Geomorfologie curs

UNIVERSITATEA „VALAHIA” TÂRGOVIŞTE FACULTATEA DE ŞTIINŢE UMANISTE

Catedra de Geografie

EDUARD PĂUNESCU

GEOMORFOLOGIE

TÂRGOVIŞTE 2007

CUPRINS Geomorfologie teoretică……………………………………………... 3 Geomorfologie planetară………………………………………….... 19 Continentele…………………………………………………. 20 Bazinele oceanice……………………………………………. 23 Geomorfologie tectono – structurală………………………............. 25 Geosinclinalele……………………………………………… 27 Avantfosele…………………………………………………. 31 Platformele………………………………………………….. 32

Geomorfologie erozivo – acumulativă……………………………... 36 Geomorfologie gravitaţională…………………………….... 48 Geomorfologie fluviatilă………………………………….... 63 Geomorfologie marină……………………………………... 91 Geomorfologie climatică…………………………………………... 104 Geomorfologie glaciară…………………………………... 104 Geomorfologie periglaciară ............................................. 117 Relieful deşertic………………………………………….. 131 Geomorfologie petrografică şi structurală………………………... 143 Geomorfologie petrografică……………………………… 143 Geomorfologie structurală……………………………….. 160 Relieful vulcanic………………………………………….. 175

2

GEOMORFOLOGIE TEORETICĂ

OBIECT DE STUDIU. DEFINIŢII

Geomorfologia; relieful; forma de relief; tipul de formă de relief; ordinul de forme de relief. - Geomorfologia reprezintă ştiinţa care studiază relieful. Etimologie: geo (gi)=pământ; morphi=formă; logos=ştiinţă. Termenul a fost introdus în literatura ştiinţifică de către germanul K. F. Neumann (1854). Geomorfologia este o ştiinţă fizico-geografică, deci face parte din sistemul de ştiinţe ale Pământului . - Relieful reprezintă totalitatea neregularităţilor (formelor) pe care le prezintă la suprafaţă scoarţa terestră, atât la nivelul uscaturilor continentale, cât şi în domeniul submers al bazinului Oceanului Planetar. Relieful (reliefosfera) este un element component fundamental al sistemului învelişurilor geografice, suport activ al celorlalte învelişuri. - Forma de relief este un sistem alcătuit dintr-un ansamblu de planuri şi muchii, caracterizat prin geneză comună şi având aceeaşi vârstă. - Tipul de formă de relief este un model fizic de forme (al unei grupe de forme) repetabil în spaţiu şi timp şi care se dezvoltă în condiţii unitare de rocă, structură, climat, agenţi şi procese de modelare. - Ordinul de forme de relief semnifică categoria taxonomică, ierarhizată pe baza criteriilor reprezentate de conceptul de scară, indiferent de rocă şi structură; 3

unitatea formelor de relief dintr-un ordin de forme este dată de geneza (tectono – structurală sau erozivo – acumulativă) şi evoluţia comună. Astfel, există forme de relief de ordinul I, macroforme sau forme de relief planetare (acestea sunt continentele şi bazinele oceanice); forme de relief de ordinul II, mezoforme sau forme de relief tectono – structurale (geosinclinalele, avantfosele şi platformele); forme de relief de ordinul III – IV, microforme sau forme de relief erozivo – acumulative (câteva exemple: peşteri, chei, alunecări de teren, torenţi, sinclinale suspendate, butoniere, circuri şi văi glaciare, terase, dune, conuri de dejecţie şi aluviale, morene).

SUBRAMURILE GEOMORFOLOGIEI

1. Geomorfologia generală. Studiază principalele tipuri de relief, de la care pune în evidenţă elementele specifice fiecărei categorii de reliefuri; spre exemplu: elemente specifice reliefului fluviatil, cele specifice reliefului glaciar, structural, etc. Ea analizează sistemul formelor de relief elementare, elimină aspectele singulare şi le selectează pe cele cu caracter general. În cadrul geomorfologiei generale se deosebesc: - geomorfologia planetară; studiază formele de relief de ordinul I (continentele şi bazinele oceanice), generate de agenţii interni.

- geomorfologia tectono – structurală; este geomorfologia formelor de relief de ordinul II: munţi, dealuri, câmpii, podişuri, (în spaţiul continentelor), platforme continentale, abrupturi continentale, câmpii abisale, fose (în domeniul bazinelor oceanice). Factorii genetici ai reliefului

tectono – structural (sau ai reliefului 4

structurilor tectonice

sau structurilor majore) sunt de asemenea agenţii interni

(tectonici).

- geomorfologia erozivo – acumulativă (sculpturală, denudaţională) studiază formele de relief de ordine mari (III – VI), care sunt creat e de agenţii externi (apă, gheaţă, vânt, gravitaţie, temperatură). Termenul de erozivo – acumulativă provine de la cele mai importante două procese cu rol morfogenetic pe care le desfaşoară orice agent extern: eroziunea şi acumularea (se adaugă transportul); astfel vor fi şi două categorii de forme de relief: forme de eroziune şi forme de acumulare. În literatura geomorfologică de specialitate, această subramură mai este cunoscută şi sub denumirea de geomorfologie pe agenţi; formele de relief şi implicit procesele prin care sunt generate, sunt grupate pe anumite familii ce sunt legate de agentul extern care le-a dat naştere. Pentru aceeaşi subramură, este utilizat de către W.M. Davis termenul de geomorfologie pe cicluri; autorul menţionat a individualizat cicluri genetic – evolutive pentru relieful sculptat de fiecare agent extern în parte. Astfel, din acest punct de vedere, există: ciclul normal (apele curgătoare), ciclul carstic, ciclul glaciar. De menţionat că geomorfologia erozivo – acumulativă grupează volumul cel mai mare de informaţie dintre toate subramurile geomorfologiei. Geomorfologia erozivo – acumulativă are la rândul ei o serie de subramu ri; acestea sunt următoarele:

a)geomorfologia gravitaţională, se ocupă cu studiul proceselor de deplasare gravitaţională şi respectiv al reliefului creat (alunecări de teren, curge ri noroioase, solifluxiuni, etc.)

b)geomorfologia fluviatilă, analizează relieful sculptat de apă, atât în scurgere neconcentrată (pluviodenudare), cât şi în scurgere concentrată, temporară (torenţi) sau permanentă ( râuri).

c)geomorfologia marină, este geomorfologia care se ocupă cu studiul reliefului creat de apa Oceanului Planetar; subdiviziuni: 5

geomorfologia litorală,

geomorfologia submarină. d)geomorfologia climatică, studiază relieful generat de agenţii externi sub directa incidenţă a principalelor elemente climatice (temperatură, precipitaţii, vânt), în lipsa cuverturilor de protecţie (interfaţă), vegetaţia şi solul. Aici se înscriu, ca subdiviziuni, geomorfologia glaciară, geomorfologia periglaciară, geomorfologia deşertică. e)geomorfologia petrografică şi structurală, are ca obiect de studiu modul în care cei doi factori pasivi ai morfogenezei, roca şi structura, se impun în detaşarea unor forme de relief specifice, ca urmare a caracteristicilor pe care le prezintă o anumită rocă sau o anumită structură, forme de relief ce apar, de obicei, indiferent de agentul extern modelator, dar nuanţat în funcţie de climat; exemple: pe calcare apare relieful carstic, (chei, peşteri, avene), în structura monoclinală se dezvoltă relieful de cueste. 2.Geomorfologia regională. Studiază şi descrie diferitele forme de relief ale unei regiuni, realizează regionarea spaţiului geomofologic analizat, prezintă etapele evolutive

ale

reliefului

dintr-o

anumită

regiune.

Subramuri:

regionarea

geomorfologică; evoluţia geomorfologică. Generalizările teoretice specifice geomorfologiei generale, nu se pot stabili decât pe baza cunoaşterii faptelor de la nivel regional; de asemenea, tot ceea ce este regional trebuie să aibă la bază elementele oferite de geomorfologia generală şi să se încadreze în legile generale ale genezei şi evoluţiei reliefului.

DIRECŢII DE STUDIU ÎN GEOMORFOLOGIE 6

Direcţiile de st udiu în geomorfologie

nu se co nfundă cu

subramurile

geomorfologiei; ele nu studiază anumite forme de relief, anumite tipuri de forme de relief. Direcţiile de studiu în geomorfologie sunt căi de investigare a tuturor formelor de relief, indiferent care ar fi acestea . Fiecare direcţie de studiu dispune de metode caracteristice de analiză a tuturor tipurilor de relief, pe care le studiază în funcţie de criteriile sale specifice (măsurătorile şi calculele, diagnoza formei − fizionomiei – reliefului, geneza şi evoluţia reliefului, dinamica actuală a acestuia). Principalele direcţii de studiu în geomorfologie, devenite clasice, sunt următoarele patru:

- morfometria; direcţie de studiu în geomorfologie care se ocupă cu analiza parametrilor măsurabili ai reliefului. În cadrul morfometriei se disting ca principali indici cantitativi: hipsometria, densitatea fragmentării, adâncimea

fragmentării,

energia de relief, panta. Recent, s-a detaşat în cadrul acestei direcţii, studiul modelelor morfometrice.

- morfografia; direcţie de studiu în geomorfologie care se ocupă cu analiza formei diferitelor elemente componente ale reliefului.Vor fi studiate şi grupate după formă văile, versanţii, interfluviile, vârfurile etc.

- morfogeneza; direcţie de studiu în geomorfologie care se ocupă cu analiza treptelor genetice de relief. Treapta genetică de relief: suprafaţa cvasiorizontală, aproape netedă, nivelată prin eroziune subaeriană de agenţi externi în perioade de echilibru, delimitate de un abrupt generat prin înălţarea tectonică a suprafeţei de echilibru sau prin secţionarea erozivă a acesteia. Tipuri de trepte genetice de relief: - la nivelul interfluviilor: suprafeţele de nivelare; exemplu: suprafeţele de nivelare din Carpaţi − Borăscu, Râu Şes, Gornoviţa. - în cadrul culoarelor de vale: terasele şi luncile. 7

- la contactul puternic denivelat dintre două forme de relief: piemonturile şi glacisurile. Studiul treptelor genetice de relief, racordarea acestora şi reconstituirea vechilor reliefuri, duce la cunoaşterea genezei şi evoluţiei geomorfologice a unui teritoriu. - morfodinamica; direcţie de studiu în geomorfologie care se ocupă cu analiza reliefului prin raportarea acestuia la factorul timp (transformările, schimbările pe care le suferă o formă de relief de la punerea în loc şi până azi). Se disting ca principale preocupări în morfodinamică: - morfodinamica actuală, ce se ocupă cu studiul proceselor geomorfologice de modelare actuală a versanţilor şi albiilor (alunecări de teren, torenţi etc.). - morfodinamica cantitativă, direcţie de studiu ce îşi propune cuantificarea în formule matematice a variabilelor de care depind procesele şi fenomenele geomorfologice.

LEGĂTURILE GEOMORFOLOGIEI CU ALTE ŞTIINŢE

Geomorfologia, ca ştiinţă de contact, fizico – geografică, prezintă legături, relaţii, cu numeroase alte ştiinţe geografice, geologice şi negeografice (biologie, chimie, fizică, matematică). Acestea se explică prin situarea reliefului la partea superioară a scoarţei terestre, la contactul dintre litosferă, hidrosferă, biopedosferă, atmosferă şi antroposferă. În spaţiul reliefosferei interferează acţiunile agenţilor interni şi externi ce îşi au srcinea în celelalte geosfere, inclusiv acţiunea omului. De la ele geomorfologia preia atât principii şi metode, cât şi rezultate ale cercetărilor. Astfel, cele mai strânse relaţii – cu excepţia ştiinţelor geografice – le prezintă cu geologia. Aceasta oferă date ce îi permit explicarea formelor de relief ce rezultă 8

din acţiunea agenţilor interni, precum şi a celor generate de agenţii externi pe fondul anumitor roci şi structuri; geologia oferă de asemenea informaţii privind structura de ansamblu a Pământului şi a scoarţei terestre, precum şi asupra mişcărilor tectonice (natura lor, sensul, intensitatea). Cu toate acestea, geomorfologia are cele mai strânse legături cu două dintre subramurile geologiei şi anume cu petrografia şi geologia structurală. Dintre legăturile geomorfologiei

cu celelalte ştiinţe

geografice sunt de

menţionat cele cu biopedogeografia (cele două cuverturi de protecţie ale reliefului) cu meteorologia şi climatologia (procesele de meteorizare, geomorfologia climatică) şi respectiv cu hidrologia (apa sub diferitele ei forme de mişcare şi stări de agregare, reprezintă un important agent morfogenetic). Geomorfologia este, recent, tot mai strâns legată de geografia umană, urmare a rolului activ al omului de agent extern cu implicaţii în modelare (relieful antropic). Geomorfologia prezintă relaţii importante cu topografia şi cartografia (metode de măsurări la suprafaţa reliefului, hărţi topografice).

METODELE GEOMORFOLOGIEI

Geomorfologia este azi o ştiinţă de sine stătătoare, cu un loc bine defini t în rândul geoştiinţelor şi al ştiinţelor în general, ale cărei cercetări şi rezultate sunt unanim recunoscute şi datorită faptului că dispune de un set de metode de cercetare

proprii (profilul geomorfologic, bloc diagrama, harta geomorfologică generală, analiza granulometrică etc). Este de menţionat, într-adevăr, că o parte dintre acestea sunt metode generale, utilizate de către toate ştiinţele (observaţia şi comparaţia ), sau metode ce aparţin geoştiinţelor (analiza hărţii topografice, metoda statistică, metoda 9

modelelor etc.). Există mai multe criterii de clasificare a acestor metode (de exemplu separarea lor în funcţie de specific, de ştiinţă sau grupa de ştiinţe de care aparţin); se impune însă criteriul definit de apartenenţa metodelor la o anumită etapă de cercetare geomorfologică, astfel: metode de cabinet, metode de teren, metode de laborator şi cabinet. -

Metode de cabinet

- metoda analizei hărţii topografice; se însoţeşte şi cu analiza hărţii geologice. De menţionat că această metodă este utilizată şi la teren.

- metoda profilului geomorfologic; este un instrument de lucru deosebit de complex. În lungul unui profil geomorfologic se pun în evidenţă caracteristici morfometrice, morfografice şi morfogenetice ale reliefului; este cea mai utilă metodă de lucru în studiul treptelor genetice de relief (lunci, terase, suprafeţe de nivelare). De asemenea este folosită şi în morfodinamică, aceste aspecte ale reliefului fiind subliniate dacă se repetă ridicarea de profile, în timp, pe acelaşi aliniament (linie de profil).

- metodele morfometrice şi morfografice; este vorba aici de setul de parametrii, indicatori şi hărţi specific celor două direcţii de studiu. Mai multe elemente se regăsesc în subcapitolul “Direcţii de studiu în geomorfologie” şi în caietul de lucrări practice.

- metodele morfopetrografice şi morfostructurale; presupun realizarea celor două hărţi speciale, harta reliefului petrografic şi harta reliefului structural. Necesită analiza hărţii geologice (citirea şi interpretarea unei foi de hartă geologică, inclusiv utilizarea acesteia la teren).

- metoda bloc diagramei ; metodă de studiu în geomorfologie devenită clasică, introdusă de W.M. Davis. Este o reprezentare grafică în trei dimensiuni a formelor de relief, excelentă pentru realizarea de corelaţii, de comparaţii, atât între relief şi celelalte elemente componente ale sistemului geografic (ape, sol, vegetaţie), cât şi 10

între relief şi principalele elemente geologice, rocă şi structură.

- metoda diagramelor; utilizată pentru reprezentarea grafică a valorilor obţinute în urma cercetărilor efectuate cu alte metode. Exemplu: histograma şi ciclograma.

- metoda statistică; parte a metodelor cantitative, se utilizează separate sau împreună cu metodele morfometrice. - metoda modelelor; există modele matematice şi modele fizice.Cea mai utilizată este metoda modelelor morfometrice (modelul numărului de segmente de vale, modelul suprafeţelor, al perimetrelor, al diferenţelor de nivel, modelul pantelor medii) metoda poate fi folosită exclusiv în studiul bazinelor hidrografice, pornindu-se de la ierarhizarea reţelei de văi în sistem Horton – Strahler. Dintre modelele fizice, cel mai utilizat instrument de lucru – şi implicit cea mai folosită metodă - este bloc relieful; pe principiul bloc reliefului se construiesc hărţi în relief.

-

Metode de teren

- metoda fotografiei; fotografia se utilizează în mod ştiinţific în geomorfologie, atunci când se ţine cont de conceptul de scară, astfel: în cadrul viitoarei fotograme, se plasează, lângă obiectul care urmează să fie fotografiat, un element – pix, ciocan, piolet, − cu dimensiuni cunoscute de autor şi simplu de apreciat de către alţi observatori, ce va funcţiona drept scară grafică. De asemenea, pe baza fotografiilor, se pot realiza la cabinet, observaţii, cartări, schiţe panoramice, profile, etc. Revenirea la teren şi repetarea fotografiilor asupra aceluiaşi punct, aliniament sau perimetru de observaţie, aduce importante informaţii cu caracter morfodinamic.

- metoda schiţei panoramice; schiţa panoramică este un sistem de reprezentare grafică schematizată a reliefului, ce surprinde doar anumite elemente specifice, tipice ale formelor de relief, acelea de care autorul este interesat. Avantajul 11

schiţei panoramice în faţa fotografiei este reprezentată tocmai de această caracteristică – în schiţa panoramică nu apar toate elementele de încărcătură ale peisajului geografic (vegetaţie, aşezări, etc), ci doar acele trăsături geomorfologice esenţiale, pe care autorul doreşte să le urmărească şi să le cerceteze. Cel mai important lucru în realizarea schiţei panoramice este alegerea punctului de staţie, unul avantajos, din care urmează să se întocmească schiţa. De menţionat că aceste reprezentări grafice se pot realiza, în secundar şi la cabinet, pe baza fotografiilor luate în prealabil la teren.

- metoda observaţiei; metodă de cercetare cu caracter general, utilizată în toate ştiinţele, având însă un rol distinct, foarte important în geomorfologie: este metoda de cercetare care aduce informaţia efectivă de la teren, asupra proceselor şi formelor de relief. Din acest motiv metoda, larg folosită, a devenit complexă, existând mai multe tipuri de observaţie, clasificate în funcţie de trei criterii principale: -după durata observaţiilor: observaţii de scurtă durată; observaţii de lungă durată. -după caracterul observaţiilor: observaţii staţionare; observaţii itinerante. -după periodicitatea observaţiilor: observaţii permanente, observaţii periodice, observaţii temporare, observaţii ocazionale. La teren ,pentru realizarea de observaţii, se folosesc şi alte metode: harta topografică, fotografia, schiţa panoramică, cartarea.

- metoda comparaţiei; este considerată o metodă de sine stătătoare, cu toate că se foloseşte foarte mult împreună cu metoda observaţiei.

- metoda cartării geomorfologice; metoda reprezentativă a geomorfologiei, este în acelaşi timp un instrument de lucru şi o metodă de cercetare. Presupune plasarea, transpunerea pe hărţile topografice a formelor de relief precum şi a proceselor de modelare. Cartarea se realizează, în funcţie de mărimea fizică a fenomenului urmărit, la scară sau prin semne convenţionale. Finalizarea cartării este constituită prin obţinerea de hărţi geomorfologice speciale sau generale. De asemenea, tot în cadrul metodei cartării, se include şi realizarea, la teren, a

crochiurilor şi schiţelor de hartă, care nu reprezintă altceva decât etape, elemente 12

de lucru prealabile sau ajutătoare cartării propriu-zise. Sunt folosite şi

profilele

geomorfologice schematice, pentru surprinderea anumitor detalii, utile descrierilor amănunţite ce sunt caracteristice şi trebuie să însoţească orice cartare. De menţionat că în permanenţă, la teren, sunt folosite măsurătorile, pentru că elementele cartate, sa poată fi cartografiate la scară.

- metoda fişelor; se utilizeză pentru centralizarea informaţiilor obţinute în urma observaţiilor, masurătorilor şi cartărilor realizate la teren. Exemplu - fişa alunecării de teren.

- metoda depozitelor corelate; cea mai frecventă şi utilă este, spre exemplu, corelarea depozitelor de terasă din câmpie, cu depozitele de interefluviu (eluviile) şi versant (deluvii) din Subcarpaţi, în lungul aceleaşi văi. De asemenea, se pot studia ca depozite corelate, masele de pietrişuri piemontane împreună cu rocile din unitatea montană învecinată. - metoda analizei granulometrice; se aplică pietrişurilor (2 mm – 1 cm), galeţilor (1 – 20 cm), bol ovanilor (20 cm – 1 m) şi blocurilor (peste 1 m). Alte denumiri: analiza morfometrică a pietrişurilor, uzura pietrişurilor. Constă în determinarea, la teren, a unor indicii morfometrici: indicele de rulare, de aplatizare, de asimetrie. Cel mai important este considerat indicele de rulare (de rotunjire); acesta se determină cu formula: r

Ir =2000 × L , unde r = raza cea mai mică, L = lungimea galetului. - metoda arheologică; folosită pentru determinarea vârstei unui depozit, pe baza culturilor materiale (de exemplu, în stabilirea vârstei teraselor).

- metoda paleontologică; datări pe baza vârstei fosilelor. -metoda alternanţei solurilor fosile şi a loessurilor; utilizată în stabilirea numărului de faze glaciare şi respectiv interglaciare din pleistocen şi implicit a vârstei unor forme de relief, de exemplu a teraselor.

- Metode de cabinet şi laborator 13

- metoda analizei nisipurilor (analizei granulometrice a nisipurilor; analizei nisipurilor prin cernere); presupune şi activitate de teren, pentru recoltarea probelor de nisip. Se sitează 100 g nisip, prin 5 – 10 site, timp de 10 - 15 minute, în final se cântăresc fracţiunile ce s-au oprit la nivelul fiecărei site, iar datele se întabelează; cu ajutorul lor se pot calcula o serie de indici. - metoda analizei sporo-polinice; metodă de stabilire a vârstei relative şi a condiţiilor de paleomediu.

- metoda tehnicilor de aerofotointerpretare şi a tehnicilor satelitare; necesită instrumente şi aparate speciale. Se includ aici aerofotogramele, fotogrammetria şi teledetecţia. - metoda hărţilor morfogenetice şi morfodinamice; corespunde direcţiilor de studiu în geomorfologie cu aceleaşi nume. Metoda morfogenetică implică în general realizarea hărţilor luncilor, teraselor, suprafeţelor de nivelare şi după caz, ale glacisurilor şi piemonturilor, iar metoda morfodinamică, realizarea hărţii potenţialului morfodinamic şi a hărţii proceselor geomorfologice actuale.

- metoda evoluţiei (reconstituirilor) geomorfologice; în literatură metoda este întâlnită cu denumirea de metoda paleogeomorfologică, cu care noi nu suntem de acord. Paleogeomorfologie înseamnă geomorfologie veche, deci folosirea acestui termen ar presupune o schematizare, o separare a geomorfologiei (asemenea istoriei), în geomorfologie veche şi geomorfologie nouă; aşa ceva nu există, în geomorfologie există un singur relief, care evoluează, trece dintr-un stadiu evolutiv în altul, în intervale de timp foarte variate , uneori prin dezechilibre şi trecerea unor praguri ce presupun transformări bruşte, alteori prin procese şi forme de relief ce nu sunt în mod clar delimitate. Metoda are la bază realizarea de corelaţii; de fapt, metoda corelaţiilor este considerată de unii cercetători drept o metodă de sine stătătoare. Principalele tipuri de corelaţii care se realizează în această direcţie, cu pronunţat caracter morfogenetic, sunt racordarea fragmentelor (petecelor) de terasă şi corelarea suprafeţelor de 14

nivelare.

- metoda hărţii geomorfologice generale; reprezintă atât o metodă de cercetare cât şi un instrument (mijloc) de lucru. În sistemul hărţilor geomorfologice, harta geomorfologică generală nu este o hartă nouă, în sensul că nu aduce nimic nou, ci este o hartă de sinteză, în care sunt cuprinse informaţii rezultate din cercetările analitice – morfometrice, morfografice, morfopetrografice, morfostructurale.

morfogenetice,

morfodinamice,

Însă, prin faptul că este harta care realizează prima şi cea mai cuprinzătoare sinteză din cadrul unui studiu de geomorfologie, este considerată de majoritatea specialiştilor metoda de bază în cercetarea reliefului,aceasta presupunând că trebuie conturată odată cu primele cartări la teren.

- metoda regionării geomorfologice; presupune realizarea de operaţiuni ce conduc la separarea de unităţi şi subunităţi de relief cu un anumit specific morfologic, morfogenetic şi morfodinamic. Principalele caracteristici ale unităţilor regionale separate trebuie să fie omogenitatea, specificul morfologic evolutiv funcţional şi ierarhizarea. Ideea fundamentală în regionarea geomorfologică este unicitatea fiecărei subdiviziuni, precum şi integrarea ierarhică a acestora în sisteme tot mai mari (Posea Gr., 2002).

Concluzii. Toate aceste metode sunt folosite distinct în funcţie de momentul şi scopul utilizării lor în cadrul cercetărilor geomorfologice. Astfel ele devin metode:

- analitice, folosite la începutul cercetărilor, pentru obţinerea informaţiilor concrete, în cabinet şi la teren. - sintetice, aplicate la sfârşitul studiului, în cabinet şi laborator, în încercarea realizării de tipizări, clasificări, scheme evolutive. - generale, utilizate în studiile cu caracter teoretic. - aplicate, folosite în studiile şi cercetările de geomorfologie regională.

15

TEORII ÎN GEOMORFOLOGIE Teoria ciclurilor de eroziune (W.M.Davis, 1899). Autorul prezintă evoluţia reliefului unei regiuni pe parcursul a trei etape: tinereţe, maturitate, bătrâneţe. Evoluţia se realizează de la un relief creat de tectonică, către unul jos, nivelat de agenţii externi (agentul cu rol principal în modelare este apa curgătoare). Rezultatul final este o câmpie de eroziune – peneplenă; este deci o teorie descendentă. Principalul punct slab al teoriei lui W. M. Davis, este acela că el vede în evoluţia reliefului, participarea separată a celor două categorii de agenţi: agenţii interni ridică un relief muntos, agenţii externi îl nivelează.

Teoria treptelor de piemont (W. Penck, 1924). Conform acestei teorii, relieful rezultă din acţiunea alternantă, succesivă, a forţelor interne şi a agenţilor externi. Teoria presupune ridicarea sacadată a unei regiuni, în timpul mai multor cicluri de înălţare (orogeneze), în intervalul de calm tectonic dintre acestea, agenţii externi modelând o serie de niveluri la poalele regiunii montane – trepte de piemont. Este o teorie ascendentă, opusă celei a lui W. M. Davis (se trece de la un relief jos, neted, către unul montan înalt, în trepte). Dezavantajul teoriei, este dat de faptul că nu se ţine cont de specificul local – rocă, structură, climat.

Teoria pediplenei (L. King, 1942).

Constituie o continuare (finalizare) a

teoriei pedimentului (Mac Gee, 1877) . Autorul vede o evoluţie descendentă a reliefului, către o câmpie de eroziune, asemănătoare teoriei lui W. M. Davis. Studiată în Africa, teoria presupune un relief care se înalţă şi, în condiţiile climatului subecuatorial, are loc o retragere a versanţilor în paralel cu poziţia iniţială. La baza versanţilor rezultă o suprafaţă de echilibru, pedimentul; din alăturarea pedimentelor se dezvoltă câmpia de eroziune – pediplenă. Dezavantajul teoriei este accentuatul caracter climatic.

Teoria evoluţiei paleogeomorfologice (Gr. Posea, 1976) . Autorul insistă 16

asupra faptului că “evoluţia reli efului trebuie studiată şi refăcută istoria teritoriului respectiv”, “făurirea de teorii atotcuprinzătoare ale evoluţiei reliefului” trebuind să-i preocupe mai putin pe geomorfologi.

ETAPELE ÎNTOCMIRII UNUI STUDIU GEOMORFOLOGIC

Strâns legate de metodele de cercetare în geomorfologie sunt şi etapele necesare pentru realizarea unui studiu regional asupra reliefului.

Etapa de cabinet Presupune aplicarea mai multor metode, îndreptate către două direcţii principale: - studiul bibliografiei; înainte de începerea propriei munci de cercetare, autorul trebuie să plece de la cunoaşterea aprofundată, sistematică, a întregului volum de informaţie deja publicat în literatura de specialitate asupra regiunii studiate, dar şi a celor imediat învecinate;aici, recomandată este metoda fişelor de lectură. Pe acestea el îşi va putea întemeia gândirea critică, precum şi fundamentare propriile idei. - realizarea întregului set de analize, hărţi şi alte materiale grafice – profile, diagrame, bloc diagrame – care nu necesită activitate de teren, pornind de la analiza şi interpretarea hărţii topografice şi a hărţii geologice. Se include aici întocmirea hărţilor morfometrice (hărţile hipsometrică, adâncimea fragmentării, densitatea fragmentării, energia de relief, panta) şi a hărţii morfografice; se adaugă realizarea cât mai multor profile geomorfologice şi a hărţii geologice.

Etapa de teren Activităţile de la teren sunt structurate în jurul observaţiei şi a cartării geomorfologice. Are loc confruntarea hărţilor şi a elementelor desprinse din literatură 17

cu realitatea din teren, cu propriile observaţii. Se realizează fotografii, schiţe panoramice, profile schematice, schiţe de hartă, crochiuri, analize granulometrice, se ridică eşantioane. În permanenţă se fac măsurători, pentru a rezulta cartări la scară. La teren

se

desprind

elemente

necesare

întocmirii

hărţilor

morfogenetică,

morfodinamică, morfopetrografică, morfostructurală. Cel mai obişnuit, activităţile de teren se realizează parcurgând longitudinal văile şi interfluviile şi efectuând, în puncte caracteristice ale acestora, traiecte transversale; se intră, pe cât posibil, pe văi şi interfluvii de ordine tot mai mici, pentru obţinerea de informaţii, date, cât mai detaliate.

Etapa de cabinet şi laborator Este etapa în care studiul geomorfologic este finalizat, aplicându – se metode de sinteză. Se fac corelaţii şi reconstituiri geomorfologice, în principal pentru studiul treptelor genetice de relief (lunci, terase, suprafeţe de nivelare, glacisuri, piemonturi). Acum se întocmesc harta evoluţiei geomorfologice, harta riscurilor geomorfologice, harta geomorfologică generală, harta regionării geomorfologice. De asemenea, se realizează analize specifice de laborator – spre exemplu, analiza nisipurilor.

GEOMORFOLOGIE PLANETARĂ

Forma Pământului Este rezultatul de moment al interacţiunii a două forţe: forţa de gravitaţie, 18

dirijată spre interiorul planetei şi forţa centrifugă, rezultat al mişcării de rotaţie.

Sferă - este forma pe care ar avea-o Pământul dacă ar fi omogen şi în lipsa forţei centrifuge.

Sferoid (sferoid de rotaţie) - reprezintă forma Pământului - turtită la polidatorată mişcării de rotaţie.

Elipsoid (elipsoid de referinţă) - constituie forma de sferoid idealizată a Pământului, folosită în formulele geodezice. Geoid - reprezintă forma reală a Pământului, cu toate că este tot o formă calculată; anume, este forma rezult ată din calcularea valorii forţei de gravit aţie în fiecare punct de pe suprafaţa terestră ( în orice punct suprafaţa terestră este perpendiculară pe direcţia forţei de gravitaţie).

Relieful planetar Este alcătuit din două forme de relief (macroforme, forme planeta re, forme de ordinul I): continentele şi bazinele oceanice. Geneza lor este legată de mişcările tectonice.

CONTINENTELE La nivelul lor sunt individualizate regiunile de uscat ale planetei, adică 29% din suprafaţa terestră. Sunt alcătuite în principal din silicaţi şi aluminiu (prescurtat SiAl) şi prezintă un relief foarte variat. Continentele sunt mai bine reprezentate în emisfera 19

nordică (denumită şi emisfera continentală). Diferenţierea treptelor de relief major din cadrul continentelor se realizează în lungul unor profile la scară mică, numi te curbe hipsografice. Astfel, în spaţiul continental, se evidenţiază patru forme majore , denumite şi trepte de relief: munţi, dealuri, podişuri, câmpii. Acestea, sunt dispuse hipsometric (curba hipsometrică), la altitudini cuprinse între 0-8848 m, astfel: 0-1000 m (21%), câmpii şi dealuri şi podişuri joase; 1000-8848 m (8%) dealuri şi podişuri înalte şi munţi.

Munţii. Se desfaşoară la peste 1000 m, până la altitudinea maximă a planetei (8848m, Vârful Everest, Munţii Himalaya). Sunt grupaţi în lanţuri montane sau izolaţi sub formă de masive muntoase. Sunt alcătuiţi din roci metamorfice, cele mai vechi, din punct de vedere structural, fac parte din regiunile de orogen (fostele geosinclinale), reprezentate prin structuri cutate , faliate uneori vulcanice. Principalele caracteristici - valori ridicate ale tuturor parametrilor morfometrici (fragmentare, energie de relief, pantă); morfografic, se remarcă prin numarul mare de vârfuri şi şei , interfluvii ascuţite şi văi înguste şi adâncite.

Dealurile. Formaţiuni cutate,apărute prin evoluţia regiunilor de orogen, în unităţile de avantfosă ale acestora (exempl u:Subcarpaţii, Prealpii), în cadrul unor foste bazine de sedimentare (Dealurile Transilvaniei), sau în urma fragmentării unor foste podişuri sau piemonturi (Dealurile de Vest). Dealurile sunt alcătuite cel mai adesea

din roci mai tin ere, friabile, aparţinând

formaţiunilor de mola să. Se

desfaşoară altimetric între 300 şi 1000m. Caracteristici morfometrice şi morfografice – valori medii ale principalilor indicatori

morfometrici; de

menţionat însă că, în mul te situaţii, densitatea

fragmentării şi pantele, pot prezenta valori mai ridicate decât cele care se întâlnesc în unităţile montane (cauzele - rocile mai friabile în dealuri precum şi dinamica actuală a reliefului mult mai accentuată). Morfografic, regiunile de deal se remarcă prin versanţii văluriţi, larg concavi, intens modelaţi de procese gravitaţionale, interfluviile 20

rotunjite, cu densitate ridicată de vârfuri şi şei; caracteristice sunt şi văile largi – de tip culoar de vale - cu lunci şi terase extinse (uneori luncile sunt înguste, unilaterale, sau lipsesc, iar terasele sunt fragmentate)

Podişurile. Constituie o treaptă distinctă

a reliefului continentelor.

Particularităţile unităţilor de podiş rezultă din urmatoarele considerente: - podişurile nu pot fi încadrate unui anumit interval hipsometric; ele se întâlnesc şi la 200 m, în spaţiul podişurilor joase (exemplu: Câmpia Jijiei, din Podişul Moldovei), precum şi la altitudini de 4000- 6000 m, în treapta altitudinilor montane (în Podişul Tibet, Munţii Himalaya). - podişulrile nu pot fi încadrate strict unei anumite unităţi tectono structurale; astfel, există podişuri grefate pe unităţi de platformă (Podişul Dobrogei) şi unităţile de podiş ce aparţin regiunilor de orogen (Podişul Tibet). De aici rezultă şi diferenţele mari, de ordin petrografic şi structural, care se întâlnesc între variatele tipuri de podişuri. Caracteristici morfometrice şi morfografice - densitate a fragmentării redusă, adâncime a fragmentării ridicată, energie de relief mică, pante cu înclinare redusă; deci valori diferenţiate pentru parametrii morfometrici. Morfografic, se evidenţiază net podurile interfluviale (netede, cu pantă redusă, fară vârfuri şi şei), de culoarele văilor (adâncite şi încadrate de versanţi abrupţi). Este de subliniat faptul că principalele caracteristici ale acestui tip de relief major variază în funcţie de unitatea tectono − structurală din care face parte podişul, precum şi de alcătuirea petrografică.

Câmpiile. Forme majore ale reliefului continentelor, dezvoltate pe platforme, cu structură tabulară sau monoclinală, la altitudini joase, sub 300 m. Pot fi câmpii de eroziune (peneplene sau pediplene) şi câmpii de acumulare (Câmpia Română). Sunt caracterizate de valori reduse ale principalilor parametrii morfometrici. Morfologic, domină câmpurile interfluviale extinse şi netede, cu microrelief de albie majoră. Văile au albii foarte largi, puternic meandrate, despletite sau împletite, fără 21

versanţi; ele trec spre in terfluvii prin maluri joase, de eroziune sau acumulare, în funcţie de partea, concavă sau convexă pe care o ocupă în cadrul buclei de meandru.

BAZINELE OCEANICE

Reprezintă mari depresiuni tectonice ale scoarţei terestre, acoperite de apele Oceanului Planetar (sunt deci domenii de acumulare). Acoperă 71% din suprafaţa 22

Globului, fiind alcătuite predominant din siliciu şi magneziu (SiMa). Prezintă un relief mai puţin variat decât cel continental (din cauză că agenţii externi nu pot acţiona), dispus în trepte cu desfăşurare largă, între 0 m şi -11.0 34 m (Groapa Marianelor), petrografic, sunt acoperite de depozite sedimentare. Treptele reliefului bazinelor oceanice: platforma continentală (şelful continental), abruptul continental (versant sau taluz continental), platoul abisal (câmpia abisală),gropile abisale (fosele abisale).

Platforma continentală (şelful continental). Se desfăşoara între 0 m şi -200 m (7% din supr afaţa planetei). Prezintă un relie f cu pantă redu să şi acumulări de materiale transportate de fluvii. Structural, se leagă foarte mult de spaţiul continental. Este o treaptă de relief supusă oscilaţiilor de nivel ale mării (de transgresiuni şi regresiuni).

Abruptul continental (versant sau taluz continental). Acoperă 23% din suprafaţa Globului şi coboară foarte mult (de la -200m până la -3000 m) şi accentuat (este puternic înclinat, mai mult în prima parte, cea dinspre platforma continentală). Prezintă o formă larg concavă, asemănătoare unui glacis cu pantă de echilibru de pe uscat. Datorită şi pantei mari, este o unitate caracterizată prin procese variate – eroziune (sunt înclinate canioane submarine) şi acumulare (conuri de sedimente). La adâncime de -1.500 m se face trecerea de la scoarţa continentală (granitică) la cea oceanică.

Platourile (câmpiile) abisale. Se dezvoltă între -3000 m şi -7000 m adâncime şi ocupă partea cea mai mare (40%) din suprafaţa terestră. Sunt alcătuite din scoarţă oceanică (scoarţă bazaltică). Relieful se remarcă prin întindere şi netezime, fiind acoperit de sedimente groase. Uniformitatea platourilor abisale (pelagice) este întreruptă de prezenţa rifturilor (văi tectonice submarine) şi a dorsalelor (munţi submarini, grupaţi în lanţuri, ale căror vârfuri sunt uneori emerse, generând insule).

Gropile (fosele) abisale. Ocupă suprafata cea mai redusă (1%); reprezintă cele mai mari adâ ncimi oceanice, cuprinse între -7000 m şi -11.034 m , în Oceanul 23

Pacific. Sunt înguste, dar foarte alungite; se întâlnesc în vecinătatea continentelor.

Ipoteze cu privire la geneza reliefului planetar: ipoteza curenţilor de convecţie; ipoteza mişcărilor de cutare; ipoteza mareelor; ipoteza tectonicii plăcilor; ipoteza izostaziei; ipoteza oceanizării scoarţei; ipoteza expansiunii Globului.

GEOMORFOLOGIE TECTONO–STRUCTURALĂ

Este geomorfologia structurilor mari, a structurilor tectonice; studiază formele de relief de ordinul II (mezoformele de relief), din cadrul continentelor şi bazinelor 24

oceanice, create de agenţii interni, de tectonică. Există trei tipuri de relief tectono – structural: geosinclinalul, avantfosa (împreună alcătuiesc regiunile de orogen) şi platforma.

Agenţii interni cu rol în detaşarea reliefului tectono - structural. Tectonica este factorul care determină realizarea celor trei structuri majore. Mişcările tectonice sunt mişcări ale materiei din care este alcătuită scoarţa terestră şi care provoacă modificări de ansamblu, la scară planetară. La acestea, se adaugă şi alte tipuri de mişcări, netectonice, dar care, prin amploare şi consecinţe, prezintă importanţă pentru relieful tectono – structural. - Mişcările orogenetice, sunt mişcări tectonice generatoare de munţi. Se desfăşoară în perioade lungi de timp, în regiuni depresionare (geosinclinale) de mari dimensiuni. Se exercită asupra sedimentelor acumulate pe fundul geosinclinalului; au loc, strivirea şi cutarea materialelor, apoi ridicarea acestora, rezultând ansambluri de munţi. Astăzi, există mai multe asemenea lanţuri muntoase, de vârste diferite: caledonice, hercinice, mezozoice şi neozoice.

- Mişcări epirogenetice, reprezintă mişcări tectonice generatoare de continenete şi de platforme continentale. Sunt mişcări pe verticală, care nu produc cutări; ele antrenează pozitiv (înalţă) sau negativ (coboară) un bloc continental (o platformă continentală), generând retragerea apelor oceanice respectiv înaintarea acestora. Aceste două subtipuri de mişcări epirogenetice se numesc regresiuni (epirogeneză pozitivă), respectiv transgresiuni (epirogeneză negativă). Mişcările epirogenetice afectează regiunile rigide ale scoarţei terestre şi pot avea o rază mare de acţiune sau una redusă. În afară de retragerea, respectiv înaintarea spre uscat a apei mărilor (eustatism), mişcările epirogenetice au şi efecte în modelarea reliefului la mari distanţe faţă de fâşia litorală. Acestea pot fi directe (apariţia unor bombări de tip dom sau formarea unor depresiuni tectonice), sau indirecte (geneza teraselor eustatice).

- Mişcările izostatice, sunt ridicări, respectiv coborâri ale scoarţei, cauzate de 25

îndepărtarea unor mase, respectiv de acoperirea cu mase foarte mari de materiale (magmă sau lavă, gheaţă, roci sau sedimente), a unor spaţii. Tipuri: izostazie vulcanică, glaciară sau erozivo – acumulativă. Pot avea reflex de compensare în regiunile vecine. - Vulcanismul, în accepţiunea de flux al magmei din interiorul scoarţei către suprafaţa acesteia, mişcare însoţită de construirea aparatului vulcanic. - Cutremurele, sunt manifestări tectonice în timpul cărora se produc descărcări ale tensiunilor acumulate la nivelul scoarţei terestre. Ele provoacă fracturi, accentuarea morfodinamicii de versant, precum şi a celei litorale. Au focare la adâncimi de ordinul zecilor – sutelor de kilometrii. Frecvente la periferia Oceanului Pacific (Cercul de foc al Pacificului). - Mişcările eustatice, au la bază mod ificări de natură climatică (nu sunt mişcări tectonice). Există: regresiuni sau mişcări eustatice negative (apa mărilor se retrage de pe platforma continentală) şi transgresiuni sau mişcări eustatice pozitive (când apa mărilor invadează regiuni litorale de uscat). Asemenea mişcări au avut loc în cuaternar (pleistocen), se produc regresiuni în perioadele glaciare, respectiv transgresiuni în interglaciar. Ele au afectat şi Marea Neagră, influenţând relieful litoralului românesc. Printre efectele morfologice ale eustatismului se numără formarea teraselor marine (tipice pe litoralul Mării Mediterane).

Componetele morfologice ale reliefului tectono – structural: geosinclinalul; avantfosa; platforma.

GEOSINCLINALELE (TEORIA GEOSINCLINALELOR)

Reprezintă depresiuni tectonice, alungite, de foarte mari dimensiuni, ce se 26

găsesc la marginea blocurilor continentale sau între două blocuri continentale.

Caracteristicile structural – tectonice ale geosinclinalelor: -mare mobilitate tectonică. -mare grosime a sedimentelor. -intensitate a cutărilor. -intensitate a metamorfismului dinamic. -intensitate a magmatismului.

Etape în evoluţia geosinclinalelor Evoluţia acestor unităţi de orogen se realizează în cicluri de 150 – 200 milioane ani (un astfel de ciclu se numeşte eră tectonică).

1.Etapa de scufundare (litogeneză). Este etapa în care se conturează depresiunea tectonică, în lungul unor linii de fractură.

Caracteristici: subsidenţă activă, acumulări importante de sedimente groase (elemente de pe uscat sau terigene şi elemente marine); eustatism pozitiv; magnetism (rezultă acumulări de granite şi bazalte – sima).

Morfologia geosinclinalului în această etapă, este alcătuită din două categorii de forme: fose – areale în care subsidenţa este foarte activă iar acumulările bogate;

cordiliere − areale cu lăsări mai lente şi sedimente subţiri. Se remarcă extinderea foselor pe seama cordilierelor şi deci lărgirea geosinclinalului.

2.Etapa de ridicare (orogeneză). Acum i-au naştere structurile de orogen. Caracteristica de bază este ridicarea;Se adaugă: intensitatea diferenţiată a ridicărilor; alternanţa intervalelor de ridicare cu perioade de stagnare sau chiar de coborâre. În cadrul etapei de ridicare există trei faze: - faza de inversiune; are loc schimbarea sensului general al mişcării. Fosele se transformă în cordiliere; au loc cutări simple până la şariaje; ridicarea maselor de adâncime către suprafaţă; magmetism accentuat cu formarea de granite (batoliţi) – SiAl.

Mecanismul proceselor din cadrul fazei de inversiune este constituit de 27

naşterea şi evoluţia maselor magmatice în zone de fracturi; deplasarea acestor blocuri eruptive se face către părţile superioară şi laterale ale geosinclinalului; rezultă presarea depozitelor sedimentare. Astfel, se produc, înălţarea şi metamorfozarea puternică a orogenului. Rezultatele finale ale acestei faze sunt urmatoarele: - partea centrală a geosinclinalului este cutată şi ridicată, rezultând exondaţi, cristalini şi vulcanici.

munţi

- apariţia unor depresiuni cu poziţie laterală, unele cu subsidenţă activă, numite

parageosinclinale; aici se acumulează materie de pe versanţii munţilor deja formaţi, ce creează depozitele de fliş. - energia de orogen continuă să se manifeste, astfel încât rezultă cutarea noilor sedimente şi apariţia lanţurilor de munţi sedimentari. - faza de închidere (tardigeosinclinal); acum, energia de orogen încetează, devenind active anumite înăltări doar pe spaţii mai mici. Procesele de lasare (subsidenţă) dau naştere depresiunilor marginale, denumite avantfose, situate între munţi şi platforma învecinată. Adâncimea avantfosei este redusă, subsidenţa şi acumulările sunt însă active; formaţiunea care se depune poartă numele de molasă, iar morfologic aici rezultă dealuri de tip submontan (exemplu – Subcarpaţii). Funcţionarea avantfosei este legată de intensitatea mişcărilor de orogen. La exteriorul avantfosei (grefat pe platformă) se depun formaţiuni piemontane de pietrişuri sau pietrişuri cimentate (conglomerate). Uneori, în această fază se dezvoltă şi depresiuni interne, cu geneză tectonică şi morfologie de podiş sau dealuri (exemplu – Dealurile Transilvaniei).

- faza ridicărilor în bloc (postorogenă sau

postgeosinclinal); sunt

caracteristice: mişcări de echilibrare izostatică (în general sunt mişcări de ridicare); definitivarea lanţului montan; la exterior, avantfosa se transformă în unităţi de

dealuri, mai rar podişuri; iniţierea procesului de eroziune, care modelează relieful exondat; formarea piemonturilor, la exteriorul avantfosei, din materiale erodate din 28

munţi şi dealuri şi transportate de râuri; mişcările tectonice pot crea unele depresiuni

interne posttectonice (exemple: depresiunile Braşov, Petroşani). La nivelul Globului, procesul de formare a geosinclinalelor a început acum 2 miliarde de ani. La finele neogenului procesul s-a încheiat. Astăzi nu se vorbeşte de o evoluţie prin sistem de geosinclinal ci prin ridicări sau coborâri ale scoarţei pe areale foarte largi; rezultatul este apariţia regiunilor de dealuri, masive muntoase sau depresiuni tectonice.

3.Etapa de eroziune (morfogeneză). Lanţul muntos, odată creat, este transformat în pleneplenă (o unitate de platformă), într-o perioadă foarte lungă de timp, ce durează cât era tectonică. Morfogeneza începe după ce relieful devine uscat, fiind supus eroziunii subaeriene, exercitată de agenţii externi. În crearea reliefului de eroziune se înfruntă permanent două forţe: forţele interne (prin mişcările epirogenetice, izostatice) şi forţele externe (exercitate de apă, gheaţă, vânt, oscilaţii de temperatură). Agenţii externi au tendinţa permanentă de a nivela, erodând înălţimile, respectiv acumulând în regiunile joase. Ritmul de acţiune al celor două categorii de forţe este diferenţiat: intensitatea mare a mişcărilor de ridicare duce la înălţarea reliefului; atunci când lipsesc mişcările de ridicare, pe primul loc trec acţiunile agenţilor externi, care erodează. Dacă procesele alternează, rezultatul este apariţia în peisajul geomorfologic a unor trepte, numite suprafeţe de

nivelare (trepte de piemont la W.Penck, 1924). Spre finalul etapei, energia de ridicare încetează; va domina acţiunea agenţilor externi, rezultând nivelarea completă a reliefului muntos şi apariţia peneplenei. Dacă factorii interni revin, pe compartimente, rezultă masive, dealuri sau podişuri, înălţate la maxim 1.500 – 2.000 m, respectiv depresiuni ce se acoperă de ape şi unde sedimentarea revine peste soclul fosei peneplene, acum fosilizată. Masivele ridicate compartimentat în această etapă, prezintă versanţi cu pantă accentuată şi poduri interfluviale netede. Eroziunea ulterioară ridicărilor, se va instala pe un fond de rezistenţă mai mare, reprezentat de structura internă a vechiului lanţ montan. 29

AVANTFOSELE

Denumite şi depresiuni marginale, sunt arii depresionare alungite, înguste, de contact între geosinclinal şi platformă. Fundamentul este de platformă, căzut pe mai 30

multe linii de falii. Sedimentarul provine din regiunea de orogen, dar şi din cea de platformă. Sunt depozite de tip molasă (gresii, conglomerate, argile, sedimente lagunare). Datorită subsidenţei, depozitele ajung la grosimi de ordinul kilometrilor. Este caracteristică lipsa magmatismului; în depozite pot apărea cenuşi vulcanice însă ele nu provine din activitate vulcanică locală.

Elemente structurale – avantfosele sunt unităţi cutate; în jumătatea dinspre orogen sunt cute simple sau faliate, iar înspre platformă există o structură slab ondulată, slab înclinată sau orizontală.

Evoluţia avantfoselor – acestea apar către finele ciclului geosinclinal, prin migrarea ariei de subsidenţă înspre platformă; aceasta trebuie să aibă o poziţie înclinată pentru a se forma avantfosa. Ridicarea generală a zonei de orogen duce şi la ridicarea avantfosei, aici rezultând unităţi de dealuri, podiş (mai puţin), piemont.

PLATFORMELE

Au rezultat din consolidarea soclurilor lanţurilor muntoase ce au fost 31

peneplenizate în lungi etape morfogenetice.

Caracteristici – mobilitate redusă (există doar uşoare coborâri sau ridicări, cu intensitate sub 1-2mm/an); relief monoton de câmpie sau podiş.

Elemente structurale – din punct de vedere structural, platformele prezintă trei niveluri: fundamentul rigid , alcătuit din roci vechi cutate, retezat de eroziune;

învelişul sedimentar, slab înclinat, monoclinal sau uşor cutat; suprafaţa de discontinuitate, este fosta peneplenă, separă fundamentul de învelişul sedimentar. Elemente morfologice - scuturile; sunt sectoarele cele mai vechi (precambriene) ale unei platforme. - anteclizele şi sineclizele; anteclizele = regiuni boltite, cu înveliş sedimentar subţire; funcţionează ca masive sau podişuri; sineclizele = sectoare de platformă care au suferit lăsări; sunt acoperite de depozite sedimentare groase, recente; funcţionează cu rol de depresiuni tectonice; a nu se confunda cu anticlinalele şi sinclinalele. - ondulări.

- domuri. - arii locale de subsidenţă. Evoluţia regiunilor de platformă •

faza preplatformică – consolidarea fundamentului şi definitivarea peneplenei.

•

faza de epirogeneză negativă – mişcări de coborâre, urmate de acoperirea cu

apă a fundamentului peneplenizat; are loc acumularea de sedimente şi formarea astfel a învelişului sedimentar; acum se pot produce anteclize şi sineclize. •

faza de epirogeneză pozitivă – regresiunea conduce la apariţia uscatului;

eroziunea atacă învelişul sedimentar şi scoate la zi peneplena; apare un relief de platouri, câmpii, grabene şi horsturi.

Teoria tectonicii globale 32

Introdusă de A. Wegener. Presupune existenţa a doua medii: - mediul solid al scoarţei, rigid şi uşor, împărţit în plăci care se deplasează în plan orizontal. - astenosfera, cu materie vâscoasă şi curenţi de convecţie; aceştia deplasează materia circular şi există sectoare, unde curenţi vecini au caracter ascendent sau descendent.

1.Riftul. Curenţii ascendenţi izbesc suprafaţa scoarţei; aceasta este supusă la presiuni, se topeşte; în final scoarţa plezneşte şi se formează un rift; un rift este o crăpătură cu dimensiuni planetare în scoarţa terestră. Materia din astenosferă ţâşneşte prin rift şi exercită presiuni lărgind riftul; ajungând aproape de suprafaţă o parte din materie se răceşte şi îngustează marginile riftului => presiunile cresc şi mai mult. Materia ajunsă la suprafaţă se revarsă şi formează munţi. Procesul continuă un timp foarte lung în care se vor dezvolta noi volume de materiale ce se consolidează pe marginile riftului bazaltic, iar pe fundul oceanului, în lungul riftului vor exista munţi. Această etapă a fost denumită expansiunea fundului oceanic. Curenţii de convecţie descendenţi acţionează materia pe sub plăcile continentale, având rol în deplasarea lor. Plăcile intră astfel în contact, având loc creşterea sau consumarea lor, fenomene însoţite de două procese tectonice – seismele şi erupţiile de lavă.

2. Dorsalele. Lanţuri de munţi bazaltici, dispuse de o parte şi de altă a riftului, pe lungimi de mii de kilometrii, lăţimi de ordinul a sute de kilometrii şi înălţimi de mii de metrii. Sunt dispuse sub formă de şiruri paralele de munţi, care sunt cu atât mai vechi cu cât sunt mai departe de rift.

Tipuri de dorsale: - dorsale în care riftul este activ – tip ridge. - dorsale în care riftul este inactiv (umplut) – tip rise. - Dorsala de tip ridge (sau Atlantic) – riftul este activ; au loc seisme; are 33

poziţie mediană în cadrul plăcii şi formă de S; este una dintre cele mai lungi şi mai bine dezvoltate; are prelungiri în celelalte bazine – Oceanul Arctic şi Oceanul Indian, spre Delta Lenei şi respectiv spre Golful Aden. - Dorsala de tip rise (sau

Pacific) – riftul este înfundat; prezintă poziţie

marginală Americilor; din fostul ocean, partea dinspre Americi a fost cunsumată prin înaintarea continentelor sub placa oceanică. Faliile transformante. Apar în cadrul dorsalelor. Sunt fracturi ce secţionează scoarţa bazaltică, ce ajung până în astenosferă. În lungul lor se produc seisme şi erupţii vulcanice. Apar datorită deplasării cu viteze diferite ale compartimentelor de dorsală aflate de o parte şi de alta a riftului.

3. Fosele. Apar în părţi ale scoarţei opuse dorsalelor; în cadrul lor se consumă scoarţă; principiul – o placă mai grea se lasă sub o placă mai uşoară. Există trei situaţii: - Fose în lungul planului Benioff. Aceste plan are 45o înclinare şi este planul sub care se produce lăsarea plăcii mai grele în astenosferă; această lăsare se numeşte

subducţie. Descendenţa materiei se produce datorită întâlnirii curenţilor de convecţie descendenţi. Are loc consumarea plăcii oceanice şi implicit reducerea suprafeţei oceanului (exemplu: Oceanul Pacific de Est). - Fose pe fundul oceanelor foarte extinse. Apar atunci când riftul este activ iar zonele de subducţie sunt înfundate sau foarte slab active. - Fose între două plăci continentale.

Apar atunci când cele două plăci se

apropie una de cealaltă (exemplu: blocul european şi cel african). Fosa este adâncă; apare materie vulcanică (Grecia, Italia).

Concluzii - Pe Glob numărul de fose este mai mare decât numărul de rifturi: 18 sunt în Pacific, una în Atlantic şi două în Oceanul Indian. Au lungimi de sute de kilometrii, lăţimi de 80-100 km, adâncimi de 10.000 m, formă liniară sau arcuită, însoţesc arhipelaguri insulare. 34

- Teoria tectonicii plăcilor explică generarea reliefului. În zona rifturilor apar munţi – dorsalele. În zona de subducţie apar: - în prima situaţie munţi de încreţire (Alpii Australiei, Cordilierii, Anzii). - în a doua situaţie lanţuri de insule vulcanice (în Pacific – Japonia, Tonga, Mariane, Kurile) - în a treia situaţie munţi de geosinclinal (Alpii, Carpaţii, Himalaya). Oceanele se află în diferite stadii de evoluţie: •

Oceanul Atlantic – în plină expansiune; prezintă dorsală mediană cu rift

activ; vârsta 150 mil.ani; viteza de deplasare laterală 2-16 cm/an. •

Oceanul Pacific – în închidere; o parte din dorsală a fost consumată din

cauza închiderii riftului; vârsta 200 mil.ani. •

Marea Roşie – începutul unui viitor ocean.

•

Oceanul Tethis – consumat (un rest este Marea Mediterană).

GEOMORFOLOGIE EROZIVO – ACUMULATIVĂ

Se mai folosesc denumirile de geomorfologie sculpturală şi geomorfologie denudaţională. Studiază relieful creat de către agenţii externi. Acest relief este creat de o suită de trei procese: 35

- eroziunea, ce nivelează relieful înalt. - transportul. - acumularea, ce nivelează depresiunile tectonice. Rezultatul acestor procese este sculptarea unor reliefuri. Astfel, relieful reprezintă rezultatul interacţiunii factorilor interni şi factorilor externi. Factorii interni (tectonici) creează relief pozitiv prin înălţare; cei externi determină nivelarea lui. Ambii au rol activ; acţiunea lor se întrepătrunde, dar în sensuri diferite.

1. Raporturile dintre factorii interni şi factorii externi. - Dependenţa. Acţiunea unei categorii de factori depinde de acţiunea celei precedente. Acţiunea factorilor interni creează un relief pozitiv exondat. În funcţie de intensitatea ridicării, începe - condiţionat -

acţiunea factorilor externi, prin

intermediul gravitaţiei. Dacă ridicarea tectonică a fost intensă şi agenţii externi vor acţiona cu intensitate; o ridicare slabă, va condiţiona o activitate redusă a agenţilor externi.

- Antagonismul. Relieful ridicat tectonic va fi coborât prin eroziune de agenţii externi; relieful coborât de tectonică va fi înălţat prin acumulare de agenţii externi. Factorii interni creează denivelări; factorii externi nivelează. - Tendinţa de echilibru. Orice suprafaţă reprezintă rezultatul raportului, în orice moment, al celor două categorii de factori. Este vorba de un echilibru fizic. Tipuri de echilibru: - activ sau dinamic = se realizează între cele două forţe în orice moment. - static = se realizează când acţiunea celor două forţe a încetat, rezultând peneplena. Tendinţa de echilibru duce la apariţia următoarelor situaţii şi a următoarelor

reliefuri: - domină înălţarea => relief înalt, cu forme de relief pozitive şi de eroziune. - domină eroziunea => relief nivelat, cu altitudini şi pante reduse. - domină coborârea => relief jos, cu forme negative şi de acumulare. 36

- domină acumularea => relief nivelat, umplut cu sedimente. Dacă într-o eră tectonică există faze în care ridicările încetează, agenţii externi nivelează. Apar suprafeţele de echilibru: - suprafeţe de nivelare. - terase. - lunci. 2. Agenţii morfogenetici. Agenţii externi sunt forţe care, prin intermediul unui mediu (apă, gaz, solid), atacă suprafeţele de uscat şi creează relief. Sediul acestor agenţi îl reprezintă hidrosfera şi atmosfera. Agenţi morfogenetici: apa (curgătoare, a lacurilor, mărilor sau cea din precipitaţii), gheaţa, vântul, organismele, omul.

3. Procese morfogenetice. Agenţii externi acţionează prin trei procese principale: eroziune, transport, acumulare. La acestea se adaugă procesele fizicochimice care în general premerg acţiunea celor trei procese principale; ele nu creează relief, ci pregătesc terenul pentru a se crea relief. Totalitatea proceselor de la suprafaţa uscatului alcătuiesc denudarea.

Procesele de eroziune distrug roca la suprafaţă sau în interior şi o deplasează pe distanţe mici. Sunt procese de izbire, rupere etc; sunt procese de bază, realizate de fiecare agent extern. În funcţie de agent, procesele de eroziune poartă denumiri diferite: eroziunea fluviatilă (liniară sau în adâncime, regresivă, laterală) se numeşte eroziune normală; eroziunea gheţarilor se numeşte exaraţie; eroziunea apei mării se numeşte abraziune; eroziunea vântului se numeşte coraziune; eroziunea zăpezii se numeşte eroziune nivală(nivaţie). Procesele de eroziune produc nivelarea reliefului înalt.

Procesele de transport evacuează materialele erodate. Se realizează prin intermediul apei, gheţii, zăpezii, vântului. Se adaugă şi transportul gravitaţional.

Procesele de acumulare. Nu sunt o acţiune a unei forţe, ci sunt rezultatul încetării acţiunilor de eroziune şi transport. Se construieşte un relief prin acumularea 37

materialelor. De asemenea, poartă denumiri diferite în funcţie de agent: acumulările fluviatile se numesc aluviuni sau aluvii(conuri de dejecţie, conuri aluviale, glacisuri, piemonturi, delte); acumulările lacurilor şi mărilor sunt numite sedimente lacustre şi marine; acumulările gheţarilor se numesc morene; acumulările zăpezii se numesc depozite nivale; acumulările vântului se numesc depozite eoliene.

Procesele fizico-chimice distrug roca în loc (fără a o transporta nici chiar pe distanţe scurte) şi pregătesc terenul pentru celelalte procese. Pentru că sunt generate de factori cu sediul în atmosferă poartă şi numele de

meteorizare. Tipuri:

dezagregarea, alterarea, dizolvarea.

Acţiunea omului. Se adaugă celor patru. Este o acţiune complexă. Ca şi acţiunea agenţilor externi propriu-zişi (exemplu: apa unui râu) şi omul acţionează şi implicit creează relief pe trei căi: omul excavează, transportă şi depune (exemplu: mineritul). Acţiunea omului se numeşte activitate antropică. Aceste trei procese principale nu acţionează separat ci se îmbină, chiar dacă nu simultan. Două dintre ele au rol foarte mare în crearea reliefului – eroziunea şi acumularea. Acestea se pot produce şi în timpul transportului materialelor.

4. Legile geomorfologiei erozivo-acumulative. - legea zonalităţii morfoclimatice. Acţionează în cadrul întregii geografii fizice. Acţiunea ei este determinată de sfericitatea şi de mişcările Pământului, precum şi de înclinarea axei polilor. Rezultă o repartiţie zonală a cantităţii de radiaţie solară; urmează o zonare a componentelor fizico-geografice: zonare climatică, a scurgerii apelor, a vegetaţiei, solurilor. Zonarea agenţilor externi determină zonarea proceselor şi implicit zonarea formelor de relief create. Modul de acţiune al agenţilor externi se diferenţiază : în zonele morfoclimatice unde lipsesc păturile de protecţie (vegetaţia şi solul) acţiunea este directă asupra rocii; în zonele cu vegetaţie şi sol, acţiunea agenţilor externi este diminuată. Apar astfel zone diferenţiate net şi zone morfoclimatice cu caracter tranzitoriu. 38

Zone morfoclimatice. Zona aridă. Lipseşte apa; amplitudini termice diurne mari; lipsesc vegetaţia şi solul. Agenţi: vântul, variaţiile de temperatură, apa.

Zona glaciară. Precipitaţii solide; temperaturi negative; lipseşte vegetaţia. Agenţi: gheaţa, îngheţ - dezgheţul, vântul. Zona caldă umedă. Precipitaţii bogate; temperaturi ridicate. Agenţi: apa, alterarea chimică, transportul materialelor în soluţie.

Zona temperată. Precipitaţii şi temperaturi variate în funcţie de sezon. Agenţi: apele curgătoare, procesele gravitaţionale, dezagregarea şi alterarea.

Interzonele: savana, mediteraneană, stepa, periglaciară. - legea etajării altitudinale. Impune distribuirea variată a elementelor climatice pe fondul reliefului. Fiecare etaj are anumite condiţii de relief, climă, hidrografie, vegetaţie, sol. Ca elemente azonale sunt panta şi orientarea versanţilor – indiferent de etaj ele introduc o variaţie. Etajul prim este etajul zonei în care se află baza muntelui; deasupra acestuia se regăsesc etaje corespunzătoare următoarelor zone morfoclimatice latitudinale.

- legea eroziunii diferenţiate. Intensitatea proceselor de modelare diferă în funcţie de structură şi rocă. Aceştia sunt factori pasivi ai modelării şi favorizează realizarea unor forme de relief specifice: relief pe structură cutată, monoclinală, orizontală, relief pe argilă, calcar, granit. Conceptul de eroziune diferenţiată – caracteristicile structurilor şi proprietăţile rocilor sunt evidente la contacte: structură cutată / structură orizontală; rocă dură / rocă moale.

- legea echilibrului. Acţiunea celor două categorii de agenţi (interni şi externi) are o tendinţă de echilibru. Un versant tinde să evolueze spre pantă stabilă (pantă de echilibru), rezultând glacisul sau pedimentul; o vale tinde să evolueze spre un profil în lungul căruia râul să nu erodeze în adâncime şi să nu acumuleze, ci doar să transporte apa şi materialele erodate în lateral, din maluri (profil de echilibru). Echilibrul final 39

într-o regiune este peneplena (este o suprafaţă de nivelare sau de echilibru).

- legea nivelului de bază. Nivelarea unei regiuni se realizează în funcţie de felul, poziţia şi altitudinea bazei de la care se declanşează eroziunea. Nivelul de bază diferă după agent: pentru un râu – punctul de vărsare; pentru gheţari – limita zăpezilor permanente; pentru mări – platforma continentală. Tipuri de niveluri de bază: general (nivelul „0” al Oceanului Planetar); regionale (mările închise – Aral, Caspica); locale (orice punct de confluenţă sau ruptură de pantă – prag).

Procese premergătoare eroziunii şi transportului Sunt procese fizico-chimice. Premerg acţiunea de eroziune fără însă a crea forme de relief; slăbesc legăturile din rocă, o transformă şi uşurează astfel acţiunea de eroziune. Se desfăşoară pe două direcţii: acţiunea fizică (mecanică); acţiunea chimică. Forţele care determină aceste procese acţionează la contactul dintre atmosferă şi rocă, punctul de plecare fiind legat de atmosferă. Pentru că există o legătură între ele şi fenomenele ce au loc în atmosferă, aceste procese se mai numesc procese de meteorizare iar acţiunea lor a fost denumită meteorizaţie. Alte denumiri întâlnite în literatura geomorfologică – procese care pregătesc roca pentru eroziune (W. Penck, 1924); procese elementare în modelarea scoarţei (G. Vâlsan, 1945); titlul (G. Posea, 1970). Rezultatul acţiunii acestor procese este fărâmiţarea rocii în loc. Procesele încep din momentul realizării contactului aer – rocă iar continuarea este dată de o suită de transformări în urma variaţiilor de temperatură, umiditate, a intervenţiei vegetaţiei. Prin natura lor, aceste procese se împart în: procese fizice, chimice, fizico-chimice.

Procese fizice Dezagregarea. Se realizează sub formă de variaţii termice (unde rocile sunt eterogene) şi variaţii de volum (unde există stratificaţie, fisuri, diaclaze, crăpături).

- dezagregarea prin oscilaţii termice (prin insolaţie). Au rol oscilaţiile termice diurne şi cele sezoniere. Importanţă mai mare au cele diurne. Dilatarea şi contractarea în intervale scurte stimulează ruperea legăturilor dintre particulele 40

rocilor. Astfel de variaţii sunt frecvente în regiunile deşertice, continentale, alpine, polare. Dezagregarea prin insolaţie se bazează pe încălzirea urmată rapid de pierderea de căldură a rocii. Efectele procesului nu se resimt la adâncimi prea mari. Depind de conductibilitatea termică a rocii. Procesul este stimulat de prezenţa unei cantităţi (chiar foarte mici) de apă. Rezultatul acestui tip de dezagregări sunt elementele colţuroase, amestecate haotic, numite grohotişuri sau detritus. Dimensiunea acestora depinde de compoziţia rocii (rocile granulare se desfac foarte repede) şi de conductibilitatea rocii.

- Dezagregarea prin îngheţ – dezgheţ. Este forma cea mai activă. Are loc prin intervenţia apei. Au loc măriri de volum de până la 1/11 din volumul iniţial. Creşterile de volum produc tensiuni, presiuni de 2 – 6000 kg/cm

2

ce se exercită lateral sau

vertical. Repetarea procesului duce la desfacerea rocii în plăci. Procesul este o

dependent de oscilaţiile termice în jurul valorii de 0 C. În zonele cu păduri procesul este mai slab. Efectul este mai intens acolo unde roca este direct expusă. Rezultatul procesului este materialul de tip grohotiş, detritus. Contează şi gradul de fisurare al rocii, precum şi gradul de gelivitate al rocii (potenţialul de îngheţare).

- Dezagregarea prin umezire-uscare. Este dată de alternanţa de momente în care roca este umezită, respectiv uscată. La umezire apa pătrunde între elementele rocii şi constituie o peliculă de apă; aceasta impune creşteri de volum de până la 1/3 la rocile argiloase, ce slăbesc forţa de coeziune. La uscare are loc pierderea rapidă a apei din rocă; volumul se micşorează brusc, apar crăpături. Alternanţa acestor momente duce la desfacerea rocii în elemente fine, prăfoase, în coji. Cantitatea de material rezultată este redusă.

- Dezagregarea biologică. Răspândită în regiunile cu vegetaţie. Se exercită prin rădăcini; acestea pătrund în crăpăturile rocii şi dau creşteri de volum şi tensiuni exercitate lateral. În taiga, pe roci calcaroase, presiunile sunt de până la 30-50 kg/cm 2. Dezagregarea biologică poate fi realizată şi de animale (râme, cârtiţe, bacterii).

- Dezagregarea prin cristalizare. În regiunile deşertice, uscate, cu frecvente 41

secete. La rarele ploi, apa pătrunde şi dizolvă; devine o soluţie. În perioadele secetoase, evaporaţia ridică apa spre suprafaţă; prin evaporări repetate, soluţia devine tot mai concentrată şi apare cristalizarea. Cristalele se acumulează pe pereţii crăpăturilor şi duc la presiuni. Urmează o nouă perioadă de umezeală, în structura acestor cristale întră apa, apar creşteri de volum şi în final un efect de pană ce lărgeşte crăpăturile din rocă. Concluzii. Indiferent de regiune, nici o formă a dezagregării nu acţionează singular. Atunci când spargerea rocii are loc predominant prin temperatură, procesul se numeşte gelifracţie. Când se realizează dominant prin intervenţia apei se numeşte

gelivaţie.

Procese chimice Alterarea. Pe lângă fărâmarea rocii duce şi la schimbarea structurii chimice; are loc prin intermediul apei sau al diferitelor gaze existente în atmosferă. Apa disociază în H şi OH şi va acţiona diferit în funcţie de rocă: dacă roca este acidă va acţiona ca o bază şi invers. Factori care influenţează alterarea: - temperatura; când este mai mare alterarea este mai intensă (influenţează disocierea apei); - gradul de umezire al rocii; - natura rocii; când sunt eterogene posibilitatea de alterare este mai mare; - gradul de spargere al rocii; - vegetaţia. Mecanismele alterării: oxidarea, hidratarea, carbonatarea, alterarea biologică.

- Oxidarea. Are loc prin intervenţia oxigenului din aer sau din disocierea apei; este foarte puternică pe rocile magmatice şi metamorfice. Sunt atacate şi fierul, manganul, substanţele organice. Foarte importante sunt bacteriile ce produc oxidări 42

intense. Procesul este accentuat în regiunile tropicale; aici rezultă ca produşi finali silicea şi alţi oxizi ce se acumulează la suprafaţă sub formă de cruste roşcate. În regiunile reci procesul este slab. Pe verticala rocii oxidarea slăbeşte spre adâncime.

- Hidratarea . Procesul de absorbire a apei de către minerale. Există două forme de absorbire: 1. includerea apei între elementele unei roci rezultând un film de apă (roca nu se modifică, rezultă doar slăbirea acesteia); 2. pătrunderea apei în reţeaua cristalină a mineralelor (exemplu: anhidrit + apă = gips). Rezultă hidraţii, împreună cu creşteri de volum de până la 30 - 40%. Există şi procesul invers = deshidratarea, apare în regiunile semiaride. Produce slăbirea şi desfacerea rocii.

- Hidroliza. Procesul de alterare prin care o sare se descompune în cele două elemente din care s-a format (baza şi acidul). Acţionează asupra silicaţilor; nu este un proces rapid. Se elimină treptat elemente din structura silicaţilor: mai întâi bazele; apoi silicea; la intensităţi mari se elimină fierul; în final rămâne doar oxidul de aluminiu. De obicei se asociază cu oxidarea şi hidratarea. Rezultatul este scoarţa de alterare (cu grosimi de până la 100m). Activă în regiunile ecuatoriale şi subecuatoriale.

- Carbonatarea. Acţiunea apei încărcate cu CO 2 H2O +CO 2 = H2CO3. Acidul carbonic acţionează asupra mineralelor din rocile carstificabile (calcare, dolomite). Acţiunea este dublă: 1. dizolvarea calcarului; 2. fixarea apoi a unor baze ce au fost eliberate de celelalte procese. Atacul se face pe fisuri, pe diaclaze. Rezultatul este

relieful carstic. - Alterarea biologică . Este produsă de către microorganisme şi de către plantele şi animalele superioare. Exemple: organismele preiau azotul atmosferic şi îl transformă în amoniac (NH 4); apoi

bacteriile de nitrificare oxidează amoniacul

transformându-l în acid azotic. Un alt ciclu este cel al sulfului. De asemenea, acţiunea acizilor rezultaţi din descompunerea plantelor superioare. Acţiunea vieţuitoarelor este 43

activă în pătura de sfărâmături.

Procese fizico-chimice Dizolvarea. Precede sau este concomitentă cu alterarea chimică. Agentul este apa. Depinde de: - gradul de solubilitate al rocilor (roci solubile – sarea, gipsul, calcarul). - temperatura mai mare a apei. - încărcarea apei cu diferite gaze sau acizi (prezenţa CO

2

în apă măreşte

puterea de dizolvare) - vegetaţia care impune umezeală şi acizi. Este foarte activă în regiunile unde se întâlnesc păduri şi temperaturi ridicate.

Rezultatele proceselor premergătoare eroziunii şi transportului În urma acţiunii acestor procese rezultă două categorii de forme: un relief; un depozit.

Relieful Are dimensiuni foarte mici; rezultă atunci când se produce şi îndepărtarea materialelor (panta să fie mare). Poartă numele de relief ruiniform sau secundar. Mecanismul: atacul agenţilor externi se va desfăşura diferenţiat pe rocile existente; roca poate rezista mai mult sau mai puţin; prin îndepărtarea materialelor rezultă un microrelief cu porţiuni concave sau convexe. Desfăşurarea acestor procese duce la eroziunea diferenţiată a formaţiunilor ce alcătuiesc un versant. În funcţie de procesul dominant, microrelieful se împarte în: microrelief determinat de dezagregare; de alterare; de dizolvare; există şi forme îmbinate. Rezultă o serie de forme pozitive sau negative.

Forme de relief secundar: ace, creste, coloane, arcade, portiţe, abrupturi, poliţe, brâne,babe, sfincşi, grohotişuri, lapiezuri, doline, turnuri. 44

Exemple: Acul Cleopatrei (Făgăraş), Creasta Cocoşului (Gutâi), Pietrele Doamnei (Rarău), Poarta Arpaşului (Făgăraş), Babele, Sfinxul (Bucegi).

Depozitul Se numeşte scoarţă de alterare. Este o pătură de materiale rezultate din fragmentarea rocii în elemente tot mai mici (sfărâmături). - Materiale care alcătuiesc scoarţa de alterare. Grohotişul - sunt elementele cele mai mari; colţuroase, prezintă muchii ascuţite. Apar pe calcare şi roci cristaline. Rezultă în urma acţiunii de îngheţ-dezgheţ şi a insolaţiei. Se acumulează sub formă de conuri, poale, trene, glacisuri de grohotiş. Apar în regiunile alpine sau deşertice, la baza abrupturilor.

Cojile - fragmente de dimensiuni mai mici. Rezultă în urma decojirii rocii în loc. Apar pe argile.

Ţărâna (nisipul) – pe roci ce se dezagregă granular – granite, gresii. Se acumulează la baza pantei sub formă de arenă granitică. Praful – dimensiunile cele mai reduse. Apare prin alterarea chimică pe roci omogene (exemplu: cretă).

- Structura scoarţei de alterare . În timp, în scoarţa de alterare se diferenţiază cinci orizonturi: unul superficial, subţire, format din elemente fine , argiloase frecvent, diferit în funcţie de condiţiile climatice; unul argilo – detritic, dedesubt, format din argilă fină plus detritus grosier; un orizont de

detritus cu elemente

colţuroase, de dimensiuni mari, cu mobilitate mică; urmează roca fisurată; în bază este roca în loc, neafectată. Grosimea scoarţei de alterare este în funcţie de intensitatea proceselor şi de posibilitatea de eliminare a unor materiale dintr-un orizont. Pe suprafeţe orizontale, roca este afectată până la limita de acţiune a variaţiilor de temperatură şi umiditate. - Proprietăţile scoarţei de alterare. Este un depozit afânat, friabil, cu porozitate mare, permeabil, culoare în funcţie de compoziţia chimică, capilaritate favorizată de prezenţa argilei. 45

- Mobilitatea scoarţei de alterare. Se resimte pe distanţe foarte mici. Este influenţată de mărimea particulelor, de prezenţa apei, de pantă, de gradul de rotunjire al particulelor. - Tipuri de scoarţă de alterare.

Clasificarea este realizată în funcţie de

criteriul climatic.

1. Scoarţa de tip detritic (sau clastic, sau litogen). Alcătuită din material detritic, rezultat din spărtură de rocă neafectată ca structură. Se dezvoltă în regiunile alpine, polare. Procese genetice: îngheţ – dezgheţul; alterarea chimică este foarte slabă.

2. Scoarţa de tip argilo – siallitic.

Alcătuită din silicaţi de aluminiu plus

argilă. Se dezvoltă în climatele temperat oceanice (umezeală mare). Procese: alterare (hidroliză) şi dezagregare (în sezoanele de trecere). Scoarţa este groasă, dar nu conţine elemente alcaline. Rezultă nisip, silice şi hidroxizi de fier şi magneziu. Pe calcare, în regiunile mediteraneene, apare terra rossa (culoarea roşie se datorează fierului).

3. Scoarţa de tip carbonato – siallitic. Alcătuită din silicaţi de aluminiu şi carbonaţi. Apare în climatul temperat continental. Alterarea există, dar domină dezagregarea. Se acumulează carbonaţii sub formă de păpuşi sau cruste.

4. Scoarţa de tip halo – siallitic. Silicaţi de aluminiu şi săruri. În regiunile deşertice şi semideşertice. Procese: variaţiile termice mari şi precipitaţiile puţine. Alcătuită din elemente detritic e, grosiere, la bază şi fine la suprafaţă. Scoarţa nu are grosimi mari; se acumulează săruri în locurile unde pânza freatică este la adâncime mai mică; are loc o evaporare intensă şi prin capilaritate sărurile precipită. Rezultă cruste de săruri în microdepresiuni.

5. Scoarţa de tip ferallitic. Oxizi de fier şi aluminiu. Este legată de climatele cu două sezoane (subecuatorial şi musonic) din punct de vedere al precipitaţiilor. Rezultă o scoarţă cu un orizont dur, subţire (o carapace), la partea superioară, apoi un orizont mai gros (de ordinul metrilor) cu oxizi de fier şi aluminiu (laterit), iar în bază este acumulată argila. Culoarea dominantă este roşie; crusta (carapacea) este vineţie 46

sau cărămizie.

6. Scoarţa de tip allitic. În regiunile ecuatoriale cu umiditate şi căldură. Vegetaţia este foarte bogată. Alterarea are intensitate maximă; rămân doar hidroxizii de aluminiu (bauxita). Grosimi mari (până la 100m); culoare roşcată (este o argilă plastică şi impermeabilă).

GEOMORFOLOGIE GRAVITAŢIONALĂ

Alte denumiri întâlnite în literatură: geomorfologia deplasării materialelor pe pante; geomorfologia deplasărilor gravitaţionale; geomorfologia deplasărilor în masă. Studiază relieful rezultat din deplasarea materialelor pe versanţi, în urma acţiunii forţei de gravitaţie, exprimată prin mărimea pantei, fără intervenţia unui agent extern. 47

Materialele care se deplasează sunt elemente de alterare (ce provin atât din alterările în loc cât şi din alterări din partea superioară a versantului ), precum şi rocă în loc. Deplasarile gravitationale ale materialelor depind de două categorii de procese: procesele care atacă roca în loc, ce conduc la formarea păturii de alterări; procesele care deplasează materialele (alterări dar şi rocă în loc), ce conduc la evacuarea alterărilor. În geomorfologia gravitaţională s-a impus conceptul de bilanţ morfogenetic (BM); acesta reprezintă raportul dintre cantitatea de materiale deplasate (D) (alterări inclusiv rocă în loc) şi cantitatea de alterări(A)( formate în loc, precum şi ajunse din partea superioară a versantului) existent la un moment dat într-un anumit punct: D BM = A · Deplasările în masă, generate de forţa gravitaţională - ce se pot manifesta în mod direct sau indirect, prin intermediul pantei - pot fi stimulate de creşterea în greutate a materialelor şi de modificările de volum ale acestora şi diminuate de coeziunea rocilor, frecare (interioară şi exterioară) şi prezenţa vegetaţiei.

Tipuri de deplasări gravitaţionale Există mai multe clasificări ale acestora: după formă, adâncime etc. S-a impus însă criteriul diferenţierii deplasărilor în funcţie de viteză. Astfel, există: deplasări gravitaţionale bruşte (prăbuşiri, alunecări de teren, curgeri); deplasări gravitaţionale

lente ( deplasări uscate, creep, deraziune sau coraziune, solifuxiune, sufoziune, tasare). 48

Deplasările gravitaţionale bruşte Prabuşirile. Sunt deplasări de mase sau elemente individuale, ce au loc cu viteze mari (5-10 m/h şi mai mult), pe pante ce de regulă depăşesc 60º, astfel încât acţiunea morfogenetică a forţei de gravitaţie este determinată iar frecările minime. Grupe de prabuşiri: individuale; în masă.

Prăbuşirile individuale. Prezintă un pregnant regim de manifestare climatic; au loc pe abrupturile din regiunile periglaciare, aride si semiaride. Forme ale prabuşirilor individuale: cădere liberă, rostogolire . Rezultatele morfologice ale prăbuşirilor individuale: abrupturile, aflate în retragere; blocurile

izolate, la baza abrupturilor; grohotişurile, intâlnite sub diferite forme - conuri, tăpşane, poale, trene, glacisuri. Grohotişurile din regiunile cu prăbuşiri frecvente, se întâlnesc sub formă de pânze de grohotişuri, având vârste diferite, iar cele mai vechi caracter fosil (exemplu: grohotişurile de sub abruptul prahovean al Munţilor Bucegi). Panta unei poale de grohotiş prezintă înclinări medii de 25º - 35º. Petrografic, geneza si evoluţia prăbuşirilor individuale şi a reliefului asociat, sunt favorizate de prezenţa conglomeratelor şi a şisturilor cristaline. În unităţile montane înalte (Munţii Făgăraş spre exemplu), prezenţa zăpezii si a gheţii pe masa de grohotişuri, favorizează sfărâmarea

materialelor şi deplasarea sfărâmăturilor,

declanşarea avalanşelor care la rândul lor aduc materiale din partea superioară a versanţilor, instalarea gheţarilor de grohotiş.

Prăbuşirile in masă. Se produc în regiunile muntoase înalte (pe versanţi cu sau fără caracter glaciar), in cele litorale afectând falezele înalte şi puternic înclinate, sau pe văi, în dreptul malurilor concave ale buclelor de meandru (acestea se mai numesc surpări sau năruiri). Au loc întâmplător, în momente scurte, ce survin unor faze pregătitoare de durată. De asemenea, acest tip de desprinderi poate prezenta şi un caracter petrografic; astfel sunt prăbuşirile întâlnite pe roci solubile sau gips, gresii şi marne calcaroase, mai puţin calcare, provocate de golurile interioare. Recent s-au impus prin amploare şi efecte negative, prăbuşirile induse antropic, din fostele 49

exploatări miniere de sare sau cărbune (Ocnele Mari, Motru - Rovinari). Forme ale prăbuşirilor în masă: prăbuşirile de stânci uriaşe (Pietrele Doamnei din Munţii Rarău); prăbuşirile de versanţi (o astfel de prăbuşire a dus la formarea

prăbuşirile în trepte sau păbuşirile de

Lacului Roşu pe Valea Bicaz in 1837);

maluri loessoide (tip de prăbuşiri

favoriat de proprietăţile fizico-chimice ale

loessului).

Alunecările de teren. Reprezintă deplasări de mase pe un pat de alunecare argilos; au loc pe pante şi cu viteze mai reduse decât în cazul prăbuşirilor. Mai sunt numite şi pornituri sau fugituri.

Cauzele alunecărilor de teren. - cauze potenţiale: rocă argiloasă; pantă cu înclinare medie spre mare; apă prezentă în exces. - cauze pregătitoare: despăduririle şi suprapăşunatul; suprapunerea ploilor cu topirea zăpezilor în anotimpul de primăvară; secţionarea versanţilor pentru construcţii sau drumuri; eroziunea laterală a râurilor. - cauze declanşatoare: cutremurele; exploziile; ploile torenţiale ; în general, toate condiţiile pregătitoare pot deveni la un moment dat declanşatoare, dacă echilibrul versantului se rupe în urma acţiunii lor.

Elementele componente ale alunecărilor de teren. Deplasările gravitaţionale de tipul alunecărilor de teren, reprezintă procese geomorfologice care se impun în relief printr-o morfologie bine structurată. Unii autori menţionează mai multe componente, între patru si şapte; unele dintre aceste elemente nu sunt tipice, altele se constituie in părţi ale unui întreg .Trei elemente componente se remarcă, atât prin specificul lor morofologic cât şi prin dinamică. - Râpa de desprindere; este un aliniament situat în susul versantului, marcat de crapături din dreptul căruia porneşte gravitaţional masa de alterări şi rocă. Caracteristici: pantă mare; roca este prezentă la zi; reprezintă un sector activ; poate 50

prezenta crăpături (râpe secundare) spre amunte şi în lateral; afectată de prăbuşiri. - Corpul alunecării; reprezintă masa desprinsă impreună cu masa împinsă, neafectată direct de alunecare.Ocupă suprafaţa cea mai mare şi prezintă un microrelief propriu: brazde, trepte de alunecare, valuri de alunecare; între acestea există şi forme negative: canale, şanţuri, excavaţii, lacuri de alunecare. Acestea din urmă funcţionează ca areale cu exces de umiditate şi au un rol important în reactivarea procesului. Prezintă formă variată; se pot însă reconstitui două modele – alunecări cu corp de formă liniară, respectiv areală. Dimensiuni cu valori diferite; de cele mai multe ori lungimea corpului este de ordinul metrilor la alunecările superficiale şi de ordinul zecilor de metrii în cazul celor profunde. - Fruntea alunecării; partea terminală a unei alunecări de teren, ce nu este întotdeauna foarte bine evidenţiată în relief la toate alunecările. De cele mai multe ori, în cadrul frunţii, materialele alunecate sunt puternic amestecate (structura masei alunecate este deranjată), sub formă de val; prezintă mai mult caracter de împingere decât de alunecare. Poate bara cursul unui râu, rezultând lacuri de baraj prin alunecare. Există autori care mai disting si alte elemente componente - patul de alunecare, valul de refulare etc.

Tipuri de alunecări de teren Fiind un relief foarte complex, cu numeroase aspecte genetice, morfologice, dar si evolutiv- dinamice, tipologia alunecărilor de teren este de asemenea foarte variată, în legatură şi cu diferitele criterii taxomice, induse tocmai de această complexitate. Astfel alunecările de teren se pot clasifica după: - viteza de deplasare -

alunecări lente (sub 1m/h; stratele alunecate îşi

păstrează structura);alunecări rapide (1- 2 m/hş materialul este amestecat); alunecări 51

bruşte (peste 2 m/hş structura este deranjată). - forma generală a alunecării - alunecări liniare (de vale); alunecări sub formă de cuib (ştrangulate); alunecări în masă (masive). - microrelieful corpului de alunecare - alunecări în brazde; alunecări în trepte; alunecări în valuri. - raportul cu structura - alunecări consecvente (în lungul stratelor); alunecări obsecvente (pe capetele de strat); alun ecări asecvente sau insecvente ( nu prezintă raporturi evidente cu structura).

- mentinerea structurii - alunecări care păstrează structura nederanjată; alunecări care nu păstrează structura materialelor deplasate.

- adâncimea patului - superficiale (sub 1m); de mică adâncime (1-5m); profunde (peste 5m). - poziţia punctului de declanşare şi evoluţia ulterioară - alunecări detrusive (se nasc in partea superioară a versantului şi evoluează către baza acestuia); alunecări delapsive (pornesc de la baza versantului şi evoluţia este spre unitatea superioară).

- vârstă - alunecări vechi; alunecări recente; alunecări actuale. - structurile prinse în alunecare - alunecări la suprafaţa solului sau alterărilor; patul de alunecare este reprezentat de pătura de sol sau de alterări, pe care alunecă un bloc sau un bolovan, de obicei individual (blocuri glisante). - alunecări în pătura de sol sau de alterări; sunt cele mai frecvente, având de multe ori ritm de manifestare climatic - se produc primăvara în zonele subpolare sau în etajul montan subalpin. Aşa sunt solifluxiunile; acestea pot afecta versanţi întregi, rezultând terasetele de solifuxiune. Sunt de asemenea frecvente atunci când roca argiloasă este aproape de suprafaţă, în unităţile de deal (Subcarpaţi) şi podiş; apar astfel alunecările de teren în cuib sau ştrangulate, cu micromorfologie a corpului de alunecare în brazde, între care există o reţea de şanţuri (sub 0,5 m adâncime), în lungul cărora se axează surplusul de umiditate. Râpa de desprindere are dimensiuni 52

reduse (sub 1,5 m, rar 2 -3 m) iar fruntea alunecării nu este în general prezentă. Asemenea solifluxiunilor şi alunecările de teren în cuib cu micromorfologie a corpului de alunecare în brazde, se asociază frecvent pe versanţi, formând aşa numiţii

versanţi de alunecări sau badlanduri de alunecări. - alunecări în roca în loc; sunt alunecări masive, profunde, ce se produc atunci când, sub strate groase de rocă permeabială, se află un strat de argilă, ce va funcţiona ca pat de alunecare. Aceste alunecări prezintă de obicei o râpă de desprindere de mari dimensiuni (ordinul zecilor de metrii lungime∕profunzime), cu formă semicirculară sau liniară. Corpul alunecării prezintă cel mai adesea trepte şi/sau valuri; între acestea apar microdepresiuni unde pot surveni noi alunecări, din cauza excesului de umiditate. Aceste alunecări, datorită complexităţii, pot fi clasificate la rândul lor, după structură, sensul evoluţiei etc; s-a impus însă clasificarea în funcţie de forma generală a alunecării, astfel: 1. alunecările liniare (de vale, sau sub forma de limbă), sunt alunecări masive care capătă forma unei văi, put ând sau nu să fie instalat e chiar în lungul unei art ere de drenaj. Atunci când ating dimensiuni apreciabile, sunt numite văi de alunecare. Tipice sunt, pentru Subcarpaţii Ialomiţei, alunecările masive de vale denumite iuzi; în acest caz, deasupra argilei nu se mai află alte roci, însă stratul de argilă este unul gros. Conduc la apariţia unei micromorfologii a corpului de alunecare în trepte rupte, încălecate între ele; prezintă o râpă de desprindere cu dimensiuni medii. Caracteristică este prezenţa frunţii de alunecare sub formă de val frontal, de împingere. Se întâlnesc adesea în Subcarpaţii dintre Dâmboviţa si Ialomiţa (bazinele morfohidrografice Vulcana, Ialomicioara, Râu Alb), în condiţiile prezenţei rocilor argiloase, plastice şi a unor utilizări necorespunzătoare a terenurilor (pe versanţi despăduriţi, cu suprapăşunat, în livezi extensive practicate cu berme pe pante puternic înclinate). Caracteristică alunecărilor lineare masive este tendinţa evoluţiei înspre complexe de deplasări în masă. Acest proces este favo rizat de prezenţa elementelor nisipoase 53

necoezive, alături de rocile plastice argiloase. În finalul evoluţiei, procesele se vor desfăşura, de cele mai multe ori, în complexe morfodinamice de tipul bazinetelor torenţiale, unde alunecările de teren de diferite tipuri se vor îmbina cu prăbuşiri (în dreptul râpelor de desprindere iniţiale), artere de şiroire (în bazinul de recepţiecolectare) şi curgeri noroioase (dintre care una principală, pe aliniamentul canalului de curgere final). În astfel de situaţii şi dimensiunile pe care le capată alunecarea sunt importante, uneori depăşesc 1000-1.500 m lungime. O asemenea tendinţă de evoluţie a fost întâlnită la torentul noroios Valea Dracului

din Depresiunea Pucioasa,

Subcarpaţii Ialomiţei (V. Loghin, E. Păunescu, 1999). 2. alunecările de versant, masive, înregistrează o pregătire de durată, stratul plastic este prezent la adâncime mare, iar panta patului de alunecare nu prezintă înclinare accentuată. Elementele morfologice – râpă, corp, frunte – sunt foarte bine individualizate şi prezintă dimensiuni apreciabile. Cel mai adesea, microrelieful de alunecare este sub formă de trepte şi valuri de mari dimensiuni, care păstrează structura stratelor de roci antrenate în deplasare, chiar dacă aceaste se realizează obsecvent. Un subtip distinct de alunecări masive de versant sunt glimeile, întâlnite frecvent în Dealurile Transilvaniei, iar izolat şi în Subcarpaţi. Prezintă toate caracteristicile tipului principal de alunecări, diferenţiindu-se prin specificul evolutiv al treptelor de alunecare cu caracter rotaţional; acestea, datorită dimensiunilor mari pe care le prezintă, se păstrează timp îndelungat, traversând trei stadii evolutive: stadiul de copârşeu (treptele de alunecare iniţiale secţionate de artere de şiroire); stadiul de ţiglăi (copârşeu ascuţit, înalt, cu aspect conic); stadiul de grueţ (copârşaie sau ţiglăi rotunjite, mai joase, transformate în monticoli). Asemenea alunecărilor de teren superficiale sau de mică adâncime şi alunecările masive, în rocă, liniare sau de versant, pot afecta suprafeţe mai restrânse sau versanţi întregi; în acest din urmă caz, complexul de pornituri este denumit versant de alunecare. 54

Prevenirea şi stoparea alunecărilor de teren. Astăzi, este întâlnită tot mai des, modelarea reliefului prin procese de alunecare, sau complexe de deplasări gravitaţionale în masă, favorizată în principal de utilizarea necorespunzătoare a terenurilor. În anumite condiţii de rocă, pantă, precipitaţii, vegetaţie şi utilizare a fondului funciar, alunecările de teren apar ca procese geomorfologice normale, prin care relieful evoluează. Raportate însă la distrugerile, uneori foarte importante, pe care le aduc diferitelor moduri de valorificare a resursei funciare, alunecările de teren devin procese de degradare a terenurilor (nu a reliefului); ca atare, este necesar ca ele să fie prevenite sau stopate, prin două seturi de metode de intervenţie specifice, de prevenire şi respectiv de stopare. În ceea ce priveşte combaterea potenţialului de alunecare, acţiunile care se pot întreprinde trebuie să fie îndreptate înspre împiedicarea ajungerii apei la stratul de argilă. Dintre măsurile de prevenire a alunecărilor de teren remarcăm: menţinerea vegetaţiei forestiere şi împădurirea suprafeţelor de versant defrişate sau cu păduri degradate, utilizarea corespunzătoare a terenurilor, stoparea păşunatului excesiv (în regiunile montane îndeosebi, unde solifuxiunile generate de păşunat au căpătat intensitate, afectând versanţi întregi, sub formă de terasete de solifuxiune), drenarea suprafeţelor de versant cu potenţial de alunecare din punct de vedere al înclinării pantei şi rocii argiloase, dacă există obiective materiale puse sub risc. Măsurile de stopare a unei alunecări deja instalate sunt indreptate, în principal, către două direcţii: 1. împiedicarea ajungerii apei la nivelul râpei de desprindere şi eliminarea excesului de umiditate din corpul alunecării; acestea se realizează prin drenarea versantului afectat. 2. fixarea fiecărui element component al alunecării, în parte, în funcţie de pantă şi dimensiuni; stabilizarea acestor elemente (râpă de desprindere, brazde, trepte, valuri, frunte de alunecare) se poate efectua prin cleionaje, gabioane, plantaţii de arbuşti (ienupăr) sau arbori (pin), terasare, piloni, taluzare. Odată fixată alunecarea, versantul se va împăduri sau va fi redat circuitului funciar prin atribuirea unei utilizări corespunzatoare. Ambele direcţii de stopare a alunecărilor 55

de teren funcţionale, urmăresc în principal evitarea reactivărilor, generalizate sau pe sectoare.

Curgerile. Atunci când apa îmbibă foarte puternic un material, se trece de la alunecare la curgere. Tipuri de curgeri: - Curgerile noroioase. Se mai numesc si torenţi noroioşi, pentru ca deplasarea se face de multe ori în baz ine torenţiale. Astfel, în aceste situaţii, vor exista similarităţi şi între elementele morfologice componente ale celor două tipuri de procese. Partea superioară a curgerii noroioase se numeste bazin de colectare (aici deplasările în masă ale materialelor pot avea loc şi sub formă de alunecări de teren de diferite tipuri); în continuare este canalul de curgere , unde deplasarea are loc sub formă de pastă( viteza mişcării este de ordinul metrilor/oră), între maluri bine delimitate; în dreptul unei suprafeţe orizontale, materialele se acumulează sub forma unui con de împrăştiere. Curgerile noroioase nu trebuie confundate cu procesul de curgere a noroiului pe pantele şi în jurul vulcanilor noroioşi (exemplu: Depresiunea Berca-Arbănaşi, în Subcarpaţii Buzăului). Activitatea unei curgeri noroioase se desfăşoară pe parcursul mai multor zile; reactivările sunt legate de prezenţa unor intervale ploioase. Petrografic, curgerile noroioase sunt favor izate de rocile cu intercalaţii de nisipuri; acestea din urmă, necoezive, permit deplasarea sub formă fluid-vâscoasă, de curgere. Astfel de roci (argile nisipoase, nisipuri argiloase, marne nisipoase), sunt întâlnite frecvent în formaţiunea de molasă miopliocenă şi în flişul extern (paleogen) din Subcarpaţii de Curbură. Curgerile noroioase se dezvoltă pe pante cu înclinări mai reduse (15º – 30º), decât cele pe care le necesită alunecările de teren. Dimensiuni – lungimi de ordinul sutelor de metrii; lăţimi de ordinul zecilor de metrii.

- Curgerile de nisip. Au loc pe paturi de deplasare argiloase, aflate aproape 56

de suprafată (apar curgeri de nisip de mici dimensiuni), sau la adâncime, la nivelul pânzei freatice (rezultă curgeri masive de nisip).

- Curgerile de cenuşă vulcanică.

Apar la începutul erupţiilor vulcanice,

atunci când în crater există apă cantonată în lacuri (cenuşa vulcanică este supraumectată şi rezultă curgeri numite lahare), sau în timpul erupţiilor, când înmuierea cenuşii rezultă din ploile ce survin în urma condensării vaporilor de apă. - Curgerile de lavă. Vezi capitolul ˝Relieful vulcanic˝.

Deplasările gravitaţionale lente Sunt deplasări la nivel de particulă, în tendinţa de găsire a unei poziţii de echilibru; sunt deplasate materialele fine din depozitul de alterări. Cauzele deplasărilor lente: variaţiile de temperatură, hidratarea – deshidratarea, creşterea rădăcinilor. Rezultatele deplasărilor lente: tendinţa de micşorare a pantei; deplasarea materialelor din susul pantei către poalele versantului; apar şi forme mai complexe, negative sau pozitive. - Deplasările lente uscate. Apar în climatele aride şi semiaride pe pante de sub 25o. Sunt provocate de variaţiile de volum cauzate de temperatură. Determină deplasarea elementelor grosiere acoperind panta (este o mişcare areală). Se pot identifica aliniamente cu deplasare mai rapidă în lungul cărora rezultă

văiugi de

pietre. Dacă mişcarea se asociază şi cu acţiunea altor agenţi pot rezulta forme mai complexe. Astfel, în deşerturi, apare elementul vânt, care spulberă particulele fine, rezultând un câmp de pietre ; aceste suprafeţe sunt denumite serir. În zonele temperate, la altitudini mari (peste 1800m), apar câmpurile de grohotiş.

- Creep (reptaţie). Mişcare de natură termică dar şi pe baza prezenţei şi variaţiei apei. Reprezintă un număr foarte mare de mişcări la nivel de particulă. Sunt urmate de perioade mai lungi de repaus. Creepul este o automişcare a particulelor în tendinţa realizării unei stări de echilibru; se produce în depozitele afânate. Viteza este 57

diferită funcţie de poziţia particulelor în depozit (sunt mai rapide particulele de la suprafaţă şi particulele ce sunt rotunjite), de înrădăcinare, de pantă. Cel mai frecvent creep este legat de prezenţa apei care ingheaţă; apar variaţii de volum. În nopţile geroase particulele de la suprafaţă şi frunzele se ridică; dimineaţa aceste materiale coboară (dacă panta permite se pot şi deplasa în avale). Procesul este greu de urmărit. Efectele sunt vizibile şi sunt cele care indică prezenţa acestei mişcări: acumularea materialelor în spatele copacilor aflaţi pe pantă; formarea unei microdepresiuni în josul copacului; prezenţa unor copaci ale căror trunchiuri au poziţii (înclinări) diferite, cauzate de intensitatea diferită a procesului sau de gradul diferit de dezvoltare a rădăcinilor.

Tipuri de creep – uscat, umed, biologic. - Coraziunea (deraziunea). Reprezintă îndoirea capetelor de strat. Este o acţiune mecanică a materialelor ce formează un depozit asupra capetelor stratelor ce se găsesc sub el. Depozitul presează, crapă rocile, le dislocă şi le deplasează lent.

Factori favorizanţi: depozit de suprafaţă gros; materiale grosiere la baza depozitului; stratele să aibă poziţie verticală sau apropiată de verticală; stratele să fie subţiri şi alcătuite din roci cu rezistenţă mică.

Efecte – ruperea capetelor de strat şi deplasarea elementelor către avale, de unde şi efectul de îndoire; diminuarea pantei şi scăderea altitudinii versantului. Deplasarea nu se face uniform în suprafaţă; acolo unde este mai activă apare un jgheab denumit văiugă de deraziune. Apar adesea în câmpiile piemontane sau tabulare; în bazinele de recepţie ale unor râuri utili zate ca păşune şi având pan tă mare, se produce o deplasare către axul văii principale.

- Solifluxiunea. Este o deplasare în masă. Forţa principală este gravitaţia. Prin modul de desfăşurare face o trecere spre procesele de alunecare; este o

alunecare

superficială, lentă. Se produc în regiunile alpine, polare şi subpolare, acolo unde intervin apa şi îngheţ – dezgheţul, plus existenţa materialelor plastice şi lipsa vegetaţiei. 58

Mecanismul este următorul – primăvara are loc dezgheţul; acesta se produce pe o adâncime de până la ½ m; sub acest orizont există partea care este încă îngheţată şi pe care se va aluneca; apa din gheaţa topită îmbibă materialele care se vor deplasa în sensul pantei.

Factori favorizanţi: distribuţia neuniformă a apei; repartiţia neuniformă a elementelor argiloase; adâncimea diferită a orizontului de contact dintre stratul îngheţat şi stratul dezgheţat (este adâncimea până la care dezgheţul a fost activ); dezvoltarea rădăcinilor. Procesul este accentuat de păstoritul excesiv (în perimetrele erodate de copite apa pătrunde mai mult). Elementele prezentate sunt întâlnite în etajul alpin. Solifluxiunea este insă foarte frecventă şi în zonele polare şi subpolare. Aici procesul este dat de existenţa a două structuri: molisolul (orizontul care se dezgheaţă în sezonul cald) şi pergelisolul(orizontul permanent îngheţat). Se produce pe adâncimi mai mari m) în molisol.

(1-3

- Sufoziunea. Acţiunea mecanică de dislocare şi transport a materialelor fine dintr-un depozit, acţiune exercitată de către apa freatică . Procesul este complex şi implică o deplasare la nivel de particulă dar şi la nivel de masă, prin intermediul unui agent. În timpul desfăşurării, procesul se combină cu prăbuşiri şi alunecări.

Condiţii: depozit gros, permeabil, cu elemente fine, solubile; pantă superioară orizontală sau foarte slab înclinată; rocă de bază impermeabilă; nivelul freatic să fie peste nivelul apei din râuri; climat semiumed; perioadele de uscăciune să alterneze cu perioadele de umezeală.

Mecanismul de declanşare şi evoluţia sufoziunii Desfăşurarea procesului începe odată cu pătrunderea apei prin crăpături către baza depozitului; acum are loc lărgirea lentă a crăpăturilor şi acumularea apei; apa curge şi antrenează materialele; când nivelul freatic coboară, determină smulgerea elementelor fine; rezultă un tunel de sufoziune la nivelul pânzei freatice. O următoare etapă are loc la suprafaţă, unde, pe aliniamentul tunelului se 59

dezvoltă doline de sufoziune, ce prezintă în centru orificiul care corespunde celei mai largi crăpături iniţiale (prin care a pătruns apa); în depozit se lărgesc crăpăturile, ce duc la apariţia hornurilor de sufoziune; în bază, tunelul se extinde în dimensiuni. În a treia etapă toate elementele se amplifică; dolinele se unesc şi dau văiugi

de sufoziune; hornurile se lărgesc; tunelul se amplifică şi el şi ca urmare au loc prăbuşiri sufozionale. Rezultă nişte văi largi şi adânci denumite viroage de sufoziune. Finalul evoluţiei – coborâre generală a nivelului reliefului, până la stratul impermeabil; rezultă câmpia de sufoziune. În România = în Podişul Dobrogei, Câmpia Bărăganului (pe loess); de asemenea, se întâlneşte şi pe roci solubile (gips, sare), unde procesul de sufoziune se combină cu procese de dizolvare. Sufoziunea poate fi legată şi de acţiuni antropice.

- Tasarea . Apare în depozitele afânate, permeabile. Este procesul de lăsare, cauzat de apa care antrenează particulele fine, de propria greutate a materialelor din depozit sau de presiunea unui corp străin sau agent extern.

Condiţii: depozit gros, permeabil; circulaţie pe verticală a apei; elemente uşor de dislocat şi de deplasat (carbonaţi, argilă); suprafaţa depozitului orizontală; climat semiumed; infiltraţia apei. Depozitele cele mai favorabile – loess sau depozit loessoid, nisip argilos, material deluvial.

Mecanismul – apa cade uniform pe suprafaţa reliefului, dar depozitele nu sunt omogene (densitatea spaţiilor goale variază); astfel, procesul va avea intensităţi diferite; apa dizolvă, uneşte spaţiile goale şi le lărgeşte; elementele rămase se lasă, se îndeasă, în tendinţa de a umple golurile formate; la suprafaţă apare o mică depresiune numită crov (diametru de ordinul metrilor – zecilor de metrii, adâncimi de 1-2 metrii). În crov procesul se accentuează. Prin lărgire crovurile se pot uni, rezultând depresiuni mai mari, cu margini festonate şi adâncimi mai mari ce se numesc găvane; lărgirea acestora duce la formarea celor mai mari, numite padine. Exemple – în câmpiile Bărăgan, Găvanu-Burdea etc. 60

Există şi o a doua direcţie de evoluţie – atunci când tasarea se desfăşoară pe anumite aliniamente ce pot corespunde, de exemplu, unor tunele de sufoziune; apa văi

de crov (numite şi furcituri) prin unirea crovurilor din lungul aliniamentului. Finalul evoluţiei este dat de apariţia câmpiilor de padină (la nivelul fundului depresiunilor).

Unităţile funcţionale de versant Se întâlnesc şi sub denumirile de etaje sau fâşii funcţionale; sau etaje sau fâşii de evacuare. În funcţie de procesele ce au avut loc (procese premergătoare eroziunii şi transportului, procese de deplasare gravitaţională), în lungul unui versant rezultă depozite cu un anumit specific, cu caracteristici diferite. Unităţile funcţionale de versant reflectă procesele de modelare, depozitele ce se formează peste roca de bază, precum şi panta şi forma pe care versantul le capătă. Sunt denumite şi fâşii de evacuare pentru că reflectă şi o anumită intensitate de evacuare a materialelor. Există trei tipuri de unităţi funcţionale de versant care se numesc eluvii, deluvii, coluvii.

Eluviile. Apar pe suprafeţele puţin înclinate. Provin prin alterări şi dezagregări în loc. Au alcătuire similară cu a rocii de dedesubt, din care provin.

Deluviile. Sunt depozite de pantă. Nu sunt similare ca alcătuire cu roca de sub ele. Elementele capătă rotunjire datorită transportului. Grosimea este dată de diferenţa dintre aportul de materiale şi viteza de evacuare.

Coluviile. Sunt materialele de la baza pantei. Au suferit cea mai intensă eroziune, deci sunt cele mai fine. Au rezultat din spălarea materialelor din amunte (nu sunt depozite în loc). Depind de viteza de evacuare şi pantă. Se îmbină uneori cu conurile de dejecţie ale torenţilor, depozitul rezultat fiind denumit 61

proluviu. Când

acestea alternează, panta este denumită coluvio-proluvială. Acestora li se adaugă aluviile (depozite de albie, întâlnite pe fundul văilor).

GEOMORFOLOGIE FLUVIATILĂ

Acţiunea apei se manifestă în două moduri: pasiv şi activ. Acţiunea pasivă este cea în care apa pătrunde în rocă, dizolvă, hidratează, alterează; activă este apa care curge şi erodează, transportă şi acumulează. Rezultatul acestei din urmă acţiuni este o formă negativă, cu dimensiuni variabile – valea. Geomorfologia studiază valea şi treptele din cadrul ei. Se face o diferenţiere între acţiunea apei în scurgere neconcentrată (pluviodenudarea) şi cea în scurgere concentrată temporar ( şiroirea şi torenţialitatea) sau permanent (acţiunea râurilor).

Pluviodenudarea Reprezintă dislocarea şi deplasarea particulelor de la suprafaţa scoarţei de alterare prin intermediul apei rezultate din ploi şi din topirea zăpezilor.

Condiţii necesare producerii pluviodenudării: depozitul de alterări să fie format din elemente cu dimensiuni mici; să fie un depozit afânat; climatul să fie ploios; tipul 62

de ploaie (ploile cele mai favorabile sunt cele torenţiale); topirea în cantităţi mari a zăpezii; absenţa vegetaţiei; pante mici; factori antropici (exemplu – distrugerea vegetaţiei, agricultura practicată necorespunzător). Pluviodenudarea se manifestă sub două forme: prin izbire; prin scurgerea apei în pânză. Pluviodenudarea prin izbire. Se desfăşoară în timpul ploilor torenţiale. Picăturile de apă izbesc particulele de praf de la suprafaţă pe care le dislocă şi le aruncă. Efectul depinde de dimensiunea picăturilor, viteza de deplasare a acestora, gradul de uscăciune al depozitului. Pluviodenudarea prin scurgere în pânză. Alte denumiri: spălare în suprafaţă, eroziunea areală, ablaţie, eroziune difuză, eroziune laminară. Procesul se realizează printr-o pânză de apă ce se deplasează lent pe pantă şi antrenează particulele fine. Condiţii ce favorizează procesul: existenţa unui depozit de pantă; ploile torenţiale ce permit apariţia unor şuviţe de apă paralele ce se unesc şi dau o pânză; pantă cu valoare medie (15o); lungime mare a pantei; versant cu formă concavă; tipul de ploaie (vârful torenţial al ploii să aibă loc la începutul aversei).

Rezultatele procesului de pluviodenudare: apariţia unor stropi pe copaci, clădiri, etc.; spălarea în partea superioară a versantului şi acumulări la partea inferioară (acestea din urmă pot fi antrenate de râuri); cele două fâşii pot fi diferenţiate prin culoare (deschisă la partea superioară şi închisă la partea inferioară); între ele există o fâşie de trecere formată datorită diversităţii ploilor; pot rezulta soluri erodate (erodisoluri).

Şiroirea Proces complex ce se plasează între scurgerea în pânză şi torenţi. Constă în producere unor curenţi de apă sub formă de şuvoaie ce se organizează pe porţiunile mai joase ale pantelor. Forma lor este liniar-alungită. Tipurile de şiroire sunt variate 63

prin dimensiuni, formă, grad de dezvoltare şi evoluţie. Climatul favorabil este cel cu ploi torenţiale cu două sezoane din punctul de vedere al precipitaţiilor. Şiroirea depinde de rocă, pantă, vegetaţie. Formele şiroirii: rigola, ravena, ogaşul.

Rigola. Este forma elementară, simplă. Un şanţ cu lungimi de ordinul metrilor – zecilor de metrii, adâncimi şi lăţimi de ordinul zecilor de centrimetrii. Se dezvoltă în partea superioară a depozitului de versant. Uneori sunt dispuse paralel pe versanţi. Le caracterizează schimbarea poziţiei de la o ploaie la alta şi degradarea rapidă prin umplere cu materiale, arătură.

Ravena. Reprezintă un stadiu evoluat; este o formă stabilă. Dimensiuni mult mai mari: lungimi de ordinul zecilor de metrii, lăţimi de ordinul metrilor, adâncimi de ordinul metrilor. Sunt paralele pe versanţi. Prezintă dublă tendinţă de evoluţie: extindere înspre amunte şi către baza versantului. Profilul transversal este în forma literei „V” sau „U”. Adesea se asociază mai multe ravene pe un versant, formând aşa numitele pământuri rele (badlands).

Ogaşul. Forma cea mai evoluată. Este un şanţ cu lungimi de ordinul sutelor de metrii, adâncimi şi lăţimi de ordinul metrilor. Prezintă maluri stabile cu pantă accentuată. Secţionează adânc versantul, până la roca în loc. În avale, ajung până la baza versantului, unde formează o acumulare de materiale, numită vărsătură. În lungul ogaşelor, poate fi iniţiat chiar procesul de meandrare.

Torenţialitatea Este determinată de scurgerea temporară a apei. Apare o formă de relief bine structurată, cu elemente componente în care agentul extern (apa) desfăşoară procese de eroziune, transport şi acumulare anume distribuite şi înlănţuite evolutiv – torentul. În cadrul torenţilor, apa se scurge temporar cu viteză mare, pe o pantă accentuată.

Elementele componente ale unui torent: bazinul de recepţie, canalul de scurgere, 64

conul de dejecţie.

Bazinul de recepţie. Ocupă cea mai mare parte din suprafaţa organismului torenţial. De aici torentul îşi adună apele. Se dezvoltă în partea mijlociu-superioară a versanţilor. Este format din rigole şi ravene ce converg către partea inferioară a bazinului de recepţie. De la o ploaie la alta ravenele înaintează către partea superioară a versantului. Procesul principal este eroziunea liniară; secundar este transportul materialelor.

Canalul de scurgere. Este un jgheab de scurgere a apei şi materialelor aduse din bazinul de recepţie. Profilul longitudinal este în trepte, cu rupturi de pantă. Profilul transversal este în „V”. Acţiunea principală este transportul; se adaugă eroziunea liniară ce adânceşte canalul de scurgere. Capacitatea de transport a torenţilor (Ct) este în funcţie de pantă (I), adâncimea canalului de scurgere (H) şi debit (Q).

Ct=I x H x Q.

Conul de dejecţie . Reprezintă partea terminală a torentului, formată din acumulări. Se mai numeşte agestru. Structura este complexă; sunt materiale depuse în mai multe perioade de activitate; structura care apare se numeşte lenticulară sau în solzi.

Geneza şi evoluţia torenţilor. - stadiul de rigolă – ogaş; rigolele apar în puncte de inflexiune a pantei, acolo unde apare o ruptură pe care apa o lărgeşte şi adânceşte; la ploile următoare rigola evoluează în ravenă şi apoi spre ogaş. - stadiul de ogaş – torent; are loc înaintarea ogaşului înspre amunte şi captarea altor artere vecine; rezultă, în timp, bazinul de recepţie; adâncirea ogaşului duce la apariţia canalului de scurgere; în sfârşit, atunci când ogaşul ajunge la baza versantului se dezvoltă conul de dejecţie. - stadiul de torent; reprezintă extinderea până la dimensiuni maxime a bazinului de recepţie, adâncirea canalului de scurgere, dezvoltarea conului de dejecţie. 65

- stadiul de echilibru dinamic; extinderea torentului se face limitat pentru că panta scade, ajungându-se la un echilibru mai ales pe canalul de scurgere, permiţând doar transportul materialelor de dimensiuni mici. Astfel, nu se mai produce adâncire, având loc chiar acumularea elementelor grosiere în lungul canalului de scurgere. - stadiul de stingere a torentului (torent stins); acum, panta de echilibru dinamic se extinde şi in bazinul de recepţie, iar materialele spălate nu apucă să se împrăştie nici măcar pe canalul de scurgere (nu se mai pune problema ajungerii lor în canalul de dejecţie), ci se acumulează regresiv spre amunte. Are loc reducerea pantei şi diminuarea potenţialului torentului; materialele rămân în bazinul de recepţie, iar vegetaţia se fixează.

Cauzele producerii torenţilor: climatele cu ploi torenţiale legate de sezonul ploios ce alternează cu un sezon uscat; pantele mari; rocile friabile; lipsa vegetaţiei; intervenţia antropică negativă. Importanţa studiului torenţilor. Importanţa ştiinţifică este legată de faptul că torentul este un mic laborator natural; se pot urmări cu ajutorul lui procesele de dinamică fluviatilă, legităţile ce stau la baza proceselor fluviale, realizarea profilului de echilibru, nivelul de bază, tipurile de eroziune, acumularea, formarea viiturilor. Importanţă practică este legată de conul de dejecţie. Acesta oferă materiale pentru construcţii (pietrişuri, nisipuri); de asemenea, odată cu creşterea în proporţii (în special în înălţime), conul de dejecţie nu mai este aflat sub incidenţa proceselor active de scurgere de pe canal, astfel încât, în timp, devine foarte favorabil pentru construcţii (întregi localităţi se află situate pe conuri de dejecţie; exemplu – aşezarea Dealu Mare, pe conul Văii Ţâţa), căi de comunicaţii, agricultură.

Măsuri pentru combaterea torenţilor. Împotriva torenţilor există un întreg set de măsuri ce se pot lua: - după momentul aplicării lor: 1. Măsuri de prevenire. Se aplică acolo unde există condiţii potenţiale pentru 66

desfăşurarea proceselor de torenţialitate, dar şi ale celor de pluviodenudare şi şiroire, care le sunt premergătoare: oprirea defrişărilor, împădurirea, desfăşurarea unui păşunat corespunzător (stoparea suprapăşunatului), utilizarea arăturilor în lungul curbelor de nivel. 2. Măsuri de stingere (corectare). Se aplică când torentul s-a instalat. Sunt măsuri care contribuie la reducerea eroziunii liniare: construirea unor praguri de mici dimensiuni (cleionaje) în lungul rigolelor şi ravenelor din bazinul de recepţie, a unor praguri de dimensiuni mai mari (gabioane) în lungul canalului de scurgere şi a unui prag masiv, din beton, la partea terminală a canalului de scurgere(se numeşte prag cu aterisament). De asemenea, în afara cleionajelor (realizate dintr-o împletitură de crengi) şi gabioanelor (blocuri de piatră prinse în plase de sârmă), ravenele şi canalul de scurgere se pot canaliza (betonarea fundului şi malurilor). La toate acestea se pot adăuga împăduririle, cu rol important în stocarea precipitaţiilor. - după locul aplicării măsurilor: 1. Măsuri în bazinul de recepţie. 2. Măsuri în lungul canalului de scurgere. - după tipul măsurilor: 1. Măsuri silvotehnice (împăduririle). 2. Măsuri hidrotehnice (pragurile).

Relieful creat de acţiunea râurilor Forţa râurilor. Râurile dispun de o forţă brută şi o forţă netă.

Forţa brută este determinată de debit şi viteză şi este o expresie a acţiunii gravitaţiei. Fb = Q x V2; Fb = S x V3 (deoarece Q = S x V). Forţă brută este folosită de râu pentru a transporta apa şi materialele, pentru a 67

învinge forţa de frecare cu patul de scurgere şi cu malurile (frecarea externă) şi forţa de frecare dintre particulele de apă (frecarea internă). Ceea ce rămâne este forţa netă. Fn = Fb - (t + fe + fi). Situaţii în lungul râului, în ceea ce priveşte forţa netă: Fn > 0 => eroziune şi transport (în cursul superior). Fn = 0 => transport (în cursul mijlociu). Fn < 0 => acumulare (în cursul inferior).

Tipuri de scurgere a apei în râuri. Scurgerea apei se poate realiza laminar şi turbulent.

Scurgerea laminară se realizează paralel cu malurile. Viteza cea mai mare este la suprafaţă, în partea centrală, pe firul apei (acesta este un aliniament ce corespunde pe verticală talvegului). Viteza scade către maluri şi către fund. Este o scurgere liniştită, în cadrul căreia şuviţele de apă se scurg paralel între ele şi paralel cu malurile.

Scurgerea turbulentă este o scurgere agitată, cu viteză mare. Se exercită sub mai multe forme: în spirală; turbionară (turbioanele verticale au rol în crearea talvegului); ondulatorie (sub formă de valuri, la debite mari).

Procese fluviatile. Eroziunea. Procesul fluviatil prin care este sculptată valea. Intensitatea eroziunii depinde de debitul lichid al râului şi de încărcătura solidă şi dimensiunile materialelor ce alcătuiesc debitul solid. Astfel, în regiunea intertropicală, unde materialele aluviale sunt fine, eroziunea este slabă; situaţia este inversă în regiunile temperate şi reci. Formele eroziunii: liniară; laterală.

1. Eroziunea liniară. Alte denumiri – eroziune în adâncime, eroziune regresivă. Prin intermediul ei este atacată direct roca din patul de scurgere, mai ales în lungul talvegului. Condiţii ce favorizează eroziunea liniară: forţa netă mai mare decat 68

zero; încărcătură cu materiale grosiere a râului; pantă de scurgere mare; scurgere turbionară a apei. Eroziunea liniară se propagă din avale în amunte, acolo unde apare o ruptură de pantă; de aici denumirea de eroziune regresivă. Tendinţa generală este aceea de a se realiza o pantă larg concavă, cu valoare mai mică decât cea iniţială, fără praguri (pantă de echilibru).

2. Eroziunea laterală. Este îndreptată asupra malurilor, realizată prin turbioane, atunci când firul apei se apropie mai mult de unul dintre maluri. Sunt create firide în baza malului iar acesta se prăbuşeşte.Eroziunea laterală devine puternică atunci când nu se manifestă eroziunea liniară, când râul şi-a realizat un pavaj aluvial de fund. Eroziunea laterală este influenţată şi de climat; astfel, ea este puternică în regiunile ecuatoriale (materialul solid este alcătuit din elemente fine) şi subpolare (substratul este îngheţat). Rezultatele eroziunii laterale – apariţia malurilor, cu înălţimi şi înclinări diferite; lunci extinse.

Transportul. Prin intermediul forţei brute de care dispune, râul transportă volumul de apă împreună cu încărcătura solidă (debitul solid). În cadrul problematicii transportului ca proces fluviatil, interesează aceasta din urmă, deoarece cu ajutorul materialelor solide râul erodează, sculptând diferitele forme de relief specifice. De asemenea pentru conturarea aspectelor teoretice referitoare la transport, trebuie avute în vedere următoarele trei concepte:

- capacitatea râului; indicator ce exprimă volumul total de materiale ce poate fi transportat de un râu la un moment dat (valoarea lui creşte din amunte în avale). - competenţa râului; parametru ce se referă la dimensiunea maximă a unui material ce poate fi transportat de un râu la un moment dat (este maxim în amunte). Valoarea acestor doi indici variază în funcţie de pantă, de debitul şi viteza râului. - pavajul aluvial de fund ; reprezintă stratul de aluviuni ce se poate acumula pe fundul albiei, atunci când Fn < 0. Pavajul se interpune între forţa apei şi patul de rocă în loc, stopând eroziunea în adâncime (aceasta este funcţia pavajului). 69

Există trei forme de transport fluviatil: de fund; în suspensie; în soluţie.

1. Transportul de fund. Se realizează prin trei mecanisme: - prin târâre sunt transportate elementele cu dimensiuni mari, ce nu pot fi deplasate decât atunci când competenţa râului este mare; provoacă zgârierea rocii din patul de scurgere, apariţia striurilor longitudinale.

- prin rostogolire sunt transportate elemente cu dimensiuni mai mici; acest tip de transport are un rol deosebit în atenuare muchiilor, a părţilor colţuroase ale componentelor transportate – apare astfel aşa numita uzură a materialelor aluviale (a galeţilor). Gradul de uzură se determină cu formula indicelui de rulare (Ir): Ir = 2000 x r/L, unde r = raza mică a galetului. L = lungimea galetului.

- prin saltare sunt deplasate elementele de tip nisip sau pietriş mărunt; se produce atunci când are loc o creştere bruscă a vitezei de scurgere a apei. 2. Transportul în suspensie. Se realizează asupra celor mai fine elemente (sub 0,8mm); acestea se depun atunci când viteza apei scade foarte mult (în depresiuni, câmpii sau cursul inferior al râurilor); provin din distrugerea materialelor de pe fund sau din spălarea materialelor din maluri (pot fi chiar materiale fine aduse de vânt). Cantitatea de materiale solide transportate în suspensie de un râu se numeşte turbiditate şi se măsoară în kg/m 3. Valoarea acestuia dă imaginea puterii de eroziune a râului, dar este în acelaşi timp şi în funcţie de climat; astfel, turbiditatea are valori mari pe râurile din climatele calde, intertropicale şi valori tot mai

reduse către

climatele reci de la latitudinile mari. Cantitatea de materiale în suspensie reflectă deci un anumit specific al modelării de albie.

3. Transportul în soluţie. Este rezultatul acţiunii de dizolvare exercitate de apă asupra mineralelor existente în rocile solubile. În regiunile calcaroase sau cu săruri, transportul în soluţie va fi mai bogat. Aceste elemente solubile sunt transportate în urma combinării chimice a lor cu moleculele de apă. Materialele 70

transportate în soluţie conduc la apariţia mineralizării apelor.

Acumularea. Procesul fluviatil de depunere, aluvionare, a materialelor solide transportate de un râu. Apare la gura de vărsare a râului sau oriunde în lungul cursului, dacă Fn < 0. Se depun primele elemente grosiere, apoi cele fine. În albia minoră se acumulează elementele grosiere, formând bancuri, ostroave şi plaje fluviatile, iar în luncă se acumulează elementele fine (grinduri). Acumulările finale (de nivel de bază) sunt cele de la vărsarea râului; pot fi sub formă de conuri aluviale, glacisuri, piemonturi, delte.

Profilul de echilibru al râurilor. Profil longitudinal = linia ce uneşte punctele din lungul talvegului. Profilul de echilibru este un tip dinamic – evolutiv de profil longitudinal, sculptat prin eroziune regres ivă până la o pantă care să permită o valoare a Fn egală cu 0, în lungul căruia râul nu erodează, nu acumulează, ci doar transportă apa şi materialele. Forma sa este larg concavă, cu o pantă (p) mare, în sectorul superior, unde râul dispune de un debit solid (Qs) redus şi pantă mică în sectorul inferior, unde sunt transportate elemente fine (d) deşi debitul lichid (Ql) este ridicat: Qs x p = Ql x d. Elemente ce indică instalarea profilului de echilibru – lipsa rupturilor de pantă; prezenţa pavajului aluvial de fund. Rolul morfodinamic al pavajului aluvial de fund în menţinerea profilului de echilibru – prezenţa păturii de aluviuni de pe fundul râului, deasupra rocii în loc, are un rol de catalizator al acţiunii de eroziune în adâncime, pe care râul o poate efectua în condiţiile unei creşteri bruşte de debit sau viteză. Într-o astfel de situaţie, râul va smulge din propriile aluviuni şi nu din patul de rocă, adică nu se va adânci în mod real. Situaţii în evoluţia unui râu din punct de vedere al

raportului profil

longitudinal/profil de echilibru: - atunci când eroziunea liniară se manifestă şi nu există pătură de aluviuni pe fundul râului; situaţia corespunde unui profil longitudinal cu pantă mai 71

accentuată decât cea a profilului de echilibru sau profil longitudinal situat deasupra profilului de echilibru. Râul nu a atins profilul de echilibru. - atunci când s-a instalat pavajul aluvial de fund iar râul realizează doar procesul de transport fluviatil; aliniamentele celor două tipuri de profil coincid. Râu

la profil de echilibru. - atunci când peste patul de aluviuni existent, râul continuă să acumuleze (de exemplu în sectoarele cu subsidenţă activă, la traversarea sinclinalelor sau în depresiuni); acum, profilul longitudinal dispune de o pantă mai puţin înclinată decât cea a profilului de echilibru. Râu sub profilul de echilibru. Aceste trei situaţii genetic-evolutive se pot înregistra şi în acelaşi timp (deci în cursul aceluiaşi ciclu de evoluţie), dar pe sectoare diferite în lungul râului, astfel: profil longitudinal în adâncire, în sectorul superior (montan), profil longitudinal de echilibru, în sectorul mijlociu (deluros sau de podiş) şi profil longitudinal în proces de supraînălţare a albiei prin înecare cu aluviuni, în sectorul inferior (de câmpie).

Concluzie. Echilibrul este într-o permanentă stare de transformare, de schimbare, prin mecanisme de reglare specifice morfodinamicii de albie, atât în timp (în diferite cicluri evolutive), cât şi în spaţiu (de la un sector la altul); de aceea s-a impus termenul de echilibru dinamic.

Nivelul de bază. Este un plan sub care râul nu transportă şi nu erodează. În funcţie de poziţia nivelului de bază se realizează modelarea (nivelarea) reliefului din amunte, prin eroziune liniară şi laterală. Se mai numeşte bază de eroziune.

Tipuri de nivel de bază - nivel de bază general; este nivelul Oceanului Planetar; prezintă rare oscilaţii, la intervale de timp geologic (eustatism). - nivel de bază regional; sunt situate în interiorul continentelor şi sunt constituite de marile lacuri (Lacul Ciad), marile depresiuni endoreice (Kalahari, Okavango) mările închise (Marea Caspică pentru Volga, Lacul Aral, Marea Moartă 72

pentru Iordan). - nivel de bază local; sunt două subtipuri: nivelul de bază al punctelor

de confluenţă (adâncirea prin eroziune a colectorului, cu nivel de bază regional sau general, se transmite regresiv tributarului); nivelul de bază impus de orice ruptură de

pantă sau prag, situate oriunde pe cursul râului (acestea pot fi date de aflorimente de rocă mai dură, de influenţe structurale, tectonice sau erozive).

Formele de relief creat de râuri Relieful fluviatil de eroziune

Principalele forme negative de relief create de râuri sunt: talvegul, albia minoră, albia majoră, terasele şi versanţii de vale. Acestea reprezintă componentele ce alcătuiesc valea.

- Talvegul (canalul de etiaj). Porţiunea cea mai joasă din lungul unei văi. Rezultă la debite mediii prin manifestarea turbioanelor. Prin talveg există scurgere doar la nivelurile cele mai mici. Are lăţime mică, de ordinul zecilor de centimetrii sau metrii; prezintă rupturi de pantă. Poate fi orientat când spre un mal, când spre celălalt. Morfologia şi dimensiunile sunt legate de debit, viteză, rocă.

- Albia minoră . Reprezintă patul pe care se scurge apa la niveluri medii. Este încadrată de maluri (abrupte, de eroziune = malurile concave; domoale, de acumulare = malurile convexe). Lăţimea ei depinde de rocă, pantă, treapta de relief, climat. Albia minoră prezintă un microrelief specific, cu forme pozitive şi forme negative. Formele de eroziune (negative) sunt pragurile şi excavaţiile (marmite de eroziune); forme de acumulare (pozitive) – bancuri, ostroave, renii, plaje fluviatile. Specificul evolutiv al albiilor minore este constituit de dinamica în plan, 73

reprezentată prin procesul de meandrare.

Tipuri de meandre - meandre libere (rătăcitoare, divagante); se întâlnesc în depresiuni şi câmpii (la pantă mică). Există un subtip – meandrele

compuse; în cadrul acestora, pe

aliniamentul unei bucle mai mari de meandru, râul realizează o serie de meandre de dimensiuni mai reduse. Cele două rânduri de meandre corespund unor momente de echilibru diferit (de exemplu – la debite mari scurgerea se realizează pe buclele mari, iar la debitele mici pe meandrele compuse, suprapuse celor mari). - meandre încătuşate; sunt meandre adâncite mult pe verticală, de regulă în roci dure; se întâlnesc în unităţi montane şi de podiş; exemple – meandrele încătuşate ale Jiului şi Oltului în Carpaţii Meridionali. Subtipuri: meandre încătuşate

de vale

(forma meandrată se transmite de la partea superioară către baza versantului); meandre încătuşate de râu (încătuşarea există doar în partea bazală a văii). Cauzele meandrării: prezenţa acumulărilor unor afluenţi; materialele ajunse în albie de pe versanţi (în urma alunecărilor sau prăbuşirilor; pot fi chiar copaci izolaţi); în general orice obstacol sau proces care să iniţieze eroziunea laterală şi formarea unei bucle de meandru; apoi, odată cu îndreptarea firului apei către unul dintre maluri, procesul de meandrare se va automenţine, propagându-se către lateral şi spre avale. Prin eroziunea laterală specifică procesului, se formează paturile de meandrare (viitoare lunci), cu lăţimi de până la 18 ori mai mari decât lăţimea albiei minore a râului. Procesul de meandrare conduce şi la apariţia unor forme de

captare tipice:

captarea laterală de meandru; autocaptarea.

- Albia majoră (lunca) . Este un pat, o albie foarte lată, creată prin meandrare şi acoperită de ape doar la debite foarte mari. În general, se găseşte de o parte şi de alta a albiei minore; dacă albia minoră este deplasată mult spre unul dintre versanţi, lunca nu se formează pe acea parte a râului. Lăţimea albiei majore diferă în funcţie de unitatea de relief (luncă largă în câmpii şi podişuri, dar şi în 74

depresiuni), cursul superior sau inferior al râului, climat (lunci largi în climatele calde-umede şi periglaciar). În profil longitudinal prezintă înclinări diferite pe sectoare (în munte, deal, câmpie). Tendinţă generală – spre avale lunca devine tot mai puţin înclinată şi mai largă.

Forme de relief : grinduri (cele mai înalte sunt în vecinătatea albiei minore), popine (grădişti), conuri de dejecţie sau conuri aluviale ale afluenţilor (forme pozitive); belciuge, cursuri (braţe) părăsite, areale cu exces de umiditate (forme negative); se adaugă, în cazul luncilor dezvoltate (la râurile mari), trepte cu poziţie laterală – trepte (sau terase) de luncă.

Structura luncilor – patul de rocă în loc; deasupra sunt aluviunile (în afara materialelor aluviale depuse de râu, în timp, pot fi şi conurile aluviale ale tributarilor sau materiale de pe versanţi).

Termenul de luncă este mai cuprinzător decât cel de albie majoră; albia majoră se referă exclusiv la conotaţiile geomorfologice; lunca cuprinde referiri la întregul sistem geografic (un anumit regim hidrologic, un anumit topoclimat, faună şi vegetaţie specifice de luncă – zăvoi –, un tip anume de sol – protosol aluvial, o anumită utilizare antropică).

- Terasele. Trepte în cadrul văii, care la origine sunt foste lunci, rămase suspendate în urma adâncirii râului, astfel încât fiecare nivel de terasă exprimă un fost fund de vale.

Elementele morfologice ale unei terase. O terasă este alcătuită din patru componente; două în suprafaţă (podul şi fruntea) şi două liniare (muchia şi ţâţâna), de racord.

Podul terasei corespunde fostei lunci. Este cvasiorizontal, neted, cu multiple utilizări (agricultură, aşezări, transporturi). A fost creat în condiţii de echilibru dinamic, prin eroziune laterală; este un fost pat de meandrare.

Fruntea terasei este o suprafaţă înclinată, chiar abruptă. Poate fi utilizată doar silvic. Fruntea a rezultat prin adâncirea râului în fosta luncă, în urma scoaterii acestuia 75

din starea de echilibru dinamic.

Muchia este aliniamentul de racord dintre pod şi funte; bine păstrată la terasele tinere şi tot mai teşită, mai greu de urmărit în relieful actual, cu cât terasele sunt mai înalte, deci mai vechi.

Ţâţâna racordează fruntea terasei cu podul terasei inferioare sau, în cazul primei terase, cu lunca. Reprezintă baza frunţii de terasă; în lungul ei sunt numeroase izvoare.

Elementele structurale ale unei terase . În bază roca în loc, apoi pietrişurile de terasă. Sunt trei situaţii: - atunci când podul terasei se dezvoltă la nivelul rocii în loc, fără pietrişuri aluviale, vorbim despre terase în rocă. - atunci când în structură există atât roca cât şi aluviunile, terasa se numeşte

aluvială sau aluviată; este situaţia tipică. - atunci când există doar aluviuni, fără să apară patul de rocă, terasa este aluvionară. Structura se poate complica prin suprapunerea unor conuri de dejecţie, aluviale, coluvii sau loessuri. Aceste materiale nu sunt depuse de râul care a creat terasa, astfel încât nu aparţin structural depozitului de terasă; ele se numesc depozite postgenetice

sau de acoperire. Mecanismul de formare a teraselor . O terasă apare în urma unui proces morfogenetic îndelungat (de ordinul sutelor de mii de ani), în cadrul căruia se pot separa trei faze: 1. După instalarea arterei hidrografice, procesul care domină este eroziunea liniară; râul se adânceşte până când atinge stadiul de profil de echilibru, urmare a unui nivel de bază coborât. 2. Din acest moment, dominante în morfodinamica de albie vor devenii eroziunea laterală şi implicit procesul de meandrare; acestea vor determina

dezvoltarea unui pat de meandrare larg şi în final a luncii (viitorul pod al terasei). 76

3. În evoluţia reliefului de văi, apar momente de scoatere din starea de echilibru; astfel, urmează un nou interval de adâncire prin eroziune liniară; apare suspendarea luncii şi evidenţierea podului terasei prin tăierea frunţii în depozitul aluvial al fostei lunci precum şi în roca din bază.

Cauzele formării teraselor. Sunt trei cauze care pot provoca dezechilibrul râului: - cauza climatică; alternanţa de climate, diferite sub raport termic şi pluvial, în care debitul râului să fie diferit. De exemplu climatul rece din cuaternar, cu alternanţa de faze glaciare (în care se forma podul terasei) şi interglaciare (în care se tăia fruntea terasei). - cauza eustatică; presupune oscilaţii ale nivelului de bază general, ca urmare a mişcărilor eustatice; cele care interesează sunt coborârile (regresiunile) nivelului Oceanului Planetar. Exemplu – oscilaţiile de nivel ale Oceanului Planetar (inclusiv ale Mării Negre) din pleistocen, numite eustatism cuaternar, urmare a alternanţelor de faze glaciare – interglaciare. - cauza neotectonică; are în vedere ridicarea unei regiuni, de regulă muntoasă sau deluroasă, din cursul superior sau mijlociu al râului, în timp ce nivelul de bază rămâne neschimbat. Astfel, înălţat, profilul longitudinal al râului tinde să se readâncească, spre a atinge echilibrul impus de un nivel de bază rămas jos. Este tăiată fruntea terasei, în timp ce fosta luncă (creată la echilibrul de dinaintea ridicării regiunii) rămâne suspendată sub formă de pod de terasă.

Tipuri de terase. 1. După geneză: - terase climatice. - terase eustatice. - terase neotectonice. 2. După structură: - terase în rocă. 77

- terase aluviate (aluviale). - terase aluvionare; subtipuri: terase rezemate; terase îmbucate. 3. După dispunerea în profil longitudinal: - terase paralele. - terase convergente în avale. - terase convergente în amunte. - terase în foarfecă. - terase deformate neotectonic. 4. După dispunerea în profil transversal: - terase simetrice. - terase asimetrice: total; parţial. 5. După forma în plan: - terase în evantai (caz particular). Altitudinea şi numerotarea teraselor. Altitudinea teraselor se determină prin valori relative (metrii), între albia minoră a râului şi podul terasei. Măsurarea nu se face însă între albie şi depozitul ultim al terasei, ci între albie şi depozitul de pietrişuri aluviale ale fostului fund de vale. Trebuie deci excluse alte depozite (eluvii, coluvii, loessuri) decât depozitele de terasă. Numerotarea teraselor se face de la albia minoră spre partea superioară a versantului, deci de la terasa cea mai joasă şi respectiv mai tânără, spre terasa cea mai înaltă şi mai veche. Notarea se realizează prin valoarea altimetrică relativă (terasa de 20m, terasa de 50m).

Metode de stabilire a vârstei teraselor. - geomorfologice (metoda analizei materialului aluvionar sau analiza granulometrică; metoda altitudinii relative). - arheologice (studiul culturilor materiale). - palinologice (analiza sporilor şi polenului sau metoda sporopolinică). - paleontologice (identificarea fosilelor). 78

- geologice (metoda numărului de loessuri şi soluri fosile)

Importanţa studiului teraselor. Importanţa ştiinţifică este legată de posibilitatea stabilirii etapelor de evoluţie ale unei văi (fiecare terasă fiind o fostă luncă); terasele sunt trepte genetice de relief şi oferă deci informaţii morfogenetice (cauzele genetice, cronologia evoluţiei etc). Corelarea observaţiilor efectuate în lungul unei văi, pe bazine hidrografice de ordine tot mai mari, oferă informaţii privind geneza şi evoluţia unor teritorii de rang continental.

Importanţa practică are în vedere în principal podul terasei, prin panta sa redusă, netezimea mare şi fragmentarea mică. Astfel, acesta poate fi utilizat în agricultură, construcţii, aşezări umane, căi de comunicaţii. Orizontul de pietrişuri asigură atât materiale de construcţie cât şi o bună infiltrare a apelor din precipitaţii, aceasta din urmă având o dublă semnificaţie: solurile de deasupra terasei nu vor suferii prin stagnarea apei, iar în baza pietrişurilor se vor acumula cantităţi importante de ape sub forma pânzelor freatice. De asemenea, fruntea terasei poate fi utilizată silvic, ca păşune sau fâneaţă.

Formele reliefului de acumulare create de râuri Atunci când un râu ajunge în câmpie sau în vatra unei depresiuni, acumulează. Forma elementară este conul aluvial; atunci când acestea se îngemănează pe suprafeţe mari, rezultă glacisul aluvionar; dacă procesul de acumulare continuă, pe lungimi de ordinul zecilor de kilometrii, se dezvoltă

piemonturile, cele mai mari forme de acumulare fluviatilă. La vărsarea în Oceanul Planetar (ce funcţionează ca nivel de bază general), se formează deltele, numite şi

câmpii de nivel de bază (câmpii deltaice). Piemonturile 79

Sunt forme de relief rezultate în urma aluvionărilor bogate pe spaţii foarte mari, cu lungimi de ordinul zecilor de kilometrii, pantă redusă (sub 0,6 m/km) şi poduri interfluviale foarte netede. Fiind rezultatul aluvionării fluviatile, piemonturile sunt alcătuite din pietrişuri de râu, bine rulate (exemplu: pietrişurile de Cândeşti).

Realizarea piemonturilor implică două condiţii: una de natură tectonică, cealaltă de natură climatică. 1. Condiţia tectonică. Presupune existenţa unei denivelări mari, brusce, între o regiune de munte şi o câmpie joasă. Această condiţie se realizează atunci când, în evoluţia unui geosinclinal, se trece la faza înălţărilor de orogen; cutarea depozitelor dă munţi înalţi, iar la exterior apare depresiunea de tip avantfosă, unde aluvionarea continuă. Piemontul, ca formă de relief, apare atunci când intensitatea subsidenţei devine inferioară aluvionării (S
2. Condiţia climatică. Piemonturile se dezvoltă în climate cu două sezoane din punct de vedere pluvial; un anotimp secetos, în care rezultă materiale în urma dezagregării rocilor şi unul ploios, în care materialele sunt transportate la baza muntelui. Astfel de climate sunt: subecuatorial, subtropical (mediteranean), temperat continental (mai ales în depresiunile intramontane). Aceste climate, favorabile apariţiei piemonturilor, au regim de manifestare spasmodic. Conceptul de piemont prezintă dublă semnificaţie, genetică şi morfologică.

Genetic, piemontul apare ca rezultat al necesităţii de înfăptuire a echilibrului între două tipuri de forme de relief tectono - structural şi respectiv între două tipuri de regim de scurgere. Morfologic, piemontul apare ca o treaptă la baza (pic iorul) muntelui, aceasta fiind şi etimologia termenului = pied +mount; exemplu tipic şi în România: localitatea Picior de Munte (jududeţul Dâmboviţa), în Podişul Getic (un 80

piemont din punct de vedere al genezei).

Etapele genezei şi evoluţiei unui piemont 1. Evoluţia ascendentă (de construcţie). Începe când slăbeşte eroziunea şi domină acumularea (E
faze: con; glacis; câmpie piemontană. Faza finală apare sub patru forme: - muntele şi piemontul suferă o ridicare; râurile se adâncesc şi în munte şi în piemont, iar aluviunile sunt împrăştiate la marginea externă a piemontului, rezultând extinderea acestuia în avale, spre câmpie; - depozitele piemontane de lângă munte (din avantfosă) sunt uşor

cutate;

rezultă aliniamente de dealuri şi depresiuni paralele cu muntele ( Subcarpaţii; Prealpii); - muntele şi piemontul suferă o coborâre; râurile acumulează, iar aluviunile pătrund pe văi şi în spaţiul montan, rezultând extinderea piemontului şi în cadrul muntelui; - râurile ating profilul de echilibru în condiţii de calm tectonic; domină eroziunea laterală, iar interfluviile sunt netezite până la nivelul luncilor; rezultă

suprafaţa piemontană de eroziune. 2. Evoluţia descendentă (de fragmentare). Începe atunci când aluvionarea încetează, iar eroziunea pe verticală se afirmă (E>A). Prezintă următoarele trei faze:

- faza fragmentării longitudinale. Este legată de o uşoară ridicare a piemontului; astfel, râurile se adâncesc. Se produc două fenomene: la contactul munte – piemont; în piemont. La contactul munte – piemont râurile se adună, desfăşoară o intensă eroziune laterală, creează lunci, terase şi în final bazinete depresionare de

contact; spaţiile dintre bazinete se îngustează treptat şi trec adesea în nivelul unor şei foarte largi. Între munte şi piemont apare un uluc depresionar, ce separă cele două unităţi morfologice. În cuprinsul piemontului râurile se adâncesc şi îşi creează culoare de vale longitudinale, ce separă interfluvii largi şi netede, numite

doaburi,

mesopotamii sau muscele. Această fază ţine până când râurile ajung, în adâncirea lor, 81

la contactul dintre pietrişurile piemontane şi roca de bază.

- faza fragmentării transversale. Se declanşează atunci când s-a atins baza pânzei de aluviuni (de pietrişuri piemontane). Coincide cu dezvoltarea pe versanţii din piemont a unor aliniamente de izvoare; acestea dau pâraie ce se vor vărsa în râurile principale; pâraiele vor avea deci poziţie transversală şi vor îmbucătăţii muscelele; rezultă şi o nouă serie de interfluvii, secundare, de asemenea cu poziţie transversală. - faza fragmentării totale. Se instalează când râurile secundare, cu desfăşurare transversală, ating profilul de echilibru; are loc acum evoluţia versanţilor secundari, dintre aceste râuri; procesul continuă până când rămân doar petice din fostul piemont (din pietrişurile piemontane).

Tipuri de piemonturi. Principalul criteriu care s-a impus, este cel al stadiului de evoluţie: - funcţionale (în construcţie). - nonfuncţionale (în fragmentare); de cele mai mu lte ori, în relieful actual, au morfologie de podişuri (Podişul Getic). - fosile (acoperite); pot fi acoperite de lavă, gheaţă sau alte pânze de pietrişuri aluviale piemontane. - relicte.

Importanţa studiului piemonturilor. Rezidă din faptul că piemonturile sunt printre cele mai mari forme de relief de acumulare de la suprafaţa planetei.

Importanţa ştiinţifică. Piemonturile indică modalitatea de evoluţie a regiunii de munte şi respectiv a regiunii de câmpie vecină; piemontul reprezintă, în acest context, un martor al conexiunilor din sistemul munte – câmpie; este vorba deci de un rol în morfogeneză. De asemenea, piemon turile au şi un rol în descifrarea evoluţiei

tectono – structurale, prin grosimea depozitelor de pietrişuri, alcătuirea lor, dimensiunea materialelor (granulometrie), modul de îmbinare a conurilor; acestea dau informaţii cu privire la stabilirea fazelor de ridicare a muntelui, a fazelor de subsidenţă a câmpiei. Există şi o importanţă petrografică, prin determinarea 82

depozitelor corelate (materiale erodate din munte ce se regăsesc în piemont, în pânzele de pietrişuri). Pentru că piemonturile se formează numai în anumite condiţii climatice, se pot realiza şi aprecierii asupra tipului de climat din perioada genezei piemontului.

Importanţa practică. Piemonturile cantonează la baza lor (la baza pietrişurilor) importante rezerve de ape freatice. Se pretează foarte bine şi pentru agricultură, dar pentru anumite culturi, rezistente la apă puţină (infiltraţiile în pietrişuri sunt puternice) şi sunt excelente pentru pomicultură şi viţă de vie. Pe aliniamentele unde apar izvoare se pot instala şi vetre de aşezări. Reţeaua de căi de comunicaţie este dezvoltată mai ales în sens longitudinal, deci în lungul văilor principale.

Câmpiile de nivel de bază Se formează prin aluvionări foarte bogate, în condiţii de pantă foarte redusă (0,2‰ – 0,6‰). Cele mai cunoscute sunt deltele. Acestea se dezvoltă în detrimentul mării, prin aluvionări pe platformele continentale. Extensiunea lor depinde de extinderea platformei continentale, adâncimea redusă a acesteia, lipsa mareelor, producerea unor regresiuni marine, acumulări foarte bogate ale râului. Prezintă un

relief alcătuit din cordoane, grinduri, mlaştini, bălţi, lacuri, canale, braţe. Trebuie menţionat că delte se formează nu numai la vărsarea râurilor în Oceanul Planetar; delte apar şi la râurile ce se varsă în lacuri sau mări închise, precum şi în interiorul continentelor (exemplu: Africa), acolo unde râul traversează mari depresiuni sau bazine continentale interioare cu pantă foarte redusă. Astfel, există câmpii de nivel de bază în interiorul continentelor şi la contactul mare-uscat.

Tipuri: - câmpii de nivel de bază general (Oceanul Planetar). - câmpii de nivel de bază regional (mările interioare). - câmpii de nivel de bază regional (lacuri, depresiuni). 83

Cele mai importante sunt deltele (câmpii de nivel de bază general sau câmpii deltaice).

Deltele sunt mari complexe de acumulare la gurile de vărsare ale râurilor, reprezentând o înaintare a uscatului în mare.

Condiţii de formare a deltelor: platformă litorală extinsă; adâncimi mici ale litoralului; flux şi reflux foarte slab (sistem micromareic sau amareic); aport fluviatil mare în aluviuni; cea mai importantă condiţie: existenţa unor curenţi litorali de mică intensitate. În astfel de condiţii, viteza mică de scurgere a apei, datorată pantei reduse, impune acumulări puternice. Primele forme de relief emers care apar sunt grindurile longitudinale (poziţionate de o parte şi de cealaltă a cursului principal). În timp sunt străpunse de apă; aceasta duce la formarea braţelor. A doua etapă distinctă în geneza deltelor este dezvoltarea cordoanelor litorale transversale; sunt alcătuite din nisip iar formarea lor este legată de int ensitatea şi direcţia curenţilor litorali. Importanţa cordoanelor litorale este dată de faptul că, între ele şi gurile de vărsare ale braţelor, rezultă un spaţiu cu depuneri bogate (este ferit de acţiunea valurilor). După această fază evolutivă, înaintarea încetineşte din cauza subsidenţelor, adâncimii în creştere a apei mării sau platformei litorale a cărei desfăşurare se încheie.

Înaintarea deltelor în mare este diferenţiată în funcţie de mai mulţi factori. Exemple: râul Pad înaintează cu 12m/an (aceasta înseamnă 22km în 2000 ani); râul Mississippi cu 5m/an.

Factori ce influenţează evoluţia deltelor. Vântul, poate să colmateze mlaştini, lacuri şi bălţi, braţe, prin materialele fine pe care le transportă.

Acţiunea omului,

prin dragaj, săparea unor canale, înălţarea unor diguri.

Faze în evoluţia deltelor: de golf; de liman sau lagună; de deltă propriu-zisă (1. deltă fluviatilă; 2. deltă fluvio-maritimă, în funcţie de poziţia grindurilor, longitudinală sau transversală); de câmpie litorală de acumulare; faza evoluţiei 84

negative (este marcată de revenirea apei spre uscat; majoritatea deltelor actuale sunt în această fază, deci în regres).

Tipuri de delte; criteriul care s-a impus este cel morfologic (secundar, criteriul evolutiv). - delte triunghiulare (Tibru). - delte lobate (Dunăre). - delte digitate (Mississippi). - delte barate (Nill); pot fi barate de configuraţie sau de curenţi. - delte atrofiate (Guadalavir); apar atunci când acţiunea apei mării devine foarte puternică. - delte parţial înecate (Dunăre, Mississippi); reprezintă de fapt un stadiu în evoluţia deltelor, mai mult decât un tip de deltă. Acest stadiu, se impune datorită nivelului mării care oscilează, sau datorită subsidenţelor. Exemplu: oscilaţiile de nivel ale Mării Negre din cuaternarul superior (glacioeustatism), ce au afectat gurile Dunării.

Valea Este principala formă de relief rezultată în urma procesului de adâncire a râurilor. Configuraţia ei depinde în mare măsură de rocă, unitatea de relief, stadiul de evoluţie si climat. În profilul transversal al unei văi se detaşează: - fundul văii; include talvegul, albia minoră şi lunca; - versanţii, cu treptele din cadrul lor – pot fi terase sau umeri de eroziune; - interfluviul.

Versanţii. Au pantă accentuată în general; domoală în anumite condiţii. Forma lor în profil transversal poate fi convexă, concavă, complexă, dreaptă (liniară), surplombată. În cadrul versanţilor pot apărea, în cele mai multe cazuri, terase şi umeri de 85

eroziune. Prin racordarea lor se pot identifica vechile funduri de vale, se poate determina evoluţia reliefului de văi dintr-un bazin hidrografic.

Interfluviul. Este spaţiul dintre două văi, rămas în urma adâncirii acestora. Are diferite forme – pod neted, culme rotunjită, culme ascuţită. Pantă generală redusă. La nivelul său se identifică două categorii de forme de relief, cu importanţă în interpretările morfogenetice (evolutive) dar şi în cele legate de structură sau rocă – vârfurile şi şeile.

1. Clasificarea văilor - După stadiul de evoluţie: văi tinere; văi mature (au atins echilibrul dinamic); văi bătrâne.

- După unitatea de relief: văi din regiuni montane (văi de bazin superior); din regiuni de deal (de bazin mijlociu); din regiuni de câmpie (de bazin inferior).

- După rocă. Roca (de altfel şi structura) este un factor pozitiv în modelarea reliefului. Poate influenţa mecanismele dinamice ale văii şi imprima acesteia o anumită înfăţişare. Astfel, o vale rezultă din dezvoltarea într-o rocă

dură (calcare),

este adâncă, îngustă şi are versanţi abrupţi, fără terase (aceste văi se numesc chei). Un asemenea sector de vale se poate afla însă oriunde pe profilul longitudinal (acolo unde apare respectiva rocă) şi poate apărea indiferent de stadiul de evoluţie. Opus, văile dezvoltate în roci cu rezistenţă mică (argilă, nisip, pietriş) sunt puţin adânci, largi, cu versanţi lini.

- După structură. Apar situaţii complexe, funcţie de complexitatea tipurilor de structuri. Exemplificăm cu trei modele: - în structura orizontală apar văi simetrice: pot avea trepte (umeri) impuse de roca dură şi surplombe impuse de roca moale. - în structura monoclinală apar văi asimetrice: au un versant abrupt pe capetele de strate şi un versant domol pe o suprafaţă de strat. - în structura cutată apar văi simetrice: largi sau înguste. Există văi longitudinale (de anticlinal ∕de sinclinal) şi văi transversale (de anticlinal ∕de 86

sinclinal).

- După climat - în climatul ecuatorial sunt văi largi, simetrice în profil transversal; profilul longitudinal este în trepte, cu foarte multe praguri (cascade). Aceste caracteristici se datorează apei în exces şi căldurii, ce conduc la predominarea alterărilor şi deci la apariţia elementelor fine. Rezultă o eroziune laterală mult mai puternică decât cea în adâncime; astfel, râul meandrează lărgindu-şi valea, dar nu se adânceşte, menţinânduşi cascadele. - în climatul tropical (deşertic) apar văi largi, cu versanţi cu pantă accentuată; eroziunea este intensă dar în intervale foarte scurte de timp (în timpul ploilor torenţiale). - în climatul temperat văile au clar diferenţiate cele trei sectoare în profil longitudinal: cursul superior (în munte), cursul mijlociu (în dealurile sau podişurile extramontane, periferice), cursul inferior (în câmpie, către vărsare). - în climatele subpolar şi polar se dezvoltă văi cu profil transversal extins, larg.

- După modul de asociere. Sisteme de văi: - convergente (cu puncte de confluenţă). - divergente (cu puncte de difluenţă). Ambele se întâlnesc în regiuni piemontane. - paralele – în Subcarpaţi. - inelare – la baza conurilor vulcanice (colectează reţeaua hidrografică instalată pe con). - radiar convergente – în craterul vulcanic. - radiar divergente – pe conul vulcanului. - rectangulare – urmăresc linii de falii; în regiuni puternic tectonizate.

2. Captările Mecanismul producerii captărilor. O regiune se compune din suprafeţe cu 87

diferite caracteristici (pantă, fragmentare, formă). Precipitaţiile se organizează şi ele în mod diferit, într-o suită de râuri, torenţi sau artere de şiroire şi formează un sistem = bazin hidrografic. Acesta presupune o cumpănă de ape şi o reţea hidrografică cu o vale colectoare şi o serie de afluenţi (tributari). Nivelul de bază al afluenţilor (nivel de bază local) este diferit, astfel încât ei dispun de forţă diferită şi deci eroziunea regresivă a tributarului cu forţă netă mai mare se transmite în amunte, în detrimentul celorlalţi afluenţi; în acest fel au loc captări. De asemenea, captările pot avea loc şi între două bazine hidrografice diferite, învecinate. Valea care captează se numeşte

captatoare; valea care pierde o suprafaţă de bazin hidrografic se numeşte captată. Condiţii care determină (favorizează) o captare. Se include aici orice factor care poate face ca o arteră de drenaj (de scurgere) să aibă un potenţial de eroziune mai mare şi să pătrundă într-un bazin hidrografic vecin. Aceşti factori sunt: nivelul de bază mai coborât, panta longitudinală mai accentuată, rocile de bază mai moi, versanţi defrişaţi, neotectonică pozitivă (ridicări).

Tipuri de captări. I. Captări de suprafaţă . După forma de manifestare pot fi: laterale, frontale, de meandru, prin deversare.

- Captările laterale. Se realizează atunci când râul captator ajunge la albia râului captat printr-un afluent lateral. Elemente morfologice şi structurale ce dovedesc o captare laterală: în talvegul captatorului apare o ruptură de pantă (prag); linia cumpenei de ape se modifică şi nu mai concordă cu linia celor mai mari înălţimi (aceasta din urmă îşi păstrează aliniamentul); în avale de captare, pe cursul captat, apare o vale seacă; se formează un meandru dublu, la 90o = cot de captare; în dreptul acestuia, valea prezintă aspecte de cheie, numită clisură (este îngustă şi puternic adâncită); terase în cursul superior al văii captate care nu au corespondent în cursul inferior al captatorului – ele se racordează însă cu terasele din valea moartă; nisipurile şi pietrişurile de albie din 88

valea moartă se regăsesc în rocile din partea superioară a cursului captat (în amunte de captare). Exemplu: captarea Ialomicioarei Păduchiosului (la Sinaia Cota 1000) de către Prahova.

- Captările frontale (în cap). Au loc între două râuri cu nivel de bază diferit şi cu izvoarele în dreptul aceluiaşi punct pe cumpăna de ape. Exemplu: Timişul ce pătrunde în bazinul Prahovei la Predeal. - Captările de meandru. Subtipuri: - captările laterale de meandru. Între două râuri alăturate ce meandrează. - autocaptarea de meandru . Rezultă din evoluţia meandrelor alăturate ale

aceluiaşi râu. - Captările prin deversare. Apar în câmpii (în cele piemontane şi în cele de subsidenţă cu precădere), în urma procesului de acumulare excesivă. Se dezvoltă între un râu mare ca debit şi cu aluvionare puternică şi un râu mic cu ape reduse.

II. Captările subterane. Apar în regiunile carstice. Există două subtipuri: - Captări de suprafaţă. Între un curs la zi şi un curs subteran; cursul subteran este captator; în punctul captării cursului la zi, apare un sorb şi o treaptă antitetică.

- Captări în subteran. Între două cursuri subterane. Importanţa studiului captărilor. Ştiinţific, militar – administrativ, practic. Ştiinţific, recunoaşterea captărilor şi reconstituirea văilor de dinainte de captări pun în evidenţă etape şi faze în evoluţia reliefului de văi.

Militar, se pune problema graniţelor, atunci când acestea sunt stabilite în lungul râurilor. În urma unei captări de meandru o ţară poate pierde o suprafaţă din teritoriu (exemplu: graniţa Chile – Argentina).

Practic, captările fac loc (prin şeile de captare) reţelei de drumuri sau pot lăsa poduri pe uscat.

GEOMORFOLOGIE MARINĂ 89

Reprezintă un sistem reliefogen alcătuit din două mari componente: relieful litoral şi relieful submarin; relieful litoral este creat de apa mării şi de agenţi externi subaerieni la contactul uscat - mare, în timp ce

relieful submarin se dezvoltă

exclusiv sub influenţa mării, sub nivelul minim al valurilor.

I. Relieful litoral Relieful litoral reprezintă relieful asupra genezei şi evoluţiei căruia influenţa mării este deosebită.

Litoralul, concept mai larg, este spaţiul în care influenţa mării se exercită asupra tuturor elementelor componente ale sistemului geografic (exemplu în climă: topoclimatul litoral, cu veri mai răcoroase, ierni mai blânde şi vânturi locale regulate de tip briză), inclusiv o mare parte din platforma continentală. Deci relieful litoral se include litoralului. Astfel, la ţărm înalt, relieful litoral se limitează de la faleză şi până la -10m; la ţărm jos, cu estuare sau delte, relieful litoral este mai extins, având lăţimi de ordinul zecilor de kilometrii. Limitele reliefului litoral sunt deci în funcţie de spaţiul afectat de apa mării.

1. Agenţi litorali Principalul agent este apa mării, sub trei forme de manifestare: valuri, curenţi, maree. - Valurile. Sunt determinate de vânturile periodice şi se numesc valuri de hulă. Rolul lor este resimţit în zona de ţărm, precum şi în larg, asupra insulelor. Condiţia pentru ca valurile să aibă rol asupra reliefului, este ca raza lor să fie mai mare decât adâncimea apei. Valurile, ca formă de mişcare (de dinamică) a apei mării, se transformă: în larg, la adâncimi mari, ele reprezintă o mişcare oscilatorie pe orbită circulară a particulelor de apă; către ţărm, la adâncimi egale cu raza valului, mişcarea 90

oscilatorie se înscrie pe orbite eliptice; la adâncimi mai mici decât raza valului, are loc spargerea valurilor (proces numit deferlare), care se propagă însă tot pe orbite eliptice; în final, pe faţa plajei, mişcarea de oscilaţie se transformă în mişcare de translaţie (mişcare de du-te-vino).

Acţiunea valurilor; izbire; dislocare; absorbţie (antrenarea materialelor fine de la ţărm spre larg). Aceste procese depind de: înălţimea ţărmului; intensitatea vântului (rol în comprimarea aerului); roca din care este alcătuit ţărmul; adâncimea ţărmului; climat.

Efectele acţiunii valurilor: faleza (este un ţărm cu pantă mare – un abrupt – care suferă o retragere în funcţie de factorii de mai sus) şi platforma litorală de eroziune (suprafaţa ce rămâne în urma retragerii falezei). Există şi valuri neperiodice, provocate de seisme sau erupţii vulcanice; se numesc tsunami, au peste 20m înălţime şi efecte considerabile. - Curenţii. Prezintă direcţie constantă. Pentru relief, nu au importanţă curenţii din larg. Sunt provocaţi de diferenţele de nivel, de salinitate, de temperatură, de densitate, de vânturile regulate.

Efectele curenţilor: transportul materialelor aduse de fluvii pe platforma continentală (transport longitudinal de ţărm) ; crearea unor forme de relief, cu aceste materiale (exemplu: cordoanele litorale); acţiune de eroziune asupra ţărmurilor ce se află pe direcţia lor de propagare, precum şi în strâmtori; transportul şi acumularea maselor de floră.

Tipuri de curenţi : curenţi de derivă (deriva litorală); curenţi de întoarcere; curenţi de descărcare; curenţi de turbiditate. - Mareele. Reprezintă deplasări pe verticală ale apei mării. Există două momente într-o lună când fluxul şi refluxul au valorile cele mai mari (lună nouă şi lună plină) şi două momente când valorile sunt minime (primul pătrar şi ultimul pătrar). Prezintă importanţă în zona de ţărm şi în larg asupra insulelor. Acţiunea mareelor depinde de caracteristicile ţărmului: 91

- la ţărm înalt (cu faleză sau cu strâmtori), mareele se manifestă sub formă de ridicări şi coborâri (fluxul poate urca până la 16-19m înălţime). - la ţărm jos, mareele se observă sub formă de înaintări şi retrageri, cu oscilaţii în mărimea suprafeţei udate; acolo unde sunt râuri şi fluvii, se formează estuare, pe care apa mării pătrunde în interiorul continentului pe lungimi de până la 1000km. La înaintarea apei pe gura de vărsare a râului (la flux), se anulează eroziunea apei curgătoare, iar materialele sunt acumulate. La reflux, are loc o însumare a acţiunii de eroziune. Alternanţa înaintare/retragere, duce la lărgirea gurii de vărsare a râului, care ia forma unei pâlnii – estuarul.

Agenţi litorali cu rol secundar: - apele curgătoare; transportă materiale cu care se formează deltele; pot prezenta albii submerse. - precipitaţiile; duc la apariţia pluviodenudării, şiroirii sau torenţialităţii pe ţărmurile înalte, cu faleză. - gheaţa; favorizează apariţia unor bazinete. - gravitaţia; generează alunecări de teren, prăbuşiri, sufoziune. - anumite specii de moluşte (secretă un humus acid). - omul (prin îndiguiri, dragări). Climatul; influenţează modelarea reliefului litoral prin tipul de procese pe care le determină (exemplu: alterări/dezagregări).

2. Procese litorale Ca orice agent extern şi apa mării acţionează prin intermediul celor trei procese: eroziune; transport; acumulare. Eroziunea litorală se numeşte abraziune. Acumularea litorală (marină) se numeşte sedimentare.

Factori ce influenţează procesele litorale: mişcările tectonice şi eustatice; relieful; roca; structura; climatul (influenţează modelarea reliefului litoral prin tipul de procese pe care le determină; exemplu: alterări ∕ dezagregari); aportul fluviatil in materiale; 92

prezenţa maselor vegetale sau a microorganismelor; coralii.

3. Forme ale reliefului litoral Faleza şi platforma de abraziune. Faleza este un abrupt cu înălţimi de ordinul zecilor de metri ce apare frecvent în regiuni cu podişuri, dealuri sau munţi în zona de ţărm. Este rezultatul acţiunii valurilor: faleza este un versant ce se retrage în urma eroziunii (abraziunii) exercitate de valuri. În procesul de retragere există un punct critic; odată atins, faleza devine stabilă. Continuarea procesului de retragere apare dacă: creşte nivelul mării; coboară nivelul uscatului; se măreşte adâncimea din zona ţărmului. Tipuri de faleze: - active; sunt faleze funcţionale, aflate în proces activ de retragere. - nonactive; faleze în evoluţia cărora s-a atins punctul critic, nu se mai retrag, deci au devenit stabile (au ajuns în echilibru dinamic). - relicte; sunt faleze vechi, rămase suspendate, în afara razei de acţiune a valurilor, în urma coborârii nivelului apei mării sau a ridicării uscatului. - pseudofaleze; nu sunt faleze create de acţiunea apei mării, având geneză petrografică, structurală sau tectonică.

Platforma de abraziune reprezintă suprafaţa de eroziune, cu pantă redusă, ce rezultă în urma retragerii falezelor; se pot întinde pe lăţimi de ordinul a zeci de kilometrii (în profil transversal). Este baza submarină a falezei. La fel ca falezele şi platformele de abraziune pot rămâne suspendate în urma retragerii apelor marine. În noul relief exondat, ele apar ca suprafeţe de nivelare (exemplu: suprafaţa de nivelare Gornoviţa din Carpaţii României). Atunci când uscatul se ridică, marea taie o nouă platformă de abraziune sub cea veche, rămasă suspendată – aşa apar terasele litorale (sau terasele de abraziune ). Acestea sunt trepte create prin modelare marină, în regiuni cu ridicări sacadate sau acolo unde există oscilaţii repetate ale nivelului mării (exemplu: Marea Mediterană).

Plaja. Suprafaţă acoperită parţial de mare, alcătuită din nisip, pietriş (uneori 93

bolovăniş), cochilii; este îngustă sau lipseşte la ţărmurile înalte, cu faleză; caracterizează ţărmurile joase. Sectoare de plajă: - plaja emersă, situată deasupra limitei superioare a valurilor, respectiv fluxului. Prezintă relief de dune litorale modelate eolian. Se dezvoltă perpendicular pe direcţia vântului, fiind asimetrice; sub formă de şiruri paralele între ele şi cu ţărmul; înălţimi de ordinul metrilor; pot fi mobile sau fixate (cele vechi, din zona climatului temperat). Nu este afectată de valuri. - plaja inundabilă, situată între nivelul maxim şi nivelul minim al valurilor/fluxului. Prezintă profil complex, convex-concav. În microrelief se disting festoane (ondulări alcătuite din nisip, dimensiuni de ordinul decimetrilor, simetrice sau asimetrice) şi

cornuri sau coarne (festoane de dimensiuni mai mari, formă triunghiulară şi direcţie de dezvoltare perpendiculară pe direcţia valurilor). Din punct de vedere al dinamicii apelor marine, plaja inundabilă se grefează pe sectorul de translaţie al valurilor (adâncimea mai mică decât raza valurilor normale). - plaja submersă, sub nivelul minim al valurilor/refluxului. Micromorfologie:

riduri de plajă (asemănătoare festoanelor), brazde litorale (lungimi de ordinul sutelor de metrii, înălţimi de ordinul metrilor, asemănătoare dunelor), bancuri

litorale (forme acumulative de dimensiuni şi mai mari, în geneza cărora nu mai contribuie atât valurile, cât acţiunea curenţilor, prin transportul longitudinal de ţărm),

grinduri şi cordoane litorale (sunt bancuri litorale devenite emerse, situate pe platforme continentale cu adâncime redusă, acolo unde există mari cantităţi de materiale aluviale aduse de râuri). Grindurile şi cordoanele litorale sunt forme de acumulare ce formează insule alungite, paralele cu ţărmul, ce poartă diverse denumiri, funcţie de morfologie şi dimensiuni: săgeţi, bare sau perisipuri; în desfăşurarea lor pot exista discontinuităţi, denumite portiţe; pot închide golfuri sau guri de vărsare ale râurilor, rezultând

lagune sau limane; uneori unesc insule între ele sau cu linia de ţărm – aceste cordoane se numesc tombolo sau lido (simplu, dublu, triplu). 94

În ce priveşte raportul cu morfodinamica marină, plaja submersă, cu întreaga ei morfologie, se dezvoltă la adâncimi egale cu raza valurilor medii (2-4metrii).

Estuarele. Forme de eroziune în zona gurii de vărsare a râurilor, fluviilor. Condiţii de formare a estuarelor: platformă litorală îngustă şi puternic înclinată, maree puternice, curenţi slabi, materiale puţine aduse de râu, adâncime mare în dreptul gurii de vărsare a râului (primele două condiţii, precum şi ultima, sunt esenţiale). Se dezvoltă sub forma unor pâlnii, pe care apele mării pătrund în susul râului; exemple: Amazon pe 1500 km, Sfântul Laurenţiu pe 500 km, La Plata pe 200 km. Există şi situaţii de trecere, când estuarele pot evolua spre delte (în condiţii de aport fluviatil în sedimente foarte mare).

Atolii şi recifele barieră. Sunt construcţii coraligene, sub formă de insule, o

alcătuite din acumulări calcaroase. Condiţii: mări localizate între paralelele de 30 latitudine nordică, respectiv 30 o latitudine sudică; temperaturi medii de peste 20 oC; apă oxigenată (deci prezenţa unor valuri puternice); adâncime mică a platformei continentale (până în -10 ~ -20metrii); salinitate până sub 40 o/oo. Atolii sunt insule circulare, cu dimensiuni în diametru de ordinul zecilor de kilometrii; de menţionat că acumularea calcaroasă formează numai marginile insulei, în interior existând o formă negativă, cu adâncimi de ordinul zecilor de metrii, numită

lagon; exemple – în

Oceanul Pacific. Se dezvoltă şi asociaţii de atoli - termenul pentru aceste grupuri de construcţii coraligene este faros. Reciful este un atol de dimensiuni foarte mari sau un ansamblu de atoli care uneşte între ele insule. Reciful barieră reprezintă construcţii coraligene (asociaţii de atoli) care închid (barează) insule cu altă srcine decât cea coraligenă. Coralii se pot instala şi în larg, pe insule erodate sau reprezentând munţi vulcanici submerşi, numiţi gaioţi.

Lagunele. Foste golfuri închise de acumulări din nisip de tip cordon litoral. Funcţionează ca lacuri, cu sau fără comunicare – prin intermediul porţilor – cu Oceanul Planetar. Păstrează morfologia şi dimensiunile fostului golf; în timp pot fi 95

colmatate; evoluează în strânsă legătură cu ţărmul din vecinătate.

4. Tipuri de ţărmuri Criteriul de clasificare ce s-a impus în literatura geomorfologică este cel al înălţimii. Din acest punct de vedere se disting două mari tipuri – ţărmuri joase şi ţărmuri înalte – fiecare dintre ele cu subtipuri specifice.

Ţărmurile joase Se dezvoltă la marginea câmpiilor litorale, fiind ţărmuri de acumulare; prezintă configuraţie rectilină (în plan); sunt condiţionate de prezenţa unor platforme continentale extinse, regim micromareic, aport fluviatil bogat în aluviuni, adâncimi reduse (astfel apar bancuri şi cordoane litorale la depărtare de linia de ţărm); evident, falezele lipsesc sau sunt slab dezvoltate. Subtipuri:

- Ţărmul cu limane. Limanul este un tip de lac ce apare la gura de vărsare a râurilor, prin bararea acesteia de către cordoane litorale. În afara condiţiilor generale, pentru dezvoltarea limanelor este necesar ca râul să fie unul mic, cu debit lichid redus. Exemplu: în partea central - sudică a litoralului românesc al Mării Negre.

- Ţărmul de lagune. Ţărm jos cu golfuri, închise prin evoluţia acumulărilor de nisip – cordoanelor litorale – şi transformate în lacuri de tip lagună (partea centr al – nordică a litoralului românesc).

- Ţărmul cu estuare. Ţărmuri la care se află guri de vărsare ale unor râuri; regim macromareic. Estuarele impun restricţii navigaţiei şi o morfodinamică litorală distinctă.

- Ţărmul cu delte. Apare pe platforme litorale puţin adânci, unde se varsă fluvii cu debit lichid şi solid mare; regim micromareic favorabil dacă punctul de vărsare se află într-un golf (exemplu: Dunărea în Golful Halmiris). Microrelief de braţe, gârle, mlaştini, lacuri, grinduri, cordoane; adesea se constată intervenţia antropică – desecări, îndiguiri, dragări, realizarea de canale navigabile (Bara Sulina). Evoluţie în timp îndelungat legată de oscilaţiile de nivel ale mării (mişcări eustatice).

- Ţărmul cu cordoane litorale. Întâlnit în literatură şi cu termenul de ţărm cu lido. 96

Este un ţărm de acumulare, deci este necesar aport fluviatil ridicat de materiale aluviale. Condiţionat de prezenţa unui ţărm cu golfuri, insule, peninsule, capuri, promontorii. Apar lagune, limane, delte, tombolo, plaje întinse. Este foarte răspândit (exemple: Marea Adriatică, Marea Mediterană, Golful Mexic, Golful Bengal).

- Ţărmul cu poldere. Se mai foloseşte şi sintagma de ţărm cu watt. Caracteristici: platformă continentală extinsă şi cu adâncime mică, flux şi reflux activ, cordoane litorale. În timpul fluxului, suprafeţele mai joase, dintre acumulările de nisip, sunt inundate, neputând fi utilizate. Prin realizarea de baraje, suprafeţele inundabile sunt protejate şi pot fi folosite în agricultură (Olanda, Germania, Danemarca).

- Ţărmul aralian. Apa invadează un spaţiu deşertic, cu dune şi depresiuni interdunare; dunele vor funcţiona ca insule, iar depresiunile ca golfuri. Microrelieful este coordonat, controlat, ca morfologie şi dinamică, atât apa mării cât şi eolian. Este specific Mării Aral, dar apare şi la Marea Mediterană. - Ţărmul cu mangrove. Mangrovele reprezintă o formaţiune vegetală tropicală, alcătuită din plante cu rădăcini aeriene dense. Caracteristica ţărmului este dată de intensa acumulare pe care o favorizează aceste specii, cu apariţia unor bogate cantităţi de mâluri; astfel, acţiunea valurilor şi mareelor este atenuată. Este necesară prezenţa gurilor de vărsare ale unor râuri cu debit solid ridicat.

- Ţărmul glaciar de calotă. Sunt ţărmuri glaciare cuaternare, întâlnite pe coastele Finlandei, Suediei, Poloniei, Germaniei, S.U.A. În literatura de specialitate este utilizat şi termenul finlandez de ţărm cu skjar. Se întâlnesc forme de acumulare legate de glaciaţiunea de calotă, în principal morene şi blocuri eratice – situate pe câmpia glaciară de eroziune –, ce funcţionează în morfologia actuală (urmare a ridicării nivelului oceanic) ca insule, peninsule, capuri; spaţiile dintre ele sunt acoperite de apele mării şi reprezintă golfuri sau canale. Aspectul general al ţărmului este festonat.

Ţărmurile înalte Sunt ţărmuri de eroziune, în general cu faleză şi platformă de abraziune, acolo unde sunt munţi sau dealuri înalte în zona de contact cu marea, ce condiţionează platforme 97

litorale înguste. Morfologia este condiţionată de rocă şi structură, precum şi de glaciaţiunea cuaternară (relief glaciar şi mişcări eustatice). Plajele lipsesc; unde apar, sunt foarte înguste şi prezintă granulometrie grosieră (pietrişuri, bolovănişuri, blocuri). Subtipuri:

- Ţărmurile petrografice. Acolo unde tipurile de rocă se impun cu preponderenţă asupra caracteristicilor morfologice ale ţărmului. Dintre acestea, este recunoscut rolul calcarului, în imprimarea unei morfologii specifice reliefului, inclusiv reliefului litoral. Specific este endocarstul, care poate fi complet izolat (fosilizat) de exocarst, prin inundarea de către apele unei mării în regim transgresiv sau poate fi periodic deschis, de către regimul mareic. Apar insule şi peninsule, golfuri cu pereţi abrupţi, cuvete (depresiuni) carstice; în general un relief ruiniform: Istria.

- Ţărmurile structurale. Se remarcă structura cutată şi structura faliată; sunt două situaţii: aliniamentele structurii cutate sau ale structurii faliate sunt paralele cu linia ţărmului (ţărm cu structură longitudinală); anticlinalele şi sinclinalele, respectiv horsturile şi grabenele, sunt perpendiculare pe linia ţărmului (ţărm cu structură transversală).

1. Ţărmul cu structură longitudinală.

Se mai folosesc termenii de ţărm

dalmatic (cu canale) sau pacific. Este întâlnit în Marea Adriatică, Golful California, Noua Zeelandă. Aliniamentele structurale – cutate sau faliate – se desfăşoară paralel cu ţărmul. Relieful ridicat al celor două structuri este imens, formele coborâte vor fi submerse. Astfel, anticlinalele respectiv horsturile vor funcţiona ca insule alungite, iar sinclinalele respectiv grabenele, inundate de ape, vor fi canale. Cele două subtipuri, se întâlnesc frecvent pe coasta Dalmaţiei (Slovenia şi Croaţia) – ţărmul cu structură cutată, respectiv în lungul coastei pacifice a S.U.A – ţărmul cu structură faliată. Evoluţia în timp, lentă, depinde de alcătuirea petrografică a ţărmului şi de volumul de materiale aluviale aduse de râurile tributare respectivului bazin marin.

2. Ţărmul cu structura transversală. Alte denumiri – ţărm atlantic (cu golfuri), 98

ţărm cu anse. Apare la litoralul Marocului, Asiei Mici (Turcia), Scoţiei, Irlandei, S.U.A, în Noua Zeelandă. Opus tipului anterior, aici direcţia cutelor/faliilor este perpendiculară pe linia de ţărm. Anticlinalele/horsturile se dezvoltă ca peninsule sau capuri, iar sinclinalele/grabenele funcţionează ca golfuri largi. Aspectul general al ţărmului este unul foarte dantelat. Eroziunea marină este puternică, îndreptată asupra numeroaselor proeminenţe, precum şi acumularea, ce tinde să închidă golfurile sau gurile de vărsare ale râurilor; de aici, evoluţia mai accelerată a acestui tip de ţărm structural, mai ales în comparaţie cu cel precedent.

Ţărmul tip riass. În cadrul ţărmului cu structură transversală, se detaşează un subtip, ce prezintă aliniamente orografice cu desfăşurare perpendiculară pe linia ţărmului, dar acestea nu sunt de natură structurală (cute sau falii). Această specie de ţărm se întâlneşte în zona masivelor vechi, hercinice, cu morfologie de munţi joşi sau podişuri: Spania, Sardinia, la Marea Roşie. Configuraţia de ansamblu, dată de alternanţa peninsulelor sau capurilor cu golfurile, este asemănătoare tipului de bază. Sunt şi caracteristici aparte – părţile joase (golfurile), nu sunt structurale ci sunt de eroziune, reprezentate de gurile de vărsare ale unor râuri; de asemenea, diferă dimensiunile – sunt de cele mai multe ori golfuri mici, străbătute spre uscat de văi înguste şi adânci. Acestea sunt separate de spaţii înalte (ce nu reprezintă nici anticlinale, nici grabene, ci domenii interfluviale), ce constituie peninsule sau carpuri masive, proeminente, de tip promontoriu. Specifică este manifestarea mareelor, ce îşi lasă amprenta atât asupra aspectului ţărmului diferit la flux faţă de reflux, cât şi asupra modului de evoluţie – retragerea promontoriilor, dezvoltarea de faleze şi platforme de abraziune stâncoase, cu plaje cu granulometrie grosieră; închiderea golfurilor cu cordoane litorale de nisip, rezultând lagune, limane, câmpii mlăştinoase.

- Ţărmul tectono-structural. Sunt ţărmurile dezvoltate în urma evoluţiei plăcilor tectonice, fie în zona de expansiune a fundului oceanic, fie în zonele planului Bennioff. Abrupte, înalte, cu mare energie de relief; activitate vulcanică, seismică, 99

procese intense de modelare. Diferenţieri în funcţie de rocă, climat, dinamica apelor marine. Aşa sunt ţărmurile Oceanului Atlantic, Oceanului Indian, Mării Roşii, Golfului California – ţărmuri de rift; Oceanului Pacific, Mării Mediterane (în nord), Golfului Persic (în nord) – ţărmuri de subducţie.

- Ţărmul vulcanic. Specific insulelor vulcanice din ariile active tectonic (rifturi sau subducţie) ale Oceanelor Pacific, Atlantic şi Indian. Se întâlnesc ţărmuri vulcanice externe (în jurul unei insule reprezentată de un aparat vulcanic), ţărmuri

vulcanice interne (în interiorul caldeirelor). Sunt ţărmuri abrupte, fără platforme de abraziune. Dinamică strict legată de activitatea vulcanului.

- Ţărmul glaciar montan . Cunoscut prin denumirea de ţărm cu fiorduri, devenită clasică. Relief adânc crestat de modelarea glaciară montană pleistocenă, cu gheţari dezvoltaţi pe văi (gheţari alpini) . S-au format atunci când aceştia debuşau în domeniul litoral. Morfologie tipică – profil transversal în formă de „U”, profil longitudinal în trepte, cu praguri şi depresiuni. În holocen, încălzirea climatică a dus la topirea gheţarilor şi creşterea nivelului Oceanului Planetar; a rezultat invadarea văilor glaciare de apa mării. Ţărmul apare ca unul cu golfuri foarte adânci, cu versanţi prăpăstioşi, grefate pe văile glaciare. Fiordurile înregistrează influenţele structurale în morfologia de detaliu. Aceste ţărmuri sunt frecvente în America de Sud, America de Nord (Peninsula Alaska, Labrador), Europa nordică (Norvegia), Islanda, Irlanda, Scoţia, Groenlanda.

- Ţărmul glaciar actual. Se desfăşoară la latitudini mari, în lungul litoralului antarctic. Specific dat de prezenţa banchizelor şi de sculptarea unui relief litoral în acesta. Este un ţărm cu faleze de gheaţă.

- Ţărmul cu construcţii coraligene. Prezintă caracter local. Se dezvoltă acolo unde aceste vieţuitoare întâlnesc condiţiile necesare de mediu. Relieful tipic este dat de atoli ce închid lagune.

5. Evoluţia reliefului litoral Tendinţa generală este aceea de regularizare (netezire) a liniei ţărmului, de la un 100

ţărm crenelat, la un ţărm rectilin, prin erodarea proeminenţelor (promontorii, peninsule, capuri) şi respectiv închiderea prin acumulări a golfurilor şi gurilor de vărsare ale râurilor; pe de o parte falezele de retrag în favoarea unor platforme de abraziune tot mai întinse, pe de altă parte, apar lagune şi limane închise de cordoane de nisip. Evoluţia litoralului este în funcţie de câţiva factori; cu importanţă mai mare se remarcă – dinamica apelor marine, roca, structura şi înălţimea ţărmului, aportul fluviatil în aluviuni, mişcările eustatice. După acest din urmă factor, determinant pentru relieful litoral, se disting două modele evolutive ale liniei de ţărm: ţărm în condiţii de eustatism pozitiv (ţărm de transgresiune); ţărm în condiţii de eustatism negativ (ţărm în regresiune).

Evoluţia unui ţărm transgresiv . Apa invadează, după caz, câmpii litorale joase sau platforme de abraziune aflate la baza unor ţărmuri înalte, cu faleză. Se produce o agresiune asupra falezei, care se retrage rapid. Dacă faleza era ieşită de sub influenţa valurilor, aceasta redevine activă. În primul caz rezultă un ţărm jos cu lagune şi limane, cu delte înecate. De asemenea, apa mării intră pe văi, dezvoltând golfuri. Astfel, ţărmul în regim de transgresiune prezintă configuraţie neregulată; îndreptarea ţărmului se face doar când transgresiunea a încetat.

Evoluţia unui ţărm regresiv. În urma mişcărilor eustatice de regresiune, apa mării se retrage de pe platforma de abraziune; aceasta devine emersă şi poate căpăta, în timp, caracter de terasă de abraziune, iar faleza rămasă suspendată – relictă. Un astfel de ţărm, grefat pe câmpii litorale, capătă contur regulat. După încetarea regresiunii, se poate instala un regim de acumulare marină; acum pot să apară lagune şi limane, închise de cordoane litorale.

101

GEOMORFOLOGIE CLIMATICĂ Cuprinde reliefuri ce apar şi evoluează sub directa incidenţă a climei, în absenţa învelişurilor de protecţie – vegetaţia şi solul. În climatul rece polar se dezvoltă relieful glaciar, în climatul subpolar se dezvoltă relieful periglaciar, iar în climatul tropical 102

arid apare relieful deşertic.

GEOMORFOLOGIE GLACIARĂ

Este rezultatul modelării efectuate de gheţari; relieful prezintă forme de eroziune şi forme de acumulare. Spaţiul afectat de modelarea glaciară se dezvoltă dincolo de limita zăpezilor veşnice şi se numeşte hionosferă. Instalarea gheţarilor şi dezvoltarea reliefului glaciar presupune existenţa unor condiţii:

- condiţii climatice: temperaturi negative cea mai mare parte a anului (10 – 11 luni/an); prezenţa unor precipitaţii bogate, sub formă solidă;

- condiţie geomorfologică: relieful preexistent care să permită stocarea zăpezii şi apoi a gheţii. În evoluţia reliefului Pământului au existat mai multe faze glaciare. 1. In paleozoic (permian), au existat glaciaţiuni legate de continentele sudice de azi, dovedite prin prezenţa unor depozite glaciare de pietrişuri numite till. Aceste glaciaţiuni vechi au modelat spaţii vaste (relieful glaciar nu s-a mai păstrat) din Australia, Africa, America de Sud, India. 2. În cuaternar (pleistocen) a avut loc o răcire generală a climatului, urmată de instalarea pe mari suprafeţe a unor calote glaciare (40 mil. km² din America de Nord, Europa nordică, nordul Asiei, America de Sud, Tasmania) dar şi a gheţarilor montani.

Calota europeană se sprijinea pe Carpaţi şi a constituit nucleul glaciaţiunii continentale din emisfera nordică. Masa de gheaţă de aici a avut extensiunea cea mai mare, coborând până la 49º latitudine nordică. Calota glaciară a suferit mai multe înaintări şi retrageri. În evoluţia ei au fost stabilite trei mari perioade cu mai multe 103

stadiale; ele au fost numite Elster, Saale şi Vistula. În Europa a existat şi o glaciaţiune montană, a cărei limită altitudinală era situată la 1800 m. Urmele morfologice ale galciaţiunii montane europene se regăsesc astăzi în munţii Pirinei, Alpi, Carpaţi, Apenini , Balcani, Rila, Pind. A fost bine studiată în munţii din sudul Germaniei; de aici provin şi denumirile date celor patru perioade glaciare montane: Gunz, Mindel, Riss şi Wurm. Glaciaţiunea din America de Nord a afectat Canada şi nordul SUA, coborând până la 37º latitudine nordică. Denumirile perioadelor glaciare: Nebraska, Illinois, Kansas şi Wisconsin. Suprafaţa acoperită de gheţuri a fost de 11 mil km². În Peninsula Alaska glaciaţiunea este actuală. Glaciaţiunea siberiană a avut mai multe centre: Peninsula Taimîr, Delta Lenei, Peninsula Aladîr. Au existat şi gheţari montani în toată Siberia şi Asia Centrală (Munţii Tianşan). America de Sud – glaciaţiune montană în Patagonia şi Anzi.

Antartica – gheţari de calotă. De asemenea, în emisfera sudică glaciaţiunea cuaternara a mai afectat

Tasmania şi Noua Zeelanda. Încălzirea din holocen duce la topirea gheţarilor şi ridicarea nivelului oceanic. Acoperite de gheaţă au rămas doar câteva zone, însumând o suprafaţă de 15 mil km² din care, în spaţiul montan 0,5 mil km².

Cauzele glaciaţiunilor. Există mai multe cauze ce încearcă să explice mecanismele genetice ale glaciaţiunilor, grupate în două categorii: extraterestre şi terestre.

- Cauzele extraterestre: modificarea traseului Pământului în jurul Soarelui (orbitei), cu modificarea celor două puncte extreme, periheliu (Pământul este cel mai aproape de Soare) şi afeliu (Pămăntul se află în punctul de pe orbită cel mai îndepărtat de Soare); variaţii ale mărimii unghiului pe care îl face planul ecuatorului Pământului cu planul orbitei (acest unghi se numeşte ecliptică). 104

- Cauzele terestre: modificări ale înclinării axei polilor; ridicarea unui sistem muntos; modificări ale direcţiei curenţilor reci şi calzi (exemplu: Curentul Golfului (curent cald), spre Atlanticul de Nord, duce la topirea calotei scandinave; bararea acestui curent de pragul Thomson, din cauza coborârii nivelului oceanic, favorizează instalarea calotei); modificări în circulaţia generală a atmosferei; erupţii vulcanice; deplasarea continetelor. Dinamica gheţurilor. La orice gheţar se disting două zone: - zona de acumulare (A) unde masa de gheaţă este în creştere. - zona de pierdere (P), sub limita zăpezilor veşnice, unde gheţarul se topeşte treptat. În funcţie de raporturile existente între cele două zone, rezultă diferitele valori ale

bilanţului gheţurilor (B): B= A – P. B≥ 1 ; gheţarul are o dinamică activă. B= 0 ; gheţarul este în staţionare. B< 0 ; gheţarul este în regres.

Legităţile eroziuni galciare. Eroziunea exercitată de gheţari este fundamental diferită, la nivelul mecanismelor fizico – dinamice, de eroziunea exercitată de ceilalţi agenţi externi; aceste diferente sunt evidente şi foarte uşor de urmărit la teren, mai ales prin comparaţia cu mecanismele eroziunii fluviatile. Eroziunea glaciară se numeşte exaraţie; ea este invers dependentă de viteză şi pantă şi direct dependentă de volumul de gheaţă şi cantitatea de materiale solide. 105

1. Viteza mai mare de deplasare a gheţii, datorată

pantei mai mari, înseamnă

forţa de eroziune mai mică. La viteză mare, gheaţa se rupe (apar crăpături numite crevase) reducându-şi capacitatea de a eroda. 2. Cu cât volumul de gheaţă este mai mare, cu atât eroziunea este mai puternică. 3. Materialul cărat de gheţar are rol în eroziune; astfel, eroziunea glaciară creşte cu cantitatea de materiale solide antrenate în deplasare. 4. Acţiunea de ero ziune a gheţii se face lateral prin subsăpare şi longitudinal prin excavare; lateral, eroziunea este îndreptată asupra pereţilor jgheabului de deplasare, iar longitudinal, asupra fundului acestuia, la pantele mici. 5. În concluzie, în urma manifestării acestor mecanisme caracteristice eroziunii glaciare, pe profilul longitudinal al spaţiului modelat de gheţar, vor rezulta două tipuri de trepte, încadrate fără excepţie de versanţi abrupţi: - praguri, ce apar acolo unde panta este mai mare. - loje (depresiuni) de eroziune, în spatele pragurilor, unde valoarea înclinării pantei este redusă.

Glaciaţiunea montană În forma ei actuală, glaciaţiunea montană este prezentă în Alpi, Pirinei, Caucaz, Tiansan, Pamir, Himalaya, Cordilieri, Anzi. Glaciaţiunea cuaternară, relictă, păstrează azi urme în multe masive (de exemplu, în Carpaţi).

Altitudini necesare instalării gheţarilor, la diferite altitudini în condiţiile morfoclimatice actuale: - sub 300 m în zonele polare. - peste 2.800 m în zonele temperate. - peste 5.000 m în zona intertropicală.

Tipuri de gheţari montani. 106

- Gheţarul de tip alpin (de vale); este un gheţar complex, bine dezvoltat, ce dispune de o morfologie completă, alcătuită din bazin de recepţie şi limbă glaciară. Acesta din urmă are o lungime de ordinul kilometrilor şi înaintează sub limita zăpezilor veşnice, în funcţie de cantitatea de gheaţă ce provine din bazinul de recepţie. - Gheţarul de tip pirinean (de circ); prezintă numai bazin de recepţie. Se dezvoltă în vecinatatea limitei zăpezilor veşnice şi în toate locurile unde bilanţul glaciar B= 0. - Gheţarul de tip Kilimandjaro (stelat); se dezvoltă în regiunea munţilor vulcanici din Africa de Est. Se instalează la peste 5.000 m altitudine, în craterul vulcanilor; volumul de gheaţă este bogat, urmare a cantităţilor importante de precipitaţii ce cad în această zonă. Din crater, ce funcţionează ca bazin de recepţie, limbile glaciare se împrăştie radiar divergent pe flancurile conului vulcanilor, de unde aspectul ce rezultă în plan este acela de stea. - Gheţarul de tip norvegian (de platou); reprezintă o formă de trecere către gheţarii de calotă. Se formează pe suprafeţele plane din Alpii Scandinaviei; aici se dezvoltă o platoşă (un platou) de gheaţă, cu grosimi de ordinul sutelor de metrii, ce se numeşte icefield, din care se desprind lateral, pe versanţii muntelui nivelat şi înălţat, limbi glaciare numite icestromuri.Un subtip al gheţarului norvegian este întâlnit în Alpii Dauphinezi.

- Gheţarul de tip himalayan ; sunt gheţari de mare dezvoltare; altimetric, se întâlnesc de la 2.400 m şi până la 6.000 m. Sunt alimentaţi de precipitaţii foarte bogate. Caracteristica lor- reprezintă un ansamblu de bazine de recepţie glaciare individuale, plasate în treimea superioară a versanţilor, din care pornesc limbi glaciare, ce se unesc în treimea mijlocie sau în cea inferioară a versanţilor. Aceste limbi glaciare comune, coboară foarte mult sub limita zăpezilor veşnice, până la altitudini cuprinse între 2.000 m şi 2.500 m.

- Gheţarul de tip alaskian (de piemont); prezintă bazin de recepţie extins şi limbi glaciare cu lungimi mari. La contactul cu oceanul, pe câmpia litorală, limbile 107

glaciare se unesc şi formează un piemont de gheaţă (asemănător banchizelor); din acesta se rup bucăţi cu dimenesiuni variabile ce se numesc iceberguri. În România, în timpul glaciaţiunii pleistocene, au funcţionat gheţari de tip alpin, în munţii Retezat, Godeanu, Făgăraş,Bucegi, Rodnei; în restul masivelor gheţarii au fost de tip pirinean.

Relieful glaciar montan Relieful de eroziune (de exaraţie) 1. Circul glaciar (kar, căldare, zănoagă). Reprezintă o depresiune în care este cantonată, iniţial, gheaţa; este încadrat de versanţi cu pantă accentuată (versantul dinspre amunte este separat de masa de gheaţă printr-o crăpătură numita rimaye); în spre avale este închis printr-o ruptură de pantă – prag glaciar.

Tipuri de circuri glaciare: - după forma în profil transversal: simple; în trepte (acestea rezultă prin adâncirea treptată a gheţarului în cadrul a două sau mai multe cicluri de modelare glaciară sau prin instalarea şi evoluţia unui gheţar secundar, de circ, într-unul dintre versanţi). - după formă în plan: rotunde, eliptice, stelate. - după structură: obsecvente, consecvente, subsecvente, asecvente.

Geneza circurilor glaciare: - teoria glacialistă; circurile se formează în bazinetele de obârşie ale unor torenţi sau văi, prin acumularea gheţii şi acţiunea acesteia asupra versanţilor şi patului. - teoria antiglacialistă; circurile sunt rezultatul proceselor de nivaţie şi îngheţ – dezgheţ; gheţarul se instalează doar într-o depresiune (lojă) preexistentă. 108

Faze în evoluţia circurilor glaciare: - acumularea zăpezii şi formarea unei microdepresiuni incipiente. - tasarea zăpezii, topirea ei parţială şi transformarea în neve (o gheaţă spongioasă); are loc şi extinderea lojei. - stratificarea gheţii pe grosimi mari; procesele periglaciare se combină cu acţiunea gheţii, circul se extinde foarte mult, atât lateral şi spre amunte cât şi în adâncime.

Factori ce condiţionează geneza şi evoluţia circurilor: nuanţa climatică; condiţiile topografice existente pentru acumularea zăpezii; structura; roca; orientarea versanţilor.

2. Valea glaciară. Este de asemenea o formă de relief negativă, de eroziune, sculptată de masa de gheaţă (limba) ce se deplasează dinspre circ. Este preexistentă, dar suferă ulterior un proces de modelare glaciară exercitat prin intermediul limbii gheţarului. Această modelare (exaraţie în principal), va fi diferenţiată în funcţie de pantă: la panta puternic înclinată, gheaţa se fragmentează, crapă - se formează crevase -, deci acţiunea de eroziune prezintă intensitate mică; acolo unde panta are înclinare redusă, gheţarul se deplasează lent, gheaţa nu se rupe, iar eroziunea este activă. Astfel, în profil longitudinal, rezultatul este, un fund de vale în trepte, cu praguri şi

depresiuni. Caracteristic văilor glaciare, este şi profilul transversal în forma literei “U”. Aceste văi poartă, în Alpi şi în Scandinavia, numele de trogh. Văi galciare după forma în profil transversal: văi în formă de “U” simplu; văi în formă de “U” în trepte (vezi tipuri de circuri glaciare). Rol important în lărgirea văii glaciare, prezintă şi procesul de dezagregaree prin îngheţ – dezgheţ, activ la marginea gheţarului, la contactul dintre masa de gheaţă a limbii şi versant. În cadrul pragurilor galaciare, sau oriunde pe profilul longitudinal al văilor, acolo unde apar la suprafaţă roci dure, se dezvoltă un microrelief specific. În primul 109

rând sunt rocile mutonate (berbeci sau spinări de berbeci) – roci ondulate prin modelare glaciară; apoi sunt rocile striate, ce apar prin scrijelirea pragurilor de către materialul fin antrenat de curgerea plastică a gheţii.

3. Creasta glaciară (custură sau karling). Reprezintă tipul de interfluviu ce a cunoscut modelarea glaciară. Sunt foarte înguste şi ascuţite, cu aspect crenelat, zimţat, de unde denumirea de interfluviu în colţi de fierăstrău. La nivelul lor există multe vârfuri (tipice sunt cele cu formă piramidală numite hornuri; exemplu: Vârful Matterhorn din Alpi) şi şei (denumite şei de transfluenţă ). Rezultă prin modelarea gheţii aparţinând la două circuri glaciare, respectiv la două văi glaciare învecinate.

Relieful de acumulare Formele reliefului de acumulare se numesc morene. Provin din acţiunea gheţii de smulgere a unor bucaţi de rocă; pot fi, de asemenea, materiale dezagregate de pe

versanţi, de deasupra masei de gheaţă, sau materiale fine ( praf şi nisip) aduse de vânt. Aceste materiale sunt transportate de gheţari la suprafaţa masei de gheaţă, în interiorul acesteia sau la fund, şi sunt lăsate după ce se topeşte.

Tipuri de morene: - după dinamică: morene fixe; morene în mişcare. - după poziţie: morene de suprafaţă (subtipuri: laterale şi mediane sau de confluenţă); morene din interiorul masei de gheaţă; morene de fund; morene de împingere (se mai numesc frontale; subtipuri: terminale şi stadiale).

Glaciaţiunea de calotă Ocupă astăzi 14,5 mil. km², aflate la latitudinile mari ale zonelor polară şi subpolară, de dincolo de paralelele de 60º ale celor două emisfere. 110

Tipuri de gheţari de calotă: - Gheţarul de tip antarctic; ocupă 99% din suprafaţa continentului sudic cu acelaşi nume. Reprezintă o platoşă de gheaţă cu grosime de 2 – 3 km. Masa de gheaţă acoperă un relief foarte vechi, sub formă de platouri, podişuri, câmpii de eroziune. Deasupra calotei glaciare ies unele vârfuri de munţi, ce se numesc nunatakuri. Masa de gheaţă se deplasează foarte lent; morenele sunt puţine. Gheţarul continental înaintează în bazinul oceanic, unde formează o întinsă banchiză; din aceasta se desprind iceberguri, astfel încât bilanţul glaciar este negativ. - Gheţarul de tip groenlandez; prezintă o suprafaţă ce constituie ¾ din suprafaţa insulei nordice omonime. Este o platoşă de gheaţă, bombată pe centru, cu grosimea de 2,5 kilometrii; sunt prezente vârfuri de tip nunatak. Lateral, spre ţărm, din câmpurile de gheaţă – icefield – se desprin limbi glaciare – icestromuri; din acestea din urmă de sub iceberguri. Viteza de deplasare a gheţarului de tip groenlandez – în interior viteza este de ordinul zecilor de m/an, iar lateral, de ordinul sutelor de m/an. Specifice sunt acumulările de cenuşă vulcanică (provenită din Islanda), ce formează strate numite krioconite; morenele lipsesc. Bilanţul gheţurilor este negativ.

- Gheţarul de tip islandez; ocupă ⅛ din insulă. Este alcătuit din mai mulţi gheţari ce sau format prin unire a o mică platoşă (platou) cu înălţimea de 2 km, având limbi glaciare cu lungimi de până la 200 – 300 m. Caracteristica acestor gheţari este constituită de faptul că se gasesc în vecinatatea unor regiuni de erupţie vulcanică; astfel, masa de gheaţă este parţial topită, rezultând un tip aparte de curgeri ce conţin apă, bucăţi de gheaţă şi materiale vulcanice, care induc un grad ridicat de risc geomorfologic (potenţial de modelare) dar şi hidrologic (inundaţii). De asemenea, gheţarul islandez prezintă o reţea bogată de râuri şi lacuri (aceeaşi cauză, menţionată anterior); sunt numeroase morene, iar bilanţul gheţurilor este negativ.

- Gheţarul de tip Spitzberg; este compus din gheţari montani ce se contopesc cu gheţari de calotă. Morenele existente se îmbină la rândul lor. Reprezentativă este apariţia reliefului de fiordurui. 111

Relieful glaciar de calotă Relieful de eroziune Este rezultatul acţiunii de modelare şi nivelare (exaraţie) a masei de gheaţă, în condiţii de bilanţ glaciar negativ. Principala formă a reliefului de eroziune este fjeldul, o câmpie de eroziune. Prezintă denivelări, iar panta generală, redusă, este dată de direcţia de deplasare a masei de gheaţă a calotei. În cadrul fjeldului, apar mai multe subforme: nunatakurile (martori de

eroziune glaciari); treptele de exaraţie (niveluri create de gheaţă în marginile nunatakurilor; sunt repere ale fazelor de evoluţie ale calotei glaciare); berbecii sau spinările de berbeci (microrelief vălurit, rezultat prin erodarea rocilor mai rezistente); rocile striate (corespund locurilor unde materialele antrenate în deplasarea calotei glaciare scrijelesc fjeldul); blocurile eratice (elemente cu dimensiuni de ordinul metrilor − zecilor de metrii înălţime ∕ diametru, transportate de masa de gheaţă pe distanţe de ordinul zecilor – sutelor de kilometrii; provin din dezagregarea nunatakurilor sau din exaraţia fjeldului); fiordurile (foste văi glaciare invadate de apa mării în sectorul terminal). Geneza fiordurilor – 1. limba gheţarului erodează sub nivelul mării în condiţii de echilibru eustatic şi izostatic; 2. valea glaciară se dezvoltă pe uscat, care coboară însă epirogenetic, iar după topirea gheţii apa mării pătrunde pe secţiunea glaciară inferioară; 3. valea glaciară se dezvoltă de asemenea pe continent, iar nivelul Oceanului Planetar creşte în postglaciar, invadândo.

Relieful de acumulare 112

Deplasarea maselor de gheaţă implică şi transportul materialelor rezultate în procesul de exaraţie, pe care le depun pe fjeld sau la marginea acestuia. Între gheaţă şi rocă în loc se dezvoltă torenţi subglaciari, care preiau o parte din aceste materiale şi apoi le depun la exteriorul calotei; de asemenea, trebuie menţionat că există − şi au un rol important în transportul şi respectiv acumularea elementelor rezultate în urma modelării glaciare – şi cursuri de apă (torenţi, râuri sau lacuri) inglaciare (în interiorul masei de gheaţă) şi supraglaciare (la suprafaţa masei de gheaţă). După topirea calotei glaciare, sau în urma împingerii efectuate de marginile calotei, rezultă o serie de forme acumulative – morenele. Tipologia formelor reliefului de acumulare galciară este mai complexă decât cea reprezentată de formele de exaraţie; se distinge un relief al morenei de fund şi unul aparţinând morenei frontale.

1.Relieful morenei de fund. Morenele de fund sunt reprezentate prin depozite sub formă de movile sau culmi, diseminate în nivelul general al unei câmpii valurite, alcătuite din roci grosiere în amestec cu nisipuri.

- drumlinele sunt culmi asociate cu lungimi de ordinul sutelor de metri − kilometri, lăţimi de ordinul zecilor de metri – sutelor de metri şi înălţimi de până la 50- 70 m. Se găsesc în regiunile exterioare ale masei calotei; prezintă desfăşurare pe direcţia de deplasare a gheţii; sunt alcătuite din materiale grosiere, acoperite de elemente mai fine (nisip, pietriş).

-osarele reprezintă coline, dealuri individuale; dimensiuni – lungimi de ordinul kilometrilor, lăţimi de ordinul sutelor de metrii, înălţimi de ordinul metrilor – zecilor de metri. Sunt create de torenţii subglaciari şi/sau inglaciari; aceştia preiau materialul nisipos pe care îl transporta şi îl acumulează treptat sub forma unor conuri care se îmbracă.

-kamesurile sunt movile cu diametrul cuprins între 100 m şi 1.000 m; înălţimile sunt de până în 40 m – 50 m. Sunt alcătuite din nisipuri argiloase. Se 113

formează în microdepresiunile de deasupra masei de gheaţă; după topi rea acesteia, materialele ajung pe suprafaţa terenului, rezultând movile individuale.

2. Relieful morenei frontale. - salpauselka sunt valuri de materiale rezultate din împingerile exercitate de marginile calotei glaciare; sunt tipice în Finlanda. În Europa, din Polonia şi până în Rusia, sunt trei astfel de şiruri de materiale morenaice, ce marchează cele trei perioade galaciare. Sunt alcătuite din materiale eterogene, grosiere, ce alternează cu elemente fine. Dimensiuni – înălţime sub 100 m, lungimi de ordinul sutelor de kilometrii. - pradolinele reprezintă forme de relief negativ, depresiuni ce se afla între şirurile acumulative ale morenei fronta le. În cadrul lor se regăsesc depo zite fine, argilo – nisipoase. În lungul acestor culoare se canalizează văile actuale. Morfometric, pradolinele sunt comparabile cu morenele de tip salpauselka.

Relieful proglaciar Constituie ansamblul componentelor morfologice care se formează în faţa limbilor glaciare sau a calotelor glaciare, respectiv în faţa morenelor de împingere. Se mai numeşte relief fluvio-glaciar.

- câmpia de sandre; este un relief jos, cu denivelări şi pantă redusă; alcătuită din materiale fine – nisipuri, argile. Agentul morfogenetic este reprezentat de suita de organisme torenţiale sau fluviatile, rezultate din topirea gheţarului; aceştia depun la exteriorul masei de gheaţă acumulări de tipul conurilor (de dejecţie sau aluviale), galcisurilor sau piemonturilor. În sectoarele joase se formează lacuri şi dune (exemplu: Câmpia Germano-Poloneză).

- zoliile; forme ale microreliefului proglaciar, întâlnite în cadrul câmpiilor de sandre. Sunt depresiuni de mici dimensiuni, cu dublă geneză: datorate curenţilor de apă ce exercită o acţiune turbionară; datorate blocurilor de gheaţă menţinute în masa 114

nisipo – argiloasă, ce se topesc mai greu ( termocarst). Zoliile pot adaposti lacuri proglaciare.

RELIEFUL PERIGLACIAR

Complex morfoclimatic ce apare şi se dezvoltă în regiunile reci, lipsite de gheţari, de la latitudinile din zona cercurilor polare, sau, în sens altitudinal, în etajul cuprins între limita zapezilor veşnice şi limita superioară a vegetaţiei arborescente; se adugă şi un sector – tot în sens altitudinal ,aflat în munţi (vârfuri, creste), deasupra 115

gheţarilor (hionosferei). Agentul morfogenetic principal este îngheţ – dezgheţul; secundar – nivaţia. Altă denumire folosită în literatura geomorfologică – relieful crionival. Biogeografic, relieful periglaciar acoperă zona de tundră, respectiv etajul montan alpin. În pleistocen, aria de dezvoltare a sistemului morfogenetic periglaciar era mult mai mare (cea mai mare parte a Americii de Nord, Europa Centrală, Siberia, Munţii Anzi, Africa de Nord – Munţii Atlas).

Nuanţe ale climatului periglaciar - climatul arctic continental (în Siberia, Alaska, nordul Americii de Nord); caractere generale – precipitaţii puţine (200 – 300 mm/an); temperaturi coborâte; ierni lungi; cantităţi reduse de zapadă; orizont îngheţat permanent (pergelisol). - climatul arctic oceanic (în regiunile insulare din Norvegia, Groenlanda, nordul Siberiei, Islanda); caracteristici -îngheţ – dezgheţ activ o perioada mai lungă din an; veri mai lungi; existenţa pergelisolului. - climatul rece oceanic (în insulele emisferei sudice); se caracterizează prin precipitatii mai bogate şi absenţa pergelisolului. - climatul alpin prezintă două variante: - varianta temperată (la altitudini de peste 1800 m); cantitatea medie anuală de perecipitaţii este de 1000 mm; lipseşte pergelisolul; 7 – 8 luni/an temperaturile medii sunt negative. Procese: dezagregarea (ca urmare a variaţiilor termice diurne) şi acţiunea mecanică a zăpezii. - varianta tropicală (la peste 3000 m altitudine); precipitaţii mai bogate; îngheţul patrunde puţin în adâncime.

Sistemul de modelare periglaciar (procese modelatoare periglaciare)

116

1. Îngheţ – dezgheţul. Variaţiile de temperatură sub formă de îngheţ – dezgheţ reprezintă un agent de modelare cu strictă condiţionare climatică; astfel, de nuanţa climatică depinde profunzimea până la care pătrunde îngheţul şi ciclicitatea îngheţ – dezgheţului (mai importante sunt ciclurile diurne). De asemenea, amplitudinea îngheţ – dezgheţului ca agent morfoclimatic periglaciar, este în funcţie de caracteristicile rocii ;din acest punct de vedere există roci macrogelive (cele care reacţionează rapid la acţiunea cuplului de agenţi) şi roci microgelive (acestea raspund mai lent la îngheţ – dezgheţ). Importanţa mare asupra efectelor îngheţ – dezgheţului prezintă cantitatea de apă încorporată în rocă înaintea îngheţului (cu cât aceasta este mai mare, cu atât efectele gerului vor fi mai mari). Se adaugă, în fine, rolul vegetaţiei. Datorită mecanismelor pereche, rolul şi efectele îngheţului vor fi tratate separat.

- Îngheţul . Rezultatele manifestării îngheţului:formarea unui strat de polei la suprafaţa orizontului afectat de îngheţ; pip krake- coloane de gheaţă ce alcătuiesc un strat buretos in depozitul de alterări; lentile gheaţă sub formă de strate la adâncimi mai mari;pene de gheaţă - crăpături cu apă care îngheaţă, ce pornesc de la suprafaţă şi ajung în profunzime; apofize - gheaţă în apropierea pergelisolului.Tendinţa generală a proceselor în stratul afectat de acţiunea îngheţului- apa care îşi măreşte volumul; apar tensiuni, se exercită presiuni asupra materialelor din jur, astfel încât apar ondulări, plierea materialelor din depozit; în timp se formează crăpături iar rocile sunt sfărâmate.

- Dezgheţul . Intervine rolul apei, eliberată în urma topirii gheţii. Apare în primul rând solifluxiunea (deplasarea porţiunii dezgheţate şi îmbibate cu apă pe patul reprezentat de masa încă îngheţata). Stratul care se dezgheaţă prezintă densităţi diferite, atât în suprafaţă cât în adâncime; ca urmare, rezultă o serie de curenţi ce antrenează în circuite materialele din depozitul dezgheţat: elementele fine sunt ridicate, cele grosiere coborâte. Tendinţa generală este aceea de triere a materialelor.Efectele dezgheţului depind de mai mulţi factori, dintre care importanţă mai mare au: adâncimea pe care s-a produs dezgheţul; mărimea volumului de apă 117

disponibilizată; numărul şi tipul ciclurilor îngheţ- dezgheţ; prezenţa pergelisolului.

2. Nivaţia . Este procesul periglaciar generat de activitatea zăpezii.Acţiunea acestui agent se desfăşoară prin intermediul a trei mecanisme: mecanic, gravitaţional, chimic. - Acţiunea mecanică de eroziune a zăpezii se desfăşoară prin intermediul

avalanşelor. Ele se produc iarna şi primăvara, în zilele însorite ce survin imediat după căderea unor cantităţi importante de zăpadă. Cauze declanşatoare: prăbuşirea unor blocuri; cutremure; sunete puternice; autovehicule; turişti. Tipuri de avalanşe: umede; uscate. În timpul avalanşelor sunt transportate materiale (blocuri), spre baza versantului; dacă procesul se repetă pe acelaşi aliniament rezultă culoare (ulucuri) de avalanşă. - Acţiunea gravitaţională are loc prin tasare, fiind exercitată de acumulările de zăpadă pe suprafeţele cvasiorizontale; rezultă o zăpadă grăunţoasă, care presează asupra depozitului sau rocii, iar în timp apare o microdepresiune – nişa nivală. Când nu este troienită, zăpada protejează solul de îngheţ. - Acţiunea chimică a zăpezii, prin dizolvare sau alterare, are loc la trecerea apei din stare solidă în stare lichidă.

3. Eolizaţia. Proces determinat de acţiunea vântului, care spulberă (transportă) zapadă, nisip şi praf; cu această încărcătură vântul izbeşte versanţii, creând alveole şi nişe sau acumulează zăpada (troienire).

4. Eroziunea fluviatilă (fluvioperiglaciaţia). Se realizează o distincţie între şiroire şi acţiunea apelor cu scurgere permanentă. Şiroirea actionează primăvara, pe pante de peste 10˚, rezultând în principal rigole şi ravene. Acţiunea apelor curgătoare (permanente) poartă propriu – zis numele de fluvioperiglaciaţie; se caracterizează prin ape mari de vară şi geneza teraselor f luvioperiglaciare.

118

Structuri şi depozite periglaciare

1.Structuri periglaciare majore. Apar acolo unde îngheţul este profund, pe adâncimi de ordinul sutelor de metrii. Aici se dezvoltă două orizonturi – unul care se dezgheaţă vara (molisol) şi unul permanent îngheţat (pergelisol).

- Molisolul . Prezintă adâncimi cuprinse între 1 şi 6 – 7 m. În cadrul lui se produc diurn îngheţ – dezgheţuri. Deoarece sensul îngheţului este acelaşi cu sensul dezgheţului (de sus în jos), la un moment dat va exista un strat dezgheţat prins între două strate îngheţate; apar astfel tensiuni, presiuni, generate de trei cauze: - datorită stratului de adâncime, îngheţat permanet, care opune rezistenţă. - datorită lentilelor de apă care îngheaţă în interiorul stratului dezgheţat, mărindu-şi volumul. - datorită stratului îngheţat de le suprafaţă care avansează de sus în jos. Urmare a tensiunilor şi presiunilor care apar prin mecanismele enumerate, rezultă două tipuri de elemente componente ale structurii molisolului:

ondulările

(involuţiile); crăpăturile (penele de gheaţă).

- Pergelisolul . Atinge în profunzime până la 600 – 700 m; alte denumiri merzlotă; permafrost. Tipuri de pergelisol: - epigenetic= pergelisol format dinspre suprafaţă înspre adâncime, prin transmiterea treptată a îngheţului.

- sinegetic = pergelisol format la gurile de vărsare ale marilor fluvii, care transportă şi depun cantităţi importante de materiale aluvionare care îngheaţă anual pe şarje, unele peste altele; se mai numeşte pergelisol de deltă periglaciară.

- fosil = pergelisol format în pleistocen la marginea sudică a zonei periglaciare (în taiga); în perioada formării prezintă grosimi foarte mari, astfel încât încălzirea 119

holocenă nu l-a afectat în întregime. Adăposteşte exemplare îngheţate, complet conservate ale unor mamifere cuaternare (exemplare – mamutul lânos, Whooly Mamouth în Siberia).

2.Depozite periglaciare. Reprezintă rezultatul manifestării proceselor de îngheţ – dezgheţ şi eolizaţie. Cele din urmă, fac ca aceste depozite să fie întâlnite la periferia zonei periglaciare, sau chiar în afara ei. Forme: - dunele nivoeoliene. - acumularile (depozitele) de nisip şi argilă. - loessul. - depozitele loessoide (depozite de versant transformate, cu porozitate mare şi structură columnară); exemplu – depozitele loessoide de pe terasele înalte (4 - 7) ale văilor din Subcarpaţii de Curbură, ce funcţionează ca depozite de acoperire postgenetice (ating 10 – 12 m grosime, pe terasele înalte, 5 – 6, ale Văii Dâmboviţa).

Formele reliefului periglaciar

Pot fi grupate după agenţii care le-au sculptat şi după locul în care s-au format, aici incluzând roca şi tipul de climat. Clasificarea care s-a impus însă, este aceea după pantă; asfel, sunt studiate diferenţiat: forme ale reliefului periglaciar pe suprafeţe înclinate; forme ale reliefului periglaciar pe suprafeţe orizontale.

1.Forme periglaciare pe suprafeţe înclinate . Principalul agent modelator este îngheţ – dezgheţul, iar principala condiţie favorizatoare este aceea că roca să fie descoperită de vegetaţie. Rezultatele sunt evidente atât la nivelul reliefului major, cât şi la cel al microreliefului. În ceea ce priveşte formele mari ale reliefului în urma modelării periglaciare specifice, se vor distinge: 120

- versanţi cu pantă accentuată, chiar abrupturi, dezgoliţi de materiale şi vegetaţie. - conuri, trene, poale de grohotişuri, acumulate la baza versanţilor. - interfluvii fragmentate, ascuţite cu relief ruiniform: turnuri, coloane, ace, creste, portiţe, arcade, babe (ciuperci), sfincşi. Dintre microformele periglaciare pe suprafeţe înclinate, caracteristice sunt: - blocurile oscilante; elemente cu dimensiuni variabile şi forme în general rotunjite, sferice, detaşate prin îngheţ – dezgheţ, în nivelul versanţilor sau chiar al interfluviilor, dezgolite de vegetaţie. Rămân intervale variabile de timp într-un echilibru instabil; pe masură ce eroziunea le izolează tot mai mult, blocurile cad gravitaţional la baza versantului (prăbuşirea poate fi cauzată şi de avalanşe, cutremure). Exemplu – Muntele Jepii Mari (Munţii Bucegi). - blocurile glisante; blocuri oscilante, desprinse din versanţi sau creste ruiniforme, ajunse gravitaţional la poalele abruptului, în treimea cu panta cea mai redusă. Mecanismul glisării este generat tot de procesul de îngheţ – dezgheţ, în condiţiile unui substrat cu granulaţie fina (depozit glaciar sau periglaciar). Blocul, care se deplasează lent în timpul dezgheţului, împinge materialul din faţă (din avale), rezultând un val nisipo – argilos (burlet); în timp, poate căpăta dimensiuni mai mari (lungime de ordinul metrilor, înălţimi de ordinul zecilor de centimetrii) şi se poate fixa cu vegetaţie ierboasă. În centrul valului, pe aliniamentul de deplasare al blocului glisant, se formează o microdepresiune. Exemplu – blocul glisant de pe versantul stâng al Văii glaciare Ialomiţa (Munţii Bucegi). - blocurile ordonate (grezes litee) grohotişuri cu dimensiuni diferite, dispuse în strate alternante, ce reflaectă succesiunea fazelor cu intensitate diferită a îngheţ – dezgheţului (stratele cu grohotişuri mărunte indică un îngheţ – dezgheţ puternic). - râurile de pietre; dacă blocurile, în oarecare dintre formele sub care apar, se dezvoltă mai ales în munţii flişului (foarte frecvente pe conglomerate), râurile de pietre sunt tipice pe şisturi cristaline (Munţii Făgăraş, Munţii Retezat – Godeanu, 121

Munţii Leaota). În urma îngheţ – dezgheţului, materialele de pe versanţii cu înclinare ridicată, se deplasează în dublu sens: către avale şi către porţiunile ce formează aliniamente negative; urmărindu-le pe acestea, elementele de desprindere nu formează grohotişuri ci se ordonează asemanător râurilor, dau confluenţe, uneori dezvoltând mici bazine de acumulare, de unde numele atribuit – torenţi de pietre. - treptele de altiplanaţie; asemănătoare teraselor (prezintă pod şi frunte), treptele de altiplanaţie sunt rezultatul manifestării proceselor de îngheţ – dezgheţ şi de nivaţie. Apar în masivele cu strate ce alternează ca umplutură petrografica, podul dezvoltandu-se la nivelul stratelor cu rezistenţă mai mare la îngheţ – dezgheţ, iar fruntea în dreptul stratelor cu roci macrogelive. De asemenea, treptele de altiplanaţie se pot forma şi în versanţi omogeni, prin dezagreagarea în dreptul rupturilor de pantă, inflexiunilor morfogenetice. - potecile de vite; aliniamente de degradari în pătura înierbată, dezvoltate în lungul curbelor de nivel. Sunt generate de acţiunea de tasare a copitelor (ovine, mai puţin bovine), cel mai adesea în lunile mai – iunie. În timp, dacă păşunatul continuă pe aceleaşi trasee, poate să apară o degradare destul de intensă a versanţilor, accentuată la începutul primăverii de alunecarile superficiale. - nişele nivale (scochine); microdepresiuni circulare sau ovale, rezultate în urma procesului de tasare exercitat de zăpada troienită. În apariţia lor şi în forma pe care o capătă, un rol important prezintă orientarea versanţilor şi direcţia dominantă a vântului. Se dezvoltă pe pante cu înclinări mai reduse. - semipilniile nivale; la partea superioară a versanţilor, acolo unde relieful permite acumularea zăpezii, ce se poate transforma în gheaţă (neve). Exemplu: Munţii Bucegi, Baiu, Ciucaş. - culoarele de avalanşă; ulucuri cu pantă mare generate de producerea avalanşelor pe aceleaşi aliniamente. Cel mai adesea îşi au srcinea în spaţiul de sub semipilniile nivale.Vara funcţioanează ca artere de drenaj pentru scurgerea fluvio – torenţială, în sectorul de organizare al acesteia. În perimetrul de debuşare, materialele 122

antrenate în avalanşă, sunt depuse în depozite acumulative sub formă de potcoavă. - potcoavele nivale; reprezintă acumulări de grohotişuri sub formă semicirculară la baza versanţilor cu avalanşe şi dezagregări. În interior conţin o microdepresiune, iar acestea pot cantona lacuri de potcoavă nivală. - gheţarul de grohotiş; la poalele versanţilor cu frecvente avalanşe, reprezentând îngrămădiri de gheaţă şi gelifracte. Dimensiuni de ordinul sutelor de metrii lungime / lăţime, zeci de metrii înălţime. Gheţarul de grohotiş poate fi actual sau un fragment de ghetar montan fosil; prezintă o limbă glaciară în retragere.

2. Forme periglaciare pe suprafeţe orizontale. Se clasifică în funcţie de mai multe criterii; mai importante sunt: legăturile pe care le prezintă cu formele (structurile) de profunzime, formă şi dimensiuni, stadiu evolutiv. - solurile poligonale; reprezintă rezultatul procesului de îngheţ – dezgheţ. Dimensiuni în diametru cuprinse între zeci de centrimetrii – zeci de metrii; apar în regiunile unde există pergelisol. Morfologic, sunt crăpături ce alcătuiesc în plan forma geometrică a unor poligoane regulate (de cele mai multe ori pentagon sau hexagon); crăpăturile sunt umplute cu materiale grosiere sau gheaţă, în timp ce spaţiul din interiorul poligonului este bombat şi acoperit de elemente mai fine. Geneza şi evoluţia solurilor poligonale. În perioadele cu îngheţ puternic se dezvoltă în suprafaţă crăpături cu adâncimi de până la 1 m; acestea au tendinţa de a se uni (o formă poligonală cât mai regulată indică instalarea unui stadiu de echilibru dinamic). La dezgheţ, apa rezultată umple crăpăturile, dar diferenţele de densitate existente duc la formarea unor curenti ascendenţi ce împing elementele grosiere la suptafaţă. La îngheţul următor, apa din crăpături îngheaţă; rezultă o serie de tensiuni orientate dinspre crăpături înspre interiorul poligonului; apare astfel bombarea părţii superioare a interiorului poligonului şi împingerea materialelor grosiere deasupra crăpăturilor, mai coborâte, umplute cu gheaţă. La dezgheţ, pietrele împinse la suprafaţă intra pe crăpături şi coboară pe acestea; în interiorul poligonului rămâne doar materialul fin (apare în timp o triere a elementelor). 123

Cercetările au pus în evidenţă, legături existente între solurile poligonale şi alte procese şi respectiv forme periglaciare, precum pip-krake-ul. - macropoligoanele; sunt soluri poligonale cu structuri mai complexe (interiorul poligonului poate prezenta ondulări, văluriri) şi dimensiuni mult mai mari (peste 100 m). - cercurile de pietre; forme sferice, generate de acţiunea de triere a materialelor impusă de îngheţ – dezgheţ. Circumferinţa cercului de pietre este înălţată şi marcată de prezenţa materialelor grosiere, spaţiul interior fiind mai coborât şi umplut cu elemente fine. Dacă panta depăşeşte 5 – 10˚ înclinare, structurile vor fi deformate, alungite (cercurile se vor transforma în elipse).Dimensiuni de ordinul metrilor în diametru. Exemple – cercurile de pietre din Muntii Leaota. - solurile striate; reprezintă un stadiu evolutiv mai înaintat al solurilor poligonale (o alungire a acestora datorată proceselor de modelare ce intervin din cauza pantei mai mari). Sunt fâşii paralele de material fin ce alternează cu fâşii de material grosier. Genetic – evolutiv, formarea solurilor striate este asemănătoare cu cea a solurilor poligonale. Diferenţierea celor doua forme apare la dezgheţ când, din cauza pantei ceva mai accentuate, se dezvoltă procese de deplasare gravitaţională de tipul solifluxiunilor, rostogolirilor, curgerilor; acestea desfiinţează crăpăturile cu poziţie transversală pe pantă, pe care le umplu cu elemente fine, acestea fiind cele care sunt antrenate mai uşor în deplasările gravitaţionale, in final rezultând benzile de materiale, paralele dar alternante ca dimensiuni ale elementelor componente. Solurile striate pot să apară şi în urma evoluţiei prin alungire a cercurilor de pietre. - câmpurile de pietre (mările de pietre); acumulări dezordonate de roci dezagregate prin îngheţ – dezgheţ. Cele mai favorabile creării acestui microrelief sunt rocile dure, care raspund rapid îngheţ – dezgheţului, de tipul şisturilor cristaline. Exemple: Munţii Retezat – Godeanu, Parâng. - pavajul nival; reprezintă acumulari ordonate de grohotişuri plate sau aproape plate (lespezi), deci rocile care favorizează aceste tip de microrelief sunt tot cele din 124

categoria şisturilor cristaline; exemplu: în Munţii Leaota, pavaj nival pe şisturi cristaline ale seriei din Leaota. Dispoziţia lespezilor este pe suprafaţa cea mai mare a acestora, sub forma de pavaj, în urma procesului repetat de îngheţ – dezgheţ; la îngheţ, gelifractele sunt uşor ridicate, iar la dezgheţ, acestea coboară, chiar se afundă uşor, aşezându-se pe latura (baza) plană cu suprafaţa cea mai mare, în tendinţa de realizare a unui echilibru. - movilele de pământ si gheaţă;

1. movilele de pământ (movile înierbate, marghile); formaţiuni cu aspect de muşuroi şi dimensiuni de până la 1 m lăţime/lungime şi 0,5 m înălţime, ce se dezvoltă în pătura de sol. Apar prin procesul de îngheţ – dezgheţ. În structură, prezintă materiale fine (argile, nisip), dar pot avea în interior şi un nucleu reprezentat de un element grosier (galet, bolovan). Movilele sunt îmbracate în vegetaţie (muşchi, ierburi). Evolutiv, se dezvoltă până la atingerea unui prag maxim, apoi se degradează (apar crăpături, se sparg, se golesc sau chiar sunt înlăturate); în locul lor pot rămâne cercuri de noroi (ca microdepresiuni sau uşor boltite).

2. movilele de mlaştină (de turbă); se întâlnesc în solurile de tip turbă (turbă de rogoz, turbă de muşchi de rogoz), în mlaştini. În dimensiuni, prezintă ordine de mărime asemănătoare movilelor înierbate. Genetic, movilele de mlaştină, reprezintă un microrelief biogen – ele apar ca urmare a creşterii diferenţiate a vegetaţiei, respectiv a formaţiunii de turbă. Rolul îngheţ – dezgheţului este secundar – evident în creşterea în dimensiuni a movilelor.

3. movilele de gheaţă (hidrolacoliţii) ; au dimensiunile cele mai mari şi prezintă mai multe subtipuri:

- movile de mlaştină cu miez de gheaţă; prezintă toate caracteristicile menţionate anterior pentru movilele de mlaştină. Diferenţa constă în faptul că movilele de mlaştină cu miez de gheaţă au un nucleu alcătuit din gheaţă, permanent îngheţat. Astfel, ele se întâlnesc chiar şi în exteriorul regiunilor cu pergelisol sporadic (exemplu – Munţii Caledoniei din Suedia). Menţinerea acestui miez de gheaţă şi în 125

sezonul cald este favorizată de proprietăţile izolatoare din punct de vedere termic al turbei. Unii cercetători (J. Lundqvist), diferenţiază movile denumite pounnikos, movile de mlaştină cu miez de gheaţă ce cresc mai mult în dimensiuni datorită îngheţului repetat.

- palsa (palsasurile); valori dimensionale mai mari – lungimea maximă 100m (cel mai frecvent 20 m), lăţimi de 10 – 20 m (maxim 25 – 30 m), înălţimi de 3 – 4 m (maxim 5 – 6 m) şi grosimi de cel puţin 7 m. Geneza lor necesită prezenţa depozitelor mlaştinoase superficiale, dar nu şi a pergelisolului(în subregiunea subarctică cu latitudini de până la 70˚ şi relief depresionar). În structură există două orizonturi: un nucleu îngheţat (gheaţă şi sol îngheţat); un înveliş alcătuit din turbă din muşchi de rogoz uscată, acoperit de vegetaţie ierboasă sau arbustivă şi afectat de crăpături. Lateral, moviele de tip palsa sunt înconjurate de un aliniament microdepresionar, inelar, mai umed. Adesea, formaţiunile palsa se asociază în complexe, pe lungimi de ordinul sutelor de metrii. În finalul evoluţiei, apare degradarea movilei, marcată de topirea miezului îngheţat şi prabuşirea învelişului de acoperire; în locul palsa, rămâne o depresiune umedă; dacă movila a avut dimensiuni mai mari şi a existat un timp mai îndelungat, un lac de dezgheţ.

- pingo (pingourile); reprezintă movilele cu dimensiunile cele mai mari şi cu evoluţia cea mai complexă. Morfometric – grosimea maxima 100 m (din care înălţime peste suprafaţa topografică 60 – 65 m, adâncime 30 – 35 m), lungime de ordinul sutelor de metrii, cel mai frecvent 200 – 400 m. Morfografic, prezintă formă de con, numit dom sau calota. Structural, sunt alcătuite din gheaţă pură de tip pergelisol, formată prin injecţie, acoperită cu un strat sub ţire de sol mineral. Geneza gheţii – gheaţă de tip pingo, se formează prin injecţia apei sau a materialelor fine îmbibate cu apă, prin spaţiile neîngheţate ale molisolului, de jos în sus, între roca de bază (sau pergelisol) şi solul îngheţat (sau care îngheaţă) de la suprafaţă; ajunsă aproape de suprafaţă, apa îngheaţă. Injecţia apei este generată de existenţa unor presiuni, ce pot fi de mai multe tipuri: presiune criostatică, hidrostatică (arteziană), hidraulică. 126

Pingourile apar atât în zona pergelisolului continuu cât şi în cea a pergelisolului discontinuu (dezvoltarea lor este favorizată de existenţa unui orizont permanent îngheţat, continuu, dar subţire; se adugă condiţia unui molisol în strat gros). Necesită relief preexistent depresionar, cu substrat alcătuit din sol mineral nederanjat îngheţat. Astfel de condiţii se întâlnesc în Groenlanda, Alaska. Tipuri de pingo: pingouri în sistem deschis, pingouri în sistem închis (Muller, 1959). Stadii evolutive ale unui pingo:

- stadiul iniţial; acum are loc ridicarea (arcuirea) apei (împreună cu solul de deasupra), prin îngheţarea progresiva de jos în sus. Această înalţare locală duce la formarea calotei formaţiunii pingo. - stadiul de pingo matur ; relieful de tip con este bine reprezentat. În vârful cupolei, poate să apară un crater, generat de rupturile care apar în procesul de expansiune al pingoului (în dreptul rupturilor, gheaţa se topeşte).

- stadiul de involuţie (degradare) ; este marcat de dispariţia conului, în urma topirii gheţii (pe fondul unor rupturi, fisuri, tot mai accentuate). Locul pingoului va fi luat de o depresiune, ocupată de cele mai multe ori de un lac de dezgheţ cu adâncimi de ordinul metrilor.

Evoluţia reliefului periglaciar

Se face de cele mai multe ori o distincţie între evo luţia formelor de reli ef periglaciar şi evoluţia regiunilor periglaciare.

Evoluţia formelor majore ale reliefului periglaciar 127

- Evoluţia versanţilor se face prin retragerea acestora şi apariţia, în locul lor, a unor largi trepte de glacisuri. - Evoluţia văilor se realizează până la atingerea unui stadiu de vale puţin adâncă însă extrem de largă; eroziunea în adâncime este limitată în favoarea eroziunii laterale din cauza existenţei unui pat de scurgere îngheţat.

Evoluţia regiunilor periglaciare S-a impus ciclul Peltier, ce reprezintă o sinteză intuitivă a observaţiilor de teren în acord cu conceptul periglaciar Lozinski (H. M. French, 2003). L. C. Peltier (1950) (pornind de la teoria lansată mai devreme, în 1946 de K. Bryan) stabileşte un ciclu al eroziunii periglaciare, cu patru secvenţe progresive; finalitatea este data de instalarea suprafeţei de eroziune periglaciara sau crioplanaţie (crioplena). Ciclul Peltier persupune o evolutie cu patru etape: - stadiul iniţial; intrarea regiunii sub incidenţa climatului şi respectiv a modelării periglaciare. - etapa de tinereţe; apar martori de eroziune izolaţi şi stânci crăpate prin îngheţ – dezgheţ în nivelul suprafeţei iniţiale nefragmentate; lateral, încep să se dezvolte suprafeţe de crioplanaţie reduse ca întindere. - etapa de maturitate; din suprafaţa iniţială rămân martori de mici dimensiuni, locul ei fiind luat de suprafeţe extinse de crioplanaţie, cu 20 - 30˚ pantă a versanţilor. Baza acestora este îmbrăcată în materiale de tip congeliturbate (congelifracte), iar către exteriorul regiunii sunt suprafeţe de planaţie laterală. - etapa de bătrâneţe; din vechiul relief rămân evidente suprafeţe extinse de crioplanaţie cu pantă sub 5˚, suprafaţă acoperită de congelifracte de împrăştiere; de asemenea, la periferia masivului periglaciar se distinge suprafaţa de planaţie laterală.

128

RELIEFUL DEŞERTIC

Relief climatic ce se dezvoltă în zonele latitudinale şi etajele montane tropicale şi subtropicale aride şi semiaride. Este un tip de relief ce se formează sub directa incidenţă a climei, deci principalele elemente meteorologice - temperatura şi precipitaţiile – se constituie în importanţi factori de condiţionare. Astfel, aceste reliefuri sunt generate şi evoluează acolo unde precipitaţiile înregistrează valori medii sub 200-300 mm/an, iar temperaturile prezintă variaţii diurne de 60-70 o C. Se adaugă evapotranspiraţia foarte puternică ce conduce la formarea unui deficit de umiditate, rolul vânturilor regulate, puternice şi precipitaţiile ce cad neordonat, în averse. Diferenţieri (nuanţări) pot fi introduse de către curenţii oceanici şi dispunerea marilor lanţuri montane.

Formele reliefului deşertic 1. Relieful creat de procesele fizico-chimice (structurile deşertice). 129

Meteorizarea sau procesele premergătoare eroziunii şi transportului – cum mai sunt denumite –, au evident un rol important în dezvoltarea reliefului regiunilor aride şi semiaride, în condiţiile climatice menţionate şi în lipsa cuverturilor de protecţie – vegetaţia şi depozitul (scoarţa) de alterări. Cea mai importantă este acţiunea dezagregării, apoi cea a dizolvării.

- Relieful de dezagregare. Sunt active trei dintre mecanismele dezagregării, ca proces fizic, mecanic: insolaţia, umezirea – uscarea, cristalizarea. •

În primul rând se remarcă variaţiile termice diurne deosebit de mari; la

nivelul rocii au loc procese de dilatare (ziua) – contractare (noaptea) ce îi slăbesc coeziunea; astfel în rocă apar crăpături, fisuri, iar în final se ajunge la sfărâmarea rocii. Rezultatele sunt două: versanţii abrupţi, ce se retrag permanent având o poziţie paralelă cu cea iniţială dar îşi menţin panta puternic înclinată; grohotişurile, reprezintă materialele dislocate ce se depun în partea inferioară a abrupturilor, sub formă de conuri, poale, trene, glacisuri. De asemenea, pot să apară eluvii, arene, alveole şi nişe, sau creste, coloane, turnuri. Diferitele nuanţări în microrelieful ce se dezvoltă, sunt impuse de pantă, rocă şi structură. •

Rolul dezagregării prin umezire – uscare se manifestă mai rar (în timpul

ploilor) şi izolat (acolo unde apa se poate acumula), dar este semnificativ morfologic. Nu acţionează numai apa din precipitaţii sau cea care stagnează, ci şi apa care se ridică prin capilaritate precum şi apa din rouă sau norii de ceaţă. Acolo unde sunt prezente minerale argiloase, apar diferenţe de volum, date de alternanţa umed/uscat, ce conduc la apariţia crăpăturilor, poligoanele, dar şi a dezagregării sub formă de

exfoliere sau decojire. •

Mecanismul cristalizării presupune de asemenea participarea apei; este legat

în acest fel de procesul fizico – chimic de dizolvare. - Relieful de dizolvare şi cristalizare. Principiul este acela al antrenării în soluţie a diferitelor elemente solubile dizolvate în scurtele perioade umede; apoi, la secetă, soluţia astfel formată se ridică capilar, apa se evaporă, iar elementele minerale 130

cristalizează. Rezultă trei forme principale (structuri) ale microreliefului deşertic:

patina (coajă cu grosimi reduse, de culori închise - până la negru – în func ţie de elementele chimice conţinute, alcătuită din oxizi, de cele mai multe ori de fier, mangan, magneziu;se formeaza pe suprafetele mai ridicate); eflorescenţele (structuri de cristalizare alcătuite din săruri solubile de sulf, clor, sodiu şi potasiu;sunt intalnite in depresiuni); crustele (calcaroase, de gips, mangan sau fier; apar la baza versanţilor şi în depresiuni şi prezintă grosimile cele mai mari). În afara apei încărcate cu săruri minerale solubile care se evaporă şi cristalizează, ce reprezintă mecanismul tipic, în geneza microformelor menţionate, un rol important prezintă si apa izvoarelor minerale ce precipită (pentru eflorescenţe), respectiv apa în scurgere pe versanţi, ce transportă alături de aluviuni, elemente solubile şi săruri minerale ce cristalizează sau recristalizează la baza versantilor şi în depresiuni (importantă pentru cruste). Rolul morfogenetic al patinei, eflorescenţelor, crustelor – în condiţiile absenţei vegetaţiei şi solului, aceste structuri se interpun între acţiunea puternică a agenţilor externi şi roca în loc, direct expusă, rezultând o interfaţă cu funcţie în diminuarea intensităţii dezagregării, dizolvării, deflaţiei, şiroirii, în special în situaţia în care compuşii de cristalizare şi precipitare (ce pot include şi materiale insolubile) sunt cimentaţi.

2. Relieful creat de vânt (relieful eolian). Acţiunea morfogenetică cea mai puternică a vântului – ca fenomen de mişcare a maselor de aer generat de diferenţele de presiune atmosferică – o prezintă deplasările (vanturile) permanente ale aerului, acestea fiind şi cele care dispun de viteze şi intensităţi mai mari, perioade de manifestare mai lungi şi direcţie constantă. Rolul vântului ca şi agent modelator poate fi determinant sau secundar, după cum şi acţiunea sa este singulară sau asociată celei desfăşurate de alţi agenţi morfogenetici. Se adaugă influenţa factorilor pasivi – în principal roca –, care nuanţează acţiunea vântului. Trebuie menţionat că efectele vântului depind de caracteristicile morfometrice şi morfografice ale reliefului. Ca 131

orice agent extern, vântul desfăşoară o triplă acţiune: eroziune, transport, acumulare.

Terminologie. Eroziunea exercitată de vânt se numeşte coraziune. Procesul de transport pe care îl realizează vântul poartă numele de

deflaţie. Materialele acumulate de vânt se

numesc acumulări eoliene (formele elementare dar şi cele mai tipice sunt dunele). - Relieful de coraziune. Procesul de eroziune eoliană constă în mecanisme specifice: izbire şi scobire (smulgere). Ca şi în cazul altor agenţi externi (apei şi gheţii) şi pentru eroziunea exercitată de vânt prezintă importanţă gradul de încărcare cu material solid. Astfel, coraziunea este puternică în vecinătatea suprafeţei terestre (la mai puţin de 0,5m înălţime), are intensitate medie între 0,5 şi 1m de la suprafaţa topografică, mică la înălţimi cuprinse între 1 şi 1,5m şi diminuează treptat până la anulare la peste 1,5m. Materialele ce constituie încărcătura solidă cu care vântul sculptează un relief specific, sunt reprezentate în principal de praf şi nisip; acestea sunt roci necoezive (în lipsa apei sau a unui ciment), alcatuite din particule individuale cu dimensiuni mai mici de 1,5mm în diametru. Contează de asemenea şi tipul (duritatea) nisipului; cel cuarţos are rol mai mare în eroziunea eoliană. Efectul principal al coraziunii este apariţia aşa-numitului relief secundar de

coraziune; este vorba despre un ansamblu de microforme de relief grupate în două categorii: - microforme eoliene negative: alveole, nişe, şanţuri, depresiuni. - microforme eoliene pozitive: vârfuri, stâlpi, coloane, turnuri, creste, sfere, babe (ciuperci), sfincşi, pietre oscilante, pietre şlefuite.

Forme negative ale reliefului secundar de coraziune •

Alveole şi nişe. Sunt rezultatul efectului de izbire a rafalelor de vânt încărcat

cu particule de nisip. Reprezintă microdepresiuni sculptate în pereţii de rocă dură (gresie), verticali sau aproape verticali, expuşi vântului. Prezintă dimensiuni reduse, de ordinul centimetrilor, maxim 1m; cele mai mari scobituri – nişele – ating 10-20cm, mai rar 30-40cm (acolo unde există şi predispoziţie petrografică sau structurală; în 132

aceste situaţii ajung şi la 1-2m; aşa sunt taffonii). Alveolele şi nişele se pot întâlnii izolat sau pot forma asociaţii de microdepresiuni. •

Şanţuri şi depresiuni. Sunt formaţiuni tipice, ce se dezvoltă numai în regim

de modelare eoliană.

- Şanţurile poartă numele de yardanguri. Reprezintă forme negative, iniţial nişte crăpături alungite, în general cu adâncimi de cca 1m (nu depăşesc adâncimea maximă de 2,5-3m) şi lungimi de ordinul zecilor de metrii. Se dezvoltă cu precădere în zonele deşertice în care există, alături de nisip şi materiale argiloase. Formează aliniamente paralele între ele şi în acelaşi timp paralele cu direcţia vântului. Spaţiile dintre aceste şanţuri sunt fixate de vegetaţia ierboasă sau arbustivă (aici este rolul argilei).

- Depresiunile de coraziune. Sunt forme negative mai mari dar în acelaşi timp reprezintă o evoluţie a şanţurilor eoliene. Ca şi în cazul yardangurilor există o condiţionare petrografică: existenţa unor roci mai dure – gresii, marne – peste nisipuri. La nivelul superior al rocii dure rămâne yardangul, iar la nivelul nisipului din bază se formează depresiunea. Ating dimensiuni (lungimi, lăţimi) de ordinul kilometrilor. Evoluţia depinde de gradul de rezistenţă al orizontului de rocă dură.

Forme pozitive ale reliefului secundar de coraziune •

Martori de coraziune eolieni. Sunt forme precum vârfuri, stâlpi, coloane,

turnuri, creste, sfere, babe (ciuperci), sfincşi. Se remarcă, alături de acţiunea vântului şi rolul altor agenţi (apa), respectiv al altor procese (şiroire, procese fizico-chimice). De asemenea, aceşti martori rămân în morfologie şi urmare a substratului petrografic sau structural favorabil, pe fondul căruia se exercită eroziunea diferenţiată. Dimensiunile sunt variabile, în funcţie de tip şi stadiu de evoluţie (de la zeci de centimetrii, la sute de metrii înălţime). •

Pietre oscilante şi pietre şlefuite . La partea superioară a martorilor de

coraziune de tipul coloanelor, turnurilor, ciupercilor sau crestelor se pot individualiza, eventual pe un fond petrografic asigurat de o rocă mai dură, blocuri, pietre singulare, 133

ce rămân o perioadă într-un echilibru precar, instabil – acestea sunt pietrele oscilante. Atunci când eroziunea eoliană (coraziunea conjugată şi cu deflaţia) continuă, piatra rămasă suspendată poate fi desprinsă; ea cade şi cunoaşte o eroziune distinctă la sol, dar tot prin vânt. Se formează în acest mod pietrele şlefuite; forma tipică este piatra şlefuită pe trei părţi – dreikanter (apar prin rostogolirea pietrei pe partea de sub vânt şi şlefuirea pe partea opusă, expusă vântului; procesul continuă şi apa – de regulă – trei feţe astfel erodate). În acest mod pot fi sculptate de altfel orice pietre din deşert, nu numai cele care au evoluat iniţial ca pietre oscilante. Este de menţionat că acţiunea modelatoare a coraziunii se poate cumula în orice moment cu cea a transportului eolian – deflaţia.

- Relieful de deflaţie. Deflaţia este procesul prin care vântul transportă materialele fine. Prezintă adesea caracter de spulberare datorită vitezei mari a rafalelor. De asemenea, în timpul transportului, vântul sortează materialele solide după dimensiuni, însă acest proces nu devine vizibil în morfologie decât după ce materialele sunt acumulate. Transportul eolian se realizează prin (există o anumită corelaţie cu transportul fluviatil): suspensie (materialele mai mici de 0,1mm), saltare (cele cuprinse între 0,2 şi 1mm), rostogolire (elementele cu diametru de 1,1-1,5mm). Este evident că particulele cele mai fine, transportate în suspensie, vor fi deplasate cel mai mult. Materialele supuse transportului eolian provin, în principal, în urma proceselor de dezagregare şi şiroire. Deflaţia este mai activă acolo unde vegetaţia lipseşte în proporţii mai mari; deflaţia depinde de asemenea şi de gradul de îmbibare cu apă al nisipurilor. Principala formă de relief realizată în cadrul procesului de transport eolian este

câmpul de deflaţie sau hamada. Este de fapt o aglomerare de materiale grosiere ce rămân în urma îndepărtării celor mai fine prin deflaţie. Suprafaţa întinsă şi netedă a câmpului de deflaţie poate avea geneză erozivă sau de natură structurală. Sunt cunoscute sub denumiri diferite: reg, serir, sai. Se extind foarte mult în suprafaţă (dimensiuni de ordinul sutelor sau miilor de kilometrii pătraţi). 134

- Relieful de acumulare. Acumulările eoliene sunt mase importante de materiale foarte fine (praf şi nisipuri) rezultate în urma eroziunii şi respectiv a transportului realizate de vânt. Sunt mai multe forme ale reliefului de acumulare create de vânt, formaţiunile elementare fiind însă dunele de nisip. Dunele se caracterizează prin asimetrie, având un flanc concav şi unul convex. Flancul de eroziune (expus vântului) prezintă întotdeauna pantă mai mică (sub 20o) decât flancul de acumulare,adăpostit (peste 30o). Prezintă formă şi dimensiuni ce variază în funcţie de poziţia (perpendiculară sau paralelă) pe care dunele o au faţă de direcţia dominantă a vânturilor. Dunele se regăsesc (cu diferite aspecte morfologice, dimensionale şi în proporţii diferite) în cadrul câmpurilor de acumulare eoliană, cel mai cunoscute sub denumirea dată în Sahara, aceea de erguri.

Tipuri de dune. Principalul criteriu al acestei ierarhizări este cel morfologic (forma în plan) şi poziţia faţă de direcţia vânturilor. Se asociază însă şi diferenţe în nivelul parametrilor morfometrici precum şi în ceea ce priveşte geneza şi stadiul de evoluţie.

- Dunele incipiente (embrionare). Reprezintă mai mult un stadiu, o etapă, în geneza dunelor de nisip. Se mai numesc riduri sau ondulări. Acestea au şi dimensiunile cele mai reduse (lungimi de ordinul zecilor de centimetrii); se dezvoltă pe aliniamente perpendiculare pe direcţia vântului. Prezintă o dinamică extrem de rapidă.

- Dunele de obstacol. Apar sub forma unor movile alungite, situate în conul de protecţie oferit de către un obstacol (arbuşti, roci) faţă de vânt. Au dimensiuni de ordinul metrilor. Schimbarea direcţiei vântului duce la dispariţia acumulării sau la modificarea poziţiei acesteia.

- Dunele barcane. Se întâlnesc izolat sau pot forma câmpuri de barcane. Sunt asimetrice (un flanc concav şi unul convex) şi se dezvoltă perpendicular pe direcţia vântului (panta de acumulare – concavă – este sub vânt, panta de eroziune – convexă 135

– este în vânt). Prezintă mobilitate mare, îndeosebi laterală. Sunt frecvente în deşerturile Asiei Centrale.

- Dunele parabolice. Prezintă asimetrie inversă barcanelor – panta de acumulare este convexă, iar cea de eroziune este concavă. Se dezvoltă tot perpendicular pe direcţia vântului, iar forma în plan este de asemenea cea de semilună. Au mobilitate mai redusă decât cea a barcanelor, de unde şi posibilitatea mai mare de fixare cu vegetaţie. Panta de eroziune fiind concavă, dunele parabolice tind să evolueze spre forme negative de dimensiuni mai mari, de tipul depresiunilor de deflaţie.

- Dunele longitudinale. Se desfăşoară pe aliniamente paralele cu direcţia vântului. Genetic, apar prin evoluţia dunelor barcane sau parabolice. Aceasta se întâmplă în timpul vânturilor puternice, furtunilor, atunci când una din părţile laterale ale dunei se alungeşte foarte mult. Prezintă lungimi de ordinul zecilor de kilometrii. Între şirurile de dune longitudinale, apar depresiuni, de asemenea alungite, de tipul oazelor.

- Dunele transversale. Apar şi evoluează având desfăşurare perpendiculară pe direcţia vânturilor dominante. Aceasta nu le permite o mare dezvoltare; astfel, prezintă dimensiuni reduse – lungimi de ordinul zecilor de metrii, înălţimi de ordinul metrilor. Pot sau nu să fie fixate de vegetaţie. Se întâlnesc izolate sau în câmpuri de dune transversale. Cele mai frecvente dune transversale sunt dunele litorale; aici ele se dezvoltă perpendicular pe direcţia vânturilor, sub formă de şiruri paralele între ele şi respectiv cu ţărmul.

- Dunele piramidale. Se întâlnesc în locurile unde se formează vârtejuri (turbioane). Vârtejurile de vânt pot să apară datorită prezenţei vegetaţiei sau unor obstacole. Din cauza acestora partea superioară a dunei capătă forma unei piramide. Caracteristică acestui tip de dune este evoluţia rapidă, urmare a unui grad redus de stabilitate.

- Dunele haotice (neregulate). Se dezvoltă acolo unde se întâlnesc vânturi 136

având direcţii diferite. Apar astfel întinderi, uneori cu dimensiuni foarte mari, ocupate de dune ce prezintă poziţii şi forme diferite.

3.Relieful creat de apele curgătoare - Apele în scurgerea neconcentrată, pe versanţi cu diferite înclinări, se încarcă cu materiale şi formează o pânză cu rol mare în eroziune –

pluviodenudarea.

Materialele se acumulează nu neapărat la baza versantului, ci chiar în dreptul unui aliniament cu pantă mai redusă. Rol mai mare în morfogeneză se înregistrează la ploile ce survin după intervale foarte lungi de secetă. - În scurgere temporară concen trată apele dau naştere unor organisme de tipul

şiroirii. Cele mai tipice sunt ravenele. Din alăturarea acestora apar frecvent badlandsuri. - În regiunile morfoclimatice uscate, scurgerea temporară concentrată a apei dă naştere unei forme de relief specifice numai acestor zone morfogenetice – uedul. Pentru că sunt cursuri efemere şi prezintă bazine de recepţie, uedurile pot fi asociate torenţilor. Se diferenţiază însă prin dimensiunile mult mai mari ale uedului (lungimi de ordinul zecilor de kilometrii). De asemenea, prin încărcătura masivă în materiale solide, uedul poate îmbrăca aspecte de curgere; apa se încarcă rapid cu materiale formând o pastă ce capătă în timpul curgerii formă de val, cu înălţimi de până la 2 m. Scurgerea se realizează brusc, exclusiv sub formă torenţială, de viitură (viteză de ordinul km/h sau zecilor de km/h) şi încetează la un interval scurt de timp după oprirea precipitaţiilor. Uedurile nu au punct de vărsare fix (ele alcătuiesc reţeaua hidrografică endoreică). Morfologic, au profil transversal în forma literei ˝U˝ şi profil longitudinal în trepte; sunt largi, puţin adânci şi marginite de maluri abrupte.Aceasta din cauza debitului solid foarte ridicat şi bogat în materiale fine. Uedurile nu vor eroda în adâncime, ci lateral. Datorită eroziuni laterale puternice, mai multe ueduri învecinate, pot sculpta o suprafaţă de eroziune. Materialele transportate de ueduri sunt depuse în depresiuni tectonice (cel mai adesea) sub formă de conuri de acumulare. Îngemănarea acestora duce la formarea 137

câmpiilor de acumulare. Aici se menţin uneori lacuri sărate. Depresiunile de acumulare endoreice poartă denumiri diferite în funcţie de alcătuirea litologică (cele mai multe sunt argiloase, acoperite de o crustă de săruri).

Evoluţia reliefului deşertic Asupra acestei probleme s-au emis mai multe ipoteze (Mac Gee, D.W. Johnson, L. King): ipoteza evoluţiei eoliene; ipoteza evoluţiei prin scurgerea apelor (prin dezvoltarea reţelei hidrografice); ipoteza evoluţiei prin dezagregare. W. M. Davis vorbeşte despre trei etape în evoluţia regiunilor aride şi semiaride.

Etapa iniţială. În acest stadiu eroziunea este activă; se remarcă eroziunea eoliană precum şi cea exercitată de apele curgătoare. Acum se dezvoltă văile de tip ued ce acumulează în depresiuni cantităţi importante de aluviuni. Vântul îndepărtează materialele fine formând erguri întinse; în cadrul lor apare un relief bine reprezentat de dune. Evoluţia dunelor prezintă un stadiu iniţial, acela de dună parabolică sau, după alţi cercetători, de dună barcană şi un al doilea stadiu, de dună longitudinală. Oricum, tendinţa generală este aceea de transformare a dunelor transversale în dune longitudinale.

Etapa intermediară. Apare pe fondul unei scăderi a cantităţii de precipitaţii şi respectiv al unei creşteri a temperaturilor. Astfel, creşte rolul meteorizării (şi în principal al dezagregării mecanice) şi cel al coraziunii în defavoarea eroziunii determinate de scurgerea apelor. Cantităţile de aluviuni aflate în circuitul morfogenetic, vor fi mai mici (urmare a reducerii cantităţilor de precipitaţii şi respectiv a activitatii de pe ueduri), astfel încât, în acest stadiu, se vor dezvolta mai 138

mult hamadele. Se remarcă, urmare a acestor evoluţii morfogenetice, retragerea versanţilor paralel cu ei înşişi.

Etapa finală. Extinderea glacisurilor, urmare a retragerii tot mai accentuate a versanţilor, duce la apariţia pedimentelor şi în final a unei pediplene dominată de martori de eroziune. În literatura geomorfologică se citează posibilitatea apariţiei la zi a pânzelor freatice şi instalarea vegetaţiei.

Tipuri de deşerturi Se detaşează două criterii în această clasificare: criteriul aridităţii şi cel morfologic. Dacă pentru primul criteriu au importanţă exclusivă caracteristicile principalelor elemente meteorologice, în ceea ce priveşte morfologia trebuie ţinută seama şi de aspectele litologice, chiar granulometrice ale deşerturilor, ale materialelor din care acestea sunt alcătuite.

Tipuri de deşerturi după gradul de ariditate. -Deşerturile semiaride. Reprezintă 14% din suprafaţa uscatului Globului. Principala caracteristică este dată de valori medii ceva mai ridicate, de 200300mm/an, ale cantităţii de precipitaţii. Apar la periferia zonei climatice care permite formarea deşerturilor. Înregistrează vegetaţie izolată, distribuită local.

-Deşerturile aride. Ocupă 15% din suprafaţa uscaturilor terestre. Precipitaţiile înregistrează medii anuale cu valori situate sub 200mm. Se caracterizează prin lipsa vegetaţiei. Unii autori disting deşerturi aride calde (Sahara) şi deşerturi aride reci (Tibet).

-Deşerturile hiperaride. Suprafaţa lor, mult mai restrânsă, reprezintă 4% din cea continentală. Tipice le sunt ploile extrem de rare (nu se pot calcula medii multianuale) şi lipsa vegetaţiei. Există deşerturi hiperaride continentale (Valea Morţii) şi deşerturi hiperaride litorale (Atacama). 139

Tipuri de deşerturi după morfologie -Deşerturi muntoase. Se dezvoltă în etajele montane cu climă tropical aridă din Africa, Asia Centrală. Specific este relieful secundar, ruiniform, dat de creste, abrupturi, grohotişuri, coloane, turnuri, ace. Procesele determinante sunt dezagregarea, şiroirea şi mai puţin eroziunea eoliană; acestea conduc la retragerea continuă, accelerată, a versanţilor.

-Deşerturile de podiş (de pediplenă) . Sunt câmpii de eroziune alcătuite din asocierea pedimentelor, din loc în loc cu inselberguri; de asemenea, pot fi suprafeţe structurale sau petrografice. În Australia, Asia de Vest, Africa. În microrelief se impun întinderile pietroase – hamadele. Procesele dominante sunt deflaţia şi coraziunea.

-Deşerturile de depresiuni (bazine) endoreice. Se întâlnesc atât în Africa (Sahara), cât şi în Asia Centrală. Relieful specific este cel al câmpurilor de acumulare eoliană (ergurilor), crustelor şi lacurilor sărate. În morfodinamică se impun procesele de meteorizare şi deflaţie. După morfologie şi microrelief, se pot distinge deşerturi de depresiuni endoreice nisipoase şi deşerturi de depresiuni endoreice argiloase.

140

GEOMORFOLOGIE PETROGRAFICĂ ŞI STRUCTURALĂ

Roca şi structura reprezintă factori ce influenţează dezvoltarea reliefului, determinând anumite caracteristici, mai ales în fizionomia lui. Ele nu creează relief – sunt factori pasivi ai modelării – dar au un rol hotărâtor în imprimarea trăsăturilor acestuia. Roca şi structura se reflectă într-o anumită morfologie a văilor, versanţilor şi interfluviilor sau în individualizarea unor forme de relief care apar numai pe roca respectivă sau pe structura respectivă.

GEOMORFOLOGIE PETROGAFICĂ

141

Cuprinde totalitatea formelor de relief care prezintă caracteristici aparte, impuse de rocă.

Proprietăţile rocilor. Dintre proprietăţile mecanice, fizice sau de natură chimică ale rocilor, există câteva cu rol mai important în modelare şi respectiv în apariţia unor reliefuri specifice anumitor roci. Acestea sunt: duritatea, textura, omogenitatea, permeabilitatea, solubilitatea. Duritatea reprezintă gradul de rezistenţă al rocii la atacul agenţilor externi. Din acest punct de vedere, există următoarele clase de roci: - roci cu duritate mare – şisturile cristaline, granitul. - roci dure – calcarul. - roci cu duritate medie – gresii, conglomerate. - roci friabile – argile, marne. - roci foarte friabile - nisipul (este singura rocă necoezivă). De menţionat este faptul că una şi aceeaşi rocă răspunde în mod diferit la atacul agenţilor externi, în funcţie de climatul în care evoluează. De exemplu calcarele – se comportă ca roci dure în climatele temperat şi rece şi respectiv ca roci friabile în climatele calde şi umede (ecuatorial, subecuatorial, musonic).

Textura pune în evidenţă un anumit mod de dispunere a componentelor rocii, într-o reţea ordonată sau mai puţin ordonată. Astfel, avem roci cu textură şistoasă (şisturile cristaline, şisturile sedimentare), roci cu textură fluidala (rocile vulcanice), roci cu textură masivă (granitul). O rocă cu textură neordonată, cu planuri de şistuozitate, este mai uşor atacată de agenţii externi, de exemplu de către dezagregare.

Omogenitatea se referă la alcătuirea rocii. Există omogenitate fizică şi omogenitate chimică. Din punctul de vedere al omogenităţii, rocile pot fi omogene sau neomogene. - roci omogene fizic – granitul, nisipul, gresia. - roci neomogene fizic – conglomeratul, calcarul. 142

- roci omogene chimic – calcarul, sarea. - roci neomogene chimic – şisturile cristaline, granitul.

Permeabilitatea reprezintă permisivitatea rocii faţă de circulaţia apei; depinde de porozitate. Sunt două categorii de roci: permeabile şi impermeabile. O rocă poroasă are permeabilitate mare şi rezistă astfel mai mult la eroziunea exercitată de apă pentru că aceasta se infiltrează (aşa sunt gresiile şi conglomeratele, nisipul). Pe o rocă impermeabilă (argile, marne), acţiunea mecanică de denudare a apei este mult mai puternică; pe aceste roci şiroirea şi torenţialitatea se dezvoltă cel mai intens.

Solubilitatea redă gradul de dizolvabilitate al unei roci de către apă. Sunt roci solubile (calcar, sare, gips) şi roci insolubile (granit). Proprietăţile rocilor se manifestă în funcţie de climat; în climatul ecuatorial calcarele se alterează şi se dizolvă (prin prezenţa acizilor organici), iar în climatul subpolar se dezagregă (din cauza variaţiilor de temperatură). Aceeaşi rocă va avea comportament diferit în funcţie de condiţionarea climatică.

Relieful dezvoltat pe granite Granitul, împreună cu riolitul, granodioritul, dacitul, sunt roci magmatice consolidate în adâncime, fiind puternic cristalizate (prezintă structură holocristalină). Din punct de vedere chimic sunt roci acide. Au duritate mare şi medie, textură masivă, sunt omogene fizic şi neomogene chimic, cu permeabilitate redusă (aceasta depinde de gradul de fisurare), insolubile. Relieful care apare pe aceste roci este legat de procesele fizice (variaţiile de temperatură ce dau dezagregări) şi chimice (alterare).

Forme de relief ce rezultă pe granite: Aglomerările de pietre. Relief sub forma unor îngrămădiri de blocuri ce îmbracă atât culmile interfluviale cât şi versanţii cu înclinări mai reduse. Sunt 143

rezultatul dezagregărilor; materialele rezultate rămân în loc (pe interfluvii) sau cad la baza versanţilor. Se întâlnesc sub forma unor poale (tăpşane) de blocuri dezagregate, dar şi ca blocuri izolate. Deasupra poalelor de materiale,

versanţii afectaţi de

dezagregări păstrează o pantă mare. Aglomerările de pietre se întâlnesc în zone unde se produc dezagregări în prezenţa apei (zone temperate, periglaciare, dar şi etaje montane înalte). Arena (arina). Este un înveliş de material colţuros, puternic mărunţit, rezultat în urma dezagregării, dar mai ales a alterării granitului. Materialele se acumulează pe versanţi sau la poala versanţilor. Caracteristica este dată de specificul granitului, care se desface în urma alterărilor până la nivelul particulelor cele mai fine, rezultând

silicea. Dacă alterarea este foarte puternică, în arină predomină elementele argiloase, caolin sau illit. Arena se întâlneşte în zona ecuatorială, în alcătuirea podurilor unor platouri. În structura arinei, de la suprafaţă către bază (pe 5-6 m grosime), se identifică trei orizonturi: - un sol rezultat din alterarea, cu oxizi de fier şi aluminiu în bază. - alteritul, sub orizontul de sol; prezintă o parte superioară de tranziţie, sol-

alterit, cu o culoare marmoreană (pestriţă) şi o a doua parte, foarte groasă (50-60 cm), reprezentată de roca alterată. - în bază este roca parţial alterată , cu vine de material alterat; pungile de material alterat se desfac pe reţeaua de diaclaze. În fine, sub ea, este roca nealterată (20-60 m grosime).

Blocurile rotunjite şi blocurile oscilante. Apar frecvent pe platouri alcătuite din granite. Dezvoltarea lor este favorizată de caracteristicile granitului, ce prezintă o

reţea de fisuri pe care se manifestă alterarea. Materialul alterat este în permanenţă îndepărtat, spălat, de eroziunea în suprafaţă sau şiroire, astfel încât în loc rămâne partea de rocă nealterată. Mecanismul se repetă (alterarea continuă spre lateral şi în adâncime, iar spălarea elimină materialele rezultate) până la individualizarea unor 144

elemente izolate, cu formă sferică sau aproape sferică – blocurile rotunjite. În finalul evoluţiei se poate ajunge la stadiul de blocuri oscilante; acestea sunt blocuri rotunjite la care alterarea a pătruns foarte mult, secţionând şi izolând evident blocul faţă de masa de roci din jur, astfel încât blocul este pus într-un anumit dezechilibru.

Căpăţânile de zahăr. Sunt coloane convexe de rocă nealterată, sub formă de cupolă, puternic rotunjite, rezultate în urma alterării. Dezvoltarea acestor forme de relief este condiţionată de climat (acesta trebuie să favorizeze o alterare intensă) şi de

petrografie (fisurarea puternică a rocii granitice). Există două teorii care explică geneza căpăţânilor de zahăr: - prima teorie presupune existenţa unei regiuni cu un relief vechi, peneplenat. În condiţiile unui climat cald şi umed, se produce alterarea, care atacă granitul pe reţeaua de fisuri şi pătrunde mai mult sau mai puţin adânc. Într-o următoare fază a evoluţiei, regiunea trebuie să sufere o ridicare neotectonică; aceasta impune o anumită pantă, astfel încât apare o scurgere bogată ce favorizează înlăturarea materialului fin, afânat şi detaşarea formelor pozitive de material nealterat, sub forma coloanelor convexe, cu margini puternic rotunjite – căpăţânile de zahăr. - a doua teorie se bazează pe ideea căpăţânilor de zahăr ce se dezvoltă pe

batoliţi. Aceştia favorizează formarea unui asemenea relief prin faptul ca nu sunt omogeni, au structura alcătuită din învelişuri concentrice cu granulaţie diferită şi în plus, din cauza efortului tectonic, prezintă multe crăpături. Alterarea pătrunde cu uşurinţă, afectând crăpăturile, fisurile, precum şi suprafeţele de contact dintre învelişurile concentrice; în timp, se ajunge la apariţia formelor rotunjite de tip căpăţâni de zahăr (prin corelarea lor se pot reconstitui vechile învelişuri îndepărtate prin alterare şi spălare). Regional, căpăţânile de zahăr, se dezvoltă acolo unde există o alterare foarte intensă: Brazilia (rada portului Rio), Africa de Vest, India.

Taffoni. Sunt excavaţii cu secţiune circulară ce se dezvoltă în pereţii granitici. Prezintă dimensiuni reduse: diametru de ordinul centimetrilor – decimetrilor, 145

profunzime de ordinul decimetrilor. Sunt perpendiculari pe suprafeţele pe care se dezvoltă şi apar acolo unde există o concentrare mai mare de fisuri. Mecanismul – alterarea atacă fisurile, materialul alterat este spălat, în versant rămânând golurile. Se întâlnesc în climatele tropical, mediteranean, mai rar temperat.

Concluzii. Relieful granitic degajă peisaje geomorfologice diferenţiate în funcţie de climat: - în climatul ecuatorial, unde procesele chimice sunt puternice, apar căpăţâni de zahăr şi arene. - în climatele subecuatoriale cu două sezoane (cu alterare în sezonul umed şi dezagregare prin cristalizare în sezonul uscat), se dezvoltă căpăţânile de zahăr. - în climatele tropical-aride, unde dezagregările termice prin insolaţie sunt intense (duc la exfolierea granitelor), apar taffoni şi aglomerările de pietre. - în climatele mediteraneene (cu două sezoane), se dezvoltă taffoni şi arena granitică. - în climatele temperate şi subpolare (periglaciare), în care domină dezagregările prin îngheţ-dezgheţ, rezultă blocurile rotunjite, blocurile oscilante, aglomerările de pietre, precum şi versanţi cu pantă accentuată.

Relieful dezvoltat pe şisturi cristaline În funcţie de alcătuirea mineralogică, şisturile cristaline pot funcţiona atât ca roci dure cât şi ca roci mai puţin dure; exemple: şisturile cristaline ce conţin cuarţit sau gnaise sunt dure; cele care sunt alcătuite din elemente de micaşist vor fi mai puţin dure. De asemenea, această alcătuire diferită se impune şi în dezvoltarea unei texturi diferite – au textură masivă şisturile cristaline ce conţin gnaise, respectiv o textură şistoasă cele cu conţinut de micaşisturi. În general, şisturile cristaline sunt neomogene şi insolubile. Principalele procese geomorfologice de modelare a şisturilor cristaline. Cele 146

care favorizează acţiunea agenţilor externi sunt planurile de şistuozitate, prezenţa acestora constituind una din cele mai importante caracteristici morfologice ale şisturilor cristaline – o proprietate ce dezvoltă un anumit potenţial de modelare. Astfel, pe planurile de şistuozitate, pătrund şi acţionează atât procesele fizice, mecanice, cât şi cele chimice. Datorită conţinutului ridicat în feldspaţi, apa provoacă o puternică descompunere chimică a şisturilor cristaline. Şi dezagregarea este activă, pătrunzând tot pe planurile de şistuozitate, prin mecanismele specifice - dezagregarea prin oscilaţii termice (insolaţie) şi dezagregarea prin îngheţ-dezgheţ.

Relieful ce rezultă pe şisturile cristaline. Aceste roci nu dau un relief distinct. Prezenţa lor influenţează însă trăsăturile macroformelor. Interfluviile sunt masive, greoaie, cu vârfuri puţine şi rotunjite. La altitudini mari, unde dezagregările sunt intense, versanţii se retrag activ, se intersectează şi pot rezulta

creste cu vârfuri

ascuţite şi poale multiple de grohotişuri la baza lor. Versanţii sunt de asemenea masivi, cu profil longitudinal larg convex. Văile sunt înguste, cu adâncime medie şi versanţi cu formă neregulată, ce prezintă proeminenţe în dreptul stratelor groase şi compacte de şisturi cristaline şi respectiv excavaţii acolo unde pachetele de roci sunt mai uşor de atacat.

Relieful dezvoltat pe gresii şi conglomerate Gresia este o rocă detritică, cimentată, formată din grăunţi rotunjiţi de nisip. Cimentul (liantul) diferă de la o gresie la alta, astfel încât proprietăţile morfologice ale gresiilor vor fi şi ele diferenţiate. În cazul unui ciment cristalin va rezulta o gresie silicioasă. Aceasta va avea drept proprietăţi permeabilitate, insolubilitatea şi omogenitatea fizică şi chimică. În general gresiile silicioase se regăsesc în masive având grosimi mari. Astfel, ele vor funcţiona ca roci dure, dar atacate de dezagregare. În situaţia în care liantul este unul calcaros, rezultatul este gresia calcaroasă. 147

Principala caracteristică cu influenţe în modelare este solubilitatea. În relief vor apărea microforme de dizolvare specifice pseudocarstului: lapiezuri, doline, alveole, nişe. Gresia calcaroasă este o rocă cu duritate medie. În cazul cimentului argilos apar gresii argiloase , afectate de alunecări de teren. Ele sunt impermeabile, neomogene chimic şi funcţionează ca roci cu duritate redusă (roci friabile). Relieful pe gresie depinde deci de tipul de gresie precum şi de grosimea stratelor: - gresiile în strate groase dau interfluvii greoaie, masive, văi înguste şi versanţi abrupţi. - stratele subţiri de gresie sunt mai rapid distruse, rezultatul fiind dat de o serie de suprafeţe interfluviale şi de versant având pante şi forme diferite. - alternanţa stratelor groase de gresie cu cele subţiri, duce la apariţia eroziunii diferenţiate; în urma manifestării acestui tip de eroziune, versanţii capătă forme angulare şi profil complex.

Conglomeratele sunt roci sedimentare detritice, cimentate, sub formă de strate cu grosimi de ordinul metrilor; în ansamblu, aceste strate de conglomerate, pot forma o masă groasă de ordinul sutelor de metrii. Nu sunt omogene din punct de vedere fizic. În cadrul lor apar pietrişuri (ordinul de mărime milimetrii-centimetrii), galeţi (centimetrii-zeci de centimetrii), dar si blocuri (zeci de centimetrii-metrii). Cimentul poate fi silicios sau calcaros; tipul liantului influenţează relieful ce se dezvoltă pe conglomerate.Prin neomogenitate, această rocă favorizează crearea reliefului. Astfel, stratele cu elemente fine au rezistenţă mai mare la eroziune decât stratele cu blocuri; se poate dezvolta eroziunea diferenţiată.

Procese de modelare pe conglomerate – dezagregarea, alterarea, dizolvarea, spălarea în suprafaţă, şiroirea. Sunt diferenţiate în funcţie de alcătuirea conglomeratelor, ciment şi climat. Elementele ce facilitează acţiunea agenţilor externi – suprafeţele de contact 148

dintre stratele de conglomerate; suprafeţele de contact dintre elementele constituente şi ciment.

Relieful. Conglomeratele ce abundă în elemente cristaline şi ciment silicios, prezintă interfluvii ce se remarcă prin masivitate, versanţi cu pantă accentuată şi văi mai largi şi mai puţin adâncite. Acolo unde predomină elementele calcaroase, cimentul calcaros, pe interfluvii se dezvoltă un peisaj geomorfologic ruiniform, cu microforme aparţinând reliefului

secundar – sfincşi, babe (ciuperci), coloane, turnuri, nişe, alveole. Aspecte asemănătoare capătă şi versanţii, care în general sunt abrupţi. Văile sunt înguste şi adânci, de tip cheie. Un relief specific, ruiniform, este dat de intercalaţiile de gresii în masa conglomeratică; gresiile, mai dure, impun microrelieful de tip babe şi sfincşi (exemplu: Babele şi Sfinxul din Munţii Bucegi).

Relieful dezvoltat pe argile şi marne Argila este o rocă sedimentară, friabilă, moale, formată din uşoară cimentare a unor elemente cu diametru mai mic de 0,1mm. Este o rocă

plastică; gradul de

plasticitate este legat de gradul de îmbibare cu apă: argilele uscate nu sunt plastice, crapă; argilele umede au plasticitate mare, îşi măresc volumul. Există mai multe tipuri de argile (diferite în funcţie de mineralele conţinute), fiecare având un comportament morfologic distinct. Astfel, argilele ce conţin oxizi de

fier îşi pierd plasticitatea (pe baza acestei caracteristici se poate interveni pentru prevenirea deplasărilor gravitaţionale). Illitul este o argilă ce conţine oxizi de aluminiu şi potasiu şi care se formează în climatele calde cu două sezoane din punctul de vedere al precipitaţiilor (în sezonul uscat crapă, în cel umed este favorizată şiroirea). Caolinul este o argilă cu oxizi de aluminiu; devine plastic doar la cantităţi mari de apă, iar în perioadele secetoase nu crapă pe adâncimi mari. 149

Relieful. Argilele dau interfluvii şterse, netede, aplatizate, văi largi şi relativ adâncite, cu albii mlăştinoase şi despletite, versanţi văluriţi, cu pantă mică şi profil transversal complex. Specificul modelării reliefului dezvoltat pe argile este reprezentat de alunecările de teren şi în general de deplasările gravitaţionale. Dacă argilele sunt nisipoase apar curgeri noroioase; în climatele reci şi în etajul alpin se produc solifluxiuni. Toate aceste procese dau versanţilor argiloşi aspectul vălurit specific.

Marnele sunt argile calcaroase. Relieful dezvoltat pe marne prezintă toate caracteristicile menţionate pentru morfologia pe argile, la care se adaugă, ca element tipic, procesul fizico-chimic de dizolvare (datorat conţinutului în carbonaţi) împreună cu microrelieful asociat, de tip pseudocarst: lapiezuri, alveole, nişe.Specifică este, de asemenea, scurgerea apei, care dă forme de şiroire: rigole, ravene, ogaşe. Adesea, aceste artere de scurgere temporară a apei, se asociază pe versanţii dezvoltaţi în marne, generând un microrelief de tip pământuri rele (badland).

Relieful dezvoltat pe nisip Nisipul este o rocă detritică, necimentată, cu mare mobilitate, permeabilă, alcătuită din grăunţi (0,2 - 2mm diametru) de siliciu. Între aceste particule fine există praf argilos sau carbonatic; prezenţa lui imprimă o anumită compactitate masei de nisip; umezit devine compact. Nisipul este o rocă necoezivă, fiind astfel foarte friabil.

Agenţi cu rol în modelarea reliefului – vântul, ce transportă nisip dar are un rol şi în crearea anumitor forme (dunele de nisip); apa curgătoare sau din precipitaţii; se adaugă forţa gravitaţională.

Procese legate de aceşti agenţi – deflaţia, pluviodenudarea, şiroirea, torenţialitatea, concreţionarea, deplasările gravitaţionale.

Relieful este şters, cu interfluvii aplatizate, văi largi şi puţin adânci, adesea cu albii seci şi versanţi cu pantă redusă. Pe versanţi, dacă nisipul conţine argilă, se 150

produc alunecări de teren sau curgeri noroioase. Dacă nisipul conţine oxizi de fier (sau alţi oxizi) rezultă forme de şiroire.

Microrelieful specific pe nisipuri: trovanţii şi curgerile de nisip. Trovanţii reprezintă forme sferice sau elipsoidale, individuale sau asociate, de concreţionare a nisipului în jurul unor nuclee silicioase, carbonatice sau argiloase. Popular, sunt numiţi bălătruci; exemplu – trovanţii din Depresiunea Pucioasa (localităţile Pucioasa, Bela, Miculeşti; trovanţii sunt situaţi în albia şi pe versanţii Ialomiţei şi Bizdidelului). Trovanţii pot fi regăsiţi la teren atât în loc, cât şi deplasaţi prin transport fluviatil sau deplasări gravitaţionale; de asemenea, ei se află în diferite stadii de dezagregare. De menţionat că geneza trovanţilor reprezintă încă o problemă controversată în geomorfologie.

Curgerile de nisip reprezintă deplasări gravitaţionale bruşte, care au loc atunci când masa de nisip este cantonată deasupra unor paturi de argilă.

Relieful dezvoltat pe loess Loessul este o rocă sedimentară, friabilă, necoezivă, formată din trei componente: nisip cristalin (cuarţitic), elemente carbonatice, praf argilos (fiecare dintre acestea în proporţii egale). Când predomină unul dintre componente, roca se numeşte depozit loessoid; acesta poate fi, în funcţie de componentul aflat în procent mai ridicat, depozit loessoid cristalin, calcaros (carbonatic), argilos. Există şi un depozit loessoid denumit lehm; acesta este îmbogăţit în oxizi de fier. Loessurile ocupă 9,3% din suprafaţa uscatului. Geneza acestei roci este controversată; există ipoteze ale genezei eoliene, fluviatile şi glaciare (oricum, loessul s-a format ca rocă în pleistocen). Este frecvent la latitudinile medii ale ambelor emisfere. În Europa, unde ocupă 7% din suprafaţa continentului, loessurile prezintă concentraţie mai mare în est (Câmpia Română, Câmpia Rusă). Altitudinal este întâlnit până la 500m; aceasta înseamnă că este prezent şi în treapta dealurilor şi podişurilor, 151

unde este specific podurilor de terasă, ca depozit de acoperire postgenetic (exemplu – terasele văilor din Subcarpaţii României). În Asia, loessul acoperă 3% din suprafaţă, în China, Mongolia, Asia Centrală; aici urcă până la 2000m altitudine. În Americi (15% din suprafaţa celor două continente), loessul şi depozitele loessoide sunt întâlnite mai ales în pampasul argentinian şi preeria nord – americană.

Proprietăţile loessului: slabă consistenţă; porozitate mare şi implicit permeabilitate; solubilitate datorată conţinutului în elemente calcaroase. Procese ce afectează loessul: dizolvarea; procesele de deplasare gravitaţională; acestea din urmă sunt caracteristice pe loess şi sunt cauzate de îndesarea particulelor în spaţiile goale; apar astfel deplasările lente – tasarea şi sufoziunea. Sunt însă întâlnite şi deplasările gravitaţionale bruşte, de tipul prăbuşirilor în trepte.

Relieful în loess: interfluviile sunt întinse, netede, sub formă de platouri largi; acestea sunt doar uşor fragmentate de prezenţa formelor depresionare de tasare – crovurile, respectiv sufoziune – dolinele. Platourile (podurile) interfluviale se termină prin versanţi cu pantă abruptă, pe care se produc frecvent deprinderi în masă, sub formă de felii – prăbuşiri în trepte (sau prăbuşiri de maluri loessoide). Văile în loess vor fi largi, puţin adânci, încadrate de versanţi abrupţi, cu trene de materiale desprinse la bază.

Relieful dezvoltat pe calcare Caracteristicile calcarelor: roci sedimentare, în cele mai multe cazuri organogene sau de precipitare; rocă dură, masivă, permeabilă (prezintă multe crăpături, fisuri, numite diaclaze), solubilă, omogenă. Proprietăţile acestea variază însă în funcţie de condiţiile climatice.

Procese ce acţionează asupra calcarelor: - dizolvarea, acţionează pe feţele diaclazelor, pe care le lărgeşte. - dezagregarea, acţionează în climatele cu variaţii de temperatură, producând alte crăpături sau lărgindu-le pe cele existente; în final apar mărunţirea rocii şi 152

respectiv grohotişurile.

- eroziunea, exercitată de apele curgătoare; rol în dizolvarea calcarelor (apar cheile). - precipitarea; soluţiile suprasaturate de calciu cristalizează sau precipită, rezultând forme specifice (stalactite, stalagmite). În calcare există: 1.Relieful calcaros; 2. Relieful carstic. 1. Relieful calcaros. Este reprezentat de formele mari de relief, determinate în principal de procese fizice. Cuprinde interfluviile calcaroase, văile calcaroase şi versanţii calcaroşi. - Interfluviile sunt sub formă de platouri calcaroase (exemplu: platoul calcaros Padiş – Cetăţile Ponorului), uşor denivelate sau netede. - Văile calcaroase sunt înguste şi adânci, cu versanţi abrupţi, profil transversal simetric şi profil longitudinal cu pantă accentuată şi praguri; se numesc chei. Când au dimensiuni mari sunt denumite defilee, canioane. - Versanţii calcaroşi sunt abrupţi şi afectaţi de dizolvări şi dezagregări; la baza lor sunt mase de grohotişuri.

2. Relieful carstic. Este constituit de microrelieful rezultat în urma proceselor chimice (de dizolvare). Relieful carstic (sau carstul) se dezvoltă pe formele mari ale reliefului calcaros. Primul studiu asupra reliefului rezultat în urma acţiunii de dizolvare a apei asupra calcarelor a fost realizat de J. Čvijič în 1898, în Podişul Karst (Slovenia). În noţiunea de carst sunt cuprinse: relieful carstic, circulaţia apei în carst,

viaţa, evoluţia regiunii. Favorizează apariţia reliefului carstic: - prezenţa apei încărcate cu CO 2: H2O + CO2 => H2CO3; H2CO3 + CaCO3 => (CO3H)2Ca; - prezenţa diaclazelor; 153

-grosimea masei de calcar.

3 etaje din punct de vedere al dinamicii

Într-un masiv calcaros se separă

apelor: - epicarst; este etajul superior; înregistrează o curgere a apelor de suprafaţă prin diaclaze. - mezocarst; apa se concentrează şi apare o circulaţie interioară, sub forma unor râuri subterane; în lungul lor se dezvoltă endocarstul. - carstul profund.

Formele reliefului dezvoltat pe calcare: forme de suprafaţă ( exocarst); forme de interior (endocarst).

Exocarstul 1. Lapiezurile. Şănţuleţe cu formă circulară în secţiune şi dimensiuni reduse (lăţimi de ordinul centimetrilor şi lungimi de ordinul zecilor de centimetrii). Cele mai adânci şi mai vechi pot fi umplute cu material necalcaros – sunt lapiezurile fosilizate. Un platou calcaros puternic afectat de lapiezuri se numeşte lapiaz. În plan, pot fi lapiezuri paralele (liniare) sau perpendiculare (rectangulare).

2. Dolina. Microdepresiune cu formă circulară sau ovală şi dimensiuni în diametru de ordinul metrilor – zecilor de metrii. Sunt încadrate de pereţi cu înclinare variabilă. Pe fund au materiale acumulate de natura argiloasă; atunci când se acumulează multă argilă dolina devine impermeabilă, apa stagnează şi rezultă ochiuri de apă. În dolinele mai mari, cu legături în interior (cu endocarstul), pe fund apar puţuri (sorburi) ce pot ajunge la o peşteră.

3. Uvala. Depresiune carstică rezultată din unirea dolinelor. Configuraţia uvalei este festonată iar pereţii au pantă accentuată. Se mai păstrează din loc în loc câte un martor din fosta dolină – aceştia se numesc

humuri (porţiuni din spaţiul dintre

doline). Pe fundul uvalelor se pot forma lacuri. Din unirea unor doline care se înşiră pe anumite aliniamente, rezultă văile dolinare. 154

4. Avenul. Puţ care face legătura între partea superioară a masivului calcaros şi interiorul acestuia (între exocarst şi endocarst). Are formă de pâlnie. În partea inferioară există un sistem de galerii şi peşteri. Avenele sunt axate pe sectoarele în care diaclazarea verticală este puternică. Apar prin: a. - dizolvarea continuă a diaclazelor. - eroziunea apei ce pătrunde în fisuri. - dezagregarea calcarelor. b. - prăbuşirea spaţiilor dintre dolinele de la suprafaţă şi golurile carstice din interiorul masivului.

5. Polia. Depresiune foarte mare, dimensiuni de ordinul kilometrilor. Fundul este neted sau uşor ondulat; apa stagnează formând lacuri. Există polii seci (uscate), polii parţial inundate (unde precipitaţiile sunt bogate) şi polii inundabile (apa persistă o anumită perioadă din an). Geneză: -unele s-au instalat în compartimentele faliate, mai coborâte tectonic (grabene în calcar). - apar în urma unei îndelungate evoluţii în masivul calcaros, prin prăbuşirea tavanelor unor peşteri. Polii în România – Munţii Apuseni, Munţii Aninei. Cele mai mari sunt în Munţii Dinarici.

6. Treptele antitetice. Sunt legate de două categorii de văi ce se dezvoltă în calcare: - văile seci (sohodoluri) – pe ele se scurge apa precipitaţiilor; pot fi degradate de apariţia dolinelor. - văile oarbe – văi părăsite în urma unor captări carstice. Printr-o evoluţie îndelungată cursul inferior, părăsit, poate ajunge ca poziţie altimetrică mai sus decât cursul activ din amunte. După adâncimea sectorului activ, vechea albie uscată rămâne suspendată deasupra cursului actual.

155

Endocarstul Este legat de circulaţia apei în diaclaze; aceasta dizolvă, corodează, cristalizează sau precipită. Circulaţia apei în carst nu este legată de nivelurile de bază, ci are legi proprii.

1. Peşterile. Se mai numesc grote. Sunt formate din două tipuri de excavaţii: - sălile – prezintă dimensiuni mai mari şi rezultă din combinarea proceselor (dizolvare, coroziune, prăbuşire); - galeriile – au dimensiuni mai mici, caracteristici tubulare; se dezvoltă în lungul reţelei de fisuri prin lărgirea lor, determinată de circulaţia apei.

2. Stalactitele. Forme de precipitare, dezvoltate pe tavanul peşterilor; formă conică, cu un canal pe mijloc prin care circulă apa. Stalactitele foarte subţiri se numesc stilolite (sunt formate din cristale de calcar).

3. Stalagmitele. Forme de precipitare de podea, formate în dreptul stalactitelor; prezintă diametru de ordinul zecilor de centimetrii. Stalagmitele care au dimensiuni mari se numesc domuri (stalagmate).

4. Coloanele. Rezultă din unirea formelor stalactitice cu cele stalagmitice. 5. Bordurile de precipitare. Forme de podea; apar pe pantele mici, sub forma unor baraje (praguri) cu înălţimi de ordinul centimetrilor – zecilor de centimetrii.

6. Gururi. Mici lacuri formate din apa ce stagnează în spatele bordurilor de precipitare.

7. Perlele de peşteră. Pietricele rotunjite de calcar ce se formează în gururi. 8. Pielea de leopard. Forme de perete; aici apa, particulele de calcar şi cele de argilă precipită, formând şiruri festonate, paralele, cu dimensiuni de ordinul milimetrilor – centimetrilor. Alte forme – draperiile, orgile etc.

Evoluţia unui masiv calcaros 1. Evoluţia de suprafaţă; apare exocarstul, iar circulaţia apei în interior este 156

slabă. 2. Evoluţia în interior; circulaţia apei în interior este activă şi se dezvoltă endocarstul. 3. Combinarea evoluţiei de suprafaţă cu cea de interior; evoluţia de interior duce la subţierea plafonului peşterilor şi prăbuşirea acestora; cursurile din interior apar la suprafaţă; apar poduri, arcade etc. 4. Distrugerea masivului calcaros; se impune suprafaţa de eroziune carstică ce se numeşte carstoplenă, presărată ici colo cu martori de eroziune ai reliefului iniţial.

Tipuri de carst - Holocarst (carst golaş). - Carst de tranziţie. - Merocarst (carst acoperit sau carst fosil). Carstul se diferenţiază şi în funcţie de regiunea climatică: carst specific regiunilor ecuatoriale, aride, mediteraneene, temperate, polare. În România – carst fosil (acoperit cu alte depozite, de exemplu loess) în Dobrogea. Acesta prezintă o evoluţie înceată, discontinuă. În regiunile mediteraneene domină holocarstul (carstul golaş).

157

GEOMORFOLOGIE STRUCTURALA

Structura reprezintă dispoziţia stratelor într-o regiune şi este, alături de rocă, unul din factorii pasivi ai modelării reliefului, determinând anumite trăsături morfologice. După modul de dispunere a stratelor se disting următoarele tipuri de structuri: tabulare (orizontale); monoclinale; cutate; în dom; discordante; faliate; appallachiană. Manifestarea eroziunii diferenţiate imprimă forme de relief specifice fiecărui tip de structură.

Relieful dezvoltat în structura tabulară Caracteristica principală a acestei structuri şi implicit a reliefului ce se grefează pe ea este simetria. Importanţă mare prezintă tipul de rocă (prin rezistenţa la eroziune) ce constituie umplutura stratelor respective, deoarece eroziunea diferenţiată apare la contactul a două categorii de roci cu duritate diferită; de asemenea, în morfogeneză contează şi grosimea stratelor.

Interfluviile în structura tabulară sunt sub formă de poduri (platforme) orizontale extinse, ce alcătuiesc podişuri structurale. Aici intervin tipul de rocă şi grosimea stratelor. Astfel, dacă stratul de deasupra este gros şi alcătuit dintr-o rocă dură, la nivelul lui va rezulta un podiş structural cu netezime mare; dacă la suprafaţă sunt strate subţiri, dure şi moi, ce alternează, iar la o anumită adâncime un strat gros format din roci cu duritate ridicată, va rezulta un podiş structural la nivelul stratului 158

mai gros şi cu roci dure şi martori de eroziune în trepte, cu lăţimi diferite, deasupra acestuia.

Văile sunt simetrice, dar prezintă dimensiuni şi formă diferite, în funcţie de factorii menţionaţi anterior. În roci dure, văile simetrice sunt înguste şi adânci, cu caracter de chei; în roci friabile, văile sunt tot simetrice, dar largi şi mai puţin adâncite. Acolo unde alternează strate de roci dure şi friabile, apar văi simetrice având lungimi mari, înguste şi puternic adâncite, cu versanţi în trepte, de tip canion; acestea prezintă un microrelief de brâne, terase structurale, cornişe şi surplombe (exemplu – Canionul Colorado, S.U.A). Un alt tip de vale este defileul; spre deosebire de canion, acesta este mai larg şi mai puţin adânc, dezvoltat pe lungimi mai reduse.

Versanţii sunt abrupţi în rocile dure şi prezintă pante mai slab înclinate în rocile mai puţin rezistente la eroziune. Dacă alternează strate având alcătuire petrografică diferită, se dezvoltă versanţi în trepte. Evoluţia reliefului în structura tabulară. - acest tip de relief structural se instalează în regiuni de podişuri cu altitudine medie. - apar iniţial interfluvii şi văi simetrice, rezultate din adâncirea reţelei de râuri în structura orizontală; acum, mărimea însumată a formelor de relief pozitive este mai mare decât mărimea însumată a formelor negative (deci în relief domină podişurile structurale). - urmează etapa în care văile ating profilul de echilibru; nu se mai adâncesc, dar prin eroziune laterală apare retragerea versanţilor, care se realizează diferenţiat, în funcţie de climat – prin teşire în climatele temperate şi umede, prin retragere paralelă cu poziţia iniţială în climatele tropicale şi semiaride. În această etapă de evoluţie, spaţiul văilor creşte, iar cel al interfluviilor scade, astfel încât se ajunge la un raport în care volumul văilor este mai mare decât volumul formelor de relief pozitive. - după faza de maximă dezvoltare a morfologiei specifice structurii tabulare, apare o fază de inversiune: relieful de podişuri structurale este înlocuit de un relief 159

deluros. Aceasta înseamnă că interfluviile dintre văi nu se mai menţin sub forma unor poduri sau platforme, netede şi extinse, ci, atacate de eroziune dinspre ambii versanţi, capătă aspect de culmi rotunjite, deci de dealuri. La nivelul acestor culmi interfluviale deluroase, se detaşează martori de eroziune, aparţinând nivelului iniţial al podişurilor structurale, ce dau imaginea unui relief fragmentat. - intersectarea versanţilor sub nivelul vechilor linii ale marilor înălţimi, duce la coborârea altimetrică a reliefului regiunii, prin eroziune regresivă (de obârşie) la nivelul superior al interfluviilor; pot apărea remanieri hidrografice şi modificări în desfăşurarea cumpenelor de ape.

- finalul evoluţiei este marcat în morfologie de prezenţa interfluviilor mici şi teşite, cu martori de eroziune structurali sau petrografici şi a văilor foarte largi.

Relieful dezvoltat în structura monoclinală Este caracterizat prin asimetrie. Rol important în detaşarea reliefului pe acest tip de structură, prezintă manifestarea diferenţiată a eroziunii;cu rol secundar se remarcă roca.

Interfluviile în structura monoclinală sunt asimetrice, de tip

cuestă. Sunt

alcătuite din doi versanţi diferiţi ca formă şi pantă, urmare a suportului structural diferit. Un versant este abrupt şi cu profil transversal în trepte, fiind instalat pe capetele de strat (taie în cap stratele); se numeşte abrupt de cuestă. Atunci când abruptul de cuestă prezintă desfăşurare pe lungimi mari, de ordinul zecilor de kilometrii, poartă numele de front cuestic. Cel de al doilea versant are pantă redusă şi profil lin, neted, fiind instalat pe suprafaţa unui strat; se numeşte suprafaţă

structurală. Muchia cuestei reprezintă aliniamentul de racord dintre abruptul de cuestă şi suprafaţa structurală. Acest tip de interfluviu, cuestic, este foarte întâlnit în podişurile de acumulare (Podişul Moldovei), precum şi în unităţi de relief dezvoltate pe structură cutată; în 160

acest din urmă caz, morfologia de cueste apare în urma detaşării formelor derivate sau de inversiune (relief structural de concordanţă inversă) de tipul sinclinalelor suspendate sau butonierelor (Munţii Bucegi, Subcarpaţii Ialomiţei – în depresiunile Râu Alb, Vulcana şi Slănic-Ocniţa, Subcarpaţii Buzăului – butoniera BercaArbănaşi). În ţara noastră, relieful de cueste este bine cunoscut în Podişul Moldovei; aici au apărut şi termeni locali: coastă pentru cuestă, frunte pentru abruptul de cuestă, spinare pentru suprafaţa structurală şi cornişă sau creastă pentru muchia cuestei. De asemenea, în sinclinalul suspendat reprezentat de Munţii Bucegi, sunt numeroase cueste; principale sunt cele două interfluvii cuestice, situate de o parte şi de alta a Văii Ialomiţa, ce reprezintă flancurile sinclinalului; în vest este cuesta formată din abruptul brănean şi suprafaţa structurală Bătrâna, iar în est reprezentând, interfluviul IalomiţaPrahova, este cuesta alcătuită din abruptul prahovean şi suprafaţa structurală Babele.

Tipuri de cueste. - după alternanţa şi înclinarea stratelor: cueste distanţate; cueste apropiate; cueste redresate la verticală; acesta din urmă reprezintă un tip distinct de cuestă, numit hogbak, la care nu mai există o diferenţiere prin pantă a celor doi versanţi, (deci asimetria nu mai reprezintă o caracteristică a acestui tip de cuestă, cei doi versanţi, cu aceeaşi înclinare, fiind simetrici). Se formează în regiuni active tectonic, în cadrul cărora sistemul abrupt de cuestă – suprafaţă structurală este înălţat, până când cei doi versanţi cuestici capătă acelaşi grad de înclinare; exemplu – Munţii Piatra Craiului, ce reprezintă o cuestă calcaroasă redresată la verticală, un hogbak. - după forma în profil

transversal: cueste simple; cueste etajate; cueste

dedublate. - după configuraţia în plan a frontului de cuestă: cueste liniare; cueste în arc; cueste festonate. - după altitudine: cueste înalte; cueste joase. - după amplitudine: cueste mici; cueste medii; cueste mari. - după stadiul evolutiv: cueste în stadiul iniţial; cueste evoluate; cueste vechi. 161

Văile în structura monoclinală prezintă caracteristici morfologice, care le diferenţiază clar, imprimate de desfăşurarea lor în raport cu structura, în cadrul sistemului compus din cei doi versanţi distincţi ce formează interfluviul cuestic. Specifice sunt trei tipuri de văi: consecvente; obsecvente; subsecvente.

Văile consecvente sunt grefate pe suprafeţele structurale. Astfel, sunt văi simetrice, cu profil longitudinal al albiei apropiat de cel al căderii stratelor, fără praguri şi cu pantă redusă.

Văile obsecvente se instalează pe abruptul de cuestă, fiind tot simetrice în profil transversal. Deoarece se suprapun capetelor de strat, prezintă rupturi de pantă în profil longitudinal şi înclinare puternică. Evolutiv apar ultimele.

Văile subsecvente înregistrează direcţie de desfăşurare perpendiculară pe direcţia de cădere a stratelor. Sunt văi instalate la contactul dintre două cueste, având drept versanţi, suprafaţa structurală a unei cueste, respectiv abruptul cuestic al celeilalte. Astfel, văile subsecvente sunt asimetrice, cu un versant cu pantă mare (perpendicular pe strate) şi unul cu pantă redusă (în sensul căderii stratelor). În profil longitudinal nu prezintă praguri, iar gradul de înclinare a pantei este scăzut. Se consideră ca o categorie distinctă, văile la care nu se înregistrează nici o adaptare la structura monoclinală, denumite văi asecvente sau insecvente.

Evoluţia reliefului în structura monoclinală. - Relieful acestei grupe morfostructurale se întâlneşte în regiuni de podiş ce au provenit din bazine de sedimentare exondate (exemplu – anumite subunităţi de podiş din cadrul Dealurilor Transilvaniei), sau la periferia masivelor hercinice acoperite la un moment dat de transgresiuni (Podişul Moldovei). - Are loc instalarea, într- o primă fază de evoluţie, a unei reţele de văi ce prezintă desfăşurare conformă cu stratele – sunt văile consecvente. - Apoi, aceste văi îşi dezvolta o serie de afluenţi cu desfăşurare perpendiculară pe direcţia lor de scurgere şi pe direcţia de înclinare a stratelor. Aceştia reprezintă văi subsecvente, ce apar pe aliniamente situate la contactul unor strate diferite din punctul 162

de vedere al durităţii rocii şi se vor impune devenind văi principale. - După instalarea văilor subsecvente de dezvoltă interfluviile asimetrice de tip cuestă. - Pe abrupturile de cuestă apar, spre finalul evoluţiei, văile obsecvente. - După formarea şi a ultimul tip de vale, poate să se atingă, în timp, profilul de

echilibru (de către întregul sistem de văi specifice structurii monoclinale). Văile se lărgesc foarte mult; cele subsecvente, văi principale, impun în relief depresiuni subsecvente. Interfluviile cuestice se îngustează; din vechiul lor nivel rămân în morfologie martori de eroziune (structurali sau petrografici). - Încheierea evoluţiei este subliniată de aplatizarea reliefului şi dezvoltarea culoarelor depresionare; evoluţia depinde în continuare de eventualele înălţări neotectonice ale regiunii, de petrografie (alternanţa stratelor de roci cu duritate diferită).

Relieful dezvoltat în structură cutată În cadrul acestui tip de structură, stratele sunt afectate tectonic, având un aspect ondulat. O cută este formată dintr-o parte boltită, convexă, numită

anticlinal şi o

parte lăsată, concavă, numită sinclinal.

Elementele unei cute: aliniamentul care uneşte punctele cele mai înalte ale anticlinalului se numeşte axul anticlinalului; aliniamentul care uneşte punctele cele mai joase ale sinclinalului se numeşte axul sinclinalului; planul axial – planul în care se regăsesc cele două axe; suprafaţa de legătură dintre axul anticlinalului şi axul sinclinalului se numeşte flancul cutei; diferenţa de nivel dintre cele două axe poartă denumirea de înălţimea cutei; distanţa orizontală dintre cele două axe reprezintă

amplitudinea cutei. Tipuri de cute: - după forma în profil transversal: simetrice, asimetrice; largi, strânse. 163

- după forma în plan: liniare, brahianticlinale, brahisinclinale, domuri, cuvete. - după înclinarea planului axial: drepte, înclinate, deversate, culcate, răsturnate. - după modul de asociere: anticlinorii, sinclinorii. Tipuri particulare de cute: falii; solzi; încălecate, pânze (de acoperire; de şariaj); diapire. Relieful în structura cutată depinde de tipul de cute, precum şi de formaţiunile litologice ce le alcătuiesc.

Forme de relief. Relieful dezvoltat în structura cutată, este de regulă divizat în două categorii, în funcţie de raporturile existente între formele de relief pozitive şi negative, pe de o parte şi structurile anticlinale respectiv sinclinale, pe de cealaltă parte: relief de concordanţă (de concordanţă directă); relief de inversiune (de concordanţă inversă sau derivat). Forme ale reliefului de concordanţă.

- Culmile de anticlinal ; este deci respectată configuraţia cutei; pot fi dealuri sau munţi de anticlinal; pe versanţii lor se pot dezvolta văi de tip ruz; de obicei se remarcă prin masivitate. Exemple: Munţii Leaota; majoritatea dealurilor subcarpatice (Dealul Bran, Dealul Negru, Dealul Brebu, Dealul Giurcu, Dealul Ciolanu, Dealul Istriţa).

- Văile de sinclinal; forma de relief negativă este grefată parţii coborâte a cuestei. Prin lărgirea văii, pot evolua în depresiuni de sinclinal (Depresiune Râu Alb din Subcarpaţii Ialomiţei); pe marginea vetrei acestor depresiuni, există largi trepte de glacisuri coluvio - proluviale, rezultate din alăturarea şi suprapunerea conurilor de dejecţie sau conurilor aluviale depuse de ruzuri. Forme ale reliefului de inversiune. Acestea derivă din formele de concordanţă directă, datorită adâncirii reţelei de văi în anticlinale şi/sau înălţării sinclinalelor.

- Butoniera este o depresiune, în general de mici dimensiuni, ce apare în axul 164

anticlinalului, reprezentând, de cele mai multe ori, o arie de lărgire a obârşiei unui ruz.

- Cuestele faţă în faţă reprezintă un sistem alcătuit din doi versanţi cuestici, individualizat în profilul transversal al unei butoniere şi rezultat în urma apariţiei şi dezvoltării acestei depresiuni. Pot fi circulare sau alungite.

- Valea de anticlinal apare iniţial ca afluent al unei văi principale cu desfăşurare transversală pe anticlinal sau pe sinclinal. Caracteristici: înglobează butoniere; adâncire rapidă; desfăşurare în lungul anticlinalului; prin înaintare captează alte văi transversale. O altă denumire – anticlinal golit. În finalul evoluţiei poate da o depresiune de anticlinal; exemplu: Depresiunea Vulcana din Subcarpaţii Ialomiţei.

- Sinclinalul suspendat reprezintă o culme deluroasă sau muntoasă axată pe un sinclinal (Munţii Bucegi). Un model genetic – evolutiv de sinclinal suspendat este următorul: stratele cutate retezate de o peneplenă, care apoi suferă o înălţare; cursurile principale se stabilesc transversal pe vechile structuri; afluenţii acestora se instalează pe direcţia anticlinalelor nivelate, se adâncesc şi creează văi, între care rămân ca forme pozitive sinclinalele.

Tipuri de relief în structura cutată: - tipul jurasian (Munţii Jura), dat de cutele cu amplitudine mai mică, în roci cu rezistenţă mare la eroziune; se întâlnesc în egală măsură forme de concordanţă directă şi forme de concordanţă inversă. - tipul subcarpatic sau prealpin, impus de cutele cu amplitudine mai mare; domină formele reliefului de concordanţă.

Relieful dezvoltat pe domuri Domul reprezintă o boltire, o bombare a stratelor, ce poate survenii în structura tabulară sau monoclinală. Relativ asemănătoare, sunt boltirile determinate de cutele diapire, cu sâmburi de sare (exemplu:Dealurile Transilvaniei). Bombarea domurilor 165

poate fi circulară sau alungită.

Relieful de eroziune pe domuri este determinat de adâncirea reţelei de văi. În general, văile axate pe bombare prezintă desfăşurare radiar-divergentă, iar între domuri, acestea dau confluenţe, prezentând desfăşurare circulară (inelară). Văile adâncite în flancurile domului, înguste, se numesc ruzuri. Văile adâncite în cupola domului, exercită eroziune laterală, devin mai largi şi creează un bazinet depresionar care se numeşte butonieră (poate fi circulară sau alungită). Prin formarea butonierei, rezultă o serie de interfluvii secundare cu caracter

cuestic: versantul orientat spre centrul butonierei are funcţie de abrupt de cuestă ; versantul orientat spre exterior, ce constituie marginile domului, are rol de suprafaţă

structurală. Apar cueste faţă în faţă. Dacă în alcătuirea domului există strate cu rezistenţă diferită la eroziune, în interiorul depresiunii de tip butonieră pot rămâne

martori de eroziune, grefaţi pe rocile mai dure. Evoluţia reliefului pe structura în dom depinde în foarte mare măsură de alcătuirea petrografică: - pe argile şi marne, nu se poate vorbi despre o evoluţie în sensul tipic; modelarea reliefului este dominată de procesele şi respectiv de microrelieful dat de deplasările gravitaţionale (unde predomină formaţiunile argiloase) şi de şiroire (dacă predominante sunt marnele); se pot impune martori de eroziune în partea centrală a domului (aceasta dacă apar şi roci mai dure) şi un relief vălurit de alunecări de teren pe flancuri; rocile friabile nu permit crearea de butoniere. - pe gresii şi tufuri (dar cu condiţia ca sub acestea să existe strate de roci friabile), se dezvoltă un relief de ruzuri şi butoniere. Lărgirea butonierei are rol în procesul de golire a domului (dom golit). Prezenţa rocii dure în stratele de la partea superioară, duce la apariţia interfluviilor cuestice; acestea apar foarte clar sub formă de cueste faţă în faţă, mai ales în cazul în care domul are desfăşurare eliptică.

166

Relieful dezvoltat în structura discordantă Este o structură complexă, ce rezultă din suprapunerea a două structuri diferite, dintre care cea din bază este mai veche; între ele apare o suprafaţă de discordanţă. Relieful se dezvoltă în funcţie de caracteristicile acestei suprafeţe de contact, care poate fi o peneplenă, sau un relief fragmentat, acoperit de structura mai nouă.

Etape în apariţia structurii discordante: - modelarea masivului vechi până la stadiul de peneplenă sau fragmentarea lui în blocuri. - instalarea unei mişcări de transgresiune, prin care peneplena este acoperită de apele mării devenind bazin de sedimentare; în acest interval se acumulează depozitele noii structuri. - exondarea regiunii, ce este supusă fragmentării.

Condiţiile dezvoltării acestui tip de relief structural: eroziunea să ajungă la nivelul suprafeţei de discordanţă; rocile aparţinând structurii vechi, din bază, să opună rezistenţă ridicată la eroziune.

Grupe de reliefuri în structura discordantă: - caracteristice structurii noi, de la suprafaţă. - specifice structurii din bază; apare atunci când structura veche este scoasă la zi, iar rocile acesteia sunt dure. - specifice suprafeţei de la contactul dintre cele două structuri.

Forme de relief în structura discordantă: - depresiunea marginală de contact. - peneplena exhumată. - valea epigenetică (supraimpusă), cu: - bazinul suspendat. - cheia epigenetică. 167

- depresiunea de contact.

Depresiunea marginală de contact . Apare la marginea peneplenei acoperite de depozitele noii structuri, la contactul dintre acestea şi masivul cutat, vechi, neafectat de câmpia de eroziune. Aici există: un contact structural şi petrografic între cele trei unităţi (masivul vechi neafectat de eroziune, masivul vechi retezat de peneplenă şi unitatea structurală nouă – tabulară sau monoclinală – a bazinului de sedimentare ce a fosilizat câmpia de eroziune); o denivelare, deci un contact

morfologic (atât morfometric cât şi morfografic), între unitatea muntoasă veche şi bazinul de sedimentare mai recent. Prin prezenţa lor, aceste elemente se constituie în

factori de condiţionare, a apariţiei şi evoluţiei depresiunilor marginale de contact, datorită faptului că favorizează o puternică eroziune diferenţiată. Modelarea reliefului structural al regiunii, începe după formarea unei reţele de drenaj. Iniţial, se instalează o reţea de văi cu izvoarele în unitatea montană, ce traversează şi peneplena fosilizată. Apoi, aceste văi îşi dezvoltă o serie de afluenţi, cu desfăşurare în lungul contactului dintre cele două unităţi. Aceşti afluenţi vor crea văi, ce se adâncesc şi se lărgesc (odată cu atingerea profilului de echilibru), sculptând astfel depresiunea marginală de contact.

Peneplena exhumată. Corespunde suprafeţei de discordanţă ce este scoasă la zi de eroziune. Reprezintă fundul depresiunii marginale de contact. Către bazinul de sedimentare vecin, este dominată de versanţi cuestici (au caracter de abrupt de cuestă), impuşi de suprapunerea lor peste structura nouă, de regulă monoclinală în aceste regiuni marginale masivelor vechi şi rezultaţi prin adâncirea văii ce a creat depresiunea de contact.

Valea epigenetica (supraimpusă). Este o vale adâncită atât în depozitele mai recente ale structurii de suprafaţă, cât şi în roca dură, în general, a structurii vechi, din bază. Prezintă direcţie de scurgere impusă de panta structurii de deasupra. La intersecţia cu structura din bază, valea îşi continuă atât direcţia, cât şi adâncirea. Sectorul de vale epigenetică, este reprezentat de sectorul tăiat în roca dură, a structurii 168

vechi. Deoarece acest sector funcţionează ca nivel de bază local, el diferenţiază morfologia văii, atât în amunte, cât şi în avale. Rezultă un sistem morfostructural, alcătuit din trei forme de relief: bazinetul suspendat; cheia epigenetică ; depresiunea de contact. - componenta morfologică situată în partea centrală a sistemului, este

cheia

epigenetică, reprezentând sectorul de vale supraimpusă propriu-zisă, adâncită în roca dură a structurii vechi din bază. - în amunte, se dezvoltă un sector de vale largă – bazinetul suspendat. Acesta rezultă atât datorită faptului că este sculptat în rocile cu rezistenţă redusă la eroziune ale structurii de acoperire, cât şi eroziunii laterale intense, proces către care este îndreptată tendinţa de evoluţie a morfodinamicii de albie, în condiţiile unui nivel de bază ridicat, reprezentat de sectorul cheilor. În raport cu acest din urmă sector, precum şi cu cel din avale, bazinetul rămâne suspendat. - în avale de cheia epigenetică, este tot o lărgire a văii –

depresiunea de

contact. Cauzele formării acestei arii de lărgire sunt aceleaşi, menţionate pentru bazinetul suspendat (roca friabilă şi eroziunea laterală), mecanismul este însă unul diferit, reprezentat de eroziunea diferenţiată.

Evoluţia reliefului în structura discordantă. - acest tip de relief se întâlneşte în regiunile masivelor hercinice sau la marginea munţilor lanţului alpin. - pentru apariţia reliefului, trebuie să înceapă eroziunea în structura de la suprafaţă. - structura de la suprafaţă este eliminată. - formarea propriu-zisă a reliefului, începe atunci când este atinsă suprafaţa de discordanţă.

169

Relieful dezvoltat în structura faliată Faliile reprezintă crăpături profunde ce retează stratele perpendicular sau sub anumite unghiuri. Ele apar la zi atunci când blocurile pe care le separă sunt puse în mişcare pe verticală. Elementele unei falii: - abruptul de falie. - planul de falie. - linia de falie. - amplitudinea faliei. - pasul faliei.

Relieful apare în regiuni faliate, în care blocurile afectate au fost ridicate sau coborâte. În plan, suprafaţa secţionată de falii, poartă numele de câmp de falii . Rol important în evidenţierea reliefului în structura faliată, prezintă eroziunea diferenţiată şi mişcările neotectonice. Principalele forme de relief în structura faliată: - abruptul de falie. - horstul. - grabenul.

- Abruptul de falie reprezintă formaţiunea ce se găseşte deasupra liniei de falie. Mărimea lui depinde de mai mulţi factori: amplitudinea faliei; prezenţa unor strate de rocă dură; vechimea abruptului; sistemul morfoclimatic.

Tipuri genetic-evolutive de abrupt de falie. 1. Abruptul iniţial. 2. Pe acest abrupt se instalează o reţea hidrografică; în timp văile se adâncesc, fragmentând versantul; ceea ce rezultă este denumit abrupt cu faţete t riunghiulare. 170

3. În continuare, evoluţia depinde de duritatea rocilor (erodarea abruptului se realizează lent dacă roca este dură, respectiv rapid în condiţiile unor roci friabile), dar mai ales de climat. Astfel, în climatele umede, abruptul de falie se retrage teşit; apare

abruptul teşit; în climatele aride, retragerea este paralelă cu poziţia iniţială; apare abruptul retras. 4. Şi următoarele tipuri de abrupturi de falie, depind în mare măsură de alcătuirea petrografică a celor două blocuri alăturate (cel ridicat şi respectiv cel coborât), precum şi de neotectonică. Blocul ridicat iniţial, poate să fie erodat (fiind alcătuit dintr-o rocă mai friabilă) şi adus la aceeaşi înălţime cu celălalt bloc; în timp, poate fi coborât altimetric chiar mai jos; apare în acest fel o inversiune de relief –

abruptul fals. Apoi, blocul erodat (fost iniţial într-o poziţie superioară), poate fi reînălţat de neotectonică; se dezvoltă un abrupt rejucat. - Horstul reprezintă blocul faliat, ridicat pe verticală de mişcările neotectonice. În morfologie, poate fi regăsit sub formă de podiş suspendat, de masiv deluros sau muntos; exemplu – Munţii Rodnei. Tipuri de horsturi (din punct de vedere genetic – evolutiv) – horst sub formă de

interfluvii t riunghiulare (rezultat prin evoluţia

abruptului cu faţete triunghiulare); horst de tip cuestă; horst teşit. - Grabenul corespunde blocurilor coborâte; este o depresiune tectonică sau un culoar tectonic; exemple: Culoarul Timiş-Cerna, depresiunile Beiuş, Nera, Petroşani. Tendinţa de evoluţie a reliefului. Grabenele tind să se lărgească prin retragerea treptată, în timp, a abruptului de falie. Această retragere se va face diferenţiat, în funcţie de tipul de rocă. Finalul evoluţiei este o câmpie de eroziune, în care părţile pozitive (grefate pe rocile dure), vor depăşi altitudinal cu puţin formele negative. Deci suportul petrografic, ar putea precumpănii asupra influenţelor structural-tectonice.

171

Relieful appallachian Se dezvoltă în strânsă legătură cu structura şi roca. Condiţionarea structurală – existenţa unei structuri vechi, în cadrul căreia cutele să fie foarte strânse. Condiţionarea petrografică – alternanţa rocilor dure cu cele moi. Relieful este derivat din combinarea influenţelor celor două categorii de elemente.

Etape în detaşarea formelor specifice reliefului appallachian: - masivul iniţial este intens denudat, redus la o

câmpie de eroziune de tip

peneplenă sau pediplenă, ce va reteza stratele din nucleul muntelui, acolo unde acestea sunt puternic cutate. - fragmentarea câmpiei de eroziune de către reţele de văi aparţinând la mai multe generaţii; prima reţea de văi este în

concordanţă cu structura ; generaţia

următoare este perpendiculară pe cea anterioară şi se stabileşte în lungul stratelor cu roci moi, deci este în concordanţă cu roca. Prin evoluţie, rezultă văi pe fâşii de roci friabile şi interfluvii pe rocile dure. Au loc o serie de captări, iar în final, configuraţia dată de principalele culoare de văi şi respectiv de principalele linii orografice, va avea un aspect dentritic. Caracteristica reliefului appallachian este constituită de apariţia unor forme de relief cu adaptare atât la structură cât şi la rocă.

172

RELIEFUL VULCANIC

Este un relief complex, rezultat în urma acţiunii a două categorii de factori (agenţi): de natură endogenă; agenţilor externi. Corpuri intruzive Din interiorul astenosferei provin: materia topită, gazele, apa juvenilă sub presiune. Materia topită poate să nu ajungă la suprafaţa scoarţei, formând magma. Prin consolidarea acesteia la diferite adâncimi rezultă corpurile intruzive:

batoliţi,

lacoliţi, filoane. Rocile din vecinătatea materiei topite suferă modificări de natură chimică – structurală; apar astfel rocile metamorfice.

Procese efuzive Materia topită ajunsă la suprafaţă se numeşte lavă şi dă naştere proceselor efuzive (vulcanismului). La suprafaţa scoarţei terestre pot să ajungă materiale solide şi gaze. - Materialul solid. a. Ieşirea lavei la suprafaţă şi curgerea acesteia generează rocile vulcanice de

suprafaţă şi relieful vulcanic. Acesta din urmă este alcătuit din conuri vulcanice şi platouri vulcanice. b. Ieşirea lavei la suprafaţă poate fi explozivă. În timpul exploziilor vulcanice, bucăţi de lavă sunt aruncate în atmosferă, capătă o mişcare de rotaţie şi cad sub formă de bombe vulcanice. c. Lava consolidată brusc într-un mediu acvatic sau atmosferic generează

piatra ponce. d. La fiecare şarjă de lavă nouă, lava veche, consolidată, se sparge rezultând bucăţi mici (cu dimensiuni de ordinul centimetrilor), numite lapili. e. În timpul erupţiilor explozive sunt expulzat e zgură şi cenuşă. Acestea se 173

depun şi vor forma după consolidare aglomeratele vulcanice sau piroclastitele.

- Gazele cu vapori. Se numesc solfatare sau mofete; prezintă conţinut în CO 2, CO, H, N, CH3, NH 4, H 2S. Sunt gaze fierbinţi, cu desfăşurare verticală sau se revarsă lateral.

- Gazele cu apă. a. Gheizerele. Apa ce pătrunde de la suprafaţă în adâncime este transformată în vapori; când presiunea devine foarte mare rezultă expulzarea apei şi gazelor; prezintă ritmicitate. În urma activităţii gheizerelor rezultă nişte roci specifice – gheizeritele.

b. Izvoarele fierbinţi. Apa formată în adânc este transformată în vapori; aceştia urcă spre suprafaţă pe fisuri; ajunşi la temperaturi mai mici condensează în picături. Astfel se formează apa juvenilă, ce apare la suprafaţă sub formă de izvoare. De asemenea, fenomenul poate duce la geneza unor roci – opalul şi calcedonia (atunci când apa dizolvă silice).

Tipuri de erupţii 1. Erupţiile explozive. Sunt legate de lavele acide, care sunt vâscoase. Aceste lave au conţinut ridicat în SiO 2 şi temperaturi ceva mai coborâte; astfel, se consolidează mai rapid, împiedicând ieşirea unor şarje noi de lavă; aceasta duce la acumularea gazelor; când presiunea lor creşte, are loc erupţia explozivă.

2. Erupţiile prin curgere. Sunt legate de lavele bazice , care sunt fluide. Lavele bazice au conţinut bogat în fier şi temperaturi foarte ridicate. Nu se consolidează repede, permiţând evacuarea şi curgerea unor cantităţi noi de lavă.

Tipuri de aparate vulcanice 1. Vulcanul hawaian. Prezintă un coş cu poziţie centrală. Rezultă în cadrul erupţiilor sub formă de curgere (lava este bazică). În relief se impun nu atât conurile vulcanice cât platourile vulcanice.

2. Vulcanul islandez. Prezintă mai multe centre de erupţie (coşuri) desfăşurate pe un anumit aliniament. Se dezvoltă tot în cadrul erupţiilor prin curgere de lavă. 174

3. Vulcanul peleian. Apare în urma erupţiilor explozive (lava este acidă). În partea superioară a coşului lava se consolidează şi formează un dop. Între dop şi vatra lavei, pe coş, presiunea gazelor devine foarte mare; se ajunge la explozia vulcanică ce aruncă dopul; concomitent se aruncă şi o mare parte din conul vulcanic; rezultă aşa numitul dom vulcanic; exemple: Mont Pele, Krakatao.

4. Vulcanul strombolian. Este construit de către lavele vâscoase. Prezintă aparat vulcanic dar şi o anumită frecvenţă a erupţiilor de gaze şi piroclastite; rezultă lapili şi bombe vulcanice. Astfel, se realizează un aparat vulcanic cu dimensiuni mari. Exemple: Stromboli, Vezuviu, Etna.

5. Vulcanul de tip vulcanic. În condiţiile unei lave vâscoase. Apar dopuri şi rezultă explozii. Caracteristica este însă dată de faptul că la acest tip rezultă foarte multă cenuşă vulcanică şi în general elemente fine. Prezintă un ritm lent al exploziilor. Exemplu: Volcano. 6. Erupţiile submarine; pot forma insule.

7. Erupţiile de gaze. Relieful vulcanic Relieful vulcanic de acumulare Rezultă în urma acumulării produselor de erupţie. Apar diferenţe în funcţie de tipul de erupţie. Sunt mai mult tipuri – unele legate de lava acidă, altele de lava bazică.

Conurile vulcanice. Sunt rezultatul erupţiilor sub formă de curgere dar şi de explozie. Formate din lavă, piroclastite, bombe. Prezintă înălţimi diferite. Morfologie alcătuită din coş şi crater. Subtipuri:

- conul de sfărâmături. În structură domină piroclastitele şi bombele, de asemenea cenuşa. Conul are o pantă generala de 30-35 0. La partea superioară prezintă crater; după încetarea activităţii, în crater poate rezulta un lac. 175

- conul stratovulcanic. Au structură complexă, fiind alcătuiţi din curgeri de lavă şi strate de aglomerate vulcanice. Prin crăpături, dinspre coş, lava se deplasează şi generează o serie de pereţi laterali de lavă consolidată în crăpături sau între suprafeţele ce separă stratele de piroclastite. Poate exista şi o a doua situaţie: lavele să iasă la suprafaţa flancului conului principal şi să rezulte conuri secundare (conuri

adventive). Frecvent craterele sunt mai mari şi prezintă lacuri de lavă. - conul cumulovulcanic. Este accentuat dar nu prezintă crater; în locul lui există un dop de lavă ale cărui dimensiuni cresc pe măsură ce este împins din interiorul coşului de şarje noi de lave. Prezintă dom vulcanic (cumulodom).

Platourile vulcanice. Sunt legate de lavele bazice ce dau curgeri. Forma platoului este legată de configuraţia suprafeţei topografice şi de curenţii de lavă. Sunt de două tipuri: - platouri de tip dermolitic (sau Pahoe Hoe); sunt uşor denivelate; - platouri de tip clastolitic (sau Aa); au aspectul unor îngrămădiri de blocuri. Ambele se întâlnesc în cadrul vulcanismului hawaian, de unde şi denumirile.

Laharele. Formă specifică, sub forma unor torenţi formaţi din cenuşă vulcanică îmbibată cu apă (apa provine din condensarea vaporilor sau din lacul de crater). Prezintă un mare potenţial distructiv, constituindu-se în riscuri geomorfologice.

Relieful vulcanic de explozie Formele acestui relief sunt întâlnite la tipul de erupţie explozivă. În primul rând sunt craterele, apoi calderele şi maarele.

Craterele. Sunt sub formă de pâlnie, la partea superioară a conului. Există şi cratere puţ; acestea se formează din lavă fluidă, au pereţii verticali şi uneori adăpostesc lacuri de lavă.

Calderele. Depresiuni cu dimensiuni mari; se formează în procesul de erupţie 176

explozivă şi secundar se asociază procesele de prăbuşire. Tipuri de caldere: monogene (formate într-o singură fază de erupţie); poligene (în mai multe faze); cu atrio (inelare); în trepte.

Maarele. Nu sunt generate de erupţia vulcanică ci de explozia gazelor. Specific: se întâlnesc şi în regiuni nevulcanice. Este o formă negativă, depresionară (dimensiuni de ordinul sutelor de metrii în lungime); fundul este uşor neregulat. Exemplu: în Germania, Podişul Eifel.

Relieful vulcanic de eroziune Apare prin acţiunea agenţilor externi, atunci când activitatea vulcanică încetează.

Relieful de eroziune pe conurile vulcanice. În primul rând se remarcă relieful de eroziune fluviatilă. Pe conurile vulcanice se instalează în timp, o reţea de văi ce se numesc barrancos. Interfluviile ce se formează între aceste văi se numesc planeze. Are loc un proces de fragmentare a conului; apar şi forme de captare: un barrancos sparge muchia craterului şi captează lacul instalat acolo precum şi reţeaua de văi tributară acestuia. Fragmentarea intensă a conului duce la îndepărtarea materialelor ce opun rezistenţă mică la eroziune; după o lungă evoluţie rămân doar corpurile intruzive sub formă de martori de eroziune. Etape evolutive: - etapa construcţiei conului. - etapa fragmentării conului; apar barrancosuri şi planeze; etapa durează până când sunt scoşi la zi pereţii de lavă consolidată în interiorul coşului. - etapa inversiunilor de relief; conul este eliminat; rămân corpurile intruzive: neck, dike, sill. - etapa nivelării complete a conului; rezultă vulcanoplena presărată cu foarte puţini martori de eroziune. - etapa scoaterii la zi a corpurilor vulcanice consolidate în vatra aparatului 177

vulcanic (etapa nivelării subvulcanice).

Relieful de eroziune pe platourile vulcanice . Reţeaua hidrografică se axează pe porţiunile mai joase şi dezvoltă văi alungite, paralele, în sensul pantei generale a platoului. Între aceste văi rămân interfluvii plate ce se numesc mesasuri. În timp, văile străpung platoul şi ajung la structura din bază, nevulcanică; dacă se adâncesc şi în aceasta, rezultă aşa-numitele văi supraimpuse. Când începe să se impună eroziunea laterală, mesasurile se retrag şi ajung la stadiul de martori. Finalul evoluţiei este marcat de prezenţa unor platouri întinse la nivelul vechiului relief exhumat, cu martori de eroziune din fostul platou vulcanic.

Tipuri de regiuni vulcanice: munţi vulcanici (pot fi izolaţi sub formă de masive – con, sau grupaţi sub formă de lanţ de munţi vulcanici); platouri vulcanice.

Răspândirea vulcanismului pe Glob: provincia Pacifică (cu zonele Circumpacifică şi Hawaii); provincia Atlantică; provincia Mediteranean – Pontică (cu zonele Pontică şi Tyrheniană); provincia Africa de Est.

178