, mai ales din considerente militare. Ridicarea topografică a unor întinse regiuni a dus la interpretarea reliefului sub formă morfometrică. Acoperirea formaţiunilor geologice de către sol şi vegetaţie a dus la găsirea de metode noi de descifrare a genezei reliefului, prin analiza amănunţită a hărţilor topografice - analiza morfologică, utilizată mai ales de către germani. În Franţa, după revoluţia burgheză se dezvoltă topografia militară şi ia fiinţă un serviciu militaro-geografic, format din topografi şi geografi de seamă (De la Nöe, Emm. Margerie, De Bertheau) care întocmesc lucrări de geomorfologie. În Rusia, cu toată rămânerea în urmă din punct de vedere social-economic, geomorfologia se dezvoltă odată cu geomorfologia din celelalte ţări înaintate, fiind impulsionată de studiul ştiinţelor naturii (geologia, geografia, pedologia) precum şi de interesul de cunoaştere şi de cercetare de noi teritorii. Primele idei ştiinţifice în ce priveşte relieful la întâlnim în lucrările lui Lomonosov. Folosindu-se de primele hărţi topografice ridicate în Rusia în 1717, el formulează ideea că 4
formele de relief ale scoarţei terestre sunt rezultatul interacţiunii forţelor interne şi externe şi că aceste forme trebuiesc studiate în dezvoltarea lor (1763). Alţi cercetători mai importanţi: P. P. Semenov - Tian-Şanski (1857) ce cercetează Munţii Tian-Şan şi V.V. Dokuceaev, întemeietorul pedologiei s-a ocupat în amănunt de eroziunea solurilor şi de formarea văilor. El stabileşte legile eroziunii (1878) şi analizează vârsta solurilor şi totodată vârsta diferitelor reliefuri. Geomorfologia în secolul XX. Teoria lui W. Davis (1899, 1912), (ciclul eroziunii normale) a precizat obiectul geomorfologiei, a strâns la un loc şi a făurit principalele noţiuni despre relief şi le-a închegat într-o teorie clară şi aparent logică care a fost acceptată la acea vreme de cei mai mulţi geografi. W. Penck (1924), elaborează teoria treptelor de piemont, ca o reacţie la teoria lui W. Davis, prin care încearcă să explice evoluţia reliefului sub o formă atotcuprinzătoare. Geograful francez Emm de Martonne este primul care stabileşte locul geomorfologiei în cadrul ştiinţelor geografice. El publică primul volum sistematizat de geomorfologie, încadrat întrun tratat voluminos de geografie fizică. În Rusia (URSS) geomorfologii trec la cercetarea amănunţită a proceselor geomorfologice, cerute mai ales de rezolvarea practică a unor probleme puse de dezvoltarea economiei. Sunt de menţionat şcolile geomorfologice de la Moscova şi Petrograd (Leningrad) conduse de savanţi renumiţi ca I.S. Sciukin, L.S. Edelstein, I.P. Gherasimov şi K.K. Markov. În a doua jumătate a secolului XX pe primul plan trece observarea şi cercetarea directă a reliefului, studiul proceselor geomorfologice actuale şi cartografierea geomorfologică la diverse scări. 1.2.2. Dezvoltarea geomorfologiei în România Şi în România, dezvoltarea geomorfologiei este precedată de apariţia şi dezvoltarea topografiei şi geologiei, ştiinţe apărute din necesitatea descoperirii şi punerii în valoare a o serie de noi bogăţii. Primele informaţii descriptive despre relieful ţării noastre le găsim în scrierile lui Nicolae Milescu (1636-1708), C. Cantacuzino (1650-1716), Dimitrie Cantemir (1673-1723) şi apoi în manualele de geografie ale lui Gh. Asachi (1835), Barbu Tâmpeanu (1840), Ion Rusu (1842) şi August Treboniu Laurean (1854). Înfiinţarea universităţilor de la Iaşi (1860) şi Bucureşti (1864) unde în cadrul catedrelor de geologie se predau şi noţiuni referitoare la relief, iar înfiinţarea în 1866 a Academiei Române a intensificat cercetările în multe domenii între care şi cele de geologie şi geografie fizică. În anul 1875 este creată Societatea Română de Geografie. În cadrul ei, în anul 1892 se înfiinţează o secţie de geologie care împreună cu cea de geografie va constitui baza dezvoltării geomorfologiei. Apare astfel, şcoala geologo-geografică care avea ca scop efectuarea de studii complexe de geologie şi geografie fizică. Ca urmare, geomorfologia se fondează pe cunoştinţele geologice dar şi pe unele cunoştinţe pedologice, primii noştri geologi cunoşteau bine şcoala pedologică rusă a lui V. V. Dokuceaev şi A. Glinka. O serie de mari învăţaţi români au pus bazele geomorfologiei româneşti. Grigore Cobălcescu (1831-1892), primul profesor de geologie la Universitatea din Iaşi, realizează o primă regionare morfologică a ţării. Gregoriu Ştefănescu (1836-1911), primul profesor de geologie la Universitatea din Bucureşti, pune bazele studiului geologic al Câmpiei Române. Gheorghe Munteanu Murgoci (1882-1925) care face o sinteză asupra şariajului din Carpaţi, problemă de mare importanţă pentru morfologia structurală a acestei unităţi. Pune problema limitei dintre Carpaţii Orientali şi Carpaţii Meridionali, apoi problema văilor transversale din Carpaţii Meridionali, problema solurilor fosile şi a climatelor sub care s-au format, probleme de morfologie a Dobrogei şi a Subcarpaţilor. Grigore Antipa (1867-1944) a cercetat lunca şi Delta Dunării făcând o regionare a luncii Dunării şi a elaborat o teorie asupra dezvoltării deltei. La începutul secolului nostru cercetările de geografie fizică capătă o dezvoltare mai mare, geografia delimitându-se tot mai mult de geologie. Geomorfologia se desprinde şi ea de geologie şi devine o ramură a geografiei fizice. Această perioadă este marcată de înfiinţarea catedrelor de geografie la Universitatea din Bucureşti (1900) având ca profesor pe S. Mehedinţi, 5
la Universitatea din Iaşi (1904) profesor fiind geologul Ştefan Popescu şi în 1919 la Cluj, ca prim profesor fiind numit G. Vâlsan., Dezvoltarea geomorfologiei ca ştiinţă s-a făcut prin cercetările efectuate la facultăţile din Cluj şi Iaşi şi mai apoi Bucureşti. Cei mai de seamă savanţi au fost G. Vâlsan, C. Brătescu şi M. David. Lor li se adaugă cercetările făcute de Emm de Mortonne şi de L. Sawicki. George Vâlsan (1885-1935) - prin lucrarea “Câmpia Română” (1915) este printre primii în lume care atacă problemele de geomorfologie a câmpiilor. El acordă o atenţie deosebită mişcărilor scoarţei terestre în formarea reliefului, arătând încă din 1915 rolul pe care l-au jucat mişcările subsidente din nordul Câmpiei Române şi din cursul inferior al Siretului asupra întregii sale evoluţii. Constantin Brătescu (1882-1945) a atacat mai ales problemele geomorfologiei cuaternarului de la noi, tinzând spre realizarea unei scări cronologice a formelor de relief, verificată prin mai multe metode şi pornind de la regiuni diferite. Astfel face certări asupra Deltei, a loessurilor Câmpiei Române, a falezelor Mării Negre şi altele. C. Brătescu a căutat, în orice regiune cercetată , argumente concrete de datare a vârstei fiecărei forme de relief. El tindea spre generalizări şi depistarea de legi particulare geomorfologiei şi era conştient de faptul că un studiu geomorfologic trebuie să se bazeze numai pe fapte culese din teren şi analizate minuţios. Mihai David a fost ca pregătire geolog, dar a predat geografia fizică la Universitatea din Iaşi. În lucrările sale se simte tendinţa de a explica relieful prin factorii interni, de altfel, el aduce o contribuţie importantă în dezvoltarea geomorfologiei structurale. V. Mihăilescu, la fel ca M. David, a fost un adept al teoriei lui Davis. El a introdus în geomorfologia noastră analiza amănunţită a hărţilor topografice, analiză care subordona adesea cercetările de teren. În ultima perioadă cercetările geomorfologice s-au axat mult pe studiile regionale care au stabilit diferite tendinţe de evoluţie a reliefului ţării noastre. S-a impus astfel concepţia cercetării reliefului prin prisma dezvoltării sale paleogeomorfologice. Ca metodă principală de lucru se introduce harta geomorfologică, încercându-se elaborarea unei legende generale. Dintre cei mai cunoscuţi geomorfologi amintim pe C. Martiniuc şi V. Băcăuanu la Universitatea din Iaşi, Gr. Posea, P. Coteţ. Victor Tufescu la Universitatea din Bucureşti, Tiberiu Morariu la Universitatea din Cluj. 1.3. PRINCIPALELE TEORII ŞI CONCEPŢII ÎN GEOMORFOLOGIE Prima teorie de bază care încearcă să formuleze într-un tot unitar, evoluţia generală a reliefului aparţine americanului W.M.Davis (1850-1934). Teoria lui Davis, cunoscută sub numele de ciclul geografic sau ciclul eroziunii normale, arată că evoluţia reliefului se produce sub formă de stadii. Un relief muntos este distrus treptat printr-o serie de procese în care un rol important îl are eroziunea apelor curgătoare, până ajunge o câmpie joasă, numită peneplenă. El trece prin stadiul de tinereţe, maturitate şi bătrâneţe. Aceste stadii reprezintă şi vârsta relativă a reliefului. În 1904, Davis adaugă la ciclul eroziunii normale şi alte cicluri (deşertic, glaciar, marin, carstic), dar considerate secundare, care conduc evoluţia tot către o peneplenă. Concepţia Gipfelflurului Albrecht şi Walter Penck au criticat concepţia lui W. Davis şi au elaborat o altă concepţie care admite sincronismul mişcărilor tectonice cu eroziunea. Albrecht Penck (1858-1945) a observat că vârfurile şi crestele cele mai înalte ale munţilor se menţin cam la aceeaşi altitudine. Admiţând continuitatea mişcărilor de înălţare şi a denudaţiei, autorul spune că în înălţime procesele denudaţionale se intensifică, încât, înălţimea munţilor nu poate depăşi un anumit nivel, numit “nivel superior de denudaţie”. Ulterior, el a considerat că cele mai înalte vârfuri muntoase sunt derivate dintr-o suprafaţă de relief înălţată de mişcările tectonice şi apoi secţionată de eroziune, rezultând acel nivel de vârfuri montane numit Gipfelflur.
6
Sectoarele unde rata înălţării este uniformă, vârfurile se menţin la aceeaşi altitudine relativă, dar unde rata înălţării este mai puternică înălţimea vârfurilor este mai mare şi pantele sunt mai accentuate. Teoria lui W. Penck (1888-1923) sau teoria treptelor de piemont. Această teorie pleacă de la principiul că relieful este rezultatul acţiunii concomitente a forţelor interne, ce ridică scoarţa terestră, şi a agenţilor externi ce o denudează, în acelaşi timp. Rezultatul acestei interacţiuni este apariţia unor munţi în trepte. Treptele de piemont iau naştere la piciorul muntelui şi se înalţă apoi una câte una. Contrar teoriei lui Davis care vedea evoluţia descendentă a reliefului, de la munţi la peneplene, teoria lui Penck admite evoluţia ascendentă, de la forme plane, joase, spre forme muntoase cu aspect de trepte. Teoria lui Penck este mult mai progresistă, relieful fiind văzut ca rezultat al interacţiunii dintre agenţii interni şi cei externi. Teoria lui Penck are şi ea limitări deoarece consideră treptele de piemont ca unica formă către care trebuie să evolueze relieful. Teoria pediplenei, introdusă de L.C. King (1942; 1950), susţine că, în urma ridicării unei regiuni, evoluţia reliefului se face prin retragerea continuă a versantului, paralel cu el însuşi şi pe un plan de bază ce are o înclinare foarte mică. Acest plan este pedimentul. Din îngemănarea pedimentelor rezultă o câmpie de eroziune numită pediplenă. Ridicările reliefului în diferite perioade geologice duc la etajarea sub formă de trepte a pediplenelor. Această evoluţie se întâlneşte mai ales în unele zone ale Africii, dar autorul greşeşte susţinând că peste tot relieful evoluează astfel. Teoria nivelurilor geomorfologice, elaborată de K. Markov (1948) se bazează pe principiul că relieful este rezultatul acţiunii factorilor interni şi externi asupra scoarţei. El vine cu ideea că fiecare agent extern principal creează un nivel de eroziune. Eroziunea marină creează platforma continentală. Eroziunea apelor curgătoare creează peneplena. Urmează nivelul eroziunii gheţarilor şi zăpezilor veşnice, iar mai sus se găseşte nivelul superior de denudare. Orice porţiune a scoarţei terestre poate să aibă la un moment dat o tendinţă sau alta de evoluţie la care pot să intervină o serie de particularităţi evolutive, dictate de sensul momentan al mişcărilor, de natura rocilor, de structura geologică, de climă etc. Pot apărea astfel o serie de suprafeţe, peneplene, pediplene, trepte, nivele, în care se află imprimată amprenta morfologică a particularităţilor respective. Cercetarea evoluţiei reliefului trebuie făcută amănunţit, refăcută după urmele lăsate în diferite perioade. Astfel, a apărut în ultimul timp concepţia evoluţiei paleogeomorfologice - adică a refacerii istoriei reale a reliefului fiecărui teritoriu. Principiul de bază al acestei teorii este acela că evoluţia reliefului nu se face după scheme, şabloane. Evoluţia este foarte complexă şi depinde de o serie de factori care adesea se schimbă.
2. GEOMORFOLOGIA PLANETARĂ Geomorfologia planetară studiază forma generală a Pământului, socotit ca un tot unitar şi influenţele reciproce care se exercită în legătură cu reliefurile de ordin mai mic. Diferitele forme de relief ale scoarţei nu pot fi pe deplin lămurite şi înţelese dacă nu se cunoaşte structura pământului şi anumite procese planetare ca: mişcarea de rotaţie şi variaţia sa, deplasarea polilor, deplasarea continentelor etc. Geomorfologia nu are mijloace şi metode proprii de cercetare în acest domeniu, de aceea ea împrumută rezultatele, teoriile şi ipotezele altor ştiinţe, printre care mai importante sunt astronomia şi geofizica. 2.1. STRUCTURA PĂMÂNTULUI Se admite, în general, că Pământul are o structură zonar - concentrică, în care materialele mai grele se află la adâncime iar cele mai uşoare la suprafaţă. Această zonare a fost cauzată de mişcarea de rotaţie şi de forţa de gravitaţie. Ed. Suess a numit aceste zone după iniţialele principalelor elemente chimice care le compun: Sial, Sima, Crofesima, Nifesima şi Nife. Geofizica ne furnizează date privind structura internă a Pământului folosind mai ales înregistrările seismologice. Undele seismice ai viteze variabile în funcţie de natura mediului 7
străbătut, de presiunea şi temperatura locului respectiv. Diferitele sonde au scos la iveală o serie de discontinuităţi care au fost luate drept limită pentru marile zone concentrice. Nucleul sau sâmburele central cuprinde zona cuprinsă între 2900 km (discontinuitatea Gutenberg-Wichert este situată la 2898 km) şi centrul Pământului, situat la 6370 km. Această zonă mai este numită nife sau barisferă. Materia din care este compusă are o densitate cuprinsă între 8-12 g/cm3 şi sunt diverse presupuneri privind starea ei: solidă, vâscoasă, soluţie de metale şi gaze sau o materie cu structură total diferită de ceea ce cunoaştem. Mantaua sau mezosfera înconjoară nucleul şi are o grosime cuprinsă între adâncimile de 30-70 km şi 2900 km. Această porţiune se mai numeşte pirosferă. Ea are densitatea de cca. 5 g/cm3, materia este solidă dar are şi pungi cu magmă. Scoarţa terestră sau litosfera este cuprinsă între suprafaţă şi 30-70 km adâncime unde există discontinuitatea Mohorovičic (sau Moho). Sub oceane scoarţa are cca. 10 km grosime sau chiar mai puţin. Scoarţa are la rândul ei trei principale straturi: bazaltic, granitic şi sedimentar. Stratul bazaltic are o compoziţie ce se aseamănă cu bazaltul. El formează o pătură intermediară deasupra discontinuităţii Mohorovičic şi este constituit din Si, Al şi Mg. Grosimea lui este de 10-20 km sub continente şi cca. 5 km sub oceane. Când străpunge stratele superioare şi iese la suprafaţă prin răcire se formează bazalte. Stratul granitic, constituit din Si şi Al, reprezintă zona soclului cristalin. El are grosime de 15-20 km sub platforme şi 30-40 km sub lanţurile muntoase. Sub oceane lipseşte. Prin răcire treptată se formează granitul, iar prin răcire rapidă la suprafaţa terestră se formează riolite. Stratul sedimentar sau etajul structural superior, este constituit din roci rezultate din distrugerea rocilor eruptive iniţiale. Aceste roci sunt foarte eterogene, au grosimi diferite, în zona vechilor scuturi granitice ele pot lipsi. Scoarţa terestră prezintă caractere specifice şi sub aspect geochimic. Van Hise împarte scoarţa în două zone: - Zona de dezagregare, în partea externă, cu temperaturi şi presiuni moderate. - Zona de metamorfism, în partea internă cu temperaturi ce ating adesea punctul de topire al rocilor şi presiuni foarte ridicate. Rocile sedimentare ajunse aici se metamorfozează trecând în şisturi cristaline. Scoarţa terestră prezintă sub aspect tectonic o zonă a fracturilor, situată deasupra adâncimii de 10 km, la limita dintre zona de metamorfism şi cea de dezagregare şi în care la presiuni tectonice se produc fracturi şi fisuri. Sub această zonă urmează o zonă a deformaţiilor de curgere, în care materia, în tendinţa de echilibrare, se deplasează din locurile cu presiuni mari către cele cu presiuni mici. 2.2. FORMA PĂMÂNTULUI Pământul este un corp care se roteşte în jurul axei sale şi a cărui formă tinde spre un echilibru în funcţie de forţa atracţiei universale şi forţa centrifugă. Această formă de echilibru s-a numit sferoid. Pentru calculele geodezice se foloseşte o formă mai simplă, aceea de elipsoid. Hayford, în 1910, dă aceste valori. Dimensiunile elipsoidului sunt următoarele: - raza ecuatorială…………….6 378,388 km - raza polară…………………..6 356,912 km - diferenţa razelor………………..21,476 km - mărimea turtirii la poli………….1/297 - suprafaţa…………………510 000 900 km2 - volumul……………………………1 083 miliarde km3 Globul terestru are o constituţie neuniformă, atât în ce priveşte densitatea cât şi ca formă cu denivelări mai mari sau mai mici. Această formă particulară, reală a fost numită geoid (Listing, 1870). Forma de sferoid-geoid se modifică din cauza vitezei de rotaţie şi a deplasării axei polilor pe care se face rotirea şi datorită deplasărilor de substanţă din interior. 8
Variaţia vitezei de rotaţie a pământului are repercusiuni asupra formelor de relief de diferite ordine. S-a calculat că dacă viteza de rotaţie a Pământului ar creşte de 17 ori axa ecuatorială s-ar mări faţă de axa polară de 2,7 ori iar forţa centrifugă ar fi atât de mare încât materia de la ecuator şi-ar pierde greutatea şi s-ar desprinde de Pământ. Aceasta este de altfel una din teoriile apariţiei Lunii, care s-a rupt din zona Pacificului, unde învelişul granitic lipseşte, sunt cele mai mari adâncimi ale oceanului planetar, iar continentele din jur au cele mai mari înălţimi. Teoria lui Wegener, a deplasării continentelor, plecând de la ipoteza desprinderii Lunii, arată că vechiul continent s-a fracturat şi sub influenţa forţei centrifuge părţi din el s-au deplasat spre vest şi spre ecuator, creându-se continentele, oceanele actuale şi lanţurile muntoase. Plecând tot de la ipoteza ruperii Lunii din Pământ, ne putem imagina că în momentul respectiv s-a produs un mare dezechilibru în masa geoidului, astfel că, restul de continent, care a rămas după desprinderea Lunii, s-a fragmentat, iar aceste fragmente, ce reprezintă continentele actuale, s-au deplasat treptat spre vest şi est pentru a aduce geoidul la o stare de echilibru. Deplasările respective s-ar putea să fi fost uşurate şi de deplasarea unei părţi din mantaua nucleului sau din pătura bazaltică care se presupune că este fluidă sau vâscoasă. Tot pe forţa centrifugă este bazată şi teoria lui Staub asupra curenţilor subcrustali, datorită cărora se deplasează continentele şi se formează munţii. Rotaţia Pământului influenţează indirect şi formele mai mici de relief , mareele având influenţă în formarea reliefului marin. Apoi, forţa Coriolis care face ca orice corp care se deplasează pe direcţie meridiană să fie deviat către vest. Dar şi dezvoltarea formelor de relief de ordin mai mic, contribuie la modificarea geoidului. Deplasarea materiei prin eroziune şi transport, activitatea vulcanică, deplasarea gheţarilor, etc., schimbă dispunerea forţelor gravitaţionale. Deplasarea axei polilor are influenţă asupra formei planetare. Cercetările efectuate asupra poziţiei axei de rotaţie a Pământului au arătat că ea suferă două tipuri de deplasări: deplasări mici, anuale şi deplasări mari executate pe perioade lungi de timp. Deplasările anuale sunt de cca. 1 an şi de cca. 14 luni şi se datorează schimbării masei continentale ca urmare a variaţiei zăpezilor şi presiuni atmosferice. Aceste deplasări sunt de cca. 20 m. Deplasările mari ale axei polilor sunt cauzate se pare de deplasarea maselor interne ale globului, de eroziune şi transportul materiei de pe masele continentale. S-a calculat că dacă Asia ar fi erodată până la nivelul oceanului polii s-ar deplasa cu 40 km sau dacă nivelul Mării Mediterane ar creşte cu 1 m, axa polilor s-ar deplasa cu 1 m. Se pare că glaciaţia cuaternară a fost cauzată şi de deplasarea axei polilor. 2.3. CONTINENTELE ŞI OCEANELE Continentele sunt uscaturile globului. Ele reprezintă un înveliş al scoarţei format în principal din silice şi aluminiu de unde şi numele de Sial. Structurile continentale cuprind continentele şi mările epicontinentale. Oceanele reprezintă gropi enorme umplute cu apă. Domeniul oceanic al litosferei se compune dintr-o pătură de bazalt peste care urmează o pătură subţire de sedimente. Treptele morfologice ale continentelor şi oceanelor Sub aspect morfologic şi morfometric relieful Pământului se delimitează în două mari domenii: domeniul continental şi domeniul oceanic. Domeniul continental cuprinde următoarele trepte: - Treapta munţilor şi podişurilor înalte, cu maxim de înălţime în Munţii Himalaia. Această treaptă domină sudul Europei, centrul şi sudul Asiei, Africa şi vestul Americii de Nord şi de Sud. Din punct de vedere structural munţii şi podişurile se compun din strate cutate şi înălţate. - Treapta câmpiilor şi platourilor joase se plasează puţin mai sus de nivelul oceanului. Ocupă areale întinse în Europa, Siberia, centrul şi estul Americii de Nord şi de Sud şi mare parte din Australia. Structural acest zone se situează pe vechi platforme sau pe zone depresionare acoperite cu aluviuni. - Platforma continentală - se situează între nivelul de 0 m şi cca. 200 m adâncime. Ea înconjoară continentele, având extinderi variabile. Platforma continentală prezintă un relief plan, 9
uşor înclinat şi este acoperită de sedimentele cărate de râuri de pe continent sau cele rezultate din distrugerea ţărmului de către valuri şi maree. Structural ea aparţine unităţilor continentale, dar este modelată de apa oceanului. - Abruptul continental se situează între 200 m şi 3000 m adâncime. Panta mai accentuată este între 200 şi 1800 m după care ea devine mai mică. Structural abruptul continental aparţine tot de continent. În această porţiune se depun sedimente fine aduse de pe uscat. Abruptul continental reprezintă tranziţia între domeniul continental şi cel oceanic. Domeniul oceanic cuprinde două trepte importante: - Platforma oceanică sau zona pelagică, se prezintă sub forma unor platouri ce se găsesc la 3000-5000 m adâncime şi care se înclină în unele regiuni până la 7000m. Pe aceste platforme se depun sedimente de origine marină şi organică. - Zona abisală, (gropile oceanice) se întinde între 7000 şi 11034 m. Aspectul morfologic este acela a unor gropi foarte adânci, cel mai adesea alungite. Gropile oceanice se întâlnesc la periferia oceanelor, cele mai mari se întâlnesc pe coasta asiatică a Pacificului (Groapa Marianelor, Groapa Filipinelor etc.). 2.3.1. Ipoteze generale privind originea continentelor şi oceanelor Paleogeografia scoarţei terestre ne arată că situaţia actuală a înălţimilor continentale si a depresiunilor oceanice este doar un rezultat momentan al evoluţiei Pământului. Acţiunea forţelor interne şi externe care este continuă va duce în timp la alte modificări ale scoarţei. S-a constata că unele părţi din continente sunt foarte vechi şi că ele au funcţionat ca nişte nuclee în jurul cărora s-au adăugat noi teritorii. Nucleele continentale sunt: Siberia, scutul Baltic, scutul Canadian, scutul African, mare parte din America de Sud şi scutul Australian. Separarea bazinelor oceanice şi a maselor continentale ca şi timpul când a început acest proces este puţin cunoscut şi doar prin câteva ipoteze. Se admite, în general, că iniţial scoarţa Pământului (Sial) era uniformă şi era acoperită cu un strate gros de apă “Panthalassa”. Apoi, pătura sialică s-a fragmentat, în unele locuri s-a redus puternic sau a dispărut, apărând bazinele oceanice şi continentale. Cauzele care au dus la fragmentarea sialului şi la părăsirea lui din groapa Pacificului ca şi evoluţia ulterioară a bazinelor oceanice şi a maselor continentale au fost explicate prin diverse ipoteze. - Ipoteza ruperii Lunii din Pământ, susţinută de A. Wegener, W. Staub, I. Vernadski, E. Haarman şi alţii, admite că Luna s-a desprins de pe locul Pacificului, datorită forţei centrifuge, iar faptul că Luna are un volum de 3 ori mai mare decât bazinul Pacific se explică prin cicatrizarea locului respectiv prin deplasarea unor părţi din scoarţa vecină spre locul rămas gol. Acest fapt a dus la crearea altor gropi - oceanul Atlantic şi oceanul Indian. E. Haarman susţinea ipoteza desprinderii Lunii de Pământ din zona munţilor Asiei Centrale, care s-ar fi ridicat puternic, ulterior, ca o reacţie de compensare. - Ipoteza concentrării sialului în continente are câteva variante: - Ipoteza curenţilor de convecţie promovează ideea că separarea celor două domenii s-a produs în perioada când la suprafaţa terestră ajungeau curenţi de convecţie din interiorul Pământului. Afluxul de materie din interior crea la suprafaţă o serie de curenţi orizontali, iar în locurile de întâlnire ale sistemelor de curenţi se concentra sialul, formând primele continente. - Ipoteza cutărilor care arată că sialul s-a concentrat datorită mişcărilor de cutare. - Ipoteza mareelor admite că după ce Luna a apărut în câmpul de atracţie a Pământului, fluxul şi refluxul au dus la concentrarea sialului într-un singur continent înconjurat de oceanul Planetar. - Ipoteza translaţiei continentelor emisă de Alfred Wegener (1912) consideră că după ruperea Lunii de Pământ a apărut primul continent care s-a fragmentat apoi în câteva bucăţi. Acestea în virtutea forţei centrifuge s-au deplasat către vest, invers mişcării de rotaţie. Totodată ele se deplasează şi dinspre poli spre ecuator, tot datorită acestei forţe. Această teorie explică formarea continentelor şi a lanţurilor muntoase. Argumentele pe care se bazează: - coastele de vest ale ţărmului Euro-African se îmbucă perfect cu cele estice ale celor două Americi. 10
- flora veche şi o parte din fauna prezintă unele similitudini în America de Sud, Africa, Madagascar, India şi Australia, ceea ce duce la concluzia existenţei unui unic continent “Gondwana”. - urmele glaciaţiunilor vechi arată că ele au dispărut odată peste tot. - măsurătorile repetate efectuate între 2 staţiuni din Europa şi America arată o distanţare de până la 1 m pe an, între cele două continente. Date mai noi ar confirma această ipoteză. - similitudini stratigrafice între coastele vestice ale Europei şi Africii cu cele estice ale celor două Americi. Argumente contrare ipotezei: - îmbucarea continentelor nu se face decât aproximativ sau deloc. - simultaneitatea glaciaţiilor vechi se poate explica prin curenţii oceanici foarte reci. - distanţa dintre Europa şi America variază în plus sau în minus. - forţele indicate de Wagener sunt infinit mai mici şi nu pot efectua deplasarea maselor continentale. - formarea lanţurilor muntoase se realizează altfel decât în ipotezele indicate de Wegener. E. Argand (1924), susţinând ipoteza lui A. Wegener, a emis ideea că deplasarea continentelor poate provoca acele împingeri pe orizontală capabile să determine orogeneza. - Teoria izostaziei a fost elaborată de J. Pratt (1855) şi de G.B. Airy plecând de la studiul gravimetric al scoarţei terestre. Sub continente există un deficit de masă, iar sub ocean există un plus. Continentele şi munţii sunt formate din roci mai uşoare care plutesc pe un strat de lavă topită cu densitate mult mai mare. Echilibrul este imperfect şi se realizează cu întârziere. El a fost numit echilibrul izostatic, iar planul pe care se realizează egalizarea maselor continentale sa numit suprafaţă de compensare izostatică. Această suprafaţă corespunde cu discontinuitatea Mohorovičic. - Ipoteza geosinclinalelor (E. Haug, 1900, V.V. Belousov, 1948 şi alţii) arată că în timpul perioadelor geologice vechi, bazinele geosinclinalelor erau foarte extinse, iar scuturile continentale mult mai mici. Prin cutarea sedimentelor acumulate la periferia blocurilor continentale au luat naştere munţi care s-au alipit vechilor scuturi. S-a constatat că în unele porţiuni ale scoarţei terestre grosimea depozitelor sedimentare este deosebit de mare (13000 m în Munţii Appalachi, 20000 în Munţii Stâncoşi) în timp ce în alte regiuni grosimea sedimentelor este mai mică sau ele chiar lipsesc. J. Hall (1859) explică aceasta prin faptul că sub greutatea sedimentelor fundul depresiunilor se scufundă lent în magmă. J. Dana (1873) a introdus termenul de geosinclinal pentru aceste depresiuni în care se acumulează sedimente cu grosime mare care apoi sunt cutate şi înălţate formând lanţuri muntoase. - Ipoteza curenţilor subcrustali, formulată de geologul austriac O. Ampherer (1906) şi dezvoltată de A. Holmes (1928 şi 1944), porneşte de la faptul că scoarţa Pământului este mai uşoară în zona blocurilor continentale, fiind formată din sial, iar în zona oceanică este alcătuită din bazalte care sunt mai grele. Masele continentale au un conţinut mai ridicat de elemente radioactive, ceea ce conduce la o acumulare mai mare de căldură. Acest fapt determină apariţia unui curent ascendent în masa subcrustală, ce se orientează apoi lateral către bazinele oceanice. Aici are loc răcirea, creşterea densităţii ei şi ca urmare se produce o mişcare de coborâre. Curenţii aceştia constituie cauza translaţiei continentelor, ei determină ruperea maselor continentale cu formarea unui nou ocean. Deplasarea maselor continentale duce la formarea unor lanţuri muntoase la periferia continentelor. Astfel, blocul iniţial Pangeea s-a fragmentat într-o primă etapă în 2 blocuri - Laurasia şi Gondwana, separate de marea Tethys. Ulterior, cele două blocuri s-au apropiat datorită inversării sensului curenţilor de convecţie. - Ipoteza expansiunii fundului oceanic, emisă de R.S. Dietz (1961) şi separat de H.H. Hess (1962) consideră că fundul oceanic se află în mişcare permanentă. În zona rifturilor (dorsalelor, fracturilor) iese din mantaua Pământului materie topită, care se consolidează alcătuind scoarţa oceanică. Aceasta se deplasează simetric şi centrifug către fose (gropi abisale) care absorb materia şi o reîncorporează în manta. De aceea zonele foarte active sunt rifturile şi fosele 11
explicând astfel particularităţile geomorfologice şi geofizice ale fundului oceanului. Relieful dorsalelor oceanice este creat de acumularea magmei care iese prin rift: - seismicitatea deosebită a rifturilor şi foselor oceanice este rezultatul mişcării materiei topite în lungul suprafeţelor de discontinuitate; - fluxul caloric ridicat din zona riftului este cauzat de aportul de căldură adus de materia topită din manta. - Ipoteza tectonicii în plăci sau a tectonicii globale a fost elaborată în anii 60 ai secolului XX, odată cu acumularea de noi date ale certărilor geologice şi geofizice. O contribuţie importantă o au R.S. Dietz (1961), H. Hess (1960-1962), J. Wilson (1965). D.P. McKenzie, R. L. Parker, W. J. Morgan (1967), Xavier Le Pichon (1967). Această ipoteză admite că blocurile continentale formate din sial sunt transportate de stratul bazaltic, sima, care se deplasează dinspre crestele mediane oceanice, către fose. De-a lungul crestelor mediane, care au fost observate pe distanţe de peste 40 000 km, se evidenţiază un proces de neoformare a scoarţei bazaltice şi respectiv o expansiune a fundului oceanic. Pe aliniamentele foselor şi arcurilor insulare, scoarţa oceanică este antrenată în adâncime, sub acţiunea curenţilor de convecţie. În lumina acestei ipoteze au fost reperate la suprafaţa Terrei 6 plăci principale şi mai mult de 10 plăci secundare, care suferă deplasări de translaţie şi rotire faţă de anumiţi poli. Plăcile se măresc prin aportul de material nou adus din manta, pe de altă parte, dispar, pătrunzând în mantaua superioară. Blocurile continentale se comportă ca nişte plute pe care deriva plăcilor le fragmentează sau le apropie. Atlanticul constituie un ocean evoluat, în mijlocul căruia se desfăşoară o “dorsală”, un lanţ montan vulcanic submarin, în lungul căruia se ridică materia din manta şi contribuie astfel, la depărtarea treptată a Americii de Europa şi Africa. Marea Roşie şi Golful Aden corespunde unui ocean care se dezvoltă în prezent, extinzându-se continuu. Peninsula Arabică se îndepărtează de Africa. Riftul African reprezintă faza de început când o masă continentală începe să se fisureze. Cele 6 principale plăci sunt: - Placa Euro-asiatică: - Placa Africană: - Placa Americană; - Placa Pacifică; - Placa Indo-australiană; - Placa Antarctică. Cauzele mişcării plăcilor Am vorbit la capitolul structura globului terestru că sub litosferă se află mantaua sau mezosfera. Unii cercetători admit că partea superioară a mezosferei (la 100 -600 km adâncime) ar exista un strat format dintr-o materie vâscoasă numită astenosferă (stratul slab). Astenosfera s-ar situa imediat sub litosferă. Astenosfera se comportă ca un fluid vâscos, ce prezintă în interior circuite de curenţi de convecţie. Circuitele sunt formate din ramuri ascendente şi descendente unite prin ramuri cu deplasare orizontală. Aceste circuite de materie pun în mişcare plăcile. Ramurile ascendente a doi curenţi care se ciocnesc provoacă a umflătură a astenosferei. Aceasta exercită o presiune asupra litosferei, pe care în timp o fracturează, formându-se o vale numită rift. Riftul delimitează astfel două plăci. Pe despicătură se ridică periodic materie topită care se revarsă lateral sau izbucneşte sub formă de vulcani. Prin răcire se naşte litosfera nouă în continuitatea celor două plăci vecine pe care le împinge lateral, în aceeaşi direcţie cu a curenţilor subcrustali. Riftul Atlantic se prezintă ca o vale lată de 20-50 km şi adâncă de 1500-2000 m încadrată de două lanţuri muntoase de 2-3000 m înălţime, peste câmpiile abisale. În unele locuri vârfurile munţilor ies la suprafaţă ca insule. Lanţurile muntoase au lăţimi la bază de 1000-2000 km. Dorsalele pacifice în general nu prezintă rifturi. Dorsala Atlantică are forma unui S - din insula Islanda spre sud prin insulele Sf. Petru, Sf. Paul, Ascension, Sf. Elena, Tristan du Cuhna. În nord se continuă în Oceanul Arctic prin dorsala Munţilor Mohns, Atka şi Nansen şi se pierde în Siberia la vărsarea fluviului Lena. În 12
partea sudică a Atlanticului, dorsala ocoleşte Africa devenind dorsală a Oceanului Indian (dorsala Carlsberg). O ramificaţie pleacă spre Golful Aden şi Marea Roşie iar cealaltă intră în Oceanul Pacific printre Australia şi Antarctica. O altă ramificaţie este către insulele Noua Zeelandă, iar din zona Insulei Paştelui se desprinde o ramificaţie către sudul Americii de Sud spre Strâmtoarea Magelan. Ramura nordică a Dorsalei Pacificului se apropie de America Centrală, intră pe sub California - falia San Adreas, reapărând la nord de aceasta şi se pierde undeva în Alasca. Distrugerea plăcilor are loc în părţile opuse riftului, unde marginile cele mai vechi ale plăcilor constituite din crustă bazaltică se consumă prin cădere în astenosferă. Aici se retopesc sau se restrâng prin cutări. Dacă cea mai clară şi activă dorsală este cea atlantică, zona de subducţie a unei plăci oceanice sub una continentală se întâlneşte pe coasta pacifică a Americii. Fosele au adâncimi de 5-11000 m, lăţimi de 10 km pe fund şi 100 km în partea superioară şi lungimi de cca. 1000 km. Ele sunt în număr de 21. 18 în Pacific (Fosa Chile-Peru, fosa Amercii Centrale, fosa Aleutinelor şi fosele dintre insulele Kurile şi insulele Mariane), 2 în Oceanul Indian (Groapa Djawa şi Groapa Diammantina) şi una în Oceanul Atlantic (groapa Puerto Rico). Formarea munţilor - Ciocnirea a două plăci din care una este continentală, mult mai uşoară, face ca placa oceanică să alunece pe sub cea continentală. Au loc mişcări de cutare şi de înălţare cu formarea de lanţuri muntoase. Ex.: placa Pacifică şi placa Americană au dus la formarea Cordilierilor. Apariţia unor ghirlande de munţi poate avea loc atunci când o placă oceanică se extinde foarte mult, partea marginală îşi încetineşte deplasarea iar în partea mediană au loc îngrămădiri mari de materie bazaltică, ce provoacă o rupere a plăcii, o subducţie plăcii mai noi pe sub cea mai veche cu formarea de munţi şi un vulcanism activ. Ciocnirea a două plăci continentale duce la cutarea sedimentelor cu formarea de munţi. Ex.: Lanţul Alpino-Himalaian a rezultat prin cutarea sedimentelor Mării Tethys. Tectonica globală priveşte oceanele ca pe un geosinclinal care evaluează de la acumularea mare de sedimente care sunt apoi comprimate şi cutate de deplasarea unor plăci de tip continental,în final având loc stingerea oceanului prin orogeneză. Aşa s-a format lanţul Alpino-Himalaian prin cutarea sedimentelor din Marea Tethys sub presiunea continentelor Laurasia şi Gondvana. La fel probabil s-au format Munţii Hercinici şi cei Caledonici. În prezent Oceanul Atlantic se extinde, şi nu se vede că ar exista o subducţie sub plăcile Africană şi Americană. Oceanul Pacific nu are o dorsală mediană, ci ea este foarte apropiată de America de Sud şi intră pe sub peninsula Californiei. Probabil, dorsala a fost mediană, dar placa Americană a înaintat peste placa Pacifică, restrângând-o. Dorsala Pacificului nu are rift, ceea ce înseamnă că în fazele finale se ajunge la umplerea riftului şi încetarea funcţiei de generator de scoarţă. Cu alte cuvinte Atlanticul este un ocean în plină extindere, iar Pacificul este în restrângere. Marea Mediterană este ultima fază a Mării Tethys, iar Marea Roşie este un ocean pe cale de a se naşte.
3. GEOMORFOLOGIA TECTONICĂ 3.1. MORFODINAMICA INTERNĂ Prin mişcări tectonice se înţeleg deplasări ale materiei solide a scoarţei cauzate de forţe interne. Forţa centrifugă produce tensiuni în scoarţă datorită atracţiei lunii sau deplasării polilor. Forţa gravitaţională a dus la diferenţierea stratelor Pământului. Izostazia - reprezintă un echilibru al masei de sial. Ea produce mişcări prin subţierea acestei mase, fie prin eroziunea exterioară, fie prin eroziune interioară, fie se îngroaşă prin depuneri de materiale erodate sau instalări de calote glaciare. Curenţii de convecţie ridică către suprafaţă substanţa încălzită în interior provocând mişcări tectonice. 13
Contracţia şi dilatarea Pământului. Ipoteza contractării Pământului, prin trecerea de la faza topită către cea solidă. Ipoteza dilatării - care se datorează încălzirii radioactive a rocilor. Aceasta provoacă crăpături şi mişcări ale scoarţei. Rocile se contractă diferit producând tensiuni în scoarţă. Hidrosfera joacă un rol deosebit în răcirea scoarţei terestre. Pe fundul oceanului apa are o temperatură foarte scăzută, dar sub fundul oceanelor este un gradient termic foarte ridicat, ceea ce produce mari tensiuni. 3.1.1. Clasificarea mişcărilor tectonice K. Gilbert (1890), clasifică mişcările în orogene şi epirogene. Mişcările orogene se considerau a fi repezi; forţa de împingere era socotită tangenţială şi o dată cu cutarea are loc şi înălţarea zonei respective. Cercetările ulterioare au dovedit că mişcarea de ridicare se produce după cutare. Mişcările epirogenetice se produc asupra blocurilor continentale fără să producă modificări importante de structură. Sunt mişcări de înălţare sau de coborâre. Mişcările radiale şi tangenţiale - primele ar duce la ridicări şi coborâri pe verticală, inclusiv falieri, iar celelalte ar strânge ca într-o menghină stratele dând naştere la cute, falii, încălecări, şariaje. V. V. Belousov (1954) împarte mişcările în oscilatorii, de cutare şi rupturale. Mişcările oscilatorii generale sunt încete şi rapide - ele dau naştere la transgresiuni sau regresiuni. Oscilaţiile ondulatorii dau naştere la cute largi ce pot duce la crearea de podişuri sau lanţuri muntoase sau pot duce la formarea de geosinclinale. Mişcările de cutare sunt acelea care ondulează puternic stratele. Cutele pot avea forme variate mergând până la flexuri, falii şi şariaje. Mişcările rupturale - sunt mişcări verticale inverse care duc la ruperea stratelor. Ele creează munţii bloc, grabenele, platourile în trepte delimitate de falii cu adâncimi foarte mari. Mişcările importante pentru relief sunt: - Mişcările orogenetice - afectează fâşii alungite din care rezultă lanţurile muntoase. Amplitudinile variază pe sectoare, în unele sectoare pot fi şi mişcări negative, când se formează depresiunile intramontane sau marginale; - Mişcări de tip epirogenetic sunt pozitive şi negative; - Mişcări izostatice - cu caracter de echilibru; - Vulcanismul; - Cutremurele; - Mişcările eustatice - de ridicare şi coborâre a nivelului oceanului. 3.2. ELEMENTELE STRUCTURALE ŞI MORFOLOGICE ALE CONTINENTELOR Continentele sunt formate din două elemente structurale de bază: - zonele de orogen - platformele 3.2.1. Zonele de orogen Teoria geosinclinalelor şi formarea munţilor Această teorie admite acumulări imense de sedimente în fose foarte adânci şi alungite, care sunt apoi metamorfozate, cutate şi înălţate sub formă de lanţuri muntoase ataşate unor continente mai vechi. Acestea, la rândul lor, au trecut prin aceleaşi faze, dar au fost erodate şi au devenit cele mai rigide şi mai vechi părţi ale scoarţei. Geosinclinalele sunt regiuni mobile ale scoarţei terestre având o formă foarte alungită. Sunt două tipuri de geosinclinale: de tip circumpacific, reprezentat de un sistem de fose alungite situat la marginea unor continente şi de tip mediteranean, reprezentat de arii de lăsare cuprinse între două continente. Caracteristicile geosinclinalelor: - mobilitate mare, mişcări intense de coborâre sau ridicare (câţiva mm sau cm pe an) ce se pot inversa; 14
- grosime mare a sedimentelor - cutare puternică în spaţiul geosinclinal, sub formă de anticlinale, sinclinale normale, deversate, încălecări, şariaje; - dezvoltarea largă a metamorfismului; - dezvoltarea mare a magmatismului (intrusiv şi extrusiv). Evoluţia geosinclinalelor: - Etapa de scufundare prezintă lăsări continue şi acumulări de sedimente groase - fosele sunt depresiuni lungi, înguste, foarte profunde - cordilierele sunt aliniamente mai înălţate şi cu grosimi mai reduse ale sedimentelor - Etapa de ridicare, lăsările generale sunt înlocuite de înălţări, fosa principală se transformă într-o cordilieră . Mişcările importante sunt de cutare, au loc şariaje, urcarea maselor profunde pe principiul izostaziei, apar alunecări provocate de gravitaţie. În partea finală pot apărea scufundări compensatorii a unor masive mediane, se formează depresiunile interne (depresiunea Transilvaniei). Pe fracturi poate apărea un magmatism posttectonic. După ridicările în bloc, când s-a constituit lanţul muntos, pot apărea, ca fază postorogenă, fracturi în catena centrală, prăbuşiri cu formarea de depresiuni interne (Petroşani, Braşov, Comăneşti). - Transformarea lanţului muntos în platformă. Lanţurile muntoase sunt ridicături puternice ale scoarţei care se întind pe sute sau mii de kilometri. Lanţul alpino-carpato-himalaian s-a format în ultima orogeneză - cea alpină. Ridicarea munţilor este însoţită de o puternică denudare. Sunt perioade când predomină mişcările de ridicare sau când predomină denudaţia reliefului ridicat. Când mişcările de ridicare încetează, ca urmare a consumării energiilor care au determinat mobilitatea fostului geosinclinal, blocul muntos devine tot mai rigid, eroziunea rămânând factorul principal de modelare a reliefului. Aceasta va transforma treptat muntele într-o peneplenă. Masive muntoase vechi, cu altitudini joase, aparţin unor etape orgenetice mai vechi. Aşa sunt Munţii Vosgi, Podişul Central Francez, Munţii Urali, Munţii Appalachi, Munţii Dobrogei care aparţin cutărilor hercinice. În decursul timpului au avut loc mai multe orogeneze. În perioada precambriană au avut loc cutările laurentiană, algomiană şi assyntică. În poleozoic, (ordovician - silurian) a avut loc orogeneza Caledoniană. Ei îi aparţin Alpii Scandinavici, Scoţia, Ţara Galilor, E. Groenlandei. În Asia, Peninsula Taimâr, Kazahstanul Central, Munţii Saian-Alatau aparţin cutărilor caledonice, dar au fost reluate în cutările hercinice. În America: Anzii şi Munţii Stâncoşi evoluează din paleozoicul inferior până în neozoic. Cutările hercinice au loc începând din carbonifer până în permian. Cutările alpine au loc în mezozoic şi neozoic. 3.2.2. Platformele Platformele reprezintă un element principal al scoarţei continentale. Ele s-au format prin consolidarea soclurilor lanţurilor muntoase, care au fost peneplenizate şi care s-au adăugat treptat, treptat vechilor scuturi precambriene. Platformele se caracterizează printr-o structură în două etaje. În bază se află fundamentul, constituit din depozite cutate puternic care au fost erodate până la nivel de peneplenă, iar deasupra sunt depozite sedimentare orizontale sau slab înclinate. Platformele au mobilitate redusă (0,1-0,01 mm/an), relief redus, monoton, vulcanism redus. Elementele de ordinul I ale platformelor sunt: - scuturile ce sunt definite în general, ca zone de platformă cu fundamentul la zi. - plitele ce reprezintă părţile mai joase ale platformelor acoperite cu sedimente groase Elemente de ordinul II: - anteclizele - boltiri largi, pozitive ale platformelor formate prin mişcări de înălţare, ele au aspectul unor anticlinale enorme sau a unor domuri uriaşe. Ex.: Dobrogea de Nord şi centrală, scutul baltic 15
- sineclizele - îndoituri largi, negative ale platformelor, sunt bazine de subsidenţă. Ex.: depresiunea Valahă, depresiunea Bârladului, Sinecliza Caspicei. 3.2.3. Avantfosele Avantfosele sunt nişte depresiuni înguste şi alungite situate între geosinclinale şi platforme. Fundamentul acestor depresiuni este constituit din fundamentul platformei care este faliat şi căzut la adâncime mare şi fundamentul geosinclinalului care a fost ridicat. Avantfosele apar în faza finală de evoluţie a geosinclinalului. În ele se depun formaţiuni de tip molasă, constituite din gresii, conglomerate, argile, sedimente lagunare (sare). Ele au grosimi foarte mari, de mii de metri. Avantfosele sunt adesea ridicate odată cu ultimele înălţări ale zonelor geosinclinale. Din punct de vedere morfologic ele formează coline, podişuri, piemonturi, câmpii piemontane, câmpii. Ex.: Subcarpaţii, Piemontul Getic, Câmpia Română de subsidenţă
16
4. GEOMORFOLOGIA EROZIVO-ACUMULATIVĂ Această parte a geomorfologiei studiază relieful creat de agenţii externi în care principalele acţiuni sunt cele de meteorizare, eroziune, transport şi sedimentare. Aspectul actual al reliefului este dat de interacţiunea în timp şi spaţiu a factorilor interni şi a celor externi. 4.1. LEGILE GENERALE ALE GEOMORFOLOGIEI EROZIVO-ACUMULATIVE 4.1.1. Legea zonalităţii morfoclimatice Zonalitatea este o lege generală în geografia fizică. Ea este cauzată de sfericitatea Pământului şi de rotirea sa. În geomorfologia erozivo-acumulativă zonalitatea este cauzată de climă care condiţionează dezvoltarea şi intensitatea diverselor procese fizice şi chimice. Ea determină o anumită repartiţie a covorului vegetal, a solurilor şi în parte a hidrosferei. În geomorfologie zonalitatea se manifestă prin aspectele comune pe care le au formele de relief într-o anumită zonă climatică. Zonele morfoclimatice se pot împărţi în două grupe mari: o grupă în care influenţa climei se manifestă direct în modelare şi o grupă în care procesele geomorfologice se petrec sub controlul păturii vegetale şi al solului. Principalele zone morfoclimatice sunt: a) Zona aridă - caracterizată prin absenţa apei şi vegetaţiei. În această zonă sunt oscilaţii mari de temperatură între zi şi noapte, morfogeneza datorându-se dezagregării fizice, vântului şi foarte rar ploilor torenţiale. b) Zona glaciară, cu temperaturi dominante sub 0°C. Rocile sunt dezagregate prin îngheţdezgheţ, are loc scrijelarea şi transportul materialelor dezagregate de către gheţari sau de către torenţii formaţi în perioada caldă de vară. c) Zona caldă şi umedă, a pădurii dese ecuatoriale, numită şi zona lateritei. Acţiunea principală morfogenetică este alterarea chimică şi transportul substanţelor în soluţie. Apa caldă pătrunde în roci descompunând mineralele. Sunt spălate sărurile şi silicea şi rămân doar oxizii de fier şi hidroxidul de aluminiu, astfel că zona are o culoare roşie-violacee. Laterita are grosime de zeci de metri, este lipsită de humus, materia organică este descompusă complet şi are o mare permeabilitate. Se produc tasări şi alunecări determinate de golurile lăsate prin spălarea materiei dizolvate. d) Zona temperată - are temperaturi şi ploi mai moderate, în anotimpul rece vegetaţia îşi depune frunzele pe sol, care prin descompunere lentă formează humusul. Descompunerea chimică este mai redusă, la fel, dezagregările. Prezenţa vegetaţiei şi a solului face ca morfogeneza să fie mult încetinită. Rolul principal îl joacă apele curgătoare care prin adâncirea văilor declanşează procesele de versant. O parte din materiile transportate provin din dezagregări, cum este pietrişul de pe fundul albiei. Între aceste zone sunt zone morfoclimatice de tranziţie. e) Zona periglaciară sau de tundră, între zona glaciară şi cea temperată. Ea este delimitată înspre zona temperată cu aproximaţie de izoterma de 10°C a lunii cele mai calde. Morfogeneza are loc sub influenţa îngheţului şi dezgheţului, a curgerilor de noroi şi sol, a vânturilor puternice şi a zăpezilor. Râurile în perioada de primăvară-vară evacuează o mare parte din materiale. f) Zona stepelor prezintă temperaturi şi umidităţi ce nu permit creşterea pădurii ci numai a ierburilor. Este zona în care predomină depozitele de loess şi local nisip. Este importantă acţiunea vântului, eroziunea prin şiroire, alternanţele de secetă şi umezeală. g) Zona mediteraneană - caracterizată de veri secetoase şi calde şi ierni cu ploi torenţiale. Pădurea este rară şi cu frunze necăzătoare, se întâlneşte şi o vegetaţie de tufişuri. Vara domină dezagregările, iar iarna dizolvările şi eroziunea. 17
Solul specific este terra rossa, rezultat al alterării calcarului din care rămâne doar argilă şi oxizi de fier. h) Zona savanelor, dominată de un anotimp ploios şi unul secetos. Pădurea nu se poate dezvolta, cresc însă ierburile în anotimpul ploios. În anotimpul secetos vegetaţia dispare fiind favorizată acţiunea vânturilor şi apoi a şiroirilor din anotimpul ploios. Concluzii Zonalitatea morfoclimatică s-a făcut simţită odată cu apariţia vegetaţiei. Sedimentele precambriene sunt aproape peste tot detritice. Se pare că zonalitatea a apărut în carbonifer. Legea zonalităţii se aplică în mod deosebit pe întinsul vechilor platforme, în schimb, zonele muntoase se caracterizează printr-o zonalitate mai complexă, desfăşurată pe etaje. 4.1.2. Legea etajării morfoclimatice Etajele morfoclimatice sunt un fel de zone care se dispun în altitudine, determinate de înălţimea reliefului. Etajarea a fost studiată mai întâi pentru vegetaţie şi climă şi apoi în geomorfologie. Studiul fenomenelor pe etaje a fost mai puţin aprofundat deoarece s-a considerat că etajele au cam aceleaşi caractere ca zonele climatice similare. Ele au unele semănări, dar deosebirile sunt însă mai importante şi de aceea a fost introdusă noţiunea de etaj morfoclimatic. Din punct de vedere climatic etajele rezultă din variaţia temperaturii şi precipitaţiilor în altitudine, de asemenea, pe etaje se dispune şi vegetaţia şi solurile. De ele depinde morfogeneza. Din punct de vedere geomorfologic, elementul esenţial pentru etajele morfologice este panta. Prin multitudinea pantelor şi intensitatea fragmentării şi accentuarea lor cu înălţimea se accelerează în mod deosebit eroziunea de toate tipurile, astfel că apare o nouă noţiune specifică mai ales regiunilor înalte numită “eroziunea de versant”. Etajele se pot caracteriza prin câteva elemente specifice: - umiditatea creşte cu altitudinea până la un maxim pluvial după care aceasta scade; - temperatura scade cu înălţimea, iar aerul se răceşte în acelaşi sens; - insolaţia la sol este foarte puternică ziua, iar noaptea este ger, astfel că procesele de dezagregare sunt foarte intense la înălţimi mari; - apele curgătoare au un regim torenţial, astfel că erodează puternic în adâncime şi transportă cantităţi mari de aluviuni; - orientarea versanţilor faţă de vânturi şi insolaţie creează o diferenţiere deosebită în dispunerea etajelor; - etajele se succed repede, astfel că există influenţe ale unora asupra celorlalte, ex.: adâncirea văilor din etajele inferioare accelerează eroziunea în etajele superioare. Principalele etaje sunt: etajul glaciar, periglaciar şi temperat. Etajul glaciar - se găseşte deasupra limitei zăpezilor veşnice, 5000 m la ecuator sau 3000 m în zona temperată şi 0 m dincolo de cercul polar. Gheţarii montani sunt mai reduşi decât cei de calotă şi se deplasează mai repede. Etajul periglaciar - se întinde mai sus de limita pădurii. Un rol mare îl are torenţialitatea, insolaţia şi îngheţul. Dezagregarea fiind foarte activă, pantele munţilor deasupra pădurii sunt frecvent acoperite de grohotişuri, care sunt evacuate de ape. Pe pantele mai mici, cu o cuvertură de sol, au loc procese de solifluxiune sau gelisolifluxiune. Etajul temperat - se caracterizează prin prezenţa vegetaţiei de pădure şi a solului incipient bine dezvoltat. Etajul se întinde în regiunile muntoase ale zonelor temperate şi calde. Morfogeneza este dirijată de apele curgătoare care se adâncesc iar pe versanţi eroziunea chimică şi dezagregarea se efectuează la contactul dintre sol şi rocă unde se realizează pătura de alterare. Cele două procese sunt deosebit de active astfel că pătura de alterare se regenerează rapid. Spălarea versanţilor este în funcţie de caracterul vegetaţiei, mai densă sau mai rară, de dezvoltarea subarboretului, de asemenea depinde de contrastele termice, de vânturi, de poziţia faţă de maximul pluvial de versant, ceea ce influenţează dezvoltarea organismelor torenţiale.
18
4.1.3. Legea eroziunii diferenţiale Intensitatea proceselor geomorfologice, precum şi unele forme specifice sub care se manifestă procesele şi agenţii de modelare sunt diferite de la o rocă la alta. Eroziunea chimică va fi foarte activă pe calcare, indiferent de zona climatică, cu excepţia deşerturilor. În argile sunt frecvente alunecările şi eroziunea prin şiroire, pe nisipuri vor fi create forme eoliene. Eroziunea în depozitele constituite din strate de roci diferite se manifestă selectiv faţă de acestea. Începând cu dezagregarea şi alterarea şi continuând cu acţiunea vântului şi apei apare un relief specific, cum sunt formele antropomorfe de pe vârful munţilor (babe, călugări, sfincşi etc.), apoi văile cu bazinete şi chei sunt tot un răspuns la acţiunea selectivă a eroziunii fluviale faţă de rocile pe care le întâlnesc în cale. Rezultat al acţiunii eroziunii diferenţiate este realizarea reliefului petrografic şi structural. 4.1.4. Legea echilibrului Echilibrul tectono-eroziv Procesele geomorfologice se supun în spaţiu legilor zonalităţii, etajării şi eroziunii diferenţiate. Acţiunea contradictorie a agenţilor interni şi externi au tendinţa de echilibru. Legea echilibrului prevede că evoluţia reliefului în timp tinde către un echilibru. Dacă înălţarea se accelerează, eroziunea creşte şi ea, astfel încât se ajunge la un maxim peste care chiar dacă ridicarea continuă altitudinile nu mai cresc. Dacă înălţarea se încetineşte sau se opreşte, eroziunea va continua un timp în mod accelerat ca apoi să se diminueze în intensitate. Eroziunea tinde să creeze suprafeţe tot mai uniforme, de la suprafeţe mici spre suprafeţe netede tot mai extinse. Stadiile de evoluţie ale echilibrului În cadrul tendinţei generale de evoluţie, forma pantelor este în funcţie de stadiul de evoluţie al echilibrului. În stadiile incipiente, realizarea echilibrului se face doar local, aceasta deoarece orice loc mai mare sau mai mic, care are o înclinare redusă constituie o frână în evacuarea materialelor; ele reprezintă nivele locale în spatele cărora eroziunea are tendinţe de a realiza suprafeţe de echilibru. Pe măsură ce evoluţia înaintează, sectoarele încep să se uniformizeze şi între ele, putând cuprinde unităţi tot mai întinse. Când toate acestea ajung la suprafeţe plane de tipul pediplenei sau peneplenei spunem că am ajuns la stadiul final al evoluţiei echilibrului dinamic descendent. Acesta poate dura extrem de mult timp, dacă nu intervin alte mişcări. Varietatea suprafeţelor de echilibru Forma suprafeţelor de echilibru (înclinarea pantei, altitudinea la care se realizează, extinderea şi relieful în amănunt) este în funcţie de agentul modelator principal, de rocă, de gruparea forţelor de eroziune pe zone şi etaje climatice, precum şi de stadiul de evoluţie al echilibrului. În stadiul incipient al dezvoltării echilibrului dinamic, pantele au înclinări proprii pentru fiecare tip de rocă şi structură. Vegetaţia, pădurea în special, contribuie la realizarea unor pante mai mari. Gruparea intensităţii agenţilor pe climate reprezintă una din cauzele principale ale diversificării suprafeţelor de echilibru pe tipuri principale de bază. Astfel, pediplenele domină în zona ecuatorială şi subecuatorială, pedimentele şi glacisurile în zonele aride şi semiaride, câmpiile piemontane se dezvoltă mai ales la poala munţilor din zonele mediteraneene iar terasele în zonele temperate. Există două categorii de suprafeţe de echilibru: - suprafeţe specifice versanţilor; - suprafeţe specifice fiecărui agent modelator cu nivel de bază bine precizat. Suprafeţele de versant - sunt realizate de meteorizare şi de transport în masă. Forma şi înclinarea versantului depinde de rocă, de ritmul adâncirii albiei râului şi de climă. Suprafeţele specifice agenţilor La apele curgătoare echilibrul este marcat de suprafaţa luncii, la apa mării suprafaţa se realizează în lungul ţărmului mării sub formă de plajă şi platformă continentală, la gheţari în lungul limbilor şi circurilor glaciare. Profilele de echilibru ale apelor curgătoare influenţează la rândul lor evoluţia versanţilor limitrofi. 19
Tendinţa de realizare a suprafeţelor de echilibru este strâns legată de trei nivele de bază nivelul oceanului planetar pentru apa curgătoare, vânt şi glaciaţia de calotă, nivelul platformei continentale - pentru apa mării şi nivelul limitei zăpezilor veşnice - pentru gheţari şi nivaţie. Formele generale de echilibru - Echilibrul crestelor şi vârfurilor maxime a fost studiat de A. Penck, K.K. Markov şi V.D. Dibner. Ei apreciază că datorită eroziunii accelerate se realizează o suprafaţă superioară de denudare, cu atât mai uniformă cu cât roca ar fi mai unitară. În realitate există însă o mare neuniformitate. - Echilibrul suprafeţelor parţiale de netezire se realizează în condiţiile diminuării eroziunii, denumindu-se echilibru dinamic. El se manifestă prin crearea unor suprafeţe tot mai uniforme, în realizarea sa intervin anumite pături ce funcţionează ca tampon (pătura de dezagregare, de vegetaţie, de sol). Pentru a ajunge la roca de bază, insolaţia, apa de precipitaţii vor trebui să treacă prin această pătură care absoarbe o parte din energia acestora. Aspectul dinamic rezultă din faptul că pe măsură ce materialele din pătură sunt îndepărtate, ea se regenerează pe baza rocii subiacente. Vegetaţia are un rol deosebit în stabilitatea păturii de dezagregare prin însăşi faptul că ea consumă o mare parte din energia venită de la soare, din energia vântului şi apelor. Vegetaţia prin procesele fizico-chimice cu care acţionează asupra păturii de dezagregare duce la formarea solului cu însuşirile sale specifice. - Echilibru relativ static se realizează când mişcările tectonice se sting pentru perioade foarte lungi de timp şi când eroziunea a redus relieful la o suprafaţă aproape uniformă, situată la altitudini joase, în apropierea nivelului oceanului. Este cazul peneplenei sau pediplenei la suprafaţa cărora procesele de eroziune sunt extrem de reduse datorită lipsei pantelor, relieful nu mai are energie. Această situaţie poate dura până se rupe echilibru stabilit de o nouă mişcare tectonică sau eustatică. Ruperile de echilibru pot fi locale şi atunci văile se adâncesc din nou, lunca devine terasă. Se formează suprafeţe etajate. 4.1.5. Legea nivelului de bază. Bazele de eroziune Tendinţa generală de realizare a suprafeţelor de echilibru este strâns legată de nivelul oceanului, nivelul platformei continentale şi nivelul zăpezilor permanente. Sub aceste nivele eroziunea încetează, deoarece încetează însăşi mişcarea mediului care execută transportul şi eroziunea. Oceanul planetar formează nivelul general de bază pentru orice teritoriu. În aspectele de amănunt apar însă nivele regionale şi nivele locale. La apele curgătoare se fixează două categorii de baze de eroziune, una o reprezintă gura de vărsare (ocean, mare, lac, râu) şi alta care se identifică cu fiecare ruptură de pantă care de obicei corespunde cu unităţile principale petrografice şi structurale sau cu etapele de eroziune. Gheţarii, limbile gheţarilor erodează în funcţie de punctul de topire sau de rupturile de pantă, o eroziune puternică se produce de la limita zăpezilor veşnice. Marea are limita de eroziune până unde ajung valurile şi mareele. Vântul erodează până la nivelul pânzei freatice. Bazele de denudaţie ale versanţilor (după A. Penck şi W. Penck) se plasează la poala versanţilor, constituind baze imediate ce activează eroziunea de versant, ele pot coincide cu talvegul văilor sau pot fi independente.
4.2. FACTORII MORFOGENETICI Relieful este creat de acţiunea concomitentă pe care o exercită externi asupra scoarţei terestre.
factorii interni şi cei 20
Factorii interni sunt cei care ridică sau coboară scoarţa terestră iar cei externi sunt cei care erodează relieful înălţat sau îl ridică prin acumulare pe cel coborât. Acţiunea acestor factori este contradictorie, şi în funcţie de influenţa predominantă a unora sau altora, relieful evoluează către accentuarea liniilor sale dominante sau din contră către diminuarea sau estomparea sa . Factorii interni creează în principal lanţuri de munţi, platouri, dealuri, câmpii sau depresiuni. Aceste forme nu sunt însă pur tectonice. Spre exemplu, pe măsură ce lanţul muntos se ridică, asupra lui acţionează denudaţia care îndepărtează strate de roci de mii de metri grosime; sau o depresiune este umplută cu sedimente şi transformată în câmpie. Deci putem vorbi de un relief tectono-eroziv sau tectono-acumulativ. Factorii exogeni creează un relief erozivo-acumulativ. În general, acţiunea factorilor exogeni este materializată prin erodarea regiunilor înălţate şi acumularea materialelor erodate în părţile mai joase. Relieful petrografic şi structural reprezintă forme create de eroziune, chiar dacă a fost înălţat tectonic. El reprezintă un capitol al geomorfologiei erozivo-acumulative. Interacţiunea dintre factorii interni şi externi începe atunci când factorii interni ridică părţi din scoarţă sau le coboară, supunându-le fie denudaţiei fie acumulării. Dependenţa factorilor externi de cei interni se realizează prin intermediul gravitaţiei şi pantelor. Cu cât scoarţa va fi mai înălţată şi pantele mai mari cu atât eroziunea va fi mai puternică. Această dependenţă se anulează la nivelul oceanului, unde există aşa numitul nivel de bază, iar în domeniul marin în zonele de platou şi de fund ale gropilor abisale. Există şi o dependenţă a factorilor interni de cei externi. Astfel, prin eroziunea unui teritoriu acesta devine mai uşor şi se ridică în sus. În arealele depresionare acumularea de sedimente duce la îngreunarea teritoriului respectiv care coboară tot mai jos. Prin urmare se poate spune ca acţiunea unor agenţi depinde de acţiunea altora care au precedat-o. În procesele morfogenetice se constată un antagonism între cei doi factori. Ceea ce forţele interne ridică, forţele externe distrug şi nivelează, ceea ce forţele interne coboară, forţele externe înalţă prin acumulare. Factorii externi depind de gravitaţie pe când cei interni sunt independenţi de forţa gravitaţională. Toate aceste procese se desfăşoară conform legilor fizicii, în care acţiunea a două forţe contrare au tendinţa de evoluţie către un echilibru fizic. Unde domină înălţarea, formele vor fi pozitive şi de eroziune, iar unde domină coborârea, formele vor fi negative şi de acumulare. Când forţele endogene şi exogene se desfăşoară cu aceiaşi viteză, acesta este un echilibru în mişcare. Acest echilibru se materializează prin aşa numitele suprafeţe de echilibru, în care deşi relieful se ridică tectonic, el nu creşte şi altimetric, deoarece denudaţia îl coboară cu o viteză similară. Aceste suprafeţe, născute la partea superioară a unor zone înălţate nu sunt orizontale, aşa cum le concepuse W. Penck (nivelul superior de denudare); ele sunt foarte variate ca relief şi altitudine, deoarece locul unde se realizează acest echilibru depinde de rocă, de agentul extern principal etc. Suprafeţele de echilibru care se realizează la altitudini mai mici tind să evolueze spre forma de câmpie, ca urmare a nivelului de bază al eroziunii. Mişcările tectonice pot avea intensităţi diferite de la un loc la altul. Procesele denudaţionale şi acumulative au loc după legi generale, dar efectele lor sunt foarte variate de la loc la loc, fiind în funcţie de climă şi rocă. Aceste variaţii creează multitudinea de forme de relief. Relieful este rezultatul corelaţiei şi dezvoltării acţiunii celor două forţe antagonice. Dacă suprafaţa scoarţei terestre ar fi formată din aceeaşi rocă, atunci rezultatul corelaţiei dintre cele două forţe antagonice ar duce la formarea de pante cu profil concav, convex sau drept după cum domină eroziunea, înălţarea sau echilibrul. Varietatea proceselor externe şi a rocilor face să se realizeze profile având curba mult mai complicată. Tipul de curbă care reflectă evoluţia generală a unui teritoriu reprezintă “curba morfodinamică”. 4.3. AGENŢII MORFOGENETICI Forţele care execută erodarea suprafeţei terestre, transportul şi acumularea materialelor se numesc agenţi exogeni. 21
Agenţii exogeni sunt acele forţe care prin intermediul unui mediu gazos, lichid sau solid, atacă suprafaţa scoarţei creând relief. Energia lor provine de la soare, şi ei consumă această energie prin mişcare şi deplasarea materiei din părţile mai înalte spre părţile mai joase, dirijaţi fiind de forţa de gravitaţie. Aceşti agenţi sunt: apa de ploaie, râurile, apa mării, gheţarii şi zăpada, vântul, organismele vii şi omul. Lor li se adaugă gravitaţia şi temperatura. Acţiunile generate de agenţi se supun legilor generale, dar intensitatea acţiunii lor şi modul de combinare în geneza reliefului, depind de climă, rocă şi pantă. 4.4. PROCESELE PREMERGĂTOARE EROZIUNII Mecanismele prin care acţionează aceşti agenţi se numesc procese exogene. Procesele prin care se produce distrugerea rocilor la suprafaţa scoarţei terestre sunt: fizice, chimice şi de eroziune. Mai pot fi împărţite procesele în simple şi complexe, în premergătoare eroziunii şi procese erozive. Totalitatea proceselor care se desfăşoară la suprafaţa scoarţei terestre poartă numele de denudare. Ea se poate subdivide în meteorizare, eroziune, transport şi acumulare. Meteorizarea - reprezintă totalitatea proceselor care distrug roca pe loc pregătind-o pentru eroziunea propriu-zisă. Meteorizarea cuprinde dezagregarea, alterarea şi în parte dizolvarea. Dezagregarea se produce prin: insolaţie, îngheţ-dezgheţ, umezire-uscare. Alterarea se produce prin: oxidare, hidratare, carbonatare şi hidroliză. Eroziunea - este distrugerea rocii la suprafaţă sau în interior şi transportarea materialului de la locul respectiv. Eroziunea se produce prin forţe fizice care izbesc, rup şi mută din loc materialele care au fost pregătite prin procesele anterioare. Eroziunea este procesul esenţial exercitat de agenţii externi. În funcţie de agenţii externi avem: eroziune normală - a apelor curgătoare, abraziune - a apei marine sau lacustre, exaraţie - a gheţarilor, coraziune - eroziune eoliană, eroziune carstică - dizolvarea calcarului. Eroziunea se subdivide în eroziune areolară de suprafaţă şi eroziune liniară, eroziunea liniară se subdivide în eroziune în adâncime şi eroziune laterală. Un caz aparte este eroziunea de front, care se produce la baza unui versant. Transportul - este procesul care ajută eroziunea, evacuând materialele fărâmiţate şi dislocate. El se desfăşoară gravitaţional (prăbuşire, rostogolire, alunecare) prin intermediul unui agent, apă de ploaie (spălare, şiroire, torenţi), ape curgătoare permanente, gheţari, zăpadă, vânt, apa mării (valuri, curenţi, maree). Transportul poate fi subdivizat în: transport în masă (prăbuşiri, alunecări, spălare, creeping ), transport liniar (şiroire, torenţi, ape curgătoare permanente, gheţari, curenţi marini), transportul pe calea vântului şi transportul prin valuri şi maree. Acumularea - este de fapt încetarea acţiunii agentului. Ea este un proces geomorfologic deoarece construieşte forme de relief. Acumularea se clasifică după agentul care a adus materialele, aluviuni - de apele curgătoare, morene - de gheţari, depuneri eoliene, depuneri torenţiale, sedimente marine şi lacustre, depuneri de precipitaţie şi acumulări gravitaţionale. Formele de relief sunt create de eroziune şi de acumulare şi deci avem forme de eroziune şi forme de acumulare. Dezagregarea şi alterarea sunt două procese diferite care se îmbină în natură, ducând la fărâmiţarea rocilor, chiar a celor mai dure. Dezagregarea precede cel mai adesea alterarea, dar sunt situaţii când procesele se petrec concomitent sau alterarea acţionează mai întâi. 4.4.1. Dezagregarea Ea se produce ca efect al variaţiilor accentuate ale temperaturilor diurne, alternarea îngheţului şi dezgheţului sau sub acţiunea vieţuitoarelor. - Dezagregarea prin variaţii de temperatură. Ea acţionează cu maxim de intensitate în ţinuturile aride şi semiaride din zona caldă şi temperată. Ea se manifestă şi în alte zone dar procesul este mai puţin accentuat. Condiţiile optime pentru desfăşurarea procesului sunt atunci când există o mare amplitudine termică a temperaturilor diurne, precipitaţii reduse şi vegetaţie rară. 22
Se consideră zone aride, regiunile în care precipitaţiile care cad nu depăşesc, în medie, 200 mm anual. Cele mai secetoase sunt deşerturile Atacama şi Namib. Nu orice schimbare de temperatură duce la dezagregarea rocilor, ci numai trecerile bruşte între temperaturile extreme duce la crăparea stâncilor. Dilatându-se şi contractându-se repede şi repetat, coeziunea rocii slăbeşte. În deşerturi, datorită uscăciunii puternice sau pe culmile muntoase înalte, unde în cursul zilei se înregistrează o insolaţie foarte puternică, imediat după apusul soarelui are loc o răcire rapidă ca urmare a iradiaţiei nocturne. Amplitudinile termice ajung frecvent la 60-70°C. Variaţiile diurne de temperatură pătrund în rocă pe o adâncime de cca. 30 cm. Plesnirea rocilor se produce mai ales noaptea, când roca se contractă, procesul este însoţit de zgomot. Unii cercetători ai fenomenului afirmă că în pustiu zgomotul produs seamănă cu detunătura unei arme de foc. Cercetările au arătat că stratul superficial se încălzeşte mai puternic decât cel de dedesubt, astfel că, atunci când se dilată întâmpină rezistenţă din parte forţei de coeziune care-l leagă de restul masei. Aceasta produce fisuri paralele cu suprafaţa rocii care cu timpul duc la separarea părţii superioare. Noaptea, când se răceşte, stratul superior se contractă mai tare decât cel de dedesubt. În felul acesta iau naştere fisuri perpendiculare pe suprafaţa rocii. Cercetările de laborator au arătat că încălzirea şi răcirea bruscă a unei roci nu duce la crăpături. Se pare că pe lângă dilatare şi contractare un rol l-ar avea şi prezenţa apei (cea de condensare) care ar duce la apariţia proceselor de alterare. Unele săruri care se găsesc în rocă, de asemenea se pare că au un anumit rol în acest proces. Învelişul vegetal şi umiditatea atenuează efectul dezagregării. Rocile umede se încălzesc mai greu şi se răcesc mai încet. Vegetaţia absoarbe o parte din energia solară, prin transpiraţie, vegetaţia aduce un plus de umiditate în aer ceea ce micşorează amplitudinile zilnice de temperatură. Procesele de dezagregare se întâlnesc în ţara noastră mai ales în Munţii Măcinului, dar şi în zona Carpatică, dar aici se asociază frecvent cu procesul de îngheţ-dezgheţ. Rocile răspund diferit la procesul de dezagregare prin variaţii de temperatură. Rocile eruptive se dezagregă mai rapid decât cele sedimentare, fapt explicat prin indicele de dilatare diferit al particulelor constitutive ale rocii şi prin deosebirea de culoare ale mineralelor componente. Mineralele melanocrate se încălzesc mai puternic decât cele leucocrate, primele se dilată mai mult decât celelalte şi prin urmare se separă unele de altele. Calcarele şi gresiile dure se sparg la suprafaţă, determinând desfacerea rocii în plăci subţiri. Rocile şistoase se dezagregă mult mai rapid, deoarece dezagregarea este înlesnită de planurile de şistuozitate. - Dezagregarea prin îngheţ-dezgheţ se aseamănă cu procesul precedent, dar aici fenomenul se petrece în jurul temperaturii de 0°C şi mai intervine încă un element “apa”. Apa prezintă două particularităţi importante în desfăşurarea acestui proces. În primul rând apa pătrunde foarte uşor în pori şi fisuri şi are cel mai mic volum la 4°C, iar cel mai mare la 0°C. (1 cm3 devine1,1 cm3), acest fapt este contrar altor substanţe din natură. Apa pătrunsă în crăpături exercită o forţă extrem de mare asupra rocii atunci când îngheţă. Majoritatea rocilor prezintă o sumedenie de planuri de fisurare. Ele sunt cauzate de modul de formare a rocilor. În rocile eruptive se întâlnesc linii de separare datorită texturii curgătoare sau procesului de răcire al magmei, când diversele elemente se separă unele de altele, dând aspecte caracteristice de coloane (bazalt) sau dale (granite). Rocile metamorfice prezintă pe planurile de şistuozitate o mai mică rezistenţă, gresiile prezintă planuri de clivaj la fel şi nisipurile argiloase etc. În roci se întâlnesc fracturi şi datorită eforturilor orogenetice, tasării naturale sau gravitaţiei. Rocile prezintă astfel încă din perioada de formare, chiar înainte de a fi supuse agenţilor exogeni, o reţea naturală de fisuri. O a doua particularitate a procesului de îngheţ-dezgheţ este aceea că apa îngheţă din afară spre interior, ne mai lăsând posibilitatea de a se dilata în sus ci numai lateral. Gheaţa lucrează ca o pană care lărgeşte crăpătura. Presiunea exercitată este de 2040 kg/cm2 şi poate ajunge la 6000 kg / cm2. Şi cu apa din pori la fel se întâmplă. Prin îngheţare ea lărgeşte porii până dislocă particulele rocii. Fenomenul prezintă două situaţii diferite: 23
a) când porii sunt incompleţi umpluţi cu apă, prin îngheţ se formează ace de gheaţă ce apasă lateral asupra particulelor rocii, se produce o dislocare interioară a particulelor rocii, la dezgheţ roca devine mai friabilă şi mai permeabilă; b) când porii sunt complet umpluţi cu apă, prin îngheţ se produce o umflare a rocii. La dezgheţ roca se fărâmiţează, ceea ce se numeşte în popor rocă putredă. Rocile poroase (gresii, calcare oolitice) se fărâmiţează mai repede. Important este şi modul cum acţionează gerurile asupra rocii. Gerurile mari, ca şi cele de lungă durată pătrund pe adâncime mare. Astfel, sunt crăpate şi cele mai puţim gelive roci ( bazalte, calcare compacte ). Marea frecvenţă a îngheţului şi dezgheţului repetat duce la dezagregarea rapidă a rocilor poroase. Dezagregarea prin insolaţie afectează roca cam până la 30 cm adâncime, pe când îngheţul până la cca. 1 m (în condiţiile climatice ale ţării noastre). În zonele polare îngheţul se manifestă pe adâncime mare. În Siberia răsăriteană stratul de permafrost depăşeşte 100 m grosime. Singurul arbore care s-a adaptat pe terenurile cu permafrost este zada siberiană, care pe arii întinse este singura esenţă lemnoasă a taigalei. Rocile se comportă diferit la procesele de gelifracţie. Mărimea fragmentelor ce rezultă este în strânsă legătură cu textura rocii. Cele fine dau prin gelifracţie particule fine, cele formate din particule mari dau blocuri colţurate. Rocile poroase sunt mai gelive decât cele compacte, astfel că eroziunea se manifestă diferenţiat. Aşa apar poliţele, prin înlăturarea rocilor mai moi de pe cele mai tari. Aceste forme sunt specifice ţinuturilor tabulare sau monoclinale. Când stratele sunt verticale se creează un relief de ziduri gigantice. Prin îngheţ-dezgheţ pot rezulta forme elementare de cojire, suprafaţa rocilor căpătând aspect solzos. Deoarece dezagregarea urmăreşte liniile de slabă rezistenţă, rezultate din modul în care a luat naştere roca respectivă, rezultă o mare gamă de microforme. Astfel apar zidurile de bolovani pe povârnişurile granitice, sau dezagregarea în faguri cauzată de coraziune, tot pe roci granitice. Crăpăturile în rocă se pot adânci pe zeci sau sute de metri, când gelifracţia acţionează pe planul unor diaclaze, rezultând adesea pereţi verticali foarte netezi. În climatul temperat, fragmentarea stâncilor dă naştere custurilor - crestelor crenelate, întâlnite frecvent în Făgăraş şi Retezat. De asemenea se întâlnesc vârfurile piramidale rezultate în urma dezagregării şi care au poalele înecate în sfărâmături (Ex. vârfurile Peleaga, Bucura, Iezerul Mare, Păpuşa etc.) precum şi formele izolate numite turnuri, colţi sau ace. La baza stâncilor se creează un haos de pietre, rezultate prin rostogolire. Pe pantele mai mici se creează câmpuri de pietre, extrem de greu de străbătut. În zona muntoasă aceste câmpuri se întind pe văile ce coboară din munte, ca nişte râuri de pietre. (exemplu: Valea Pietrelor din Retezat.) - Dezagregarea prin umezire-uscare este specifică rocilor argiloase. Acestea îşi măresc volumul prin pătrunderea apei în jurul fiecărei particule, dar şi în interiorul particulelor în cazul mineralelor cu reţea cristalină expandabilă. Procesul de gonflare dă naştere la alunecări de strate sau a elementelor structurale. Prin uscare, apar crăpături în formă poligonală. Chiar şi roci tari ca anhidrida şi gnaisul microşistos îşi măresc volumul prin umezire. În câmpiile argiloase, fără scurgere, din ţinuturile aride procesul de umflare şi contractare duce la formarea de plăci cu margini rectilinii. Acestea se numesc tacâre în Asia Centrală sau sebca în Sahara. Procesul de umezire şi gonflare poate declanşa în regiunile colinare sau montane alunecări de teren. - Dezagregarea prin acţiunea vieţuitoarelor Acţiunea vieţuitoarelor are proporţii însemnate prin larga răspândire teritorială. În pământ vieţuitoarele pătrund până la mari adâncimi, unele chiar sub 500 m, până unde se găseşte oxigen liber, sub această adâncime sunt fiinţele anaerobe. Acţiunea principală a vieţuitoarelor în ce priveşte dezagregarea este cea de fărâmiţare mecanică a rocilor aflate imediat sub sol. Rădăcinile adânci ale plantelor, prin marea lor putere de pătrundere, crapă rocile cele mai tari. Presiunea rădăcinilor asupra pereţilor unei crăpături în care au pătruns este de 30-50 kg/cm2. Adâncimea până la care pătrund rădăcinile arborilor este 24
de 5-10 m. Unii arbori pătrund mult mai adânc, făcându-şi loc masa rocii. Arborii din zonele secetoase pătrund în adâncime uneori până la 20-30m cu tendinţa de a ajunge la apa freatică. Rădăcinile plantelor pregătesc terenul pentru alte procese mecanice sau chimice. Ex. pinul austriac creşte cu uşurinţă pe stâncile de calcar înfigându-şi rădăcinile în cele mai fine fisuri. Animalele mărunţesc şi afânează rocile, făcând posibilă pătrunderea apei şi aerului în sol până la roca compactă. - Dezagregarea cu ajutorul cristalelor - Cristalizarea unor substanţe din soluţiile care circulă în roci provoacă prin mărimea volumului crăparea rocii, trecerea unor substanţe din forme nehidratate în forme hidratate dezvoltă presiuni foarte mari, ce ajung la 100 sau 1000 atmosfere. În jurul eflorescenţelor de săruri se observă totdeauna o dezagregare foarte avansată. 4.4.2. Alterarea chimică Fărâmiţarea scoarţei terestre se produce şi prin procese de alterare sau descompunere chimică a rocilor. Spre deosebire de dezagregare, prin care roca este doar fărâmiţată, fără schimbări în compoziţia moleculară, alterarea presupune transformarea unora dintre mineralele componente care au anumite proprietăţi, în produse noi cu alte proprietăţi. Alterarea lucrează cel mai adesea în paralel cu dezagregarea. Ele nu sunt procese care se exclud, ci mai ales îşi înlesnesc unul altuia activitatea. Pe măsură ce dezagregarea este mai avansată şi roca este mai intens mărunţită cu atât suprafaţa expusă agenţilor chimici este mai mare. Alterarea poate lucra şi independent de dezagregare. În granite, fisurile provocate de alterare se pot întâlni până la 100 m adâncime, iar în gresii chiar mai mult. Alterarea chimică este în funcţie şi de topografia reliefului, părţile mai proeminente sunt mai expuse la alterare; se vorbeşte de aşa numita “lege a rotunjirii colţurilor”. Alterarea chimică este de asemenea în funcţie de natura rocilor, cele mai compacte se alterează mai greu, cele poroase oferă o suprafaţă internă foarte mare, ceea ce duce la o alterare foarte rapidă şi profundă. Alterarea chimică variază şi în funcţie de climat. În regiunile calde şi umede ea este extrem de intensă, fiind stimulată şi de vegetaţie şi de procesele bacteriologice din sol şi subsol. Învelişul vegetal menţine o umiditate permanentă, iar descompunerea resturilor organice eliberează diverşi acizi care devin agenţi activi ai alterării. De asemenea, apa de ploaie vine încărcată cu bioxid de carbon, bioxid de sulf, oxigen şi altele, dizolvă o serie de săruri din roci, contribuind la accelerarea alterării. În zonele temperate procesele de alterare sunt mai puţin intense. Totuşi apa provenită din topirea zăpezii este foarte agresivă asupra rocilor, deoarece în ea este dezvoltată o mare cantitate de gaze; de asemenea, ceaţa, prin gazele corozive pe care le conţine, poate ataca suprafaţa rocilor. Principalele procese prin care se produce alterarea chimică sunt: oxidarea, hidratarea, hidroliza şi carbonatarea. Oxidarea Procesul oxidării rocilor decurge cu ajutorul oxigenului din aer şi apă, prin care are loc formarea de oxizi şi hidroxizi ai metalelor, mai ales cei ai fierului. Oxidarea este mai puternică la rocile magmatice şi metamorfice, deoarece ele s-au format într-un mediu lipsit de oxigen sau cu oxigen puţin. Aceste roci, când ajung în contact cu atmosfera, elementele lor constitutive intră în reacţie cu oxigenul, formând oxizi şi hidroxizi. Cel mai frecvent se formează oxizi şi hidroxizi de fier şi mangan, puse în evidenţă de culorile gălbuiroşcate (fierul) sau brune-negricioase (manganul). Fierul, în condiţii anaerobe, sub acţiunea microorganismelor pierde oxigenul, trecând în fier feros, de culoare verzuie sau albăstruie. De asemenea, oxidarea sulfurilor duce la formarea sulfaţilor. Sulfaţii şi formele reduse ale fierului şi manganului pot circula în soluţie prin roci. Oxidarea este foarte activă în ţinuturile tropicale uscate, unde se formează la suprafaţa rocilor cruste de oxizi de fier, mangan şi silice de culoare brun gălbuie-ruginie. În ţinuturile reci, oxidarea este mai redusă, dar ea se desfăşoară mai intens prin intermediul apei ce are dizolvat în ea oxigen. 25
Hidratarea Hidratarea este procesul fizico-chimic prin care mineralele ajung să conţină apă. Hidratarea poate fi fizică şi chimică. Hidratarea fizică se petrece prin atragerea apei la suprafaţa particulelor minerale, formându-se un strat pelicular. Ionii de la suprafaţa mineralului având valenţe libere atrag dipolii de apă. Cantitatea de apă atrasă este cu atât mai mare cu cât particulele minerale sunt mai fine. Hidratarea fizică se petrece şi atunci când moleculele de apă pătrund între foiţele mineralelor argiloase, dar fără a modifica compoziţia chimică a acestora. Hidratarea chimică prezintă aspecte mai profunde, ducând la formarea de noi minerale. Apa pătrunde în reţeaua cristalină a mineralelor, fie ca apă moleculară (apa de cristalizare), fie sub formă de grupe OH- (apă de constituţie). Anhidritul - CaSO4 - prin hidratare trece în gips CaSO42H2O hematitul - Fe2O3 - trece în oxid de fier hidratat - Fe2O3nH2O sau hematitul prin hidratare poate trece în hidroxid de fier Fe(OH)3. Deshidratarea este procesul invers hidratării, prin care mineralele pierd apa din hidratare. Întâi se pierde apa de hidratare fizică, apoi cea de cristalizare şi la urmă cea de constituţie. Hidroliza Hidroliza constă în descompunerea unei sări sub acţiunea apei, formându-se acidul şi baza respectivă. Hidroliza constituie principalul proces prin care are loc alterarea silicaţilor. Aceştia pot fi consideraţi săruri ale unui acid slab - acidul silicic - cu baze puternice - hidroxidul de sodiu, hidroxidul de potasiu, hidroxidul de calciu. Hidroliza începe întâi prin debazificare, prin înlocuirea cationilor bazici cu hidrogen. În soluţie, cationii formează hidroxizi (NaOH, KOH) care atacă mineralul eliberând silicea ce se depune sub forma unui praf albicios. Bazele reacţionează cu acidul carbonic din apă, formând carbonaţi de sodiu, potasiu sau calciu. Prin debazificare şi desilicifiere din silicatul primar se formează silicaţi secundari, numiţi minerale argiloase, care intră în alcătuirea argilei. Această ultimă fază a hidrolizei se numeşte argilizare. Uneori, hidroliza este aşa de puternică încât nu se mai formează minerale secundare, ci direct oxizi, hidroxizi şi săruri. În condiţii de umiditate mare şi temperatură scăzută sau ridicată, prin hidroliză mineralele primare sunt debazificate. Bazele eliberate trec în săruri, ce sunt îndepărtate de la locul de formare. Desilicifierea este mai puţin intensă, formându-se un mineral sărac în baze, numit caolin. Procesul este cunoscut drept caolinizare. În regiunile temperate, cu umiditate şi temperatură moderată, hidroliza cu procesele de debazificare, desilicifiere şi îndepărtarea sărurilor, are o intensitate mai mică, ceea ce duce la formarea sericitului - silicat micaceu - care duce mai departe la formarea de minerale bogate în cationi bazici (mice hidratate, montmorillonit, beidellit etc.). În condiţii de temperatură şi umiditate ridicată, hidroliza este foarte puternică, Silicaţii sunt desfăcuţi complet, bazele sunt spălate în adâncime, la fel şi silicea este îndepărtată în cea mai mare parte. Rămân doar oxizii de fier şi aluminiu care se acumulează, formând o scoarţă de culoare roşie-violacee. Acest proces se numeşte de lateritizare. Carbonatarea Carbonatarea reprezintă formarea carbonaţilor prin acţiunea apei încărcată în bioxid de carbon asupra mineralelor şi rocilor. Prin procesul de hidroliză, în prima fază se formează hidroxizi de K, Na, Mg, Ca etc., care în prezenţa bioxidului de carbon trec carbonaţi. Bioxidul de carbon ajută la solubilizarea carbonaţilor greu solubili, cum sunt cei de Ca şi Mg. Aceştia trec în bicarbonaţi care sunt mai solubili. MgCO3 + H2CO3 → (HCO3)2Mg CaCO3 + H2CO3 → (HCO3)2Ca Alterarea biochimică Alterarea biochimică se datorează vieţuitoarelor. De la apariţia vieţii pe Pământ, multe din procesele chimice se petrec cu participarea directă sau indirectă a organismelor. Deşi organismele nu reprezintă decât 0,1% din scoarţa globului terestru, datorită răspândirii şi caracterului lor activ, ele constituie o forţă puternică de transformare a scoarţei. Între organisme şi mediul ambiant există un schimb intens de materie şi energie, organismele iau substanţe şi 26
energie pentru sinteza altor substanţe necesare vieţii şi eliberează substanţe şi energie în mediul ambiant. Plantele acţionează asupra rocilor în mod direct, ele secretă prin rădăcini bioxid de carbon şi diverşi acizi care atacă mineralele din roci. Aşa de exemplu, o serie de plante ierboase şi arboricole extrag silicea pe care o încorporează în rădăcinile şi tulpinile lor. Microorganismele extrag direct din minerale diferiţi compuşi pe care îi înmagazinează în corpul lor. Se cunosc microorganisme ce atacă feldspaţii, apatitul etc., iar diatomeele şi radiolarii extrag din silicaţi silicea. Organismele eliberează bioxid de carbon, acizi minerali şi organici (acetic, tartric, citric etc.) care duc la intensificarea proceselor de alterare a mineralelor. Plantele lasă la suprafaţa scoarţei cantităţi însemnate de resturi organice, iar prin descompunerea acestora rezultă acizi, baze şi săruri, substanţe ce contribuie la intensificarea alterării. Dizolvarea Dizolvarea reprezintă un proces fizico-chimic care se produce concomitent cu alterarea şi în care agentul principal este apa. În prezenţa acesteia rocile se dizolvă mai repede sau mai încet sau deloc, în funcţie de compoziţia acestora. Există o serie de roci care se dizolvă foarte repede, cum este sarea. Un litru de apă poate dizolva la temperatura de 20°C 264g sare. Gipsul se dizolvă mai greu, doar 0,014g, dar fenomenul este foarte răspândit pe glob şi în timp acţiunea este foarte importantă. Calcarul se dizolvă şi mai puţin. Acţiunea de dizolvare depinde şi de temperatura apei, ea este cu atât mai mare cu cât şi temperatura este mai ridicată. Astfel se explică, de ce în regiunile ecuatoriale umede, unde ploile au o temperatură de cca. 30°C, ele dizolvă şi silicea, care în alte climate este insolubilă. Puterea de dizolvare a apei creşte foarte mult, atunci când ea se încarcă cu bioxid de carbon sau cu diverşi acizi din sol. În zonele aride dizolvarea se poate produce prin roua care se formează spre dimineaţă sau prin apa din pânzele acvifere. Procesul de dizolvare se petrece fie la suprafaţă - cauzat de apa de precipitaţii, fie în adâncime - cauzat de circulaţia apelor subterane. 4.4.3. Formele de relief rezultate în urma proceselor de dezagregare şi alterare Relieful minor Relieful apare numai după ce materialul distrus a fost îndepărtat de la locul iniţial. În multe cazuri acţiunea de dezintegrare a rocii are loc concomitent cu deplasarea materialelor rezultate. Apare în evidenţă acţiunea selectivă a dezagregării şi alterării, prin care rocile mai noi sunt distruse mai repede decât cele mai tari. În cazul procesului de dizolvare, apa cu CO2 vehiculează în acelaşi timp carbonaţii şi bicarbonaţii dizolvaţi, forma de relief ea naştere odată cu dizolvarea. Dezagregările creează microforme pe pantele abrupte şi stâncoase. Se formează vârfuri piramidale, ţancuri, colţuri, ace, turnuri sau coloane. În toate zonele montane întâlnim, astfel de forme ( Pietrele Doamnei din Rarău, Detunatele din Munţii Apuseni, Acul Cleopatrei din Munţii Făgăraş). Crestele zimţate, crenelate, custurile, crestele de cocoş sunt aliniamente de roci dure care au fost dezagregate la partea superioară sub formă unei lame de fierăstrău. (Mţii Făgăraş, Mţii Piatra Craiului, Creasta Cocoşulşui din Gutâi). Poliţele, brânele, surplombele - sunt nişte trepte fixate pe stratele orizontale, rezultate în urma dezagregării diferenţiate a rocilor constituiente. Rocile mai tari rămân în relief formând aceste forme. Sunt frecvente în Bucegi, Ciucaş, Siriu, Ceahlău, masive constituite din gresii, conglomerate şi calcare. Pereţii verticali sau zidurile ciclopice - s-au format în locurile unde stratele aduse de mişcările tectonice în poziţie verticală sunt erodate selectiv. Apare acest relief în alternanţele de gresii mai dure şi mai moi, cum sunt cele de pe Culmea Ivăneţului sau în Masivul Penteleu. Stâncile sau blocurile oscilante, ciupercile, babele, sfincşii, jandarmii sunt proeminenţe în zone în care relieful are pante relativ mici, şi în care dezagregarea şi eroziunea eoliană modelează astfel de forme (Babele şi Sfinxul din Bucegi, Stânca oscilantă de la Igniş). 27
Mările de pietre, torenţii de pietre, grohotişul sunt mase de roci dezagregate, dispuse pe suprafeţe plane, pe văi sau la baza versanţilor (Retezat, Căliman, Făgăraş, Bucegi etc.). Şanţurile, jgheaburile, strungile, sunt forme de relief negative rezultate în urma eroziunii diferenţiate, în strate puternic înclinate, uneori chiar verticale, în care stratele mai tari rămân în relief, formându-se această formă alungită, lungă de zeci şi sute de metri şi cu lăţime de câţiva metri. (Strunga Dracului din Făgăraş). Piepteni sau perii - sunt proeminenţe fine, situate pe terenuri plane, rezultate în urma dezagregării lente a şisturilor cristaline. (Se întâlnesc în Mţii Semenic în partea dinspre Bozovici). Poligoanele de crăpături - sunt specifice arealelor cu depozite argiloase din regiunile semiaride, unde, după ploi, prin uscare rapidă materialele se contractă puternic apărând poligoanele de crăpături. Lapiezurile, puţurile de lapiezuri, pâlniile şi dolinele apar prin dizolvarea şi alterarea calcarului sau dolomitului. Ele sunt forme mici depresionare care apar pe versanţii calcaroşi sau pe feţele plane. Lapiezuri se întâlnesc şi pe versanţii munţilor constituiţi din sare. Alveolele, cuiburile şi fagurii - apar mai ales pe gresii, dar şi pe calcare, rezultat al acţiunii vântului care spulberă materialul alterat. Arena granitică - reprezintă o masă de sfărâmături cu caracter nisipos. Blocurile sferoidale - reprezintă mase granitice desprinse din stânca granitică şi care au fost rotunjite după legea “colţurilor”. Saltelele granitice - reprezintă blocuri granitice dreptunghiulare, desprinse pe linii orizontale, care au muchiile şi colţurile rotunjite. “Căpăţânile de zahăr” - sunt proeminenţe granitice, rotunjite, cu dimensiuni de zeci sau sute de metri, care au rezistat mai bine alterării. Se întâlnesc în zona Rio de Janeiro. Zidurile sau zidurile ciclopice - sunt forme de relief, asemănătoare celor din gresie, dar care sunt rezultatul alterării diferenţiate, pe fisuri, a granitelor. Tafonii - sunt nişte excavaţii în rocile granitice de forma unei farfurii sau pâlnii. Se întâlnesc în Corsica şi Australia. Patina deşertului - reprezintă o crustă formată din săruri de fier, siliciu şi mangan, crustă ce acoperă rocile. Pălăriile de limonit - rezultă din hidratarea hematitului ce se găseşte în capul unor filoane de fier. 4.4.4. Scoarţa de alterare Roca compactă supusă proceselor de dezagregare şi alterare suferă o serie de transformări fizice şi chimice care duc la formarea în partea superioară a litosferei a unui strat afânat cunoscut sub denumirea de scoarţă de alterare. Scoarţa de alterare este formată din constituenţi primari şi secundari. - Constituenţii primari reprezintă resturi din roca iniţială ce nu s-au alterat încă sau minerale rezistente la alterare (cuarţ, rutil, mică albă etc.). - Constituenţi secundari sunt cei rezultaţi din alterarea mineralelor. Sunt reprezentaţi prin săruri, formate pe seama bazelor eliberate prin alterare şi prin oxizi hidrataţi (silice, sesquioxizi). Bazele alcaline şi alcalino-pământoase (Na, K, Ca, Mg) rezultate în urma alterării trec în hidroxizi care intră iar în reacţie cu acizii formând săruri. O mare parte din săruri solubile în apă, sunt spălate cu uşurinţă din scoarţa de alterare şi transportate către bazinele oceanice. Sărurile mai greu solubile (carbonaţii, sulfaţii), în anumite condiţii, se depun din soluţie, formând orizonturi carbonatoiluviale. Silicea, o parte poate forma cu Na şi K silicaţi solubili care sunt îndepărtaţi, iar o altă parte se poate separa din soluţie, sub formă de gel, care prin pierderea apei poate cristaliza în calcedonie sau cuarţ secundar. Oxizii hidrataţi de aluminiu, fier şi mangan se formează prin deshidratarea parţială a gelurilor coloidale ale hidroxizilor respectivi. În mediu puternic acid, sub acţiunea acizilor fulvici, Al şi Fe pot trece în soluţie şi deplasaţi pe verticală, depunându-se mai jos, unde formează 28
orizonturi îmbogăţite în oxizi. Fierul şi manganul se mai pot deplasa în mediul puternic redus, unde pot lua naştere compuşi feroşi şi manganoşi (bicarbonaţi) solubili. În afara acestor constituenţi simpli se întâlnesc constituenţi complecşi, alcătuiţi din alumo şi ferosilicaţi aflaţi în stare de dispersie înaintată (minerale argiloase). Ei sunt rezultaţi în urma reacţiei chimice dintre silice, oxizii de fier şi aluminiu, potasiu şi magneziu. Mineralele argiloase reprezintă componenţii cei mai importanţi ai diferitelor argile naturale, cărora le dă proprietăţi ca: plasticitatea, vâscozitatea, gonflarea etc. Mineralele argiloase se caracterizează prin: - stare de dispersie înaintată, particulele sunt de ordinul micronilor, zecimilor sau sutimilor de microni; - particulele au formă plată, analogă micelor, rareori aciculară; - au proprietate de schimb cationic; - au apă legată chimic, pe care o pierd la o temperatură de câteva sute de grade; - au o compoziţie chimică variabilă, deoarece unele elemente chimice pot fi înlocuite cu alte elemente (Si cu Al, Al cu Fe sau Mn). Constituenţii secundari alcătuiesc complexul de alterare. Acesta împreună cu constituenţii primari alcătuiesc scoarţa de alterare. Structura scoarţei de alterare Deoarece acţiunea agenţilor externi se manifestă diferit cu cât pătrundem în interiorul scoarţei de alterare, ca urmare scoarţa de alterare are diferite aspecte pe verticală: - Orizontul argilos, situat în parte superioară şi în care fărâmiţarea este maximă, aici domină alterarea chimică şi se formează solul; - Orizontul argilo-detritic, are o compoziţie variată, argilă + detritus. Conţinutul de detritus creşte spre adâncime; - Orizontul cu detritus - constituit din blocuri mari, colţuroase, despărţite între ele, dar deplasate mecanic foarte puţin; - Roca puternic fisurată - reprezintă un orizont variabil ca grosime, care dau prelungiri, crăpături în roca proaspătă. Aceste orizonturi variază ca grosime, unele pot lipsi, fiind condiţionate de pantă, climă, rocă. Tipurile zonale de scoarţă de alterare Răspândirea produselor de alterare la suprafaţa globului are caracter zonal. - Tipul litogen, detritic grosier sau clastic. Se formează în etajul periglaciar unde produsele alterării sunt spălate de apele din precipitaţii sau în zona rece, de tundră, unde alterarea chimică este foarte slabă. Scoarţa de alterare este alcătuită din fragmente de rocă şi din minerale primare provenite din rocă. Grosimea scoarţei de alterare este foarte redusă. - Tipul argilosiallitic - format în zona climatului temperat oceanic în care se formează minerale argiloase de tipul caolinului, hidroxizi de fier şi mangan şi hidromice, alături de care se găsesc minerale primare şi fragmente de rocă. Sărurile solubile sunt spălate. Grosimea scoarţei de alterare atinge valori mari. - Tipul carbonato-siallitic - este caracteristic zonei temperat continentale. Această scoarţă prezintă pe lângă produse siallitice, ca şi cea precedentă, acumulări de carbonaţi de Ca şi Mg, montmorillonit şi alte minerale care se formează în mediu neutru sau bazic. Un proces caracteristic acestei zone este formarea depozitelor loessoide. - Tipul halosiallitic - este specific climatului deşertic, fiind alcătuit din produse de acumulare, cum sunt argilele, luturile, nisipurile toate îmbogăţite în săruri (cloruri, sulfaţi, carbonaţi) pe o grosime mare. Acţiunea principală este dezagregarea prin insolaţie. Alterarea chimică şi dizolvarea sunt prezente prin rouă şi pânzele freatice, acestea apar mai ales în zonele joase, unde se precipită săruri sub formă de crustă. Pe unele porţiuni se pot depune cruste silicioase (patina deşertului). - Tipul allitic (ferallitic) - specific climatului tropical şi ecuatorial umed, prezintă în compoziţia scoarţei oxizi secundari de Al şi Fe, alături de care mai pot apărea mici cantităţi de alumosilicaţi secundari şi de minerale primare. 29
Scoarţa de alterare de tip allitic, poate atinge grosimi mari, uneori chiar peste 100 m. La suprafaţă domină oxizii de fier, aluminiu şi titan, iar în adâncime caolinit, (în cazul rocilor acide) sau montmorillonit şi beidellit (în cazul că rocile subiacente sunt bazice), la care se adaugă oxizi hidrataţi de fier. 4.5. PROCESELE DE PANTĂ ŞI RELIEFUL CREAT DE ACESTEA Materialele rezultate în urma proceselor de dezagregare şi alterare sunt transportate la suprafaţa uscatului de diverşi agenţi. Prin îndepărtarea lor, se creează posibilitatea continuării acestor procese. Acolo unde sfărâmăturile nu sunt transportate, ele se acumulează şi începând cu o anumită grosime “critică” protejează roca împotriva meteorizării şi alterării în general. Mişcarea materialelor se face, cu excepţia vântului, sub impulsul gravitaţiei. Raportul dintre cantitatea materialelor deplasate şi a celor formate prin alterare, a fost denumit bilanţ morfogenetic (A. Iahn, 1954). În acest bilanţ sunt cuprinse două forţe, una care însumează procesele de transport şi cealaltă care cuprinde procesele fizice şi chimice de alterare a rocii. Prima acţionează paralel cu panta, iar a doua perpendicular pe pantă, fiind numită componentă normală. Deplasarea materialelor sub influenţa gravitaţiei se realizează printr-un agent (râuri, gheţari, apa mării) sau prin autodeplasare. Această autodeplasare se numeşte deplasare de mase. Delimitarea între aceste două categorii este convenţională, între ele existând numeroase forme de tranziţie. Aşa de exemplu, spălarea materialelor de către apa de ploaie este socotită o acţiunea de deplasare de mase, deoarece deplasările de mase au caracter areal sau areolar. Deplasările pe calea agenţilor au caracter liniar. 4.5.1. Forţele motrice ale deplasării Mobilul general al deplasărilor îl constituie gravitaţia. Cel mai adesea gravitaţia acţionează pe direcţia unghiului de pantă şi mai puţin vertical. Panta joacă un rol deosebit în mişcare, cu cât panta este mai mare cu atât forţa gravitaţiei se manifestă mai puternic. Cu cât panta este mai mică, cu atât posibilitatea ca materialul să rămână pe loc este mai mare. Forţele care pot provoca trecerea de la starea de repaus la cea de mişcare se numesc forţe motrice. Acestea sunt : greutatea maselor, procesele de schimbare de volum, presiunea şi acţiunea rădăcinilor plantelor şi acţiunea animalelor. Forţa care se opune mişcării este forţa de frecare. Greutatea maselor Pentru depăşirea stării de repaus sau punerea în mişcare a maselor este necesară o forţă mai mare decât cea necesară deplasării unei mase deja în mişcare. Forţa necesară pornirii unei mase, la pantă egală, este cu atât mai mare cu cât greutatea masei este mai mare. La aceeaşi greutate a masei, forţa necesară declanşării este mai mică dacă panta este mai mare. Fiecărei mărimi a greutăţii masei dezagregate îi corespunde o înclinare maximă determinată, la care ea rămâne încă în repaus. Această înclinare a fost numită de W. Penck, pantă limită. Această pantă este cu atât mai înclinată cu cât masa ce urmează a ieşi din echilibru şi a se deplasa are greutate mai mică. Nisipul are panta limită la 28°, iar grohotişul la 45°. Creşterea greutăţii poate duce la depăşirea pantei limită şi la punerea masei în mişcare. Ea se poate realiza prin îngroşarea scoarţei de alterare, prin venirea unor mase din partea de sus a versantului sau prin îmbibarea materialelor cu apă. Argilele prin îmbibare cu apă devin mai grele şi în acelaşi timp plastice. Deplasarea spre aval, îngreunând masele din acele locuri, adesea determină punerea în mişcare şi a unor strate mai adânci. Modificările de volum ale maselor Modificările de volum conduc totdeauna la deplasări spre partea de jos a versantului. În cazul dilatărilor, se creează tensiuni care împing materialele în jos, iar în cazul contractărilor, se creează goluri care atrag materialele tot în jos. Modificările de volum se petrec datorită oscilaţiilor de temperatură (insolaţie, îngheţ-dezgheţ) sau prin modificarea stării de umezire a masei. Prin creşterea umidităţii se produce gonflarea materialelor, iar prin uscare se produce contractarea. 30
Frecvenţa cu care se repetă şi însumarea efectelor în timp au o mare importanţă pentru mişcarea maselor pe pantă. Ele creează tensiuni şi impun mişcări, chiar pe pante foarte mici, unde frecarea nu mai permite gravitaţiei să deplaseze materialele.
Presiunea rădăcinilor şi acţiunea animalelor Mărirea volumului rădăcinilor duce la împingerea materialelor pe pantă, iar animalele, atât cele din masa materialului cât şi cele de la suprafaţă, duc atât la creşterea greutăţii cât şi la deplasarea de materiale. Factorii care influenţează deplasarea Deplasarea depinde de pantă, coeziunea rocilor, frecare şi vegetaţie. Panta - reprezintă elementul prin care se realizează acţiunea forţei de gravitaţie. Cu cât panta este mai mare, cu atât forţa care se exercită asupra particulelor este mai mare. Procesele de dezagregare şi deplasare tind să realizeze o poziţie de echilibru a particulelor materiale. Orice bucăţică de material tinde să se deplaseze câtre acea parte a versantului care este mai stabilă, deci mai puţin înclinată. Panta se manifestă nu atât prin sine, cât mai ales prin proprietăţile rocii şi coeficientul de frecare. Coeziunea rocilor - adică legătura dintre particulele rocii, este cea care determină rezistenţa terenurilor la deplasare. Coeziunea poate varia mult, de la rocile cu coeziune mare de tipul andezitului sau bazaltului, care pot păstra îndelung versanţi abrupţi sau verticali, până la rocile lipsite de coeziune, cum sunt nisipurile sau pietrişurile. Între acestea sunt rocile pseudocoezive, din care fac parte argilele şi marnele care atunci când sunt uscate prezintă însuşiri de roci coezive, iar când se îmbibă cu apă îşi pierd coeziunea şi devin uşor deplasabile. Aceasta se explică prin faptul că argilele constituite din minerale smectitice se îmbibă cu o cantitate mare de apă, fapt ce duce la dispariţia forţelor de coeziune. Argilele devin plastice sau chiar fluide, făcându-le uşor deplasabile. Loessul şi formaţiunile loessoide au de asemenea o anumită coeziune, dar fiind roci foarte poroase ele permit o circulaţie intensă a apelor de precipitaţie pe verticală, dând naştere proceselor de sufoziune şi tasare. Coeziunea loessului dă naştere la pereţi abrupţi, verticali. Coeziunea rocilor este cauza principală care duce la evoluţia morfologică diferenţiată, la crearea de reliefuri petrografice şi structurale, prin dezvoltarea eroziunii diferenţiate. Frecarea - Între particulele elementare în deplasare există o frecare internă, iar între masele în mişcare şi patul pe care are loc mişcarea există o frecare externă. Frecarea internă este în funcţie de mai mulţi factori. • Ea este mai mare cu cât suprafaţa totală de contact este mai mare, deci cu cât sfărâmăturile vor fi mai mici, suprafaţa de contact dintre ele va fi mai mare şi frecarea va fi mai mare. • Frecarea creşte odată cu mărirea presiunii care se exercită asupra particulelor. La orizonturile de suprafaţă frecarea este mică şi ea creşte treptat în adâncime. • Frecarea descreşte către partea de sus a versantului, este mai mică pe pantele mari şi mai mare pe pantele mici. • Frecarea creşte cu cât elementele scoarţei de alterare sunt mai colţuroase şi este mai mică la elementele bine rotunjite. • Frecarea la materialele deja în mişcare este mai mică decât la cele în repaus. Se vorbeşte de un coeficient de frecare internă static şi unul cinetic. Astfel, se explică de ce panta limită în zona de declanşare a mişcării este mai mare decât în zona de oprire a mişcării. Pe aceste diferenţe se întemeiază noţiunile de prag de deplasare şi prag de oprire. • Apa prezintă o mare importanţă la micşorarea coeficientului de frecare. Apa poate transforma argila într-o pastă fluidă care alunecă sau curge cu uşurinţă, coeficientul de frecare fiind foarte redus. În legătură cu formele de mişcare ale rocilor îmbibate cu apă se folosesc următoarele noţiuni de stare: solidă, semisolidă, plastică şi de curgere. Starea solidă poate executa cel mult mişcarea de prăbuşire, cea semisolidă execută mişcări de tasare, cea plastică 31
de alunecări, iar cea de curgere - curgeri. Limitele la care se trece de o stare la alta sunt denumite - limita tasării, limita plasticităţii, limita curgerii. În profilul versantului, factorii care fac să varieze frecarea se îmbină în mod variabil, dar în aşa fel încât mişcarea capătă adesea caracter continuu. Un rol important îl joacă panta, care după cum am văzut, la partea mai înaltă panta este mai mare, deci frecarea este mai mică, ceea ce asigură mişcarea. La pante mai mici frecarea normal creşte, dar aici, intervine un grad mai mare de mărunţire a masei şi în acelaşi timp aici se poate acumula mai multă apă. Prin urmare frecarea poate fi mai mică, mişcarea materialelor continuând şi la pante foarte mici. Mişcarea se opreşte atunci când frecarea devine egală cu componenta forţei de gravitaţie. Vegetaţia - acţionează asupra deplasării materialelor pe pantă prin reducerea evacuării materialelor prin spălări de suprafaţă. Ea atenuează forţa de cădere a picăturilor de ploaie, se opune concentrării scurgerii apei de ploaie, face ca apa să se infiltreze lent şi adânc în scoarţa de alterare şi întârzie topirea zăpezii. Vegetaţia asigură prepararea de particule tot mai fine şi evacuarea lor aproape permanent, uniformizând evacuările pe toată suprafaţa. Odată cu tăierea unei păduri, se evacuează rapid numai pătura formată din materiale fine, deoarece s-a depăşit echilibrul critic al acesteia, dar nu şi al rocii ne alterate. În continuare, evacuarea se va face tot încet, deoarece pregătirea rocii pentru eroziune va fi încetinită datorită lipsei vegetaţiei. Vegetaţia are importanţă şi-n uniformizarea distribuţiei şi reţinerii apei. În condiţiile de despădurire, apa acţionează brusc cu intensitate maximă pe anumite fâşii. Unde apar complexe de roci, în care sunt prezente argile şi marne sunt posibile declanşări de alunecări de pământ. Vegetaţia joacă rol de frână împotriva deplasărilor de materiale cauzate de vânt. 4.5.2.Tipurile de deplasări În timp s-au făcut diferite clasificări ale deplasărilor, bazate pe natura litologică, profunzimea afectată, viteza deplasării sau forma de deplasare. Cea mai uzuală clasificare este cea care are în vedere viteza de deplasare. Deplasările au fost împărţite în deplasări bruşte şi deplasări lente. 4.5.2.1.Deplasările bruşte Deplasările bruşte se subdivid în trei categorii: prăbuşiri, alunecări şi curgeri. - Prăbuşirile sunt căderi bruşte de mase, în care frecarea este redusă la maximum, forţa de gravitaţie acţionând cu mare eficienţă. După cantitatea de material care se deplasează, prăbuşirile sunt individuale şi în masă. Prăbuşirile individuale sau rostogolirile, sunt acelea în care desprinderea şi punerea în mişcare se face individual, porţiune cu porţiune, bolovan cu bolovan. Deplasarea se poate face prin cădere liberă, când versantul se apropie de 90° sau prin rostogolire când panta este mai mică. Prăbuşirile individuale se întâlnesc mai ales în zonele reci periglaciare, aride, semiaride, în poţiunile stâncoase ale munţilor şi podişurilor. Bucăţile ce cad se acumulează la baza pantei formând grohotişurile. Ele se dispun sub formă de conuri de grohotiş dau trene de grohotiş. Conurile de grohotiş iau naştere atunci când rostogolirea pietrelor este dirijată pe anumite coridoare, iar trenele de grohotiş se întâlnesc la poala versanţilor care au o pantă uniformă pe toată lăţimea lor. Trenele şi conurile de grohotiş au de obicei pante de 25-35°, mai mici în aval şi mai mari în amonte. Grohotişurile sunt alcătuite din materiale de diferite dimensiuni. Cele mai grosiere, mai mari, sunt în partea inferioară a trenei sau conului, iar cele mai mici, în partea superioară. Panta patului de grohotiş are aceleaşi aspect ca suprafaţa grohotişului, dar diferă ca înclinare. Grohotişul se dezvoltă pe seama abruptului de desprindere a rocilor. O dată cu retragerea abruptului, panta grohotişului scade ca înclinare, atât la suprafaţă cât şi la nivelul patului, prin distrugerea patului însuşi. Grohotişul se mişcă lent ca urmare a creşterii greutăţii prin materiale aduse de sus, creşte mobilitatea datorită sfărâmării şi alterării masei grohotişului. Ca urmare a acestor procese grosimea grohotişului ca şi panta acestuia au o limită peste care nu poate trece oricât de activ este abruptul de pe care se desprind. O influenţă deosebită o are zăpada, îngheţarea patului de alunecare, care poate impune o rostogolire a bolovanilor pe distanţe foarte mari. Avalanşele 32
declanşate de traseul conurilor de grohotiş deplasează brusc mari cantităţi de bolovani pe care le împrăştie pe o distanţă foarte mare. Deplasările maselor îngheţate de grohotiş au un caracter complex, de la cădere liberă până la alunecare. Combinată cu nivaţia şi cu împingerile datorate îngheţului şi dezgheţului, se ajunge la deplasări de grohotiş pe pante foarte mici. Iau naştere astfel morenele de grohotiş sau morenele nivale (Siriu, Negoiu). Prăbuşirile de mase - reprezintă căderi bruşte ale unor mari cantităţi de material. Acestea au loc întâmplător. Ele au loc acolo unde panta limită a fost depăşită. Prăbuşirile de mase pot fi cauzate de cutremure, erupţii, explozii, eroziune la baza versantului, ploi, furtuni, pânze subterane de apă, alternanţe de strate moi şi dure, mărirea presiunii de deasupra sau din spate. Prăbuşirile frecvente se petrec pe versanţii văilor din zona muntoasă sau din podiş, în zona falezelor marine, pe versanţii vechilor văi şi circuri glaciare, sau din zonele ce carst. De asemenea, au loc prăbuşiri ca urmare a golurilor create de exploatările miniere, de petrol sau de ape subterane. După formă, prăbuşirile se împart în: - prăbuşiri de stânci uriaşe, torenţii pietroşi, prăbuşiri de versanţi şi prăbuşiri de roci ne coerente. Prăbuşirile de stânci uriaşe, sunt întâlnite în zonele montane, unde aşa numitele “stânci agăţate” se pot prăbuşi la un moment dat. Aşa sunt o serie de stânci calcaroase de pe abruptul Bucegilor, una dintre Pietrele Doamnei din Rarău, precum şi numeroasele stânci din zona circurilor glaciare. Prin prăbuşire ele pot rămâne la baza versanţilor fără să se sfărâme, sau se sfărâmă şi se împrăştie pe o suprafaţă mare. Torenţii pietroşi iau naştere prin împingerea care o exercită o stâncă uriaşă care se prăbuşeşte peste un grohotiş. Acesta este împins rapid pe un făgaş, creându-se această formă de microrelief. Mişcarea torentului se opreşte atunci când s-a consumat energia declanşată de prăbuşirea stâncii. Prăbuşirile de versanţi pot afecta o bună parte dintr-un versant, prin deplasarea, adesea, a unei mase enorme de material, Aceste prăbuşiri pot bara adesea văile, creând în spatele lor lacuri de acumulare. Aşa este prăbuşirea care a dus la bararea văii Bicazului şi formarea Lacului Roşu. Prăbuşirile sunt frecvente în zonele alpine, unde după retragerea gheţarilor aceştia au lăsat abrupturi mari care sunt instabile, deoarece suportul, respectiv gheaţa, a dispărut. Prăbuşirile în roci neconsolidate se produc adesea în trepte. Sunt foarte frecvente în loessuri care ţin versanţii abrupţi şi care se desfac pe planuri verticale. Materialul căzut este îndepărtat prin procese de spălare, dar, adesea, peste el cade un alt material, formându-se trepte. Prăbuşirile se pot petrece şi în argile, ,marne, materiale aluviale, mai ales atunci când apar intercalaţii de alte strate. - Alunecările Alunecările sunt o formă de evacuare rapidă a materialelor de pe versanţi, specifică pantelor cu înclinare relativ mare. Alunecările afectează nu numai scoarţa de alterare, ci, adesea şi stratele de rocă subiacentă. Acest proces este legat mai ales de formaţiunile argiloase şi de umezirea puternică a materialului. Cauzele care conduc la declanşarea alunecărilor sunt legate de rocă, pantă, mărimea greutăţii locului, cutremurele de pământ, eroziunea laterală a râurilor sau adâncirea lor şi defrişările de pădure. Rocile cele mai predispuse la alunecare sunt cele poroase, puţin coezive, bogate în coloizi şi care au crăpături. În această categorie intră argilele şi marnele. Alunecările se produc şi acolo unde argilele sau marnele alternează cu alte tipuri de roci. Aşa sunt zonele subcarpatice constituite din formaţiuni de fliş, în care alunecările sunt foarte frecvente. De asemenea zonele de podiş, constituite din alternanţe de roci friabile, prezintă pe versanţii văilor care le fragmentează frecvente alunecări de teren. Alunecările se produc acolo unde argila sau marna poate fi îmbibată cu apa din precipitaţii sau cu apele din stratele acvifere subterane. Panta intervine prin intermediul altor cauze care duc la depăşirea limitei de stabilitate. Cutremurele de pământ creează adesea fisuri în tratele de rocă, prin care apa din precipitaţii poate pătrunde pe adâncime mare şi îmbibă astfel rocile din adâncime. Cutremurele 33
pot de asemenea, declanşa alunecări de teren, dacă rocile argiloase sunt deja îmbibate cu apă, adică pregătite pentru alunecare. Defrişările de păduri pregătesc alunecările prin faptul că apa de precipitaţii pătrunde cu uşurinţă în roci. Pădurea constituie o frână în calea dezvoltării alunecării, dar nu le poate împiedica total. Atunci când sarcina masei a devenit foarte mare, chiar terenuri bine împădurite pot aluneca. În zonele tropicale pădurea urcă adesea pe versanţi foarte abrupţi. Când masa depăşeşte panta limită au loc alunecări care distrug totodată şi pătura vegetală. Eroziunea râurilor se manifestă prin adâncirea talvegului şi prin eroziunea laterală. Eroziunea laterală duce la mărirea înclinării bazei versantului şi la posibilitatea depăşirii pantei limită. Eroziunea laterală se observă bine la râurile meandrate care slăbesc versantul în zona buclei meandrului, în aceste porţiuni întâlnindu-se frecvent alunecări. Deplasarea meandrelor spre aval duce la deplasarea zonelor cu posibile alunecări. Eroziunea verticală îndepărtează materialele ajunse în albie, măreşte panta versantului şi face să afloreze noi strate de roci şi pânze acvifere. Aceste ape se pun în mişcare prin izvoare, iar stratele argiloase devin mai mobile şi alunecă. Aceste fenomene sunt întâlnite adesea în zona flişului carpatic, unde sunt frecvente alternanţele de argile, gresii, conglomerate şi marne. De asemenea, regiunea suferă de-o neotectonică pozitivă, ceea ce face ca râurile să se adâncească continuu, aducând la zi noi strate. Climatul intervine şi el în accentuarea alunecărilor. Perioadele secetoase pot crea crăpături în masa rocii, care permit infiltrarea unei mai mari cantităţi de apă în perioadele ploioase. Îngheţul şi dezgheţul din climatul periglaciar poate schimba alternativ structura fizică şi volumul argilelor, facilitând infiltrarea apei şi mai departe declanşarea alunecărilor. Se pare că o serie de alunecări, în prezent stabilizate, din Transilvania şi alte părţi ale României, sunt din perioada periglaciară. Perioada de pregătire a alunecărilor poate varia foarte mult şi ea depinde mai ales de condiţiile locale. Din această cauză este greu de prevăzut momentul declanşării unei alunecări. Totuşi, cele mai frecvente alunecări se produc primăvara, după topirea zăpezii, sau toamna, după ploi îndelungate. Declanşarea şi forma alunecărilor Alunecările se declanşează brusc sau sunt premerse de unele fenomene ca: apariţia de crăpături perpendiculare pe direcţia alunecării, apariţia de izvoare sau dispariţia altora, ceea ce arată deja unele modificări de mase din substrat, apariţia unor denivelări sau zgomote subterane. Alunecarea începe din partea superioară, unde rămâne o nişă sau o râpă de alunecare sau de desprindere. Aceasta apare ca un perete abrupt, rectiliniu, curb sau frânt. Alteori, alunecarea se produce de la bază, impusă mai ales de pânzele freatice, şi apoi are loc desprinderea din partea superioară. Declanşarea alunecărilor puternice se poate produce cu zgomot, au loc învălmăşeli de mase, apoi alunecarea poate continua mai lent, unele porţiuni alunecând mai repede, altele mai încet, în funcţie de factorii locali. Corpul alunecării se deplasează pe un uluc (jghiab) de alunecare care prezintă laturi abrupte, dispuse longitudinal, iar baza lui se numeşte pat de alunecare, format din argile sau marne. Corpul alunecării este constituit din microforme caracteristice: ondulări, longitudinale şi transversale, depresiuni lacustre temporare, crăpături, trepte, brazde etc. Partea terminală a alunecării se numeşte fruntea alunecării. Ea se prezintă mai înălţată decât zonele din jur şi are aspectul unui con de dejecţie. Când alunecarea este puternică, ea poate trece peste firul văii, urcând pe versantul opus sub forma unui val, numit val de refulare. Viteza alunecărilor este foarte diferită. Se apreciază că sunt alunecări lente cele în care materialul se deplasează foarte încet, încât se păstrează structura stratelor, casele pot prezenta unele crăpături. Alunecările repezi ajung la viteze de 1-2 m pe oră, structurile sunt amestecate, au loc întreruperi sau reactivări toamna sau primăvara. Alunecările bruşte au viteze de peste 2 m pe oră, iar alunecările de tip prăbuşire se produc cu viteze şi mai mari. Acestea se opresc brusc, iar structura materialelor nu suferă deranjamente mari. Viteza 34
variabilă a alunecărilor se poate datora încărcării diferite cu apă. Viteza poate varia şi pe verticală, uneori stratele din interior alunecă mai repede decât cele externe. Fenomenul are loc mai ales pe unii versanţi împăduriţi, unde unii arbori cu înrădăcinare mai adâncă sunt traşi către interior de stratul care alunecă. Tipurile de alunecări Alunecările de teren sunt clasificate după formă, după adâncimea afectată, după raportul cu structura geologică, sau după punctul de început al alunecării. Alunecările din punct de vedere geomorfologic interesează sub aspect de evoluţie generală a versanţilor, în care alunecarea este o verigă în lanţul “alterare - evacuare retragerea şi netezirea versantului”. De asemenea, interesează sub aspectul formei pe care o îmbracă alunecarea. În primul caz, la alunecare interesează volumul, adâncimea şi rapiditatea evacuării materialului. - Alunecările de deasupra solului - se referă la deplasările pe care bucăţi de rocă dură, din strate ce stau peste o pătură argiloasă, alunecă periodic pe solul din aval, atunci când acesta este umezit. - Alunecările din pătura de sol sunt provocate de dezgheţ pe o pătură încă îngheţată sau de o umezire mare a solului. În primul caz alunecarea se numeşte solifluxiune şi constituie forma cea mai tipică de alunecare a solului. A doua formă se manifestă mai ales primăvara şi toamna şi poate îmbrăca aspectul unor ondulări sau brazde ce iau naştere prin ruperea păturilor de sol înierbate. - Alunecările în pătura de alterare se întâlnesc pe pantele din regiunile deluroase sau de podiş folosite ca păşuni sau fâneţe. Alunecarea cuprinde o râpă de desprindere arcuită, de câţiva metri sau zeci de metri şi o adâncime de 1-3 m, după care urmează o serie de brazde de alunecare care coboară pe versant sub forma unei elipse sau limbă. Ele nu au evidenţiată o frunte de alunecare şi nu ajung până la baza versantului. - Alunecările ce afectează roca se produc pe strate argiloase sau pe complex de strate în care sunt intercalate argile. În primul caz râpa de desprindere nu este mare, corpul alunecării are ondulări de suprafaţă, masa alunecă pe un jgheab delimitate de crăpături longitudinale distincte. Alunecarea are aspectul unei limbi ce se opreşte în lunca râului. În timp, ea poate fi drenată de un torent sau pârâu şi treptat să se stabilizeze. În Subcarpaţii Ialomiţei se întâlnesc alunecări cu încălecări venite din spate şi trepte de rupere. Alunecările de complexe de strate sunt mai puternice şi în general catastrofale. Ele se împart în alunecări consecvente şi asecvente. - Alunecările consecvente se declanşează mai uşor, înclinarea stratelor favorizând declanşarea alunecării. Ele se produc pe pante chiar medii şi mici, singura condiţie este ca stratul de argilă să afloreze în versantul văii. - Alunecările asecvente se petrec pe capul stratelor, deci contrar înclinării lor. Are loc, de fapt, surparea de roci care apoi alunecă. Alunecările de complexe de strate au forme variate, de limbă, de valuri, ştrangulate, în trepte foarte alungite etc. Aceste alunecări afectează strate cu grosimi de zeci de metri. Ele se mai numesc glimee. Adesea alunecările afectează întregul versant, numindu-se alunecări de versant. În zonele de podiş cu structuri tabulare sunt frecvente alunecările în valuri. Ele sunt tipice Transilvaniei. Prin eroziune aceste valuri rămân ca nişte mameloane, numite grueţi sau ţiglăi când sunt ascuţite. Prin eroziune torenţială, baza versantului poate fi atacată şi un nou val se poate declanşa. După punctul de început al alunecării ele se pot clasifica în: - Alunecări detrusive - când sunt împinse de sus în jos - Alunecări delapsive - când încep de la bază. Majoritatea alunecărilor, ce au un pat argilos, pornesc dinspre aval, râpa de desprindere înaintând treptat, sacadat în sensul versantului. Când a ajuns pe culmi, ea creează înşeuări, iar dacă sunt şi roci dure, înşeuarea devine zimţată.
35
Curgerile - Curgerile de lave - Magma din adâncul scoarţei, în stare topită la peste 1000°C, când iese la suprafaţă curge ca un lichid vâscos, incandescent. Deplasarea se face în funcţie de înclinarea pantei, presiunea cu care izbucneşte şi natura acesteia. Uneori viteza poate atinge 10m/s. Forma de curgere îmbracă caracterul unor fluvii incandescente. Cantităţile de lavă sunt diferite. În Java, o erupţie în 1931 a deplasat 36 milioane m3, iar erupţia Vezuviului din 1944 a transportat 200 000 m3 pe oră. - Curgerile noroioase sau torenţii noroioşi, sunt mase îmbibate cu apă care depăşesc limita superioară a plasticităţii şi încep să curgă. Sunt constituite dintr-un bazin de alimentare, un canal de curgere bine delimitat care are doar câţiva metri, mai rar depăşeşte 10 m, iar în partea inferioară are un con de împrăştiere ce se clădeşte pe primul loc neted, terasă sau luncă, de zeci sau sute de metri lăţime. Deplasarea se face relativ rapid, câţiva metri pe zi sau chiar pe oră. În partea inferioară curgerea poate depăşi malurile invadând părţile mai joase. Pentru declanşarea curgerilor noroioase este necesar să există o rocă argiloasă la zi, o umezeală prelungită şi o pantă accentuată (10-20°). De asemenea, fenomenul este favorizat în arealele despădurite şi cu păşunat intensiv. Cele mai frecvente declanşări de torenţi noroioşi au loc primăvara când se topesc zăpezile. Ele sunt frecvente mai ales în Subcarpaţi şi în Moldova. În regiunile semiaride, în urma unor furtuni puternice, se declanşează viituri noroioase “mudflows”. - Curgerile de cenuşă vulcanică - au loc în timpul sau după erupţiile vulcanice, când precipitaţiile torenţiale formează torenţi noroioşi pe pantele craterului, torenţi în care cenuşa reprezintă 80%. Torenţii pot proveni şi din apa lacurilor formate în craterul vulcanului care în cazul erupţiei este aruncată afară. Aceşti torenţi pot transporta şi blocuri de lavă şi pot afecta suprafeţe foarte întinse. - Curgerile de nisip - Nisipul este o rocă deosebit de permeabilă. Când se suprasaturează cu apă, fiecare particulă se înconjoară cu o peliculă de apă în care ea “pluteşte”. Limita critică de umezire la care începe curgerea este dată de forma şi granulometria grăunţilor de nisip. Cele mai grosiere şi colţurate necesită o umezire mai mare decât cele mai fine şi mai rotunjite. Apariţia curgerilor de nisip este cauzată şi de existenţa unui pat impermeabil dispus sub ele, pat ce impune acumularea apei în pătura de nisip pe care o suprasaturează. În stratele groase de nisip, curgerea se poate realiza la nivelul stratului acvifer, acolo unde acesta iese la zi. 4.5.2.2.Deplasările lente Ele se produc pe versanţi cu pantă foarte mare cât şi pe cei cu pantă foarte mică (2-3°). Ele au loc în special pe versanţi cu pantă uniformă şi care prezintă o pătură de alterare. Mişcarea maselor are loc datorită schimbărilor de temperatură, umezirea şi uscarea particulelor argiloase, îngheţul şi dezgheţul, excesul de umiditate, presiunea rădăcinilor, acţiunea animalelor, îngroşarea şi creşterea greutăţii păturii de alterare şi toate au loc sub acţiunea gravitaţiei. - Deplasările uscate lente sunt specifice regiunilor aride şi semiaride. Se observă pe pante mai mici de 25°. Pe pante mai mari au loc prăbuşiri şi rostogoliri. Mişcarea se face fără intervenţia apei, sub influenţa gravitaţiei, cauza fiind variaţiile de temperatură care mărunţesc roca în permanenţă, modificându-se volumul şi greutatea, ceea ce duce la reorganizarea continuă a păturii de alterare. Materialele alohtone, ce vin din partea de sus a versantului, sunt amestecate cu cele autohtone. Se observă, de asemenea, că materialele mai grosiere, mai grele, coboară în adâncime, iar cele mai fine urcă spre suprafaţă. Datorită neuniformităţii versanţilor au loc concentrări de pietriş, formându-se un fel de văiugi de pietre. Acestea, datorită greutăţii mai mari se deplasează mai repede decât restul masei. Ele exercită chiar o acţiune de eroziune, excavare, pe direcţia lor, ducând la îngroşarea păturii de dezagregare. Văiugile se pierd în aval în pătura de dezagregare de la poalele versantului, unde formează conuri aplatizate foarte extinse. Un caz aparte îl reprezintă serirurile din Sahara, în care pietrişul este relativ rotunjit, probabil prin alterare în loc, iar praful şi nisipul este spulberat de vânt. 36
În regiunile semiaride, unde există un sezon ceva mai umed, pe lângă deplasarea uscată lentă din perioada secetoasă, în timpul ploilor materialul mai fin este spălat de apă şi împrăştiat pe pantele mai mici de 2-3° de la poala versantului. În pustiurile şi semipustiurile înalte şi reci, unde periodic cad ceva ploi sau zăpadă, acestea favorizează deplasările detritusului (Pamir, Tibet). Procesul este mai accentuat în zona temperată, unde mişcarea detritusului este accelerată de ploile frecvente care cad şi care spală materialul fin. De asemenea, îngheţul împinge spre aval elementele de pietriş şi bolovăniş. - Creepingul reprezintă o automişcare de rearanjare lentă, dar continuă a fiecărei particule în raport cu cele din jur. Mişcarea este întâmplătoare, depinde de circumstanţe locale. Nu există o acumulare de viteze şi deci, nici o accelerare a deplasării. Aceste mişcări se produc datorită schimbărilor de volum cauzate de variaţiile de temperatură şi umiditate, de îngheţ şi dezgheţ, de activitatea plantelor şi animalelor. Mişcarea este mai puternică în stratul de la suprafaţă şi este tot mai mică spre adâncime, unde şi rocile sunt mai puţin alterate. Creepingul are loc mai ales pe terenurile cu pantă moderată şi acoperite cu vegetaţie. Rădăcinile arborilor şi plantelor erbacee prin creşterea sau putrezirea acestora provoacă creeping. Pe seama fenomenului de creeping este explicată înclinarea sau îndoirea copacilor. Unii dintre ei, care sunt mai bine ancoraţi în substrat reuşesc să oprească particulele, acestea acumulându-se în spatele lor sub forma unei trepte. - Deraziunea (coraziunea) sau încovoierea capetelor de strat. Acest fenomen se produce pe strate puternic înclinate, dar cu înclinare inversă faţă de panta generală a reliefului. Deraziunea este evidentă în stratele subţiri, cu densităţi medii (gresii, şisturi) care alternează cu strate mai moi. Încovoierea stratelor are loc datorită păturii de alterare în mişcare, a unui material solid care se află în mişcare pe un alt material solid. Deşi este o mişcare mecanică, ea nu provoacă zgârieturi sau şlefuiri, semn că mişcarea este foarte înceată, încadrându-se deplasărilor lente. Această deplasare nu are loc pe un plan delimitat, ca în cazul alunecărilor de teren, care să fie zgâriat sau şlefuit. Pătura de alterare presează pe capetele de strat în direcţia versantului, îndoind stratele şi rupând bucăţi din ele, pe care le antrenează în mişcare. Pe anumite aliniamente, deraziunea poate fi mai intensă, ceea ce dă naştere la o excavaţie sub forma unei văiugi. Pe văiugile apărute se îndreaptă o cantitate mai mare de materiale şi de asemenea din apele de precipitaţii ce se scurg pe versant. Ele sunt mai umede şi prin urmare de-a lungul lor are loc o alterare mai profundă. Acest fapt favorizează accentuarea şi accelerarea coraziunii. Pe pante mai mici văiugile sunt mai largi iar pe pante mai mici văiugile sunt mai înguste. La noi în ţară fenomenul este frecvent în zona subcarpatică şi carpatică, dar şi în zonele de podiş, piemontane şi de câmpie. Cele mai extinse văi de deraziune se întâlnesc în regiunile semiaride unde şi mişcarea maselor mobile este mai accentuată. Sunt menţionate în Dobrogea şi în Moldova. - Solifluxiunea este o deplasare superficială a terenului care se produce lent, pe sub covorul vegetaţiei ierboase. Fenomenul este pus în evidenţă în partea finală a mişcării, unde se formează movile neregulate. Solifluxiunea este un proces care se întâlneşte mai ales în regiunile reci, polare, unde subsolul rămâne îngheţat în scurta vară polară. El este răspândit şi în regiunile temperate, mai ales în zonele muntoase, unde se pot realiza condiţiile producerii fenomenului. Pentru ca solifluxiunea să se producă, trebuie ca solul să conţină un procent destul de ridicat de particule fine. De asemenea, relieful să prezinte pante de 5-10°, dar în zonele polare fenomenul se întâlneşte şi pe pante de 3-5° sau chiar mai mici. Solifluxiunea are loc prin dezgheţarea păturii superficiale a scoarţei de alterare, a solului, în timp ce subsolul rămâne îngheţat. Acest strat îngheţat este impermeabil, astfel că apa rezultată din topirea zăpezii şi din dezgheţul solului îmbibă foarte puternic orizontul superior dezgheţat, trecându-l în final în stare semifluidă. Punerea în mişcare a materialului depinde de grosimea stratului dezgheţat, de pantă, de densitatea şi profunzimea rădăcinilor ierburilor. Îngheţul şi dezgheţul apei are, se asemenea, un rol important prin faptul că îngheţarea apei în timpul nopţii se petrece de sus în jos. Ea obligă deplasarea materialelor neîngheţate lateral, adică către aval. Are loc şi o sortare a materialelor, cel mai grosiere sunt împinse către suprafaţă şi către aval. Acestea sunt fenomene tipice periglaciare. Atunci când coeziunea 37
particulelor devine nulă, deplasarea materialului se poate face pe pante foarte mici. Dacă acest fenomen afectează mase mari, se pot declanşa curgeri noroioase. Situaţiile sunt însă rare, deoarece prin creşterea lichidităţii, creşte permeabilitatea materialului şi apare şiroirea. La noi în ţară, procesele de solifluxiune au loc mai ales în zona pajiştilor alpine, unde procesul este pus în evidenţă de prezenţa microreliefului de muşuroaie înierbate - Sufoziunea este procesul de deplasare a particulelor de material sub presiunea exercitată de curgerea apelor subterane. Transportul subteran de materiale duce la formarea în adâncime de cavităţi, care cu timpul produc surpări şi apariţia la suprafaţă a unor forme negative numite pâlnii de sufoziune. Denumirea provine de la cuvântul latinesc - suffodio - a săpa pe dedesubt. Pentru dezvoltarea procesului sufozional este necesară prezenţa unei roci poroase, de tipul loessului sau depozitelor loessoide, sau a nisipurilor fine slab cimentate sau a nisipurilor argilo-prăfoase. De asemenea, dacă roca de bază este impermeabilă şi slab înclinată ea favorizează sufoziunea prin faptul că asigură un drenaj lateral activ. Climatul semiarid, cu ploi torenţiale, duce la infiltraţii puternice prin stratul de loess, ajungând să se formeze la baza loessului şuvoaie puternice care activează puternic procesul de sufoziune. Procesul sufozional începe printr-o scurgere rapidă a apei ce se infiltrează în roca friabilă, care are loc pe crăpăturile apărute după o perioadă lungă secetoasă, sau prin golurile create de dizolvarea calcarului din loess şi îndepărtarea lui. Pe aceste trasee apa se infiltrează şi se concentrează la bază, circulând sub formă de şuvoaie. Apa circulă sub presiune, erodând puternic malurile şi formând tunele subterane. Adesea se produc surpări, care pot astupa tunelul - hruba, creând presiune în spatele dopului. Ele se pot destupa, având loc izbucniri cu efecte mecanice şi mai puternice. Reţeaua subterană se extinde regresiv sub câmpul de loess, captând alte firicele de apă care se infiltrează. Un aparat sufozional se compune în partea superioară dintr-o adâncitură de 3-4 m (uneori 5-6 m) diametru şi adâncă cam la jumătate din diametru pâlniei, urmează un canal vertical îngust ce ajunge până la nivelul apei freatice, acesta este hornul de sufoziune. Prin acest horn se scurg rapid apele din precipitaţii. De obicei, aparatele sufozionale se înşiruie în lungul traseelor principale de curgere a apelor freatice. Acestea creează prin eroziune hrube sufozionale, înalte de 0,5-2 m. Pâlniile de sufoziune sunt dispuse adesea pe unele aliniamente care marchează tunelul subteran. Cursurile subterane debuşează în lunca unei văi. Prin eroziune torenţială şi prin prăbuşiri, pâlniile dispar, fiind incluse la o vale în formare - vale sufozională. Există şi situaţii când la suprafaţă pot apărea prăbuşiri izolate, numite gropi de sufoziune, formate datorită unor goluri subterane. În loessurile cu soluri fosile, acestea pot juca rolul stratului impermeabil bazal, apărând astfel procese sufozionale suprapuse. Procesul de sufoziune se observă şi în malurile râurilor cu lunci largi, care atunci când nivelul râului scade, în maluri apar izvoare tulburi urmate de surpări şi formarea de canale subterane. Procese sufozionale pot apărea şi în grohotişuri fosilizate, din care izbucnesc la ploi izvoare tulburi. Au fost semnalate astfel de procese la baza grohotişului împădurit de la poalele Bucegilor şi a masivului Şatra din Munţii Lăpuş. De asemenea, sunt semnalate astfel de procese în depozite de nisipuri sau aluviuni, unde izvoarele mici îngheţă în timpul iernii, în spate acumulându-se în continuare apă. În zilele mai însorite şi mai calde, prin topirea gheţii apa acumulată izbucneşte cu presiune, antrenând totodată şi particulele din masa depozitului şi creând astfel goluri. V. Tufescu (1966) citează astuparea unor guri de izvoare în Câmpia Jijiei datorită depunerilor de sare, care atunci când presiunea apei din amonte creşte mult se rup, depunerile respective dând curgeri momentane de noroi sărat. Cele mai tipice forme de sufoziune se întâlnesc în Câmpia Română, pe malurile Burnasului, în zona Brăila - Galaţi a malului dunărean, în Dobrogea pe valea Carasu şi pe multe alte văi. - Tasarea este un proces prin care se produc scufundări de mică amploare la suprafaţa pământului, datorită micşorării volumului rocilor cauzate de acţiunea diferiţilor factori. Denumirea procesului provine de la cuvântul francez tassera - a se îndesa. Tasările se petrec mai ales pe suprafeţe plane, ducând la îndesări de sus în jos. Rocile pe care au loc tasările sunt cele friabile, afânate, poroase de tipul loessului, depozitelor loessoide, 38
argilelor nisipoase, depozitelor deluviale, aluviunilor şi grohotişurilor fixate. Prezenţa golurilor, porilor, din roci, face ca sub greutatea materialelor volumul acestora să se micşoreze. Procesul se accentuează atunci când din exterior, intervin factori externi, construcţii, alunecări, saturare cu apă etc. Tasările produse prin intermediul apei de petrec mai ales pe loessul şi depozitele loessoide din zona de stepă. Procesul începe prin îndepărtarea sărurilor solubile şi apoi a carbonatului de calciu, acesta prezintă în loess un procent de cca. 10-12%. Prin îndepărtarea lui din masa loessului, aceasta îşi reduce prin urmare volumul. De asemenea, lipsa calciului, care are efect coagulant asupra particulelor minerale, duce la modificarea structurii loessului cu aşezarea particulelor tot mai strânsă. Acesta este principalul proces prin care are loc tasarea şi formarea depresiunilor la suprafaţa câmpiei. Procesul acesta continuă cu migrarea părţii celei mai fine, a argilei, dar aceasta începe după îndepărtarea calciului din complexul adsorbtiv al orizontului de suprafaţă. Fenomenul este evident în arealele situate într-un climat mai umed. Dacă în climate semiaride - de stepă - tasarea este realizată doar prin îndepărtarea CaCO3 şi modificarea structurii depozitului, în climate semiumede şi umede este realizată şi prin migrarea argilei. În acest caz, debazificarea orizontului superior este foarte avansată, are loc o migrare a argilei rămânând în loc doar particulele de praf şi nisip care sunt lipsite peliculele coloidale de argilă. Acest fapt este pus în evidenţă de culoarea cenuşie albicioasă a orizontului superior, culoarea particulelor de cuarţ (care sunt predominante, fiind cele mai greu alterabile), şi de prezenţa unei diferenţieri texturale între orizontul de suprafaţă care din lutos - lutoargilos (cum era iniţial) devine lutonisipos, iar orizontul inferior devine argilos. Urmare a procesului de tasare se formează acele excavaţii, denumite crovuri care au frecvent dimensiuni de la câţiva metri diametru la zeci şi chiar sute de metri. Se întâlnesc însă şi crovuri mult mai mari de câţiva kilometri diametru şi atunci poartă denumirea de găvane sau padine. Se presupune, că acestea ar lua naştere prin îngemănarea crovurilor, la extinderea lor un rol l-ar putea juca şi vântul prin spulberarea materialelor în timpul secetelor. Uneori prin îngemănarea crovurilor, facilitată şi de o anumită pantă a reliefului, iau naştere văiugi de tasare. Cele mai răspândite areale cu forme tipice de tasare, crovuri şi padine se întâlnesc în Câmpia Română, în Dobrogea, în Câmpia Vingăi şi în Câmpia Semlacului. 4.5.3. Pluviodenudaţia Pluviodenudaţia este un proces specific versanţilor, prin care particulele de la suprafaţa scoarţei de alterare sunt deplasate de acţiunea apei din ploi sau din topirea zăpezilor. Este un proces care se desfăşoară areal, mişcarea aceasta, sub acţiunea unui agent, nu a ajuns la stadiul de curgere concentrată. Pluviodenudaţia cuprinde o acţiune de izbire, dislocare şi împrăştiere a particulelor de către picăturile de ploaie şi una de transport pe pantă. Ea este puternică în regiunile semiaride unde vegetaţia este rară, sau solul este desţelenit. De asemenea, pluviodenudarea este puternică în perioada topirii zăpezilor sau în timpul averselor de ploaie. Ea se manifestă mai ales în partea medie şi inferioară a versanţilor. Pluviodenudaţia este puternică în climatele cu un anotimp secetos şi unul ploios, în regiunile de savană, mediteraneene şi musonice. Arealele cu vegetaţie defrişată, pajiştile şi terenurile arate din regiunile umede sunt denudate puternic la topirea zăpezilor şi a ploilor de vară cu caracter torenţial. Acţiunea de izbire a picăturilor de ploaie are ca efect deplasarea şi împrăştierea particulelor de la suprafaţa solului. Acţiune eficientă o au ploile torenţiale, mai ales acolo unde ating direct suprafaţa solului. Ea depinde de mărimea picăturii şi de viteza cu care cade. Cea mai eficientă frână în desfăşurarea procesului este vegetaţia. Dacă ploaia este de intensitate mare, abundenţa apei căzute face ca ea să se deplaseze sub forma unei pânze sau unde. Această deplasare la suprafaţa solului sub formă de pânză, face ca apa să antreneze particulele de la suprafaţă. Procesul acesta se numeşte eroziune areolară, eroziune laminară, eroziune difuză, denudare sau ablaţie. Eroziunea areolară depinde de climă, vegetaţie, pantă, lungimea versantului şi rocă. Clima - acţionează prin tipurile de ploaie, dintre care doar cele torenţiale au efect denudaţional, prin faptul că apa care nu s-a putut infiltra, se scurge la suprafaţa solului şi dă 39
efecte de spălare. Importanţă mare o are momentul de maximă intensitate al ploii, pentru că de el depinde gradul de spălare. Astfel, dacă momentul maxim este la mijlocul sau către sfârşitul ploii, atunci denudaţia va fi mare, pentru că solul s-a îmbibat cu apă şi capătă o permeabilitate foarte mică. De obicei, prima ploaie torenţială care vine după un sezon secetos, are un efect denudaţional foarte mare, deoarece solul fiind puternic uscat, aerul din sol la începutul ploii are efect de impermeabilizare a stratului superficial. Dacă volumul de apă căzut într-un timp scurt este foarte mare, scurgerea sub formă de pânză se poate transforma în scurgere sub formă de undă sau de val. Aceasta are o putere de denudare şi mai mare, deoarece scurgerea, din laminară devine turbulentă. Vegetaţia - se opune atât scurgerii sub formă de pânză cât şi efectelor sale denudaţionale. Pădurea reţine o mare cantitate de apă pe coronamentul arborilor, o parte ajunge la sol şi se infiltrează, iar altă parte se evaporă. Zăpada se topeşte mai lent în pădure, se infiltrează aproape toată apa, deoarece sub pădure substratul rămâne adesea neîngheţat. În cazul terenurilor desţelenite, cantitatea de sol îndepărtată prin spălare este foarte mare, mai ales primăvara, când topirea bruscă a zăpezii sau ploile care cad pot duce la o eroziune puternică, mai ales dacă fenomenul se petrece când substratul este încă îngheţat. Înclinarea versantului ca şi lungimea acestuia fac ca viteza de scurgere să crească. Spălarea este mai intensă pe pantele mai mari şi spre baza versantului, deoarece în partea inferioară scurgerea este cumulativă şi efectul este mai mare. Forma versantului are de asemenea importanţă, pe versanţii convecşi apa tinde să se disperseze, deci eroziunea este mai slabă, pe când pe cei concavi sau sub formă de bazinet, apa se concentrează şi eroziunea este mai puternică. Pe un versant în trepte eroziunea este mai slabă ca pe unul liniar, deoarece treptele micşorează viteza. Versanţii mai lungi sunt mai intenşi erodaţi decât cei scurţi. Pentru că pe ei spălarea creşte datorită cumulării apei venită din amonte. Roca este un factor pasiv, dar denudaţia acţionează mai intens pe rocile afânate, care sunt mai friabile. Cele care permit o infiltraţie rapidă a apei (nisipul, pietrişul) reduc spălarea. Efectul vizibil al ablaţiei este spălarea părţilor înalte ale reliefului şi acumularea materialelor în părţile mai joase. Eroziunea areolară se manifestă şi în partea joasă a versantului, dar în momentele maxime de scurgere, spre sfârşitul ploii, aspectul general însă este acumulativ. 4.5.3.1.Unităţile funcţionale ale versantului Acţiunea de modelare a versanţilor se petrece diferenţiat pe diferitele sale părţi. Astfel, în partea superioară a versantului, predomină spălarea şi autodeplasarea, în partea mijlocie, unde pătura de alterare este mai groasă datorită aportului de materiale venite de mai sus, la procesele mai sus amintite, se adaugă deraziunea. În partea inferioară a versantului, datorită unui surplus de apă, procesul dominant este cel de spălare şi evacuare în soluţie a materialelor. În bază, evacuarea este realizată prin transportul realizat de apele curgătoare. Pe un versant cu profil regulat, se deosebesc din punct de vedere al înclinării, al uniformităţii suprafeţei, al structurii şi compoziţiei materialelor şi al proceselor denudaţionale trei unităţi transversale: superioară, medie şi inferioară. Materialele ce le acoperă au fost denumite eluvii, deluvii şi coluvii. Eluviile sunt materiale dezagregate şi alterate rămase pe loc. Ele au dimensiuni variate, de la blocuri la nisip, praf sau argilă. Deluviile sunt materiale coborâte din părţile superioare ale versantului, cu o structură şi compoziţie diferită de roca subiacentă şi care sunt supuse unei mişcări lente sau rapide când apar unele dezechilibrări. Mişcările dominante sunt cele de creeping, deraziune , spălare, alunecări sau curgeri noroioase. În acest sector al versantului principalele procese sunt cele de evacuare. Coluviile sunt materiale acumulate la baza versanţilor. Panta suprafeţelor coluviale este mică. Suprafaţa coluviilor este netedă, materialele coluviale fiind predominant fine, prezintă o umiditate mai ridicată, ceea ce accentuează procesele de alterare. Când coluviile au grosimi mari, alterarea rocii subiacente este încetinită sau chiar oprită. Atunci când în cadrul coluviilor se intercalează şi conuri de dejecţie ale unor organisme torenţiale (proluvii), se formează un glacis coluvio-proluvial. 40
Delimitarea de unităţi funcţionale în cadrul versantului ne ajută la precizarea arealelor ce se găsesc în echilibru, a celor cu potenţial de a deveni instabile sau sunt deja instabile. Cunoaşterea acestora ne permit să adoptăm măsurile necesare pentru a nu provoca noi dezechilibre şi pentru stoparea celor deja produse. Evoluţia generală a versanţilor Geneza versanţilor rezultă din mişcările de ridicare ale unor porţiuni din scoarţă şi din procesul de adâncire a râurilor. Versanţii sunt tipizaţi în funcţie de înclinare în: abrupţi, moderaţi şi lini; după formă în: concavi, convecşi, rectilinii şi complecşi; în funcţie de stadiul de evoluţie în: versanţi tineri, maturi, şi bătrâni sau versanţi abrupţi - fără pătură de alterare şi versanţi în echilibru dinamic cu pătură de alterare. Cauzele care duc la formarea unui anumit tip de versant sunt: mişcările scoarţei, roca, clima, vegetaţia sau stadiul de evoluţie. Când râul se adânceşte, versantul se dezvoltă ascendent, forma sa este rectilinie, convexă sau complexă. Când adâncirea se opreşte, pantele încep să se reducă pornind de la nivelul râului şi evoluează descendent, până la nivelare. Evoluţia ascendentă a versanţilor rezultă dintr-o adâncire a râurilor care este egală sau depăşeşte eroziunea de versant. Când adâncirea văii şi evacuarea de pe versant sunt egale, se realizează un versant rectiliniu, când adâncirea râului este mai mare decât evacuarea materialelor de pe versant, ia naştere un versant convex. Văile sunt în formă de V. Creşterea pantei are o limită maximă, care este diferită pentru fiecare rocă, şi care nu poate fi depăşită. De asemenea, creşterea altitudinilor relative şi absolute are anumite limite maxime datorită multiplicării reţelei de văi, astfel că, versanţii se intersectează în părţile superioare, dând nivele de creste ce se menţin la aceeaşi altitudine. Evoluţia descendentă a versanţilor apare când adâncirea văii descreşte sau încetează. Predomină eroziunea de pe versanţi care determină retragerea laterală a acestora. Retragerea se face aproape paralel cu ei înşişi. Rezultă versanţi concavi . Aceştia sunt cei mai obişnuiţi pe suprafaţa pământului, deoarece eroziunea în adâncime este limitată de nivelul oceanului mondial - nivelul de bază, iar mişcările de înălţare a reliefului se opresc în timp. Procesul de nivelare a versanţilor se accentuează când versanţii vecini se întâlnesc şi dau creste. Apar înşeuări ca urmare a variabilităţii la eroziune a rocilor. Între ele se detaşează masive cu aspect de insule numite “inselberg”, axate în special pe rocile cele mai dure. 4.6. RELIEFUL CREAT DE APELE CURGĂTOARE TEMPORARE Prin apă curgătoare se înţelege orice organism hidrologic, indiferent de mărimea lui, care se realizează printr-o scurgere unitară, concentrată pe o fâşie de teren, denumită talveg, albie, vale. Apele curgătoare pot fi permanente şi temporare. Apa curgătoare este un agent principal al modelării reliefului, deoarece transportă către ocean materialul erodat de către toţi ceilalţi agenţi sau prin diverse procese geomorfologice. Eroziunea apelor curgătoare, numită şi eroziune normală, a fost considerată ca factor esenţial al modelării reliefului. Acest termen este în prezent depăşit, deoarece fiecare tip de eroziune este normal pentru o anumită regiune, cu un anumit climat. 4.6.1. Şiroirea Scurgerile la suprafaţa uscatului îmbracă forma de pânză, sau scurgere difuză care trec treptat în scurgeri concentrate-torente. Între aceste două categorii se intercalează şiroirea - care se petrece sub forma unor multiple şuviţe sau curenţi de apă, care se concentrează în şiroaie. Are loc trecerea de la eroziunea în suprafaţă la cea lineară şi se creează excavaţii adâncite şi alungite pe sute de metri. Ele iau naştere în pătura de alterare sau în rocile ce apar la suprafaţă. Şiroirea este foarte răspândită în climatele semiaride sau semiumede unde aversele scurte de ploaie sunt foarte frecvente. De asemenea, în climatul temperat, terenurile în pantă şi dezgolite de vegetaţie sunt foarte expuse procesului de şiroire. Formele care rezultă din procesul de şiroire sunt rigolele, ogaşele sau ravenele. 41
Rigolele - sunt forme elementare de eroziune. Ele sunt şanţurile de câţiva centimetri adâncime şi lăţime, apar în grupuri paralele unele de altele şi au direcţie perpendiculară pe curbele de nivel. Ele îşi schimbă poziţia de la o ploaie la alta, sau în cursul aceleiaşi ploi. În perioada uscată sunt astupate de mişcarea areală a materialelor prin creeping sau de către vegetaţie. Pe terenurile cultivate, astuparea se face prin lucrările solului. Procesele ce se desfăşoară în lungul lor sunt cel de eroziune lineară, de transport şi depunerea materialului erodat în partea de jos a pantei. Ogaşele - sunt forme de relief rezultate prin eroziunea liniară, cu adâncimi de ordinul de zeci de centimetri ce ajung uneori până la 1 sau 2 m. Au talvegul paralel cu suprafaţa topografică a versantului. Când au dimensiuni mai reduse se nivelează prin lucrările agricole. Ogaşele se întâlnesc mai ales în regiunile cu vegetaţie săracă, cu două anotimpuri umed şi uscat. În ţara noastră ogaşele se întâlnesc mai ales pe versanţii cu pantă uniformă şi foarte prelungi, mai ales pe piemonturi şi pe glacisuri. Ravenele - sunt forme de relief cu aspect de şanţ care iau naştere pe suprafeţele înclinate formate din roci friabile în urma scurgerii torenţiale. Ravenele au dimensiuni de la 2-3 m adâncime la câţiva zeci de metri. Talvegul lor prezintă adesea mici trepte, repezişuri sau marmite. Eroziunea conformă este completată de eroziunea regresivă. Ravenele sunt specifice bazinelor superioare ale văilor contribuind la extinderea acestora. În roci argiloase, cu pantă accentuată, revenele se dezvoltă într-o mare densitate, versanţii lor se intersectează adesea , formând ceea ce se numeşte “bad-lands” - adică pământuri rele. 4.6.2. Torenţii Torentul, din punct de vedere hidrologic este un curs de apă temporar format pe suprafeţele înclinate ale terenului în urma concentrării şiroirilor într-un singur curent. Din punct de vedere geomorfologic interesează forma de relief rezultată pentru care G. Vâlsan (1933, 1945) propune denumirea de organism torenţial. Torentul se defineşte ca o scurgere temporară, concentrată de apă, cu mare viteză, rezultat a unor ploi puternice sau a topirii zăpezii. Viteza mare de scurgere este dată de panta accentuată a terenului ca şi de volumul mare de apă care trebuie evacuat într-o unitate scurtă de timp. Acest tip de scurgere se numeşte scurgere torenţială. El este întâlnit şi la cursurile de apă permanente, când debitul şi viteza de deplasare a apei cresc foarte mult, provocând adesea inundaţii. Regimul acestor ape este cunoscut sub numele de regim torenţial. Torentul execută o acţiune de eroziune, transport şi acumulare. Prin acţiunea de eroziune torentul creează o vale îngustă cu versanţi abrupţi dispuşi în formă de V. În zona de obârşie a văii această vale se ramifică sub formă de ogaşe, ravene, viroage, abrupturi, adesea cu alunecări şi prăbuşiri. În partea inferioară torentul creează o depunere - con de dejecţie. Organismul torenţial se compune din: - Bazinul de recepţie - este teritoriul de pe care torentul îşi adună apele. Bazinul de recepţie se extinde treptat prin eroziunea regresivă provocând mici prăbuşiri sau alunecări. În cadrul bazinului vegetaţia este foarte rară, sau lipseşte, eroziunea lineară şi areolară este predominantă. Bazinul de recepţie alimentează torentul cu apă şi cu materialele erodate de pe versanţii săi. - Canalul de scurgere - porneşte din partea cea mai joasă a bazinului de recepţie şi se prezintă ca un jgheab pe care se scurge apa împreună au aluviunile, Acţiunea importantă este cea de transport, dar se execută şi o acţiune de eroziune lineară, de adâncime a canalului de scurgere. În fazele finale de evoluţie a torenţilor se dezvoltă eroziunea laterală. - Conul de dejecţie - are forma unui semicon, şi este constituit din materialele transportate de torent. Când apa torentului ajunge pe o pantă redusă, viteza scade brusc şi materialele sunt depuse, cele mai grele, grosiere la început şi cele mai fine în partea terminală a conului. Conul 42
format domină regiunile vecine, la o nouă viitură acesta îşi va croi drum pe altă cale spre dreapta sau stânga conului anterior formând un nou con. Se creează astfel un con complex, care are o structură lenticulară. Conurile formate din depuneri fine sunt teşite şi se întind pe distanţe mari, pe când cele din particule grosiere, nisipuri, pietrişuri, bolovani sunt mai bombate şi bine conturate. Pe unele pante foarte înclinate, abrupte, pe argile, marne sau loess, există cazuri când bazinul de recepţie ia contact direct cu conul de dejecţie, lipsind canalul. În sudul Olteniei această formă de relief se numeşte hunie. Formarea şi dezvoltarea torenţilor În evoluţia unui organism torenţial se pot deosebi patru stadii: de rigolă sau ogaş, de canal bine dezvoltat, de organism torenţial şi de stadiul de stingere a torentului. - Forma de rigolă apare în zona unde panta este cea mai mare, unde covorul vegetal a fost rupt din anumite cauze. În timpul ploilor, şiroirea se concentrează pe această ruptură treptat se adânceşte, se formează un ogaş care se alungeşte în amonte şi în aval. Spre amonte înaintează regresiv prin mici prăbuşiri în materialul solului. În aval înaintează prin eroziune liniară. Pe măsură ce ogaşul se alungeşte şi gura lui coboară tot mai mult, puterea de eroziune devine tot mai mare. La gura lui se formează mici conuri aplatizate, care sunt erodate la viitura următoare. - Forma de canal bine dezvoltat. Când întinderea ogaşului către aval a ajuns la un teren plan - terasă, luncă, depresiune, aici începe acumularea şi formarea conului de dejecţie. Canalul se dezvoltă numai către amonte. - Forma de organism torenţial se realizează când canalul prin eroziunea regresivă se lărgeşte prin dezvoltarea de tentacule, procesele de eroziune areolară, lineară, alunecări şi mici prăbuşiri se extind în suprafaţă şi în adâncime. Treptat panta torentului scade, scade şi viteza de curgere a apei şi deci şi puterea de eroziune şi transport. Începând cu partea inferioară, el are tendinţa să-şi construiască un profil longitudinal care să nu se mai adâncească, dar care să asigure transportul materialelor din bazinul de recepţie. Torentul caută să-şi realizeze un profil de echilibru. - Ultima fază, de stingere a torentului începe când panta de echilibru duce la stingerea eroziunii liniare şi începe eroziunea laterală asupra malurilor. Fundul talvegului capătă formă de U. Torentul transportă încă mult material din bazinul de recepţie, cu care înalţă conul, micşorând şi mai mult panta de curgere. Cu timpul materialele sunt depuse în canalul de curgere, formându-se un con în spatele celui vechi. Are loc umplerea canalului dinspre aval spre amonte, se ajunge la umplerea rigolelor. Prin acţiunea proceselor de pantă malurile talvegului se atenuează şi vechiul organism torenţial se înierbează, torentul s-a stins. Răspândirea torenţilor Torenţii sunt răspândiţi mai ales în regiunile cu pante mari, pe versanţii munţilor şi podişurilor, dar şi pe pante mici, unde sunt create anumite condiţii: roci friabile, vegetaţie rară, desţelenirea pajiştilor, păşunatul iraţional, climatul cu ploi sub formă de averse. S-a constatat că pe acelaşi tip de pantă şi rocă se dezvoltă acelaşi tip de torent. Cu timpul, unii din ei se alungesc şi devine colector principal, torenţii încep să se ierarhizeze. Ridicările tectonice ale unor regiuni favorizează dezvoltarea pantelor abrupte şi ca urmare şi apariţia torenţilor. Când mişcările tectonice au loc ritmic, depunerea conurilor de dejecţie se face etajat. Când au loc mişcări de lăsare, conurile noi le îngroapă pe cele mai vechi. Importanţa practică Conurile de dejecţie, când nu mai sunt inundabile, sunt folosite pentru aşezări. Ele au o pânză de apă freatică potabilă, solurile formate pe ele sunt adesea fertile. Din materialul conurilor de dejecţie se pot exploata minerale utile. Ele pot fi folosite pentru cercetările geologice ale regiunii. Torenţii produc degradarea terenurilor, pot produce inundaţii prin propriul lor volum de apă transportat sau prin bararea unui râu cu materialele transportate.
43
Măsuri împotriva torenţilor Se pot lua măsuri de prevenire a formării torenţilor, prin împăduriri, păşunat raţional, culturi de plante perene, arat pe curbe de nivel şi măsuri de corectare, pentru oprirea sau încetinirea dezvoltării torenţilor: împăduriri de bazine, cleionaje - gărduleţe, baraje pe canalul de curgere etc. 4.7. RELIEFUL CREAT DE APELE CURGĂTOARE PERMANENTE 4.7.1. Modelarea reliefului sub acţiunea apelor curgătoare permanente Faţă de torenţi, râurile au un curs de apă permanent care îşi are debuşeul în lacuri, mări sau oceane. În urma proceselor de eroziune, transport şi depunere ia naştere canalul de curgere sau valea. Curgerea apei în râu se realizează în mod turbulent şi nu laminar, ceea ce face ca viteza şi direcţia de curgere să varieze foarte mult de la loc la loc. Viteza este mai mare spre mijlocul albiei şi spre suprafaţa apei în sectoarele de vale rectilinii, ea se abate spre malul concav în sectoarele curbilinii. Viteza scade către fundul şi malurile râului datorită rugozităţilor din albie care măresc frecarea. Viteza de curgere a apei este direct proporţională cu panta fundului albiei si a suprafeţei apei şi invers proporţională cu rugozitatea albiei. În timpul viiturilor are loc o creştere a pantei suprafeţei apei şi creşte viteza de curgere. Energia cinetică a apelor curgătoare este în raport direct cu debitul şi viteza de curgere. O parte din energie se consumă pentru învingerea frecărilor interne, datorate vâscozităţii apei şi încărcăturii de material solid în suspensie, şi o parte cu frecările din albie. Când energia cinetică se consumă doar pentru învingerea frecărilor curgerea apei se produce fără manifestarea unor procese geomorfologice. Când frecările depăşesc energia cinetică, începe depunerea materialelor transportate, râul căutând să ajungă la un echilibru între energia cinetică şi frecări. Când frecările sunt mai mici decât energia cinetică râul execută o acţiune de eroziune în albie prin care îşi consumă o parte din energia cinetică mărindu-şi totodată şi cantitatea de material pe care îl transportă, deci frecările interne, râul tinde mereu să ajungă la un echilibru de forţe. Astfel, în diferite sectoare ale râului, procesele care au loc în albie pot fi diferite în funcţie de energiile care predomină, respectiv de eroziune, de transport sau de depunere. Energia cinetică fiind în funcţie de debit şi de viteza de curgere, diversele sectoare ale râului pot fi afectate când de eroziune, când de depunere de materiale. Acţiunea de eroziune a râurilor este unul din cele mai importante procese geomorfologice, deoarece prin aceasta particulele scoarţei terestre sunt îndepărtate din locul lor, râurile creându-şi astfel canalul de curgere. Prin curgerea sa turbulentă râul provoacă mişcări turbionare în albia sa, mărindu-i viteza, apa va exercita o acţiune de erodare asupra fundului albiei şi adâncirea acesteia. Aceasta se numeşte eroziunea liniară sau de adâncime. Viteza de curgere a apei fiind mai mare către suprafaţa apei şi către malul concav, ea va produce o acţiune de eroziune a malurilor, mai intensă prin urmare asupra acestuia, accentuând în plan orizontal sinuozităţile albiei. Aceasta este eroziunea laterală a apei. Acţiunea de eroziune a râurilor este influenţată de duritatea rocilor. Rocile masive, cum sunt cele magmatice, sunt foarte rezistente pe când nisipurile, pietrişurile, argilele, etc. sunt necimentate sau slab cimentate, sunt foarte puţin rezistente la eroziune. Acţiunea de transport se realizează de râu prin consumul unor părţi din energia cinetică. Materialul transportat provine de pe versanţi sau din albia râului. El constituie debitul solid şi se exprimă în m3 / s sau kg / s. Debitul solid este constituit din debitul mecanic (particule de diferite dimensiuni) şi debitul chimic (sărurile dizolvate în apă). Debitul solid depinde de capacitatea de transport şi de cantitatea de material solid ajunsă în albie. Capacitatea de transport depinde de debitul râului şi de viteza de curgere a apei. Cantitatea de material ajunsă în albie este în funcţie de intensitatea eroziunii în cuprinsul bazinului hidrografic. 44
Mărimea particulelor solide care pot fi transportate de râu exprimă competenţa râului. Ea depinde de viteza de curgere a apei şi de grosimea stratului de apă. În măsura în care un bolovan este acoperit de apă, el pierde o parte din greutatea lui, conform principiului lui Arhimede, şi presiunea apei în mişcare se exercită pe toată secţiunea expusă curentului, încât blocul poate fi rostogolit şi deplasat. Deplasarea materialului solid se face în mai multe moduri: prin târâre şi rostogolire, prin salturi şi prin suspensie. Pietrişul şi bolovănişul sunt transportate prin târâre şi rostogolire. Bolovanii de 10-30 m diametru pot fi târâţi dacă curentul de apă are viteze de 1,2-1,7 m/s. Curgerea turbionară face ca particulele mai fine să fie ridicate de pe fundul albiei, deplasate pe o anumită distanţă, unde viteza a scăzut, se depun. Ele pot fi reluate de un alt vârtej. Nisipul fin poate fi transportat prin salturi la o viteză a apei de 0,15 m/s, iar argila la 0,075 m/s. În suspensie sunt transportate particulele cu dimensiuni mai mici de 0,03 mm. Acest transport reprezintă turbiditatea râului şi se exprimă în grame de material solid pe metrul cub de apă (g/m3). Valoarea medie a turbidităţii râurilor de pe glob, după unele calcule, ar fi de 360g/ m3. În ocean ar fi transportate anual cca. 76 miliarde tone material solid, îndepărtându-se astfel cca. 134 t/km2 de pe suprafaţa întregului uscat. Depunerea materialelor se întâmplă când viteza apei scade şi competenţa râului este mai mică decât diametrul particulelor transportate. Materialul depus de râuri se numeşte aluviune. După mărimea particulelor depuse el poate fi exprimat în bolovănişuri, pietrişuri, nisipuri, luturi, argile. Se constată o sortare a particulelor, dinspre amonte spre aval, pe măsură ce scade panta râului. În amonte domină bolovănişurile şi pietrişurile şi spre aval diametrul particulelor scade treptat. Sortarea nu este perfectă, pietrişul şi bolovănişul amestecându-se cu nisipuri mai grosiere sau mai fine. Cele trei acţiuni ale răului se pot produce simultan în acelaşi sector, dar eroziunea predomină în sectorul superior, transportul în sectorul mijlociu iar aluvionarea în sectorul inferior. 4.7.2. Formele de relief create de procesele fluviale Apa râurilor exercită asupra reliefului terestru acţiuni de eroziune, transport şi depunere a materialelor, râurile fiind astfel agenţi modelatori ai scoarţei terestre. Principalele forme de relief create de procesele fluviale sunt văile. Văile fluviale sunt forme negative de relief care sunt alungite pe distanţe de zeci, sute sau mii de kilometri, cu lăţimi de zeci sau sute De metri, uneori de zeci de kilometri sau depăşind chiar 100 km, Valea este constituită din două elemente principale, fundul văii sau albia râului şi versanţi. La râurile cu variaţii mari de debit şi nivel, se individualizează o albie minoră, prin care apa se scurge la nivele mici şi o albie majoră, prin care apa se scurge în timpul viiturilor. 4.7.2.1.Albia minoră Are aspectul unui canal cu maluri line sau abrupte. Linia care uneşte punctele cele mai joase de pe fundul albiei minore constituie linia de talveg sau talvegul râului. În plan orizontal forma albiei minore este cel mai adesea ondulată. Atunci când ondularea devine foarte pronunţată spunem că râul are meandre. Fâşia de teren delimitată de tangentele la buclele meandrelor se numeşte patul meandrelor. Gradul de meandrare a unui râu reprezintă raportul între lungimea albiei minore şi lungimea patului meandrelor. Formarea meandrelor se datorează modului de deplasarea al moleculelor de apă în timpul curgerii. Procesul de meandrare este influenţat de panta longitudinală a albiei. La râurile cu pantă mai mică de 1m/km se produce o meandrare foarte puternică, apărând chiar meandre compuse, Meandrarea depinde şi de debitul râului, la aceiaşi pantă un râu cu debit mic are o meandrare mai puternică decât un râu cu debit mare. Meandrarea este influenţată şi de duritatea rocilor, cu cât acestea sunt mai dure cu atât meandrarea este mai mică. Un meandru este constituit din bucla meandrului, formată de albia minoră care s-a abătut de la direcţia generală de curgere a râului, pentru a reveni iarăşi la aceeaşi direcţie ceva mai în 45
aval. Bucla meandrului cuprinde în interiorul ei o porţiune de uscat numită popină, grădişte sau lob al meandrului. Porţiunea care uneşte popina cu restul şesului se numeşte peduncul. Albia minoră în zona buclei meandrului prezintă malul concav, abrupt, iar malul convex, lin. Asupra malului concav râul exercită o continuă eroziune laterală, iar pe malul convex are loc depunerea de aluviuni, formându-se o renie. Eroziunea laterală duce treptat la îngustarea continuă a peduncului care până la urmă este străpuns, râul rectificându-şi cursul. Bucla rămâne lateral faţă de cursul principal şi este izolată de râu prin aluviunile depuse în capetele buclei, constituindu-se astfel un meandru părăsit, numit şi belciug, potcoavă sau colac. El păstrează apă o lungă perioadă de timp. Prin eroziunea laterală a râului are loc o deplasare continuă lentă, a meandrului către aval. Mişcările scoarţei influenţează de asemenea evoluţia meandrelor. Mişcările de subsidenţă duc la creşterea meandrări râurilor. Mişcările de înălţare aşa duc la adâncirea albiei minore şi la formarea numitelor meandre încătuşate. Când înălţarea se accentuează, meandrele încătuşate se transformă în meandre de vale. În albia minoră, pe lângă renii (depuneri de aluviuni pe malul convex al albiei), se întâlnesc ostroave. Ele sunt forme pozitive constituite din aluviuni. Ostroavele au o formă alungită, cu axa mare pe direcţia de deplasare râului. La nivelele normale ale râului, ele nu sunt inundate, dar la viituri sunt adesea acoperite de ape. Ostroavele mici pot fi uneori erodate la viituri puternice. Prin mişcările de pendulare a râului, unele ostroave pot fi aluvionate puternic şi să se alipească albiei majore. Profilul longitudinal al albiei minore este dat de linia de talveg. Profilul poate avea forme diverse, cu repezişuri, praguri, abrupturi sau pante line. Râul în deplasarea sa tinde să-şi formeze un profil longitudinal de formă concavă, foarte abrupt la izvoare şi cu pante tot mai mici către vărsare. Capătul de jos al acestei curbe se numeşte nivel de bază. Nivelul de bază general este reprezentat de nivelul mării, către care tinde să ajungă toate apele curgătoare. Modificarea poziţiei acestui nivel, duce la modificări în acţiunea râurilor. Ridicarea nivelului, duce la accentuarea aluvionărilor şi înălţarea albiei, iar coborârea nivelului duce la intensificarea eroziunii şi adâncirea albiei. Nivelul de bază general şi influenţa sa asupra evoluţiei bazinului hidrografic este o noţiune mai mult teoretică, pentru că în realitate sunt situaţii când profilul longitudinal este sub nivelul de bază general, cum este cu Dunărea, Rinul, Volga, Garonne etc. Albia minoră se continuă adesea pe şelful marin fiind erodată în continuare de râu sub nivelul mării. În afară de nivelul de bază general, se întâlnesc nivele de bază locale, reprezentate de confluenţele râurilor sau apariţia unor praguri de roci dure. În procesele de eroziune, transport şi depunere, râul tinde mereu către un echilibru al forţelor care intervin. Aceste forţe acţionează asupra sectoarelor de albie, astfel, încât treptat, panta albiei să capete o asemenea valoare încât să nu se genereze nici surplus, nici deficit de energie cinetică. În acest fel asigurându-se deplasarea apei şi a încărcăturii solide fără eroziune sau aluvionare. Acest profil longitudinal se numeşte profil de echilibru. Profilul de echilibru începe să se realizeze dinspre nivelul de bază către amonte. Apar mereu factori care deranjează echilibrul (mişcări tectonice, schimbări climatice, roci dure etc.). De aceea profilul de echilibru este un profil ideal. În realitate există un profil de echilibru provizoriu sau dinamic care este în continuă evoluţie. 4.7.2.2.Albia majoră Este înţeleasă mai mult ca noţiune hidrologică, reprezentând acea porţiune a văii prin care se scurg apele la viituri. Această porţiune se mai numeşte zona inundabilă a văii sau luncă. În luncă sunt forme de relief care nu sunt inundabile, ca: popinele sau grădiştele, conurile de dejecţie şi glacisurile. Lunca este o formă de relief relativ neted, cu înclinare din amonte spre aval. Relieful longitudinal al luncii este oarecum paraleli cu cel al talvegului. Profilul transversal este mai complicat, prezentând o serie de microforme de relief, pozitive şi negative, grinduri şi depresiuni. Grindurile iau naştere prin depunerea materialelor mai grosiere în timpul viiturilor. Când râul depăşeşte malurile, viteza apei scade brusc şi materialele mai grosiere sunt depuse imediat, iar cele mai fine sunt transportate mai departe de mal. Astfel, de regulă, grindurile sunt 46
constituite din depozite mai grosiere, pe când în arealele depresionare se depun materiale mai fine. Când în cadrul luncii curge doar un râu, lunca prezintă doar 2 grinduri de o parte şi de alta a râului. Uneori un afluent al râului nu poate străpunge grindul de mal şi atunci curge paralel cu râul principal pe zeci de kilometri (Jijia şi Prutul). Acestea îşi creează propriile grinduri, iar în sectoarele unde râurile se apropie se realizează un grind dublu sau uneori ele pot constitui un grind median comun. În zona depresionară de dincolo de grind, se întâlnesc adesea meandre părăsite sau vechi albii minore umplute cu apă. Spre marginea luncii, terenul este mai înalt datorită materialelor aduse de pe versanţi şi a conurilor de dejecţie. Uneori în cadrul luncii se mai pot individualiza unele trepte denumite terase de luncă. Unele mai pot fi inundabile la viituri foarte mari, dar altele rămân neinundabile. Lungimea albiilor majore variază în funcţie de lungimea râurilor, ele de obicei lipsesc în sectorul dinspre izvoare, sau în sectoarele de îngustare a văii, cum sunt defileurile. Ex. Trotuşul în defileul Cireşoaia, Dunărea la Cazane, Oltul în defileul Turnu Roşu - Cozia etc. Lăţimea luncilor variază şi ea foarte mult, dar, în general, lăţimea lor creşte din amonte către aval. O luncă este alcătuită din patul văii, adică suprafaţa de eroziune sculptată în rocile de bază. Peste această suprafaţă sunt depuse materialele aluvionare. Ele sunt mai grosiere în amonte şi mai fine în aval şi, de obicei, mai grosiere în baza luncii şi mai fine în partea superioară. Aluviunile mai grosiere din bază reprezintă aluviul de albie, ele depunându-se în albia minoră, iar aluviunile mai fine constituie aluviul de luncă, ele depunându-se în cadrul luncii în timpul viiturilor. Eroziunea liniară şi laterală, meandrarea şi deplasarea laterală a râului adâncesc şi lărgesc valea. Lărgirea accentuată a văii se realizează când talvegul râului se apropie de profilul de echilibru. 4.7.2.3.Terasele fluviale Terasa este o formă de relief cu aspect de treaptă, alungită, desfăşurată mai mult sau mai puţin fragmentar în lungul văii unui râu şi care a funcţionat iniţial ca una din albiile sale majore. Cauzele care duc la formarea teraselor sunt legate de schimbările climatice sau tectonice. Acestea scot râul din profilul de echilibru, obligându-l să se adâncească. Astfel, lunca devine din ce în ce mai puţin inundabilă şi cu timpul rămâne suspendată faţă de noua albie. Este posibil ca acest proces de formare a teraselor să se repete şi astfel, în lungul unui râu să întâlnim mai multe nivele de terase. Elementele morfologice şi structurale ale teraselor Terasele prezintă patru elemente specifice - podul, ţâţâna, muchea şi fruntea terasei. - Podul terasei reprezintă partea superioară a terasei, suprafaţa fostului şes care a rămas suspendat. El are aspect plan, cu o slabă înclinare către avalul văii. Când terasa este parazitată de glacisuri coluvio - proluviale, atunci prezintă şi o înclinare către axul văi. - Ţâţâna terasei este linia de unire a podului terasei de versantul pe care se sprijină. La terasele mai vechi acest contact poate fi mascat de coluvii sau proluvii. - Muchea terasei reprezintă marginea podului către axul văii sau linia de contact dintre podul terasei şi fruntea terasei. Muchea poate avea un contur foarte diferit, în funcţie de prezenţa unor ravene, torenţi etc. - Fruntea terasei (taluzul) reprezintă planul înclinat care mărgineşte terasa spre axul văii. Fruntea terasei se formează atât prin eroziunea în adâncime a râului cât şi prin eroziunea laterală a frunţii terasei, eroziune care lărgeşte valea propriu-zisă şi creează posibilitatea de formare a unei noi terase. Structura unei terase poate fi variată. De obicei, o terasă poate fi formată dintr-un soclu, care constituie roca de bază. Suprafaţa soclului reprezintă vechea talpă a văii. Peste soclu se suprapune aluviul de terasă. Acesta reprezintă stratul de aluviuni care intră în alcătuirea luncii. Acest aluviu are de obicei în bază un strat de pietrişuri şi apoi un strat mai fin nisipo-lutos, depus în perioada când râul inunda mai rar şi mai puţin lunca. Uneori sunt depuse depozite loessoide sau chiar loessuri, ce conţin intercalate orizonturi de soluri fosile. Terasele pot fi împărţite după natura alcătuirii lor în: - Terase în rocă - care nu au aluviu, sau doar un strat foarte subţire; 47
- Terase mixte - care au un soclu şi un aluviu foarte bine dezvoltat; - Terase aluviale constituite numai din aluviuni. Ele se formează atunci când în faza de aluvionare a râului se depun stive groase de aluviuni. Apoi râul, în evoluţia sa se adânceşte în propriile aluviuni, sculptându-şi terase. Ex. Bistriţa la ieşirea din munte la Piatra Neamţ, a depus un strat de cca. 40 m aluviuni, în care ulterior râul a sculptat terasele de 20-25 m, 10 m, 78 m, frunţile acestora fiind alcătuite numai din aluviuni. Elementele morfometrice ale teraselor. - Altitudinea terasei se poate măsura după reperul general, nivelul marin şi în acest caz se defineşte altitudinea absolută a terasei. Mai semnificativă este altitudinea relativă, măsurată de obicei între fundul văii în sectorul unde există terasa şi podul terasei. Cei mai mulţi geomorfologi consideră că reperul de pe fundul văii trebuie să fie lunca actuală, deoarece râul este aproape de profilul de echilibru, iar podul terasei a fost cândva luncă. Deci, altitudinea relativă a terasei ar reprezenta distanţa pe verticală şi în timp între două etape din evoluţia văii. Alţi geomorfologi preferă să măsoare altitudinea relativă a teraselor luând ca reper talvegul râului, nivelul obişnuit sau nivelul de etiaj al râului. Talvegul este acoperit cu un strat de apă, nivelele râului nu sunt un reper precis, astfel, apărând erori de măsurătoare de la un cercetător la altul. Nivelul podului terasei, reperul superior, se consideră un punct situat la mijlocul distanţei dintre ţâţâna terasei şi muchia terasei. Atunci când podul terasei este plan, se poate considera acest reper pentru măsurătoare, dar când podul terasei este coluvionat cu materiale de pe versantul văii, el prezentând o înclinare accentuată către muchea terasei, atunci, dacă există deschideri naturale sau foraje, se ia ca reper nivelul aluviului terasei, neţinându-se cont de grosimea coluviului. Cel mai adesea se încearcă delimitarea coluviului ţinând cont de panta lui. Un alt reper îl constituie suprafaţa soclului terasei care reprezintă talpa văii din etapa formării vechiului şes. De obicei, se dă şi altitudinea relativă a soclului terasei pe lângă altitudinea relativă a podului terasei, deoarece, uneori, nu mai există paralelisme între aceste două repere. Spre exemplu, în partea inferioară a Prutului şi Siretului soclul terasei coboară sub nivelul talvegului actual, faţă de podul terasei care se menţine mai sus. Această situaţie este cauzată de mişcările de subsidenţă din această zonă şi de a oscilaţiile de nivel ale Mării Negre. Adâncirea văilor s-a produs în perioadele glaciare, când nivelul mării era coborât, iar aluvionarea în interglaciar, când nivelul mării era ridicat. De aici lipsa paralelismului. De asemenea, în sectoarele cu mişcări tectonice de ridicare nu se acumulează aluviuni, sau se acumulează în strate subţiri, pe când în sectoarele subsidente, acumularea de aluviuni este foarte intensă, astfel, apar neconcordanţe între altitudinile podului terasei şi a soclului ei. - Numerotarea teraselor apare ca o necesitate în descifrarea evoluţiei teritoriului, pentru a putea urmări fiecare nivel de terasă în lungul văii. La început terasele au fost denumite după localitatea unde erau reprezentate mai bine. Dar aceasta nu spunea nimic despre altitudinea despre raportul cu celelalte terase. S-a ivit necesitatea de a fi numerotate. Unii cercetători le-au numerotat începând cu cea mai veche, adică cea mai înaltă. Dar în unele sectoare aceasta a fost distrusă, astfel că numerotarea se făcea de la un nivel mai jos, ceea ce producea încurcături. Unii cercetători au început numărătoarea cu terasele cele mai joase şi deci cele mai noi. Aceste trepte din cadrul luncii care sunt supuse încă inundaţiilor, chiar cele inundate la viituri excepţionale, se numesc terase de luncă. Numerotarea teraselor începe cu prima terasă a cărei altitudine relativă îi scoate podul de sub influenţa râului, la care se adaugă altitudinea relativă faţă de luncă. Dar şi această numerotare poate avea greutăţi deoarece aceeaşi terasă într-un loc poate avea o altitudine şi în alt loc altă altitudine relativă. Terasa Bistriţei care la Piatra Neamţ are 15 m alt. relativă, la Buhuşi are abia 5 m. Criteriul altitudinal permite precizarea vârstei relative a teraselor, întrucât cele mai înalte sunt cele mai vechi. Excepţie fac terasele în foarfece, unde cele mai coborâte sunt cele mai vechi. După poziţia în cadrul văii, terasele se mai pot grupa în terase de fund de vale şi terase de versant. Cele de fund de vale cuprind terasele de luncă şi terasele cu altitudini mici, până la 10 m, mai rar 20-30 m. Terasele de versant, au înălţimi mai mari, sunt mai mici şi sunt suspendate pe versant. Unele pot rămâne la nivelul interfluviilor, ca urmare a eroziunii versanţilor. Aşa este 48
terasa de 160 m a Bahluiului, în dreptul Iaşului, care domină spre nord toate interfluviile până la valea Jijiei. După felul cum sunt reprezentate în cuprinsul văii, se spune că avem terase monolaterale care apar doar pe o parte a râului şi terase bilaterale care apar pe ambele părţi. - Originea teraselor Formarea unei terase se petrece în mai multe faze: - o fază de adâncime a râului - o fază de regularizare a profilului longitudinal cu predominarea eroziunii laterale şi lărgirea văii. - o fază de aluvionare, cu formarea şesului aluvial. - o nouă fază de eroziune liniară cu adâncimea văii, lăsând suspendată o parte din fostul şes, care devine astfel terasă. Pentru explicarea acestor schimbări s-au invocat mai multe cauze: - Mişcările eustatice - oscilaţiile de nivel ale mărilor şi oceanelor. Ele au fost frecvente în Pleistocen, când în timpul glaciaţiilor o mare parte din apă era blocată în calotele glaciare. Se apreciază că în timpul ultimei glaciaţii, nivelul oceanelor era coborât cu cca. 120-140 m faţă de cel actual, iar în timpul interglaciarelor, topirea unei părţi din gheţari a dus la ridicarea nivelului marin. Se pare că în timpul Cuaternarului au fost până la 6 perioade glaciare. Aceste mişcări ale nivelului oceanic au mai fost denumite mişcări glacioeustatice. Cercetările au arătat că în cursul inferior al râurilor ce se varsă în Marea Neagră, peste depozitele fluviale, depuse la începutul perioadelor interglaciare, când creştea nivelul mării, sunt depuse sedimente marine şi limanice, ceea ce arată că prin continuarea ridicării nivelului mării, avea loc o transgresiune cu formare de golfuri marine în cursul inferior al râurilor. Variaţiile climatice de care depinde existenţa şi starea învelişului vegetal au influenţat şi alimentarea şi scurgerea râurilor; variaţiile de debit şi nivel influenţând acţiunea de modelare a reliefului prin eroziune, transport şi aluvionare. Deci, pe lângă schimbările poziţiei nivelului de bază, s-au produs şi modificări ale proceselor fluviale, care au contribuit la formarea teraselor. - Mişcările scoarţei - prin ridicarea scoarţei se intensifică adâncirea văilor, iar prin subsidenţă are loc aluvionarea intensă. O ritmicitate în aceste mişcări duce la formarea teraselor. În cazul râurilor mari, în unele sectoare se manifestă mişcări de înălţare a scoarţei iar în altele mişcări de coborâre. Studiul teraselor ne ajută să cunoaştem evoluţia văilor, mişcările scoarţei, variaţiile climatice. Ele ne oferă diverse materiale de construcţie (nisip, pietriş, luturi etc.), au bogate strate acvifere şi sunt terenuri bune pentru construcţii sau alte utilităţi. 4.7.2.4.Tipurile de văi fluviale Văile fluviale pot fi împărţite după formă şi lărgime. Văile simetrice - prezintă un înalt grad de simetrie faţă de un plan vertical median. Ambii versanţi prezintă înclinări aproximativ egale şi au înfăţişare asemănătoare. Aceste văi pot varia ca lărgime, deosebindu-se: - Văi largi, ce prezintă o lăţime mare a fundului văii, având o luncă foarte largă şi terase mari de fund de vale. Versanţii au înclinări diferite şi pot prezenta terase cu extindere diferită, ele au aspectul de trapez. - Văi înguste, ce au fundul îngust, uneori mărginit doar la lăţimea albiei minore. După forma profilului deosebim: - Văi în chei , cu profil transversal în formă de V, versanţii au înclinări foarte mari, lipsind albia majoră. Sunt spectaculoase cheile săpate în roci dure. - Văi în canion , sunt mai largi decât cele în chei, au fundul plat reprezentat şi de o albie majoră. Versanţii sunt foarte înclinaţi, abrupţi, cu trepte formate în stratele de roci mai dure. Asemenea văi se formează în roci omogene cu structură tabulară. Ex. Canionul Colorado ce are peste 1500 m adâncime. - Văile în defileu, reprezintă un sector de vale îngustă cuprins între două sectoare de vale largă. Ex. Defileul Dunării, Defileul Oltului. Defileurile apar acolo unde râul traversează un sector de roci dure sau traversează un lanţ muntos. 49
Văile asimetrice Sunt văi care au profil transversal asimetric, versanţii variind atât ca lungime cât şi ca înclinare. Asimetria văilor se poate datora unor cauze geologice. - Cauze structurale, în structurile monoclinale, văile orientate transversal faţă de direcţia stratelor sunt asimetrice, un versant este mai puţin înclinat şi mai prelung, fiind cel conform înclinării stratelor, iar celălalt este mai abrupt şi mai scurt, el retezând stratele în cap. Aceste văi se mai numesc subsecvente. - Cauze litologice , intervin atunci când un versant este sculptat în roci dure, iar celălalt este în roci moi. Cel în roci dure este abrupt, iar cel în roci moi este domol. - Cauze tectonice, văile fiind instalate pe falii tectonice. Versantul modelat în blocul de scoarţă înălţată poate fi abrupt, pe când cel opus rămâne mai jos şi este mai domol. Ex. Valea Dunării în lungul Dobrogei. Mişcările tectonice pot provoca deplasarea laterală a râului cu erodarea versantului către care se produce deplasarea, acesta devine mai abrupt, fiind erodat la bază. - Cauze climatice, pot provoca asimetrii slabe, mai ales în văile sculptate în roci moi. Versanţii expuşi către direcţia din care suflă vânturile care aduc ploi ca şi versanţii mai umbriţi sunt mai înclinaţi, fiind afectaţi de eroziune şi alunecări mai intense. 4.7.2.5.Evoluţia văilor Începutul formării unei văi poate porni de la o formă de rigolă, ogaş sau ravenă. Se poate vorbi de stadii de evoluţie a văii: - Stadiul de tinereţe, în care văile sunt scurte, înguste, cu rupturi de pantă, fără terase. - Stadiul de maturitate, cu profil longitudinal mai regularizat, valea este largă cu şes bine format şi versanţi slab înclinaţi. - Stadiul de bătrâneţe, cu profil longitudinal apropiat de profilul ideal de echilibru, şesul larg, albia minoră puternic meandrată, versanţii domoli, apropiaţi şi ei de profilul de echilibru. Evoluţia văilor poate fi perturbată prin intervenţia unor factori exteriori sistemului. - Mişcările scoarţei, ce pot modifica profilul longitudinal de echilibru. Ele provoacă adâncirea şi întinerirea sectorului de vale în zona cu mişcări de înălţare a reliefului sau provoacă aluvionarea şi îmbătrânirea văii în sectoarele subsidente. - Schimbările poziţiei nivelului de bază, modifică la fel evoluţia văilor. - Prezenţa unor roci dure, constituie nivele de bază locale pentru partea din amonte. - Variaţiile climatice, modifică evoluţia văilor prin schimbările produse în debitul şi regimul râurilor, prin schimbările în învelişul vegetal ce au implicaţii în evoluţia versanţilor, a debitului solid al râului etc. 4.7.2.6.Captările fluviale Sunt fenomene naturale prin care apa unui râu este preluată de alt râu. De obicei, captările se datorează proceselor de eroziune care distrug o porţiune dintr-un interfluviu, permiţând apei dintr-un râu să treacă în altul. Prin acţiunea de eroziune exercitată atât de râu cât şi de procesele de versant, se ajunge la o scădere a altitudinii relative a interfluviilor faţă de râurile vecine. Extinderea unui bazin hidrografic se face în dauna bazinului vecin. Câştigul este de partea bazinului care are condiţii mai favorabile pentru eroziune. Cauzele care favorizează captările fluviale: - Diferenţa dintre nivelele de bază locale. Nivelele de bază mai joase au pantă mai mare şi putere de eroziune mai mare. - Diferenţa de alcătuire geologică. Râul se poate adânci rapid în roci moi, ceea ce favorizează captarea unui râu care se adânceşte mai greu în roci dure. Mişcările tectonice provoacă adâncirea diferenţiată a unor văi, modificând puterea de eroziune a acestora şi implicit posibilitatea de captare a unui râu vecin. Tipurile de captări - Captările frontale se produc în regiunea izvoarelor unor râuri cu cursuri în direcţii contrare. Râul cu nivel de bază mai jos îşi împinge izvoarele prin eroziune regresivă în valea râului opus, alungindu-şi valea în dauna celuilalt. Ex. Formarea Defileului Dunării prin captarea unui râu care curgea spre Câmpia Panonică, de către un râu ce curgea spre Câmpia Română. 50
- Captările laterale se produc în cazul unor râuri care au direcţii de curgere perpendiculare. Adesea un râu, pătrunde prin eroziune regresivă în valea altui râu, deturnându-l. - Captările prin alipire se produc când două râuri curg prin aceeaşi vale, râul care are albia mai adâncă, prin eroziune laterală va capta apa celuilalt râu. - Autocaptarea se produce prin străpungerea pedunculului meandrului, râul rectificându-şi cursul. - Captările iminente sunt cele pe cale să se producă. O asemenea captare se poate produce între bazinul Prutului şi Siretului. Albia Prutului este cu 160 m mai jos decât cea a Siretului. Afluenţii Prutului, în speţă Jijia prin afluenţii Corhana şi Fundoaia, au ajuns prin eroziune regresivă în valea Siretului, atacând în zona localităţii Bucecea, terasa de 10 m a Siretului. În această zonă, albia celor două râuri este cu 70 m mai jos decât albia Siretului. - Captări în curs de realizare - când un râu a început deja să piardă apă din bazinul său în favoarea altui râu. C. Martiniuc (1946) . menţiona că în apropiere de oraşul Fălticeni, o parte din apa freatică din şesul şi terasa inferioară a Moldovei se scurge şi iese sub formă de izvoare puternice, alimentând Şomuzul Mare. Interfluviul dintre cele două râuri este terasa inferioară a Moldovei care este atacată de eroziune şi alunecări dinspre Şomuz. Identificarea captărilor - se face prin elemente morfologice specifice. - cotul de captare - este cotul brusc pe care îl face râul în punctul în care a fost captat. - valea decapitată - este sectorul de vale din aval de punctul de captare al râului captat. Acest sector adesea este o vale seacă, sau râul este prea mic pentru a avea o vale aşa de mare. Valea decapitată rămâne suspendată şi apare ca o înşeuare de captare, în care prezenţa aluviunilor atestă clar că pe acolo îşi continua cursul râul captat. 4.7.3. Formele de acumulare create de procesele fluviale 4.7.3.1.Conurile de dejecţie Aceste forme de relief sunt similare cu cele create de torenţi, doar că au forme mult mai plate şi mult mai extinse. Ele se formează acolo unde râul trece într-o unitate mai netedă cu pantă mai mică. Râurile depun de asemenea conuri de dejecţii în albiile majore ale colectorului mai mare. În zonele deluroase, râurile depun conuri de dejecţie în propriile albii majore. Când conurile se extind foarte mult peste câmpii, sunt denumite delte continentale. 4.7.3.2.Piemonturile Sunt forme de acumulări fluviale ce se prezintă ca nişte câmpuri netede, mai mult sau mai puţin înclinate, ce se extind pe zeci sau sute de km, făcând racordul între munte şi zona joasă din faţa lor. Construcţia lor se face în detrimentul câmpiei, pe care o fosilizează, dar şi în detrimentul muntelui de unde sunt aduse aluviunile şi pe rama căruia piemontul înaintează. Geneza piemonturilor este legată de condiţia tectonică şi condiţia climatică. Condiţia tectonică se realizează când mişcările de înălţare devin pe tot lanţul muntos şi când ridicarea este generală, încât apele marine încep să se retragă şi acumulările depăşesc mişcările subsidente. Procesul este cu atât mai activ cu cât ridicarea muntelui este continuă şi râurile nu reuşesc să ajungă la condiţia de profil de echilibru. Cele mai caracteristice piemonturi se întâlnesc pe latura sudică a Himalaiei, apoi piemonturile mediteraneene ale Alpilor sau piemonturile Cordilierilor americani. Condiţia climatică realizează un regim hidrologic spasmodic, datorită ploilor rare şi cu mare intensitate. Aici intră regimurile climatice musonice, mediteraneene, cele semiaride, în general. Materialele nu pot ajunge până la mare deoarece la ieşirea din munte panta de curgere se micşorează foarte mult, apele se împrăştie pe o suprafaţă mare şi scade astfel puterea de transport. În acelaşi timp au loc infiltrări în aluviunile câmpiei şi totodată există o evaporare mare cauzată de extinderea apelor în suprafaţă. Geneza şi evoluţia piemonturilor se petrece fazial.
51
Fazele ascendente - Faza de conuri piemontane. Formarea de mari conuri acumulative Râurile mari formează conuri foarte extinse şi plate. Râurile mici formează conuri restrânse şi înclinate. În funcţie de debit şi încărcătură conurile pot fi remodelate, prin eroziune sau acumulări. - Faza de glacis aluvial, sau de îngemânare a conurilor - Faza de extindere a glacisului, când piemontul devine o câmpie piemontană pe care râurile răspândesc cantităţi imense de aluviuni. Aceasta este ultima fază ascendentă ce poate dura perioade îndelungate. Pot apărea mai multe pânze aluviale principale despărţite de discordanţe de natură erozivă, cauzate de variaţii climatice, mişcări ale nivelului de bază, atingerea profilului de echilibru a văilor între munte şi piemont, sau mişcările scoarţei. Fazele descendente Aceste etape încep când procesul de acumulare a încetat să mai fie preponderent. Acest fapt se poate datora atingerii unui echilibru între eroziune şi transport, râurile transportând tot materialul până la mare. Piemonturile îşi păstrează forma, dar se reduc lent, pe principiul reducerii profilului de echilibru dinamic. Intervin însă cauze care accelerează evoluţia descendentă prin fragmentarea şi distrugerea piemontului, - Faza de platouri piemontane sau faza desprinderii piemontului de munte. Această fază începe când piemontul a încetat să se mai construiască şi când apar primele tendinţe de adâncire a reţelei hidrografice. Are loc atât o eroziune liniară cât şi una laterală, formându-se terase. Uneori râurile nu mai reuşesc să îşi păstreze cursul longitudinal şi deviază lateral, se formează depresiuni alungite, uneori se extind prin captări. În ambele cazuri, apar la contactul cu muntele unele bazinete şi înşeuări care detaşează piemontul de munte. Văile ce despart fâşiile de platou îşi au originea în munte, iar o altă generaţie de instalează la poala piemontului, alimentată de izvoarele de la baza pietrişurilor. La această fază piemontul este bine individualizat, fiind rupt de munte, iar linia de izvoare ca şi bazinele de văi, ce se nasc acum, îl delimitează de câmpie. - Faza de început a fragmentării longitudinale, se realizează prin adâncirea în primul rând a văilor coborâte din munte. Văile, dezvoltându-se în material aluvionar, se lărgesc foarte repede. Pe măsură ce se dezvoltă şi reţeaua proprie de văi, interfluviile se îngustează, tinzând către forma de creste. Evoluţia aceasta poate continua până la formarea unei câmpii piemontane de eroziune. Ea poate apărea şi în fazele anterioare de construcţie a piemontului. - Faza fragmentării transversale, începe atunci când apar afluenţi laterali născuţi în piemont. Aceştia se dezvoltă când râurile principale depăşesc baza pietrişurilor. Interfluviile sunt îmbucătăţite şi piemontul capătă un aspect deluros. Reţeaua de văi se va impune epigenetic asupra stratelor subiacente. Pot apărea uneori chei (în roci dure), unde eroziunea este favorizată se pot produce captări etc. - Faza fragmentării totale sau a martorilor piemontani se realizează când văile şi bazinetele de eroziune s-au instalat adânc pe locul piemontului. Versanţii se întretaie sub vechiul nivel piemontan, Din loc în loc, se mai păstrează petice din vechea pânză aluvială. Vechiul piemont s-a transformat într-o regiune colinară sau deluroasă. Reţeaua hidrografică din piemonturi Reţeaua este puţin densă, curge la suprafaţă, malurile fiind săpate în aluviuni. Albiile se colmatează repede, cursurile divaghează, deversează şi se produc captări. Râurile au puţină apă, dar se umflă în timpul averselor. Când piemontul a încetat să se construiască, reţeaua hidrografică se adânceşte devenind stabilă şi se impune epigenetic, Se creează o nouă reţea de văi cu izvoarele în piemont, ce se adaptează formei conurilor piemontane, fiind alimentată de pânzele de apă subterană. Structura piemonturilor Piemonturile prezintă o structură încrucişată, fiind construite începând cu pietrişuri de diferite dimensiuni, amestecate cu nisipuri şi lentile de argilă. Mărimea fracţiunilor granulometrice scade din amonte către aval. Pietrişurile mărunţite se pot întâlni până la mari distanţe de munte, dar la periferia piemontului domină nisipurile şi argilele. Aluviunile, de obicei, 52
devin tot mai fine către suprafaţa piemontului, deoarece în ultima fază ascendentă de evoluţie a piemontului, aluvionarea este tot mai redusă şi cu materiale mai fine. Prezenţa blocurilor mari este rezultatul acţiunii scurgerilor torenţiale. Ele se întâlnesc mai ales, aproape de munte, posibilităţile de transport la distanţe mari fiind reduse. În evoluţia piemonturilor apar perioade de alterări a materialelor depuse cu formarea de argile. Uneori au culoare roşie, ca la poala Alpilor italieni. Alteori sunt negre ca în Piemontul Getic sau Piemontul Bârzavei. Tipurile de piemont Se pot clasifica după tipurile de munţi: - la poalele masivelor vechi - la poalele munţilor alpini, Alpi-Himalaia - la poalele lanţului Carpatic, Pirinei, Atlas, Caucaz După climă piemonturile sunt de: - climat mediteranean - climat musonic - climat subdeşertic - climat temperat După stadiul de evoluţie piemonturile sunt: - funcţionale - nonfuncţionale - fosile - relicte, incluse în alte noi unităţi de relief Importanţa studiului piemonturilor Piemonturile constituie una din formele cele mai mari de acumulare subaeriană. Structura piemontului indică desfăşurarea morfogenezei şi evoluţia raporturilor în timp între munte şi câmpie. Pentru aceasta se vor cerceta - sedimentele - grosime - pânze aluviale - granulometrie - cruste - litologie - formele - forma piemontului - altitudinile - extinderea conurilor - profilul longitudinal - suprafeţele de eroziune - terasele - bazinetele - studiul văilor Prin studiul piemonturilor se poate aprecia: - evaluarea mişcărilor tectonice de ridicare a lanţului muntos - evoluţia subsidenţelor din regiunea de câmpie - evoluţia frontului muntos - retragerea frontului prin înaintarea piemontului prin glacisuri sau pedimente - înaintarea frontului prin cutări ce afectează şi piemontul - evaluarea eroziunii regiunii muntoase şi a vârstei suprafeţelor - aprecieri asupra tipului climatic 4.7.3.3.Câmpiile de nivel de bază Când râul intră în ocean, el dispare ca organism, iar toate materialele cărate se depun. Dacă relieful peste care şerpuieşte râul reprezintă o zonă joasă, atunci aluvionarea se produce peste tot acolo unde profilul longitudinal este sub cel de echilibru. Iau naştere astfel câmpii premarine de nivel de bază. Aceste câmpii sunt caracterizate prin netezire şi uniformitate a reliefului, mare varietate hidrografică şi extensiune mare. 53
Relieful lor prezintă albii de râuri care curg adesea la nivelul câmpiei sau deasupra ei, fiind delimitate de grinduri. Pe întinsul câmpiei sunt albii părăsite şi au loc tasări. Râurile cu izvoarele în câmpie nu au grinduri, şi sunt invadate periodic de râurile mari. Cursurile ce transportă aluviuni au meandre divagante, despletiri în braţe, se poate produce schimbarea cursului principal pe cursuri secundare, râurile peregrinează astfel pe sute de km. Ex.: în România, Buzăul a făcut o deplasare de 180° în estul Câmpiei Române. Câmpiile de nivel de bază se pot dezvolta şi în jurul unor nivele de bază locale: Câmpia Aralului sau Câmpia Mării Caspice. Câmpia Română şi Câmpia Panonică au funcţionat în pliocen ca lacuri, deci cu nivel de bază regional.
54
55
