Geomorfologie dinamica

UNIVERSITATEA DIN BUCUREªTI DEPARTAMENTUL DE ÎNVÃÞÃMÂNT DESCHIS LA DISTANÞÃ

Prof. univ. dr. FLORINA GRECU

GEOMORFOLOGIE DINAMICÃ Ediþia a II-a

BUCUREªTI, 2008

+

2

&

CUPRINS

TEMA I – PROBLEME FUNDAMENTALE 1. IDENTITATEA GEOMORFOLOGIEI DINAMICE ................................................. 1.1. Geomorfologia Dinamic㠖 ªtiinþa formelor de relief ºi a dinamicii lor ................. 1.2. Demersul istoric ........................................................................................................ 1.2.1. Repede antice ºi medievale (etapa empiricã a observãrii reliefului) ............ 1.2.2. Fundamentarea ºtiinþificã ............................................................................. 1.2.3. Fundamentarea ºtiinþificã modernã ................................................................ 1.3. Principii ale cunoaºterii în dinamica reliefului ......................................................... 1.3.1. Principii geografice generale ......................................................................... 1.3.2. Principii specifice cunoaºterii dinamicii reliefului ........................................

9 9 12 12 13 15 17 17 19

2. BAZE TEORETICE GLOBALE - FILOSOFICE ªI FIZICE .................................. 2.1. Teoria generalã a sistemelor .................................................................................... 2.1.1. Probleme fundamentale ................................................................................. 2.1.2. Tipuri de sisteme utilizate în dinamica formelor de i .................................... 2.1.3. Sistemul morfohidrografic ............................................................................. 2.1.4. Sistemul global al formaþiunilor superficiale ................................................. 2.2. Legi ºi forþe ............................................................................................................. 2.2.1. Energia - forþa în acþiune ................................................................................ 2.3.2. Forþa de gravitaþie .......................................................................................... 2.3.3. Schimbul de cãldurã ºi lucrul mecanic .......................................................... 2.3.4. Surse de energie .............................................................................................

21 21 21 25 25 29 31 31 33 33 35

3. FORMA DE RELIEF ..................................................................................................... 3.1. Originea formei de relief .......................................................................................... 3.2. Clasificarea formelor de relief .................................................................................. 3.3. Concepte ºi noþiuni semnificative în dinamica formelor de relief ........................... 3.3.1. Echilibrul ºi dezechilibrul formelor ............................................................... 3.3.2. Pragul geomorfologic .................................................................................... 3.3.3. Fenomene ale modificãrilor brusce ale formelor de relief ............................. 3.3.4. Spaþiul ºi timpul .............................................................................................

37 38 40 42 42 44 45 51

TEMA II – ROCA ªI HIPERGENEZA 4. CARACTERISTICI ALE ROCILOR SEMNIFICATIVE PENTRU MORFODINAMICà .................................................................................................................... 4.1. Parametrii fizici de stare ........................................................................................... 4.1.1. Umiditatea .................................................................................................... 4.1.2. Porozitatea .................................................................................................... 4.1.3. Forþa de coeziune ......................................................................................... 4.1.4. Unghiul de frecare internã ............................................................................ 4.1.5. Plasticitatea .................................................................................................. 4.1.6. Sensitivitatea ................................................................................................

3

57 57 58 58 59 59 60 60

+

4.1.7. Tixotropia ..................................................................................................... 4.1.8. Permeabilitatea ............................................................................................. 4.2. Particularitãþi chimice ..............................................................................................

60 62 62

5. PROCESE HIPERGENETICE (STADIUL DE PREGATIRE A ROCII) ............... 5.1. Procese fizico-mecanice .......................................................................................... 5.2. Procese chimice ....................................................................................................... 5.2.1. Factorii hipergenezei chimice ....................................................................... 5.2.2. Alterarea – principalul proces hipergenetic chimic ...................................... 5.2.2.1. Alterarea subaerianã ........................................................................ 5.2.2.2. Alterarea subacvaticã ...................................................................... 5.2.2.3. Alterarea chimico-bioticã ................................................................ 5.3. Procese biotice .......................................................................................................... 5.4. Scoarþa de alterare ....................................................................................................

65 65 67 67 70 70 73 73 73 78

TEMA III – VERSANÞII. PROCESE PREPONDERENT GRAVITAÞIONALE 6. MORFODINAMICA VERSANÞILOR ....................................................................... 6.1. Noþiunea de versant ................................................................................................. 6.2. Morfometria ºi morfografia versanþilor ................................................................... 6.2.1. Forma de relief – versant ............................................................................... 6.3. Clasificarea (tipizarea) versanþilor ........................................................................... 6.5. Bazele de eroziune ºi bazele de denudare ................................................................ 6.6. Gravitaþia ºi sistemul morfogenetic .........................................................................

85 85 87 87 88 96 97

7. PROCESE COMPLEXE DE DEPLASARE PRIN CÃDERE ................................... 7.1. Rostogolirile ºi cãderile libere ................................................................................. 7.2. Prãbuºirile ºi surpãrile ............................................................................................. 7.3. Avalanºele ................................................................................................................

100 100 101 102

8. PROCESELE DE DEPLASARE PRIN SUFOZIUNE ªI TASARE ......................... 107 8.1. Sufoziunea ................................................................................................................ 107 8.2. Tasarea ...................................................................................................................... 110 9. ALUNECÃRILE DE TEREN ....................................................................................... 9.1. Noþiunea alunecare de teren ..................................................................................... 9.2. Stadiul de evoluþie ºi morfologia alunecãrii de teren ............................................... 9.3. Relaþia cauz㠖 efect ................................................................................................ 9.4. Stabilitatea versantului afectat de alunecãri ............................................................. 9.5. Evoluþia procesului de alunecare ............................................................................. 9.6. Viteza de alunecare .................................................................................................. 9.7. Clasificãri ºi tipuri de alunecãri de teren .................................................................

113 113 115 119 122 125 126 127

10. DEPOZITELE DE VERSANT .................................................................................... 10.1 Caractere generale ............................................................................................... 10.2. Mediul periglaciar (grupa gravitaþionalã) ............................................................ 10.2.1. Grohotiºurile ........................................................................................... 10.2.2. Morenele de névé (potcoave nivale) ....................................................... 10.2.3. Gheþarii de piatrã (de grohotiº) ............................................................... 10.2.4. Grézes-litées ............................................................................................ 10.3. Formaþiuni de versant dupã poziþie (grupa deluvio-coluvialã) ............................ 10.3.1. Deluviile .................................................................................................. 10.3.2. Coluviile .................................................................................................. 10.4. Versanþii granitici .................................................................................................

136 136 137 137 139 139 140 141 141 143 143

4

TEMA IV – PROCESE PREPONDERENT HIDRICE 11. EROZIUNEA HIDRICà PE VERSANÞI .................................................................. 11.1. Eroziunea prin picãtura de ploaie ........................................................................ 11.2. Eroziunea prin curenþi peliculari ......................................................................... 11.3. Factorii care influenþeazã eroziunea .................................................................... 11.4. Impactul asupra populaþiei ................................................................................... 11.5. Eroziunea prin curenþi concentraþi (eroziune torenþialã) ............................................................................................................. 11.5.1. Procese elementare ale apariþiei eroziunii torenþiale-ravinaþia ................ 11.5.2. Clasificarea formaþiunilor de eroziune în adâncime ................................ 11.5.3. Organismul (sistemul) torenþial ............................................................... 11.6. Alte procese de risc de degradare a solurilor ....................................................... 11.3. Impactul asupra populaþiei ...................................................................................

147 147 149 153 157

12. DINAMICA ALBIILOR DE RÂU .............................................................................. 12.1. Dinamica apei râurilor (hidrodinamica) .............................................................. 12.1.1. Starea curgerii .......................................................................................... 12.1.2.Viteza criticã de eroziune ......................................................................... 12.2. Transportul (miºcarea) particulelor ..................................................................... 12.3. Morfodinamica în secþiune ºi în plan a albiei fluviale ......................................... 12.3.1. Modelarea albiilor cu pat rezistent .......................................................... 12.3.2. Modelarea albiilor aluvionate .................................................................. 12.3.3 Albiile rectilinii ......................................................................................... 12.3.4. Albiile de râu meandrate .......................................................................... 12.3.5. Râurile cu albii împletite ºi anastomozate ............................................... 12.4. Acumularea - depozitele aluviale ........................................................................ 12.4.1. Caractere generale ................................................................................... 12.4.2. Aluviunile din albia minorã ..................................................................... 12.4.3. Aluviunile din albia majorã ..................................................................... 12.4.4. Aluviunile din câmpiile de nivel de bazã .................................................

170 171 171 174 175 176 176 176 179 180 189 192 192 195 197 199

158 158 161 162 163 166

TEMA V – DINAMICA GLACIARà 13. ACÞIUNEA MORFODINAMICà A GHEÞARILOR ............................................. 13.1. Eroziunea glaciarã ............................................................................................... 13.1.1. Factori care influenþeazã eroziunea glaciarã ............................................ 13.1.2. Evoluþia teoriilor privind eroziunea glaciarã ........................................... 13.1.3. Formele de relief ...................................................................................... 13.2. Acumularea glaciarã ............................................................................................ 13.2.1. Formaþiunile glaciare ............................................................................... 13.2.2. Formele de relief create de gheþarii de calotã .......................................... 13.3. Bilanþul glaciar .................................................................................................... 13.3.1. Acumularea, ablaþia ºi bilanþul glaciar .................................................... 13.3.2. Factorii bilanþului glaciar ......................................................................... 13.3.3. Metode de determinare a bilanþului net ...................................................

5

203 204 204 205 207 210 210 214 219 219 221 222

&

+

6

& Tema I Probleme fundamentale Obiective

Tema îºi propune: ð Fundamentarea importanþei geomorfologice dinamice ca ºtiinþã a proceselor geomorfologice; ð Clasificarea noþiunilor de bazã utilizate în geneza ºi dinamica microformelor.

7

+

8

1.

IDENTITATEA GEOMORFOLOGIEI DINAMICE

1.1. Geomorfologia dinamic㠖 ªtiinþa formelor de relief ºi a dinamicii lor Conturarea dinamicii reliefului într-o disciplinã ºtiinþificã de-sine-stãtãtoare în cadrul ºtiinþei geomorfologice se înscrie în tendinþa generalã a cunoaºterii de a se cerceta în detaliu realitatea existenþialã, concomitent cu preocupãrile de cunoaºtere globalã ºi interdisciplinarã. De aceea, deºi multe elemente de dinamicã s-au impus încã de la sfârºitul secolului XIX, o datã cu afirmarea geomorfologiei generale, identitatea sa ºtiinþificã este de datã relativ recentã, multe aspecte ale teoriei ºi metodologiei fiind încã neelucidate sau în curs de elaborare. ªtiinþã geograficã a cercetãrii naturii, geomorfologia dinamicã ºi-a conturat obiectul în strânsã relaþie cu cele mai generale legi ale dezvoltãrii Lumii descoperite de filosofie, dar ºi dependent de dezvoltarea altor ºtiinþe, mai ales a fizicii, de la care îºi însuºeºte anumite metode ºi tehnici de cercetare. Momentul impunerii geomorfologiei dinamice ca ºtiinþa de-sine-statatoare a fost dat însã de societate, intervenþiile omului în mediu, în relief, reclamând cunoaºterea în detaliu a mecanismelor miºcãrii microformelor de relief. Geomorfologia dinamicã studiazã procesele de modelare a reliefului, mecanismele acestora ºi opteazã atât cu noþiuni ale geomorfologiei generale cât ºi cu noþiuni ce îi definesc mai concret conþinutul, cum sunt: procese ºi agenþi de modelare, dinamicã, miºcare, evoluþie, dezvoltare, noþiuni din limbajul curent ºi mai ales din cel consacrat fizicii. Aºadar, scopul principal al geomorfologiei dinamice este studierea proceselor de formare a microformelor, procese de schimbare a suprafeþei terestre, în care sunt incluse ºi procesele morfolitogenetice. Geomorfologia dinamicã studiazã structura proceselor actuale, modul lor de acþiune, formele de relief ºi depozitele rezultate (de eroziune sau de acumulare), funcþiile ºi relaþiile dintre acestea, fenomenele de autoreglare (în vederea atingerii echilibrului dinamic), dezvoltarea ºi evoluþia sistemului geomorfic într-un anumit spaþiu ºi într-un timp geomorfologic (tabelul nr. 1). Noþiunea dinamicã se referã la miºcare ºi face obiectul de cercetare al fizicii mecanice, care „studiazã legile miºcãrii corpurilor þinând seamã de masele lor ºi de forþele care se exercitã asupra lor”. De asemenea, dinamicã semnific㠄dezvoltare intensã, schimbare continuã, bogãþie de miºcare” (DEX, p. 267). Conform cinematicii materiei, cinematica reliefului conduce la modificãri ale acestuia; condiþiile de echilibru a reliefului se supun legilor staticii din fizica clasicã. În 9

&

Tabelul 1 Definiþia sinteticã a geomorfologiei dinamice Conþinut Capacitate de autoreglare ↓ Echilibrul morfodinamic

Dinamicã, → Dezvoltare ºi Evoluþie

↔

Procese ↓ Forme ↓ Depozite → Structurã

Analizã sistemicã

Relaþii ↔

+

acelaºi timp, studiul reliefului se realizeazã ºi prin prisma teoriilor morfologice moderne (vezi capitolul Teoriile morfologice). În limbajul curent deci, dinamic semnificã modificãri rapide, spre deosebire de modificãrile evolutive lente. Schimbãrile calitative ºi cantitative de la simplu la complex, ºi invers, duc la dezvoltarea fenomenelor. Geomorfologia dinamicã studiazã morfodinamica exogenã în strânsã dependenþã de dinamica substanþei endogene (morfotectonica) ºi de modificãrile rocilor (morfopetrodinamica) (Ananiev ºi colab., 1994). Principala particularitate a proceselor actuale de formare a reliefului este ca se desfãºoarã în timp scurt, astfel ele pot fi observate ºi analizate direct în naturã, într-un anumit sens un experiment de teren. Cercetarea proceselor vechi insã este indirectã, prin intermediul formelor create sau a depozitelor corelate.

Funcþii

Analizã spaþialã ºi temporalã – Spaþiu – – – –

regiuni versanþi interfluvii albii alte dimens. spaþ. restrânse Timp: – îndelungat (geologic) – scurt (multianual, anual, diurn etc.)

Abordarea modificãrilor actuale ale reliefului din punctul de vedere al practicienilor a adus în discuþie denumirea de geologie inginereascã, cu accent pe modul de utilizare a reliefului. Potrivit concepþiei geografice, geomorfologia dinamicã studiazã structura proceselor ºi formelor prin prisma transformãrilor din mediul morfogenetic, în care un rol esenþial revine climei ºi factorilor biopedogeografici, inclusiv antropici. Rezultã cã studierea dinamicii reliefului vizeazã trei aspecte holistice generale: – cunoaºterea intrinsecã a proceselor ºi mecanismelor ce creeazã relieful; – cunoaºterea proceselor ºi mecanismelor ce modificã relieful; – cunoaºterea calitativã a noilor forme create, forme ce se constituie într-un nou sistem holistic. Argumentaþia geograficã trebuie susþinutã de: – analize ºi date ce pot fi cuantificate ºi analizate statistic; – aplicarea unor legi ºi principii (inclusiv formule) ale fizicii referitoare la miºcarea materiei; – studiul concomitent al depozitelor; – folosirea reliefului în activitãþile practicii economice ºi sociale. 10

Raporturile cu geomorfologia generalã (geneticã) Geomorfologia dinamicã este o parte adâncitã ºi explicitã a geomorfologiei generale (genetice). Ea s-a impus ca urmare a intervenþiilor omului în peisaj ºi implicit în relief, deci din necesitãþi practice. De aceea, între geomorfologia dinamicã ºi cea aplicatã existã multe similitudini. În decursul dezvoltãrii geomorfologiei genetice generale, multe din domeniile de cercetare s-au desprins ca discipline de-sine-stãtãtoare, cum sunt geomorfologia structuralã, geomorfologia petrograficã, geomorfologia climaticã etc. Fiecare dintre acestea studiazã ºi geneza formei de relief, dar au ca principiu de bazã în cercetare elementul dominant, respectiv structura, roca, clima etc. De asemenea, geomorfologia regionalã pune accent pe particularitãþile locale ale reliefului. Aºadar, între geomorfologia dinamicã ºi celelalte discipline geomorfologice existã relaþii de interdisciplinaritate, fiecare studiind formele de relief dintr-un anume unghi, dintr-o anume perspectivã, conform scopului propus, respectiv obiectului cercetãrii (tabelul 2). Tabelul 2 Locul geomorfologiei dinamice în sistemul ºtiinþelor geomorfologice ªtiinþe geomorfologice

Criteriul Sisteme geomorfice genetice Sisteme geomorfice teritoriale

– – – – –

Aspecte speciale

Dinamice – geomorfologie dinamicã Istorice – geomorfologieistoricã (paleogomorfologie) Genetice – geomorfologie climaticã general㠖 geomorfologie structural㠖 geomorfologie petrografic㠖 geomorfologie specialã raportatã la tipuri genetice de relief (nu coincide cu geomorfologia climaticã generalã)

Gradul de detaliere a cercetãrii, metode de bazã utilizate în cercetare

– – – – – – –

Scopul principal al cercetãrii

– geomorfologie teoreticã – geomorfologie aplicatã – geomorfologie inginereascã

11

geomorfologie generalã (geneticã) geomorfologie terestrã (a uscatului) geomorfologia fundului mãrilor ºi oceanelor geomorfologie planetarã geomorfologie regionalã (pentru unitãþi fizico-geografice complexe sau pentru: munþi, dealuri ºi podiºuri, câmpii) etc.

geomorfologie analiticã geomorfologie sinteticã geomorfologie sistemicã geomorfologie experimentalã geomorfologia matematicã ºi statisticã ecogeomorfologia cartografia geomorfologicã GIS-ul geomorfic

&

+

1.2. Demersul istoric O prezentare fãcutã la începutul mileniului trei asupra devenirii ºtiinþifice a oricãrei ºtiinþe, concret a geomorfologiei, este extrem de dificil de realizat datoritã bogatului material informativ, a diversitãþii problematicii abordate (în cadrul studiului reliefului, în general, ºi a geomorfologiei dinamice, în special).La acestea se adaugã maniera variatã de abordare, care poate fi: cronologicã, tematicã, pe ºcoli de creaþie etc. Geomorfologia, ºtiinþã geograficã, este o ºtiinþã a Lumii, contrar semnificaþiei sale relativ înguste ca domeniu de abordare – formele terestre. De aceea demersul istoric va fi realizat, istoric, adicã atât cronologic cât ºi tematic, pe autori ºi mari ºcoli geografice(Grecu,2000) 1.2.1. Repede antice ºi medievale (etapa empiricã a observãrii reliefului) Observarea fenomenelor din naturã ºi interpretarea lor în scopuri practice s-au impus o datã ce omul a conºtientizat cã natura este mijlocul de subzistenþã, dar ºi de pericole. Marile civilizaþii ale antichitãþii (asiro-babilonianã, egipteanã, chinezã, preincaºã, indianã etc.) oferã primele informaþii asupra dinamicii unor fenomene, cum ar fi periodicitatea, calcularea timpului, repetarea inundaþiilor, depunerile anuale de mâl datorate acestora etc. Pânã în secolul IV î.Ch. aceste observaþii se constituiau într-o singurã gândire, care în secolul V î.Ch., Pitagora o numise filosofie, adicã iubitor de înþelepciune (philos = iubitor ºi sophia = înþelepciune). Fãrã a ne propune o inventariere exhuastivã, vom face însã câteva trimiteri la gândirea anticã, semnificative pentru dinamicã (Grecu,2000). Pitagora(580 î. Ch.) ºi pitagorismul considerând cã numãrul (arithmes) exprimã armonia ºi raporturile statornice ale acestor lucruri face trecerea la determinãri cantitative. Heraclit din Efes (540- 480 î.Ch.) prin filosofia exprimatã prin acel „ totul curge” (panta rhei), sau lupta este mama tuturor lucrurilor, dovedeºte cã evoluþia este rezultatul luptei dintre da ºi nu, sau concret pentru dinamica formelor, lupta dintre echilibru ºi dezechilibru. Din acest motiv este considerat filosoful miºcãrii. Rãdãcinile metodei în cunoaºtere sunt datorate lui Socrate (469 – 399î.Ch.), Platon (427 – 347î.Ch.) ºi Aristotel (384 – 322 î. Ch.). Dialectica socraticã, dezvoltatã de Aristotel, cuprinde trei momente semnificative: inducþia, noþiunea ºi definiþia. Filosofia platonicã, bazatã pe „ teoria ideilor”, deschide drumul spre fenomenologie. Aristotel are meritul de a da „primele încercãri temeinice de a formula teorii generale în dinamicã în care sunt corelaþi factorii relevanþi ce determinã viteza unui obiect în miºcare” (Lloyd, 1994, p.104). Eratostene (circa 273 – circa 192 î. Ch.) este considerat întemeietorul geografiei ºtiinþifice; lui i se atribuie ºi denumirea noii ºtiinþe cu termenul de geografie, ca ºi diferite calcule asupra Pãmântului. Dar în epoca elenisticã (337 – 30 î. Ch.) se fac progrese remarcabile în cunoaºterea dinamicii unor fenomene, cum sunt fenomenele vulcanice, mecanismul producerii mareelor ºi periodicitatea acestora datoritã inegalitãþii fazelor lunii, explicaþii pe care le datorãm lui Poseidonos (135 – 51 î. Ch.). 12

Ptolemeu Claudius (90 – 168) se remarcã prin procedee ºtiinþifice de cartografiere, propunând proiecþiile conicã ºi pseudoconicã. Strabon (65 sau 58 î.Ch. – 21 d. Ch.) în cele 17 cãrþi de Geografie, aratã, pe lângã caracterul aplicativ al geografiei, ºi date di dinamica terestrã, cum sunt miºcãrile locale de ridicare ºi de coborâre ale scoarþei, originea Vezuviului ca fiind vulcanicã etc. A urmat o lungã perioadã dominatã de dogmatismul religios, care a condus însã la cunoaºterea directã a teritoriilor în care s-a rãspândit creºtinismul. În aceastã perioadã se impun ideile lui Avicena (Ibn-Sina, 980 – 1037) asupra formãrii munþilor. Redescoperirea gândirii antice ºi marile cãlãtorii ºi descoperiri geografice se constituie în acumulãri ale cunoaºterii ce au premers ºi au favorizat gândirea renascentistã. Sunt remarcabile astfel, preocupãrile lui Leonardo da Vinci ºi B. Pallissy. Dacã da Vinci are meritul de a fi exponentul unui curent tehnicist în utilizarea ºi amenajarea râurilor, fãcând aprecieri asupra dinamicii acestora, corelând mãrimea patului aluvial cu debitul râului, Pallissy (1584) se preocupã de rolul factorilor interni ºi externi în modelarea reliefului. „Raþionalismul” secolului XVII a facilitat cunoaºterea Lumii prin intermediul legilor fundametale, aplicate ºi în cunoaºterea geograficã.Revoluþia intelectualã a acestui secol, având ca reprezentanþi pe J.Kepler, R.Déscartes, G. Leibnitz, I.Newton etc, a pregãtit evoluþionismul din „secolul luminilor” (secolul XVIII) care a dominat nu numai filosofia, ci ºi ºtiinþele (Laplace, Kant, Montesquieu, Voltaire, Fournier, Diderot, Buffon, Lamarck, Linée etc.).Este momentul apariþiei geologiei moderne (de care este dependentã ºi originea, evoluþia ºi dinamica formelor terestre), prin contribuþiile lui J.Hutton (1726 – 1799), J. Playfair (!748 – 1819), C.H. Lyell (1797 – 1875). 1.2.2. Fundamentarea ºtiinþificã În secolele XVIII ºi XIX se realizeazã primele observaþii ºtiinþifice asupra dinamicii reliefului, respectiv asupra proceselor de modelare în lucrãrile clasice fundamentale de geologie ale lui Hutton (1788) ºi Playfair (1802), care semnaleazã rolul distrugerii rocii pentru modelarea reliefului. Playfair enunþã intr-o prima formulare ceea ce se va numi peste un secol ºi jumãtate bilanþ geomorfologic. Schimbãrile pantei în timp, precum ºi rolul eroziunii în geneza formelor sunt explicate de Lyell. Lucrarea sa Principes of geologie (1830) va domina cercetãrile ºtiinþifice pânã la sfârºitul secolului XIX. De fapt, rolul eroziunii subaeriene ºi marine în geneza formelor de relief este principala idee dezbãtutã la mijlocul secolului XIX, transferul depozitelor de pe versant în albie va constitui insa mult timp o necunoscutã. Conceptul de eroziune ºi cel de echilibru se afirmã deci într-un timp îndelungat, secolul XIX consacrându-le pentru studiile geomorfice. Cercetãrile întreprinse de cãtre hidraulicienii piemontezi aduc în discuþie probleme de geomorfologie fluvialã. Gugliermini (1655 – 1710) aratã cã râurile îºi modeleazã patul prin eroziune ºi depozite pânã la realizarea unui stadiu de echilibru între forþa curentului ºi rezistenþa substratului, explicã de asemenea, forma concavã a 13

&

+

profilului longitudinal ºi factorii care determinã panta medie (debitul, viteza ºi caracteristicile patului) (Coque, 2000). Inginerul francez Surell (1813 – 1887), studiind torenþii din Alpi (1841) are importante precizãri asupra pantei limitã, asupra caracterului regresiv a acþiunii torenþilor. În acelaºi timp, Dausse aplicã noþiunea de echilibru râurilor de câmpie Prima lucrare în care este observatã ºi descrisã forma versantului ºi în care este prezentata originea formelor de relief este considerata cea a lui Sorby (1850) asupra originii treptelor de vale din North Yorkshire. Teoria lui Fisher (1866) cu privire la formarea abruptului ºi a taluzului de la baza acestuia anticipeazã ceea ce mai târziu se va numi teoria pedimentelor. O semnificaþie aparte o au studiile asupra gheþii ºi gheþarilor. Prima sintezã a rezultatelor obþinute pe plan mondial a fost realizatã de Agassiz (1840 ºi 1847). (Pentru detalii vezi Grecu, 1997-lucrarea Gheaþã ºi gheþari. Introducere în glaciologie.) În a doua jumãtate a secolului XIX se observa ºi se descriu procese de versant, cum sunt: creepul (Thomson, 1877), soil-creepul (Kerr, 1881), pluviodenudarea (Scrope, 1866; Mawi, 1866; Wynn, 1867); se dau explicaþii asupra profilelor formelor (Tylor, 1875); se fac experimente de teren (Davison, 1868); Darwin (1881) realizeazã prima mãsurãtoare cantitativã în condiþii naturale pe pante de 5-9 grade asupra eroziunii cauzatã de wormcasting (citati de Young, 1972). Powel (1834 – 1902) ºi Gilbert (1843 – 1918) pun bazele geomorfologiei fluviale. Powel (1875) precizeazã noþiunea de nivel de bazã general ºi local, iar Gilbert (1877), pe cea echilibru. Lucrarea asupra Munþilor Henry, de geomorfologie regionalã, este consideratã cea mai valoroasã contribuþie la dezvoltarea geomorfologiei în secolul XIX, multe dintre idei fiind preluate ºi dezvoltate în a doua jumãtate a secolului XX. De exemplu, ideea cã degradarea rocilor este limitatã în regiunile cu precipitaþii reduse de rata degradãrii iar în regiunile umede este limitata de rata de transport, idee statuata de Savigear abia în 1960. Profilul versanþilor este abordat intr-o serie de lucrãri în care se emit în principal ipoteze cu privire la dominanta unor procese în formarea pofilelor convex ºi concav. Printre acestea menþionãm: – convexitatea este «curba de meteorizare – alterare» iar concavitatea «curba de transport» prin apa (Hiecks, 1893); – dezvoltarea profilelor succesive de versant prin retragere (Dutton, 1880 – 1882): forma profilului versanþilor alcãtuiþi din roci cu rezistenta variabila; astfel, în roca tare, retragerea este accelerata de subminarea bazei versantului, iar în roca moale de existenta unui taluz. Formularea ciclului eroziunii normale a lui Davis (1899) constituie un moment de referinþã pentru geomorfologia generala, dar în egalã mãsurã ºi pentru geologia dinamicã. Relaþia dintre dinamica versantului ºi dinamica albiei se pune de pe poziþia principiului evoluþionist ºi a feed-backului. Lucrãrile de la începutul secolului XX consemneazã idei rezultate din cercetãri în teren, cu accent în primul rând pe procese de modelare a reliefului. Astfel, Anderson (1906) propune termenul de solifluxiune. Fenneman (1908) face primul studiu detaliat asupra scurgerii neconcentrate, Lawson (1915) arata ca în desert spãlarea în pânzã (sheet-wash) constituie principalul proces denudational. Studiile lui Lehmann (1918) referitoare 14

la formele de relief, grosimea depozitului ºi procesele denudationale, alãturi de cele ale lui Gotzinger (1907), dupã opinia lui Young, l-au influenþat pe Penck ; Apariþia lucrãrii lui W Penck (1924), la un an dupã moarte, sub îngrijirea tatãlui sau, marcheazã fundamentarea geomorfologiei dinamice ca ºtiinþa. Pentru început, Die geomorfpologiche analyse a influenþat prea puþin lumea ºtiinþificã internaþionalã, fiind contracarata încã de ciclul eroziunii normale a lui Davis. Motivul esenþial a fost lipsa unei traduceri coerente în limbile franceza sau engleza. Abia dupã circa trei decenii, în urma traducerii lui Czech ºi Boswell (1953), lucrarea lui Penck va fi apreciata la justa ei valoare, ºi va domina gândirea geomorfologicã. În România începutul secolului XX este marcat de înfiinþarea primei catedre de geografie sub conducerea lui Mehedinþi (1900), ºi de apariþia lucrãrii lui Vâlsan (1916) prima lucrare de geomorfologie asupra unei câmpii, care este în egalã mãsurã ºi lucrare de dinamicã fluvialã. 1.2.3. Fundamentarea ºtiinþificã modernã La jumãtatea secolului XX, geomorfologia dinamicã se contureazã pe deplin ºi se dezvoltã rapid, fiind determinatã de structuralismul sistemic, de necesitatea cercetãrilor cantitative, de presiunea antropicã asupra mediului. Influenþatã de teoria davisianã, iniþial cercetarea geomorfologicã a fost orientatã prioritar spre probleme de evoluþie a reliefului, a suprafeþelor ºi nivelelor morfologice. În domeniul geomorfologiei dinamice, principalele preocupãri au vizat deplasarea materialelor, mai ales între cele douã rãzboaie mondiale. Conþinutul geomorfologiei dinamice a fost schiþat însã în primele decenii ale secolului, în „Revue de Géographie Physique et de Géologie Dynamique „(în 1928). Fundamentarea ºtiinþificã modernã a dinamicii reliefului (ca ºi a geomorfologiei genetice ºi a geografiei, în general) a fãcut un salt calitativ dupã al doilea rãzboi mondial. Preluându-se idei ºi continuându-se tradiþiile cercetãrilor anterioare clasice, dinamica microformelor terestre cunoaºte noi orientãri, acumuleazã noi date ce îmbogãþesc conþinutul sãu ºtiinþific. Se înfiinþeazã adevãrate ºcoli de geomorfologie cu cercetãri în domeniu, cum sunt cele din S.U.A., Marea Britanie, Franþa, fosta U.R.S.S., Italia, Germania, Cehia, Australia, Belgia, Polonia, Canada, Japonia, etc. Este o perioadã extrem de fertilã sub aspectul cercetãrilor, publicaþiilor, întâlnirilor ºtiinþifice ºi implicit al difuzãrii noilor realizãri. Urmare acestor cercetãri, apare sinteza lui Dylik (Dynamical geomorphology, its nature and method,1957). Bazele teoretice ºi metodologice moderne sunt exponentul teoriei generale a sistemelor, a determinãrilor cantitative, a utilizãrii tehnicii performante ºi a G.I.S., dar mai ales a considerãrii reliefului ca parte integrantã a mediului ºi, în consecinþã, a planificãrii teritoriale. Fãrã a face o prezentare exhaustivã, trebuie însã menþionate câteva studii de referinþã, cum sunt: lucrãrile lui Fair (1947, 1948), Baulig (1940), Wood (1942) Savigear (1956), Souchez (1961), Jahn (1968) etc. asupra profilului versanþilor; studiul lui Horton (1945) asupra relaþiilor dintre procesele geomorfice ºi cele hidrologice, ca ºi alte studii ce statueazã morfometria 15

&

+

ca metodã de cercetare indispensabilã, iar Morisawa (1962) adoptã termenul de geomorfometrie pentru ºtiinþa care se ocupã cu mãsurarea formelor tereste; în aceeaºi perioadã, Strahler (1950) aplicã la pante metoda statisticã, completeazã (în 1952) sistemul de ierarhizare a reþelei hidrografice elaborat de Horton (în 1945); Rapp (1960) face mãsurãtori asupra ratei proceselor geomorfologice în regiuni polare, Devdariani (1950, citat de Mac, 1986) introduce conceptul de cinematicã morfologicã, Jovanovic (1940) încearcã sã arate ponderea factorilor genetici în modelarea profilului longitudinal al râurilor; Sharpe (1938), Terzaghi (1950) se ocupã de mecanismul alunecãrilor de teren etc. încercãrile de cuantificare a eroziunii solurilor au condus la aplicarea formulei lui Wieschmeier (1960), aplicatã ºi completatã în þara noastrã de Motoc (1963); în Italia cercetãrile de dinamicã a reliefului sunt strâns legate de rolul factorului geologic (Desio, 1971, 1973); în România sunt preocupãri de cartare ºi clasificare a proceselor actuale (Vâlsan, 1885-1935; Mihãilescu, 1890-1978; Morariu, 1905-1982 etc), preocupãri ce vizeazã mecanismul acestora ºi dinamica versanþilor ºi albiilor (Martiniuc, 1915-1990; Morariu, 1954; Tufescu, 1908-2000 etc). Urmare mulþimii cercetãrilor fragmentare din diferite regiuni ale Terrei, în anii 1960 ºi 1970 apar tratate pe diferite probleme de geomorfologie dinamicã, sinteze de referinþã în literatura mondialã: Birot, 1958; Chorley, 1962; Chorley, Kennedy, 1971; Leopold ºi colab., 1964; Young, 1972; Carson, Kirkby, 1972; Scheidegger, 1962, 1970; Zaruba, Mencl, 1974; Lliboutry, 1964, 1965; Patterson, 1969; Embleton, King, 1969; Tricart, Cailleux, 1962, 1977; Marcov, 1947 (1957, în limba românã); Tufescu, 1966; Posea ºi colab, 1970; Gregory, Walling, 1973; Strahler, 1973; Schumm, 1977; Zãvoianu, 1978 etc. Meritul acestor tratate este cã, alãturi de analiza structuralist-sistemicã ºi evolutivã, impune abordarea cantitativã, fãrã de care dinamica formelor rãmân la stadiul descriptiv. Rolul lor este covârºitor pentru dezvoltarea geomorfologiei pe plan mondial, unele dintre aceste tratate (ºi altele) au fost publicate ulterior în mai multe ediþii. Pentru etapa actualã, date fiind numeroasele cãrþi ºi articole apãrute în domeniu, vom expune doar câteva idei cu succinte exemplificãri, repere istorice regãsindu-se la capitolele respective. • Se impun noi abordãri, unele pe domenii speciale ale dinamicii reliefului, cum sunt cele ce vizeazã albiile de râu (Richards, 1982,1985; Ichim ºi colab., 1986; Bravard, Petit, 2000 etc), versanþii, cu accent pe procesele de deplasare ºi cartare (Abramson ºi colab., 1996; Crozier, 1973; Cruden, Varnes, 1992; Dramis, Bisci, 1998; Vallario, 1999; Varnes, 1978 etc), dinamica glaciarã, eolianã, litoralã, lucrãri de sintezã sau din contrã foarte înguste ca tematicã. • In unele tratate de geomorfologie generalã, capitolul consacrat proceselor geomorfologice apare sub denumirea dinamica reliefului sau geomorfologie dinamicã (de exemplu, Coque, 2000). • Atenþia acordatã dinamicii reliefului în ultimele decenii se regãseºte ºi în apariþia unor cãrþi cu titlul geomorfologie dinamicã (de exemplu, Ananiev ºi colab., 1992; Mac, 1986; Pech, 1998 etc), în care se cautã o explicare cauzalã a fenomenelor. 16

• Se constatã, de asemenea, un alt mod de abordare a reliefului în tratatele de geomorfologie generalã, ºi anume o abordare sistemicã, cantitativã, prin prisma dinamicii, astfel conceptul de dinamicã nu se rezumã numai la procese, ci ºi la tipuri genetice de relief. • O serie de materiale prezintã probleme specifice filosofice, fizice, geografice, practic-aplicative etc, utile explicãrii dinamicii reliefului ºi proiectãrii lui în sfera socialului. • Atenþie specialã se acordã gãsirii ºi aplicãrii unor metode noi de cercetare, printre care analiza fractalã (Korvin, 1992). • Numeroasele studii regionale în diferite medii geografice, fie cã verificã idei, teorii deja cunoscute, fie cã formuleazã noi concepte rezultate din experienþa proprie, apar în reviste de specialitate naþionale, dar ºi în cele internaþionale, dintre care menþionãm publicaþia Geomorphology (editura Elsevier, Olanda). • Un rol important în coordonarea ºi difuzarea informaþiei revine asociaþiilor naþionale ale geomorfologilor reunite în cea internaþionalã - Internaþional Association ofGeomorphologists.

1.3. Principii ale cunoaºterii în dinamica reliefului Principiile metodologice, norme, reguli ce trebuie respectate în timpul cunoaºterii ºtiinþifice, derivã din manifestarea unor legi generale. De aceea, se impun atât principii generale ale cunoaºterii geografice, cât ºi principii speciale dinamicii reliefului (Grecu, 2000). 1.3.1. Principii geografice generale Principiul repartiþiei spaþiale. Conform acestui principiu, orice obiect, proces sau fenomen geografic are o anumitã poziþie ºi extindere spaþialã ºi impune ca cercetarea geograficã sã precizeze aceste caracteristici. Precizarea poziþiei, a aºezãrii geografice este deosebit de importantã pentru cã permite conturarea unor caracteristici ale fenomenelor respective încã de la începutul analizei. Acest principiu permite ºi stabilirea unor relaþii între obiecte, fenomene, procese geografice. V. Mihãilescu îl considera „cel mai necontestat principiu metodologic propriu geografiei” care „se confundã cu însãºi geografia”; definindu-l principiul suprafeþei sau arealului”. Poziþia, aºezarea geograficã sunt fie absolutizate în cercetãrile geografice, fie mai puþin luate în seamã. în realitate, se poate aprecia cã precizarea locului - punctual sau în suprafaþã - fenomenului cercetat ne sugereazã încã de la începutul cercetãrii trãsãturile principale ale fenomenelor. De exemplu, amplasarea pe Glob indicã zona climaticã sau regiunea de dezvoltare economicã; amplasarea faþã de elemente majore fizico- ºi economico-geografice precizeazã particularitãþi conexe acestora; amplasarea pe teritorii mai restrânse indica elemente de detaliu etc. Principiul integrãrii geografice presupune necesitatea ca orice obiect sau fenomen analizat sã fie raportat la întregul, la sistemul din care face parte. De asemenea, conform acestui principiu, trebuie cãutate conexiunile existente între obiectul analizat ºi sistemul major în care se încadreazã, precum ºi între el ºi 17

&

+

subsistemele de rang inferior {principiul conexiunii fenomenelor). Acest principiu a fost susþinut cu insistenþã de V. Mihãilescu, care a arãtat cã nu trebuie sã se piardã din vedere „întregul teritorial”, chiar ºi în timpul analizei. Conform acestui principiu, geograful îºi pune întrebarea cum existã fenomenul analizat, sau cum este influenþat de alte fenomene ºi cum influenþeazã el alte fenomene. Integrarea geograficã vizeazã douã aspecte: – integrarea funcþional㠖 stabilirea locului ºi rolului pe care îl are obiectul în sistemul funcþional din care face parte; – integrarea teritorial㠖 regional㠖 legãtura cu principiul repartiþiei spaþiale. Principiul cauzalitãþii a fost introdus în geografie de Al. von Humboldt. Conform acestui principiu, orice cercetare geograficã trebuie sã caute sã gãseascã explicaþiile cauzale ale fenomenelor, cu alte cuvinte sã rãspundã la întrebarea de ce. Pentru alte ºtiinþe acest principiu este cunoscut ºi ca principiul determinismului, adicã a afla cauzele care determinã fenomenul respectiv. Descoperirea legãturilor cauzale devine uneori foarte dificilã datoritã complexitãþii naturii. Folosirea metodelor ºi mijloacelor statistico-matematice înlesneºte gãsirea unor soluþii cauzale în cadrul fenomenelor cauzã-efect. Principiul generalizãrii ºi abstractizãrii geografice, introdus de Emm. de Martonne mai întâi ca „principiul geografiei generale”, are în vedere faptul c㠄studiul geografic al unui fenomen presupune preocuparea constantã faþã de fenomenele analoage care pot sã aparã în alte puncte ale globului” (Donisa, 1987). Este vorba de cerinþa de a compara fenomenele geografice unele cu altele, de a gãsi tipul din care-face parte, de a le clasifica sistematic. Comparaþia ºi clasificarea nu sunt operaþii în sine, ci trepte ale generalizãrii ºi abstractizãrii, pe calea elaborãrii teoriei geografice. Principiul generalizãrii ºi abstractizãrii geografice presupune mai întâi acumularea materialului faptic ºi apoi elaborarea teoriei geografice, respectiv elaborarea noþiunilor, legilor, ipotezelor, teoriilor. Principiul istoric. Fenomenele geografice trebuie sã fie analizate ºi explicate prin reconstituirea evoluþiei lor în timp. Nu este vorba de reconstituirea tuturor faptelor ºi stãrilor din trecutul fenomenului analizat, aºa cum îºi propune paleogeografia ºi geografia istoricã, ci doar de a cãuta ºi urmãri originea ºi evoluþia fenomenelor geografice actuale. Dupã Donisã (1987) acest principiu poate fi denumit principiul evoluþionismului în geografie. Principiul regionãrii. în orice cercetare geograficã se tinde sã se identifice, sã se delimiteze ºi sã se caracterizeze unitãþi teritoriale (regiuni geografice) de dimensiuni diferite incluse în teritorii mai vaste. Este vorba, de fapt, de integrarea regionalã, adicã de una din laturile principiului integrãrii geografice, cu o nuanþã aparte, aceea de a cãuta ºi de a delimita unitãþile teritoriale. Principiul nu trebuie supraestimat ºi extins la toate ramurile, disciplinele geografice etc. Regionarea teritoriului este o problemã veche, preistoricã, apãrutã din necesitatea împãrþirii pãmântului în vederea obþinerii hranei. Evident, este vorba de organizarea teritoriului în diferite scopuri, unitãþile respective incluzând în parte sau în total regiuni geografice. Acest fapt a dus ºi la apariþia unei ºtiinþe cunoscute sub denumirea de ºtiinþa regionãrii. Ca ºtiinþã ce studiazã repartiþia spaþialã a componentelor mediului, geografia opereazã cu termeni ce vizeazã gruparea fenomenelor în teritoriu, putând fi consideraþi ca fãcând parte din limbajul 18

sãu ºtiinþific, impropriu folosiþi de nespecialiºti (a se vedea în acest sens chiar explicaþia care se dã pentru regiune în DEX). Principiul antropic ºi al dezvoltãrii durabile este avut în vedere în mod implicit nu numai explicit, întru cât presupune evaluarea ºi examinarea acþiunii omului asupra naturii, ca ºi asupra societãþii însãºi; dar, geografia implica în toate analizele (fizico- ºi economico-geografice) omul ca parte activã a mediului. Cu alte cuvinte este vorba de o integrare a omului ºi a activitãþilor sale în mediu cu condiþia exploatãrii raþionale a acestuia. Dezechilibrele ºi disfuncþionalitãþile tot mai profunde ºi mai frecvente ale mediului au impus luarea unor atitudini ºi mãsuri la nivel global, începând cu deceniul opt. Totodatã s-au impus ºi concepte noi, cum sunt riscul ºi dezvoltarea durabilã, concepte menite a adânci cercetãrile privind mediul din perspectiva unui management eficient. în acest sens, în 1987, Comisia Internaþionalã a Mediului ºi Dezvoltãrii a propus conceptul dezvoltare durabilã. Conform Raportului Brundtland, dezvoltarea durabilã „este cea care satisface cerinþele prezentului fãrã a compromite posibilitãþile generaþiilor viitoare de a rãspunde propriilor nevoi”. In consens cu acest deziderat, afirmat de altfel încã din 1972, la conferinþa ONU de N la Stockholm, trebuie sã se aibã în vedere cã intervenþiile omului în mediu sã fie mult mai controlate decât în trecut. Astfel, principiul antropic al cercetãrii capãtã noi dimensiuni. Acest concept global presupune, alãturi de cercetarea interdisciplinarã, ºi asigurarea unor condiþii pentru promovarea unui nou model de dezvoltare teritorialã ºi socio-economicã (Vãdineanu, 1998, p.7): 1) „diferenþierea unui nou model conceptual de percepþie ºi interpretare a mediului”, a poziþiei „omului în naturã”, a relaþiilor dintre „om ºi mediu” ºi respectiv a interdependenþei dintre „mediu ºi dezvoltare”; 2) „constituirea unui ansamblu de metode de analizã ºi integrare multidisciplinar㔠astfel încât elemente ale cunoaºterii din orice domeniu - ºtiinþele naturii, socio-uman, economic ºi tehnic - sã poatã fi accesate ºi integrate în „sisteme informaþionale”, ansamblu fãrã de care nu se poate asigura managementul tranziþiei; 3) dezvoltarea, adaptarea ºi aplicarea mijloacelor, instrumentelor ºi metodelor juridice, economice ºi sociale, precum ºi a resurselor umane ºi instituþiilor care trebuie sã garanteze elaborarea soluþiilor viabile ºi managementul aplicãrii lor; 4) dezvoltarea mijloacelor inginereºti ºi a tehnologiilor prin care activitãþile economice ºi sociale sã se poatã executa cu randament crescut ºi în limitele capacitãþii de suport a „mediului”. 1.3.2. Principii specifice cunoaºterii dinamicii reliefului Pentru geomorfologie, Schumm (1985) ºi Scheidegger (1987, 1992) au reformulat principalele principii în consens cu specificul reliefului (Ichim, 1999). De asemenea, numeroase studii vizeazã explicarea principiilor ce trebuie respectate în cunoaºterea geomorfologicã (Thornbury, 1969; Posea ºi colab., 1976; Mac, 1986, Josan ºi colab., 1996). Principiul antagonismului, aplicabil mai ales la evoluþia reliefului, aratã cã relieful rezultã din acþiunea proceselor endogene (care formeazã macrostructurile) ºi a proceselor exogene. Antagonismul acestor procese poate fi evaluat prin raportul dintre viteza înãlþãrii tectonice Vt ºi viteza denudaþiei. Valoarea 1 a acestui raport aratã o stare staþionarã sau de echilibru. 19

&

+

Principiul selectivitãþii þine cont de faptul cã suprafaþa terestrã prezintã o varietate foarte mare de forme de relief, iar procesele geomorfologice acþioneazã diferit. Geomorfologia clasicã atribuie aceastã diferenþiere litologiei ºi structurii geologice (eroziune diferenþialã). Modelarea selectivã este impusã de mai mulþi factori. Procesele de autoreglare a sistemelor geomorfologice determinã un anumit mod de modelare. Deci selecþia se referã nu numai la substrat ci. ºi la tipul de agent ºi de proces. Principiul complexitãþii completeazã principiul anterior; porneºte de la realitatea cã formele de relief sunt foarte complexe genetic, cu alte cuvinte, puþine forme de relief sunt datorate unui singur proces genetic. Formele de relief actuale sunt moºteniri ale proceselor manifestate în timp îndelungat. Principiul singularitãþii precizeazã cã în populaþiile de forme (de versant sau de albie), fiecare formã rãspunde diferit la schimbãrile de mediu, deci are ºi proprietãþi singulare care o individualizeazã în cadrul sistemului (sau sistemelor). Principiul dezvoltãrii progresive reflectã concepþia evoluþiei formelor, o evoluþie marcatã de numeroase praguri ºi valori critice ce conduc la apariþia unor noi stãri ale dinamicii formei. în evoluþie, formele sunt înlãnþuite în structuri geomorfologice numite catene. Acestea pot fi morfografice, evolutive, catene ale unor procese sau depozite (de exemplu, catena depozitelor de versant: eluvii deluvii - coluvii -proluvii). Principiul actualismului, enunþat de Hutton (1785), reformulat de Playfair (1802) ºi consacrat de Lyell în lucrarea Principles of Geology (1830), se prezintã pe scurt prin sintagma „prezentul este cheia trecutului”. El presupune cã procesele geomorfologice au avut aceeaºi intensitate ºi în trecutul geologic, de aici ºi denumirea sub care a fost formulat iniþial de Hutton ca principiul uniformita-rismului. Abordarea sistemicã impune o aplicare flexibilã a acestui principiu, în special pentru reconstituiri paleogeografice. Se ºtie cã procesele au ritmicitate ºi intensitate diferitã în funcþie ºi de alþi factori, dintre care timpul este esenþial.

20

2. BAZE TEORETICE GLOBALE - FILOSOFICE ªI FIZICE

2.1. Teoria generalã a sistemelor 2.1.1. Probleme fundamentale Orice concept, teorie, idee are un timp de genezã mai mult sau mai puþin identificabil. Multe dintre conceptele sau ideile cu care se opereazã astãzi gândirea ºtiinþificã ºi filosoficã îºi au rãdãcini foarte îndepãrtate, încã din antichitate. Existã, cu alte cuvinte, un „schelet” al cunoaºterii pe care investigaþiile au adãugat în permanenþã ceva nou. ªi în cazul teoriei generale a sistemelor nu se poate vorbi de un moment precis al genezei. Existã, dupã opinia noastrã douã fapte distincte în acest sens: percepþia sistemicã empiricã (a existat din momentul în ca omul a conºtientizat rolul mediului pentru existenþa sa) ºi închegarea teoriei explicarea concepþiei sistemice despre naturã care sunt de datã recentã. Considerã cã atât teoria generalã a sistemelor, cât ºi sistemul în accepþiune filosoficã s-au impus ca metode ºi sisteme de gândire contemporane atotcuprinzãtoare datoritã, de o parte, specializãrilor înguste în diferite domenii de cercetare ºi a nevoii de încadrare a acestor cercetãri în diverse sisteme de coordonare sau subordonare, iar pe de altã parte, datoritã folosirii intensive a mediului de cãtre societate. Cunoaºterea echilibrelor ºi dezechilibrelor din naturã impune o cercetare sistemicã, holisticã, a fenomenelor, în vederea intervenþiilor corecte ºi eficiente ale omului î ansamblul fenomenelor naturii ºi societãþii. Revenind la teoria sistemelor amintim cã Bertalanffy defineºte sistemicã foarte concret astfel: „un ansamblu de elemente aflate în interacþiune”. Conceptul fost completat în raport cu obiectul de cercetare al diverselor ºtiinþe, inclusiv i ºtiinþelor naturii. Aºadar, imaginile sistemice de astãzi din ºtiinþã, tehnicã, societal au fost dependente de: progresul aparatului conceptual ºi teoretic al unor ºtiinþe; perfecþionarea tehnicilor experimentale în ºtiinþã ºi acumularea de date ºi teorii explicative pe baza acestora; dezvoltarea unui aparat matematic care sã poatã descrie sub formã abstractã structura, proprietãþile ºi funcþionalitatea unor obiecte, fenomene, procese din ce în ce mai complexe. 1. La începutul secolului al XlX-lea Einstein publicã studii care vor pune bazele teoriei relativitãþii, unificând într-o teorie nouã principiul relativitãþii miºcãrii rectilinii ºi uniforme cu principiul independenþei vitezei luminii faþã de deplasarea sursei. Teoria relativitãþii demonstreazã dependenþa reciprocã dintre spaþiu ºi timp, valorificându-se astfel existenþa unui sistem spaþiu -

21

&

+

timp, care stã la baza evoluþiei ºi dinamicii fenomenelor. în aceste condiþii generale de dezvoltare a ºtiinþei, tehnicii ºi a presiunii umane asupra mediului, anumite ºtiinþe au permis formularea teoriei generale a sistemelor. 2. Biologia este una dintre rãdãcinile TGS. La jumãtatea secolului trecut, Ludwig von Bertalanffy foloseºte noþiunea de sistem pe care îl defineºte ca o mulþime de „obiecte” care interacþioneazã. în acelaºi timp, pentru entitãþile biologice TGS este ºi o metodã (Outline of General Systems în Britisch Journal for the Philosophy of Science, voi. 2, aug., 1950). Studiul complex al sistemului biologic presupune analiza factorilor de mediu ºi a speciilor biologice, a relaþiilor dintre acestea. 3. Electronica, preocupatã de realizarea aparaturii necesare telecomunicaþiilor, a condus la apariþia teoriei circuitelor. Un semnal electric aplicat într-un anume punct dintr-un circuit electric declanºeazã o serie de modificãri de tensiune ºi intensitate a curenþilor în întregul circuit. La definiþia iniþial㠄colecþie de obiecte aflate în interacþiune” s-a adãugat „ºi care se comportã în mod specific ºi previzibil în raport cu o modificare în mediul sãu înconjurãtor (adicã un stimul, semnal)”. 4. ªtiinþele economice sunt un alt pion al teoriei sistemelor. Activitãþile economice sunt rezultatul interacþiunii complexe dintre forþa de muncã, uneltele de producþie, materiile prime, valoarea mãrfurilor, preþuri, toate considerate în anumite condiþii. Contribuþia fundamentalã a ºtiinþelor economice constã în completarea definiþiei sistemului cu necesitatea cunoaºterii nivelului de dezvoltare al obiectelor din sistem. De exemplu: modificarea nivelului de dezvoltare al forþelor de producþie duce ºi la un decalaj între forþe ºi relaþii ceea ce atrage dupã sine necesitatea modificãrii, în salt a relaþiilor de producþie, situând sistemul într-un regim de funcþionare cu caracteristici cu totul noi.

Din cele prezentate, rezultã cã teoria generalã a sistemelor a apãrut ca o necesitate ºi nu ca o întâmplare. Ea este reprezentativã pentru întreaga istorie contemporanã a ºtiinþei (pentru detalii vezi Grecu, 2000). Filosofic, metoda sistemicã s-a constituit într-o reacþie la metoda fenomenologicã ºi a fost readusã în atenþia gânditorilor în domeniu ceva mai târziu, de cãtre Nikolas Luhmann, care ºi consacrã metoda sistemicã în filosofia de anvergurã a timpului nostru. Potrivit analizei fãcute de Andrei Marga, „Luhmann” preia conceptul de sistem ºi o seamã de teoreme ale actualei teorii a sistemelor ºi le aplicã în teoria societãþii, pe care o considerã drept fundament inclusiv al filosofiei” (Marga, 1992, p. 119). Relaþia de bazã, originarã, în concepþia lui Luhmann este cea dintre „mediul înconjurãtor” ºi „sistem”, noþiuni fundamentale cu care opereazã ºi cu ajutorul cãrora îºi construieºte întregul sistem de gândire. Conceptul de geosistem este foarte apropiat de conþinutul altor entitãþi geografice, ca: înveliº geografic, peisaj, landºaft, regiune geograficã, complex teritorial, fiecare dintre aceºti termeni având un caracter cumva istoric, ca sã nu spunem la modã. „Geosistemul este orice unitate teritorialã pe care relaþiile dintre elementele geografice ce o compun, înscrise într-o structurã funcþionalã proprie, o individualizeazã ierarhic în timp ºi spaþiu geografic, printr-o fizionomie peisagisticã specificã ºi un anumit grad de potenþialitate energeticã ºi de productivitate biologic㔠(Roºu, 1987, p. 70). Pentru geografie trebuie semnalat încã un aspect, pentru a putea înþelege pe de o parte, deosebirea dintre metoda sistemicã ºi concepþia sistemicã, iar pe altã parte, dintre cercetarea ºi gândirea interdisciplinarã ºi cea sistemicã. Se ºtie potrivit concepþiei sistemice materia este organizatã în ansambluri de elemente presupun existenþa unei structuri ºi prin aceasta a unui proces continuu de evoluþie, de dezvoltare ºi a unei ierarhizãri. Conform acestei definiþii, geografia este sistemicã 22

în conþinut, dar este ºi interdisciplinarã, acceptând ca discipline toate domeniile de cercetare de sine stãtãtoare asupra aerului, apei, reliefului, vegetaþi solurilor, populaþiei, economiei geografice º.a. Problema se pune în a folosi metoda sistemicã pentru investigaþiile geografice ºi mai ales pentru corelãrile ce se impun asupra rezultatelor cercetãrii analitice, cu alte cuvinte, în a depista modificãri produse în diferite sisteme ºi, ca urmare, a impactului materiei ºi energiei, în descifra sistemele geografice ºi a le prevedea tendinþa de evoluþie. Din aceastã perspectivã, sistemele geografice nu sunt numai cele ce se referã la teritoriu, regiuni, ci ºi sisteme specifice diferitelor fenomene, procese, cum sunt, pentru geomorfologie, sistemele dinamicii formelor de versant, a dinamicii albiilor, þãrmurilor, a gheþarilor, a bazinelor hidrografice etc. Calitãþile generale ale sistemelor geomorfice sunt aceleaºi ca a sistemelor generale, cu evidenþierea faptului cã explicarea acestora þine c particularitãþile reliefului. Existenþa ºi funcþionalitatea sistemului ca organism complex decurge din capacitatea de adaptare a componentelor la întreg, de a organiza ºi de a evolua. Aceste însuºiri generale se exprimã prin calitãþi, atribute, specifice tuturor sistemelor ce vizeazã mediul, inclusiv sistemelor geomorfice. 1. Integralitatea este una dintre cele mai importante proprietãþi sistemice cai se aplicã în geografie. Integrarea este capacitatea pe care o are fiecare component; sistemului de a se asocia, în funcþie de condiþiile specifice fiecãrui sistem în parte. Procesul de integrare conduce la apariþia unor însuºiri noi atât ale componentelor, cât mai ales ale sistemului respectiv. însuºirile noi nu sunt izolate faþã de sistemul superior în care se încadreazã ºi nici faþã de subsistemele din care se compun. 2. Caracterul evolutiv sau istoric aratã evoluþia sistemului în timp Conform acestei însuºiri se impune refacerea unor structuri vechi în cazul unor sisteme. Aceastã refacere se realizeazã fie natural, fie artificial, prin intervenþii omului. In ultimul caz sunt incluse folosirea îngrãºãmintelor pentru refacere; fertilitãþii solului, eliminarea pericolului de inundaþii etc. 3. Caracterul informaþional stã la baza existenþei sistemului; informaþii desemneazã starea actualã dintre toate stãrile posibile. în definirea informaþiei º mai ales a mãsurãrii ei conteazã numãrul de posibilitãþi în care poate sã aparã fenomenul variabil. Informaþia este definit㠄ca un mijloc susceptibil de a aduce c cunoºtinþã referindu-se la un fenomen variabil care se poate prezenta într-un numai finit de stãri; informaþia existã atunci când este desemnatã starea actualã a fenomenului” (Arsac, 1973, p. 26). Nu este suficient sã se ia în considerare numai numãrul de stãri posibile, ci ºi probabilitatea manifestãrii fiecãreia dintre ele. Sistemele actuale moºtenesc un stoc de informaþii, provenit din sistemele din care au evoluat, pe lângã cantitatea de informaþie proprie. De exemplu, Carpaþii Meridionali moºtenesc elemente ale unei succesiuni evolutive de sisteme dovedite prin suprafeþele de denudare. 4. Reflectarea este un atribut fundamental al materiei, al structurilor ºi al sistemelor materiale aflate în interacþiune; ea constã în capacitatea acestora de a înregistra, pãstra ºi transmite influenþele exercitate de acþiunea altor sisteme. Rezultã cã reflectarea se realizeazã prin interacþiunea dintre douã sisteme, fãrã ca aceste corelaþii sã ducã la reflectãri reciproce de aceeaºi intensitate. Exemplu, 23

&

+

zonalitatea latitudinalã ºi etajarea verticalã aratã reflectarea reciprocã a subsistemelor relief, climã, vegetaþie, care constituie singura cale de coexistenþã ºi de integrare a lor. 5. Autostabilitatea este capacitatea sistemelor de a interacþiona cu mediul sãu, cu sistemul cãruia îi este subordonat ca izvor al proceselor evolutive interne, formã concretã a autoexistenþei ºi autodezvoltãrii. Prin aceste procese sistemul se aflã într-o continuã organizare care îi imprimã noi calitãþi în comportarea sa faþã de cerinþele mediului, în perfecþionarea sa. 6. Conexiunea inversã (feed-back) este proprietatea care asigurã funcþionarea sistemului. Sistemul primeºte informaþii sub formã de impulsuri din partea mediului, a sistemului în care se încadreazã, ce pot fi definite ca intrãri. Prelucrând aceste informaþii le transformã în acþiuni asupra mediului prin „ieºiri”. Funcþionalitatea sistemului se bazeazã pe conexiunile dintre componentele constitutive ale sistemelor, care se identificã cu mecanismul transformãrii intrãrilor în ieºiri. Deci ieºirile pot fi definite ca un efect al intrãrilor, cauze ale acestui efect, dupã cum raþionamentul dialectic demonstreazã trecerea cauzelor ºi efectelor unele în altele, existenþa unor raporturi elementare între ele. Sistemul cibernetic dezvoltã aceastã bazã în sensul cã influenþa efectului asupra cauzei se manifestã printr-o conexiune inversã, prin fenomenul de feed-back, mecanism cibernetic universal de autoreglare a sistemelor. Ieºirile nu constituie numai începutul, cauza care duce la construirea unui alt sistem, ci ºi mijlocul care corijeazã, prin conexiune inversã, intrãrile. Deci efectul corecteazã propria sa cauzã, îi dirijeazã acþiunea, astfel încât sã-i fie favorabilã, sã-i conserve calitativ ºi cantitativ propria sa naturã. Mecanismul feed-back determinã stabilitatea sistemului, dar îl ºi integreazã mai organic în ambianþã, în sistemul cãruia i se subordoneazã. Feed-back-ul negativ estompeazã efectul prelucrãrii informaþionale între anumite valori, refãcând astfel ieºirile care diminueazã efectul feed-back. Feed-back-ul pozitiv sau conexiunea pozitivã amplificã efectul, ieºirile ºi întãreºte astfel intrãrile, încãrcând sistemul cu proprietãþi noi, în funcþie de cerinþele ambianþei, înnoind astfel sistemul. 7. Autoreglarea este capacitatea sistemului de a se adapta permanent propriilor cerinþe ale ambianþei. In cazul sistemelor complexe, care includ unele pe altele, fenomenele de feed-back se intercepteazã, se suprapun, au loc procese de coordonare a reglãrilor parþiale, ceea ce dã sistemului o stabilitate mai mare ºi, în acelaºi timp, posibilitãþi de dezvoltare. Autoreglarea dã un sens, o finalitate proceselor din sistem, finalitate care constã în tendinþa de a se asigura echilibru sistemului. 8. Echilibrul dinamic stã la baza dinamismului proceselor naturale; rezultã din proprietatea sistemului de a se autoregla; atingerea echilibrului nu înseamnã o finalitate de aceea intervine ºi sensul de dinamic. Slaba cunoaºtere a funcþionãrii sistemelor stã Ia baza producerii multor dezechilibre, disfuncþiona dereglãri ale mediului. 9. Ierarhizarea rezultã din caracterul eterogen al sistemelor, resp varietatea elementelor componente. Ca nivel complex de organizare, orii este compus din subsisteme, corespunzãtoare unor nivele inferioare de oi mai mult sau mai puþin complexe. Dar el este inclus la rându-i în alte si nivel superior de organizare. 24

2.1.2. Tipuri de sisteme utilizate în dinamica formelor de i La începutul deceniului opt al secolului trecut, Chorley ºi Kennedy (1971) opereazã cu concepte ce s-au înscris în literatura de specialitate pânã în prezent. Astfel, ei definesc sistemul ca fiind o mulþime structuratã de obiecte ºi/sau atributele lor. Aceste obiecte ºi atribute constau în componente sau variabile care etaleazã interrelaþii cu altele ºi opereazã împreunã ca un întreg, în raport cu structura. Sistemul este de fapt un model conceptualizat (dupã Strahler). Vorbind despre un sistem se are în vedere depistarea sistemului, reþinerea aspectelor esenþiale ale acestuia, în vederea definirii funcþiilor sale. Pornindu-se de 1a acest deziderat, cã sistemele existã în naturã, societate, ºi cã ele trebuie descoperite, definite, unele cercetãri (Chorley, Kennedy, 1971; Huggett, 1985) au stabilit pentru suprafaþa terestrã urmãtoarele tipuri de sisteme (gãsite de altfel în aproape toate tratatele de geomorfologie din ultimele decenii): sistemul morfologic, sistemul cascadã, sistemul proces-rãspuns. Sistemul morfologic este asociat cu proprietãþile fizice ale sale (compoziþia, geometria, rezistenþa etc.) ºi exprimã o mulþime de variabile morfologice în iterrelaþie, astfel încât sã asigure funcþionarea sistemului. Descrierea sistemului oferã date privind relaþiile dintre componente, structura sistemului; deci structura trebuie depistatã pe baza datelor privind morfografia ºi morfometria. Sistemul cascadã este unul din cele mai importante sisteme dinamice Caracteristica principalã este cã are o structurã în care ieºirea din sistem formeazã intrarea în sistemul urmãtor, în care un regulator poate opera astfel încât o parte din aceasta sã fie stocatã sau sã creeze o nouã ieºire. De exemplu, ciclurile naturale sunt mari sisteme în cascadã: circuitul apei în naturã, circuitul sedimentelor, al energiei solare etc. Sistemul proces-rãspuns exprimã relaþiile dintre procese ºi forme, ca o interacþiune care se realizeazã pe douã cãi. Procesele altereazã formele, iar formele, odatã schimbate, altereazã procesele; altã etapã este reorganizarea sistemului ºi implicit a relaþiilor, a legãturilor dintre variabilele sistemului. Acest sistem redã legãturile dintre un sistem morfologic ºi unul în cascadã, cuprinzându-le ambele. La analiza acestor sisteme trebuie sã se þinã seama de faptul cã: – mãrimea ºi frecvenþa intrãrilor în sistem controleazã (dicteazã ºi orienteazã) operaþiile (modificãrile) dintr-un sistem; – intrãrile ºi ieºirile din sistem tind spre crearea unui echilibru între variabilele sistemului ºi a stãrii staþionare a sistemului; – schimbãrile în intrãrile în sistem ºi în starea internã a sistemului conduc la modificãri în structura sistemului. 2.1.3. Sistemul morfohidrografic Cel mai complex ºi mai dinamic sistem geomorfologic este cel al unui bazin morfohidrografic, el impunându-se în analizele teritoriale din mai multe cauze, în primul rând datoritã delimitãrii prin cumpãna de ape (Grecu, 1992). Bazinul morfohidrografic este un sistem neizolat deschis, în care schimbul de materie ºi energie cu mediul înconjurãtor se materializeazã în bilanþul 25

&

+

geomorfologic. Bazinul morfohidrografic este un organism complex, ale cãrui însuºiri decurg din conexiunile pãrþilor sale componente; numai studierea celor din urmã permite cunoaºterea însuºirilor ºi funcþionãrii întregului. La baza funcþionalitãþii sistemului stau legãturile dintre componentele unui sistem (în cadrul sistemului), dar ºi dintre acestea ºi sistemul de rang superior în care se încadreazã (fig. 2.1). Din aceastã prezentare a noþiunii de bazin morfohidrografic în accepþiune sistemicã decurge una dintre calitãþile esenþiale ale bazinelor morfohidrografice, ºi anume feed-back-u\. Acesta determinã o autoreglare permanentã a bazinului morfohidrografic, în tendinþa atingerii unui echilibru dinamic. Funcþionarea sistemului ca întreg este dependentã de subsistemele de rang inferior la nivelul subbazinelor, dar ºi la nivelul versanþilor ºi albiilor. Aºadar, sistemul morfohidrografic este funcþie de: – subsistemul versanþilor; – subsistemul albiilor; – subsistemele holistice ale subbazinelor; – subsistemele superior, mediu ºi inferior ale bazinului. Aceste subsisteme sunt funcþie de alte subsisteme morfologice, în cascadã sau proces-rãspuns, cum sunt spre exemplu cele din albia râului, dintre care subsistemul hidrologic are o deosebitã importanþã. Materia ºi energia care intrã în bazinul morfohidrografic (deci ºi în subsisteme) pot fi determinate cantitativ ºi se prezintã schematic astfel: x(intrãri) → bazin morfohidrografic → v(ieºiri) precipitaþii (P) – scurgere lichidã (Q) aport prin vânt (Av) – scurgere solidã (R) subterane (As) – scurgere chimicã (M) antropice (Aa) – evapotranspiraþie (Ev) radiaþie solar㠖 subterane (Is) directã (Es) – antropice (Ia) – pierderi prin acþiunea vântului (Iv) – energia reflectatã ºi radiatã (Er)

Variabilele ce determinã funcþionarea sistemului morfohidrografic, dar ºi a subsistemelor sunt în fapt elementele fizice ºi geologice, analizate în timp ºi spaþiu; analiza acestor variabile se constituie în bazã documentarã a amenajãrii acestora, a organizãrii teritoriului. îi revine lui Schumm (1977) meritul de a le pune în evidenþã în acest context, adicã al analizei sistemului fluvial (evident, astfel de analize existau cu mult timp înainte de impunerea TGS), vizând: (1) timpul; (2) relieful iniþial; (3) geologia (litologia, structura); (4) clima; (5) vegetaþia (tip ºi densitate); (6) volumul reliefului sistemului mai sus de nivelul de bazã; (7) hidrosfera (scurgerea ºi producþia de sedimente pe unitate de suprafaþã în zona I a sistemului fluvial; (8) morfologia reþelei de drenaj; (9) morfologia versanþilor; (10) hidrologia (debitul lichid ºi solid în zonele a II-a ºi a III-a); (11) morfologia albiei ºi vãii ºi caracteristicile depozitelor din zona a Ii-a; (12) sistemul morfologic de acumulare ºi caracteristicile depozitelor din zona a III-a. 26

27 Variabilele sistemelor morfohidrografice inferioare

Variabilele din interiorul sistemului

Funcþionalitatea sistemului morfohidrografic

Fig. 2.1. Relaþiile sistemului morfohidrografic care îi determinã funcþionalitatea.

Sistemul morfohidrografic

Variabilele sistemelor morfohidrografice superioare

Componentele mediului

&

+

Zonele I, II, III sunt semnificative pentru bazine torenþiale (conform desenului lui Schumm, fig. 13.22). Ele corespund subsistemelor bazinului superior, bazinului mediu ºi, respectiv, bazinului inferior. Analiza acestor variabile permite unele concluzii: – timpul ca variabilã permite de fapt stabilirea stadiului actual de evoluþie a bazinului, respectiv a stãrii sistemului; – þinându-se cont de timp, împreunã cu variabilele precizate la punctele 2 ºi 6 se poate determina rata medie de denudare globalã a bazinului, folosindu-se metoda curbelor hipsometrice pe baza formulei: Rm = (Ri – Ra)/t în care: Ri, este volumul reliefului iniþial de la care a început sculptarea bazinului; volumul reliefului actual; t - timpul (transformat în secunde) scurs de la începerea sculptãrii bazinului (suprafaþa iniþialã) ºi pânã în prezent. Asupra celorlalte variabile nu mai insistãm, ele suportã detalieri în cazul analizei, în funcþie ºi de unitatea de relief major în care se încadreazã sistemul ºi subsistemele bazinului morfohidrografic. Sistemul versant. Versantul constituie un sistem, dar ºi un subsistem raportat la bazinul morfohidrografic. Materia ºi energia care intrã ºi cele care ies din sistemul versant ºi sunt aceleaºi ca ºi în cazul sistemului morfohidrografic (fig.2.2).

Fig. 2.2. Dinamica sistemului versant: Factori activi: 1 – gravitaþia; 2 – clima; 3 – acþiunea plantelor; 4 – tectonica; pasivi: 5 – litologia; 6 – structura; 7 – expoziþia. Efecte: a – meteorizaþie – alterare fizicã ºi chimicã; b – eroziune ºi transport - translocare ºi transport prin forþa gravitaþiei, apei, vântului.

Ele sunt diferenþiat receptate ºi respectiv expulzate din sistem în cele trei subsisteme: superior, mediu ºi inferior ale versantului (v. cap. Probleme fundamentale ale versanþilor). Astfel, funcþia sistemului este asiguratã de funcþiile subsistemelor, cu alte cuvinte, de unitãþile funcþionale de versanþi, de relaþiile de interdependenþã 28

dintre acestea, dar ºi de raporturile ºi relaþiile cu subsistemele albiei ºi bazinului morfohidrografic. Subsistemele de versant sunt definite de: – elemente morfometrice ºi morfografice: declivitate, formã - convexã, dreaptã, concavã - altitudine relativã ºi absolutã etc; – tipul predominant de proces: alunecãri, torenþialitate, pluviodenudare etc; – forme de relief specifice; – depozite; – funcþia principalã: eroziune, transport, acumulare; – relaþiile cu sistemele ierarhic superior ºi inferior, pe versanþi, dar ºi relaþii cu albia râului sau suprafaþa cvasiorizontalã de la baza versantului etc. Spre exemplu, subsistemul inferior al versantului se caracterizeazã prin pante relativ reduse, de multe ori pantã de glacis, formã concavã, conuri de dejecþie, glacisuri, funcþia principalã de acumulare a materialelor transportate din sistemul mediu al versantului; o parte din materialele acumulate sunt reluate în albiile râului, deci subsistemul are relaþii directe de funcþionalitate cu subsistemul mediu al versantului ºi subsistemul albiei. 2.1.4. Sistemul global al formaþiunilor superficiale Cea mai mare parte a suprafeþei Pãmântului este acoperitã de o „pãtur㔠superficialã de materiale (sfãrâmãturi) cu granulometrie diferitã, care se interpune între roca în loc ºi mediul extern, constituind partea cea mai dinamicã a reliosferei. Abordarea interdisciplinarã a formaþiunilor superficiale prin prisma concepþiei sistemice înlesneºte emiterea unor noi puncte de vedere asupra conþinutului acestora. Astfel, în concepþie geograficã, înveliºul hipergen trebuie abordat în relaþiile sale cu: (1) relieful, ca parte a acestuia, ºi cu influenþã asupra evoluþiei lui ulterioare; (2) bioclima, rezultând o distribuþie zonalã ºi etajatã îndeosebi a formaþiunilor primare, a celor din mediile deºertic ºi glaciar; (3) domeniul oceanic; (4) tectonica; (5) particularitãþi locale: carstice, vulcanice. Formaþiunile superficiale sunt materiale formate din acumularea produselor rezultate din distrugerea scoarþei terestre din diferite procese, la interfaþa substrat - mediu extern. Trebuie precizat însã cã: scoarþa terestrã se extinde ºi sub mãri ºi oceane, deci mediul extern include ºi mediul acvatic (al mãrilor ºi oceanelor). Componenta solidã a sistemului terestru este „rezervorul” formaþiunilor superficiale. Acestea se înscriu într-un circuit cu o macrodinamicã în timp geologic (fig.2.3). Fenomenul poate fi comparat cu circuitul apei în naturã. Formaþiunile superficiale submerse suferã procese diagenetice, iar în timpul orogenezelor sunt exondate ºi supuse transformãrilor subaeriene, continentale. O parte din materialele rezultate rãmân pe continent, formând înveliºul hipergen continental, iar altã parte ajunge din nou în mediul marin într-un timp mai scurt însã decât al orogenezelor. Formaþiunile superficiale constituie un sistem ierarhic, intrãrile în sistem constituindu-le materialele provenite prin transformarea rocilor din substratul geologic (fig. 2.4). Concepând astfel dinamica formaþiunilor superficiale, este de la sine înþeles cã trebuie incluse în sistem ºi formaþiunile marine. (Grecu, 1997, c) 29

&

+

Diageneza sedimentelor, exondarea ºi reluarea hipergenezei

Timp geologic

Formaþiuni continentale

Formaþiuni marine

Timp scurt - cuaternar ºi actual

Fig. 2.3. Schema generalizatã a circuitului global al formaþiunilor superficiale: ––V transportul materialelor; – –V depunere subacvaticã; ⇒ miºcare orogenicã; / – formaþiuni glaciare, de versant; 2 – formaþiuni predominant de versant; 3 – formaþiuni predominant fluviale din câmpii de nivel de bazã: emerse (a) ºi submerse (b).

În concluzie, funcþionalitatea sistemului global al formaþiunilor superficiale este datã de conexiunea inversã ºi realizatã prin: - subsistemul formaþiunilor superficiale continentale; - subsistemul formaþiunilor superficiale marine.

Fig. 2.4. Schema sistemului ierarhic al formaþiunilor superficiale.

Miºcarea formaþiunilor superficiale se realizeazã atât pe versanþi ºi în al cât ºi între versanþi ºi în albii. Ieºirile din sistemul continental (aluviuni, p transportat de vânt) constituie intrãri în sistemul marin, formând astfel un ºist cascadã la scarã planetarã (fig.2.5). 30

& Fig. 2.5. Schema sistemului cascadã al formaþiunilor superficiale.

Acelaºi sistem cascadã se regãseºte ºi la nivel continental. Ieºirile din subsistemul formaþiunilor de versant se constituie, în parte, în intrãri ale sistemului formaþiunilor de albie. Dar, cantitatea de materiale scoase de pe versanþi este dependentã de materialele rezultate din transformãrile substratului ºi de starea lor pe versanþi. Astfel, notând cu y ieºirile, cu x stãrile ºi cu u intrãrile, funcþionalitatea sistemului este datã de: y = f(x, u). Starea sistemului formaþiunilor de versant este dependentã nu numai de materialele intrate în sistem [x = Ø´ (u)], ci ºi de timp ºi de ieºiri. Ceea ce se analizeazã, de obicei, este starea sistemului. Cea mai mare extindere a formaþiunilor superficiale continentale se aflã la contactul regiunilor ce se înalþã cu cele care se scufundã, de exemplu, formaþiunile piemontane. În cadrul formaþiunilor marine, ieºirile din sistem se produc în timp îndelungat. Starea actualã a sistemului este rezultatul transformãrilor materialelor în condiþii specifice subacvatice. Calitatea ºi cantitatea formaþiunilor depind de adâncimea apei, în raport de care variazã procesele chimice ºi biotice. Concepþia sistemicã permite efectuarea sintezei asupra studiilor analitice multidisciplinare ale formaþiunilor superficiale.

2.2. Legi ºi forþe 2.2.1. Energia - forþa în acþiune Geomorfologia dinamicã semnificã, pe scurt, miºcarea formelor de relief. De aceea, relieful se supune aceloraºi forþe ºi legi ca ale oricãrei materii. Ele sunt însã puþin cunoscute ºi aplicate de cãtre studenþii geografi. Din acest motiv, geomorfologia dinamicã este înþeleasã cu mai multã dificultate. Cuprinderea dinamicii ºi a evoluþiei proceselor ºi formelor geomorfice în scheme cadru de miºcare este însã extrem de dificilã datoritã complexitãþii lor. Totuºi, unele reguli, forþe ºi legi generale trebuie cunoscute pentru explicarea mai corectã a dinamicii terestre. Este cunoscut cã mãsura generalã a formelor de miºcare ale materiei este energia. Termenul, de origine greac㠖 energheia –, înseamnã forþã in acþiune ºi 31

+

defineºte capacitatea de acþiune a unui sistem fizico-chimic, facultatea unui sistem de a efectua lucru mecanic sau echivalentul sãu. Dispariþia unei cantitãþi de miºcare duce la o cantitate echivalentã de miºcare sub o altã formã, conform legii conservãrii energiei. Dintre formele de manifestare ale energiei în naturã (mecanicã, termicã, electricã, radiantã etc), pentru dinamica geomorficã este extrem de importantã energia mecanicã. Energia mecanicã este energia unui corp capabil sã efectueze un lucru mecanic datoritã unor factori naturali, ca: vitezã, schimbarea poziþiei într-un câmp de forþe, deformaþii etc. Atunci când este vorba de vitezã avem de-a face cu energia cineticã Ec care este egalã cu lucrul mecanic necesar pentru a scoate corpul din repaus ºi a-l aduce în stare de miºcare cu viteza v (fig.2.15).

Fig.2.15. Schema pentru definirea noþiunilor de lucru mecanic ºi energie cineticã.

Corpul de masã m, în absenþa frecãrilor, sub acþiunea forþei Fr capãtã viteza v în timpul t, efectuând un lucru mecanic egal cu: r

v

mv 2 L = ∫ Frdr = ∫ mvdv = =Ec 2 0 0 Dupã teoria relativitãþii restrânse a lui Einstein, energia cineticã a unui corp este egalã cu diferenþa dintre energia de miºcare mc ºi energia de repaus m0c2 ale corpului: Ec= mc2 – m0c2 = (m – m0)c2 = ∆ mc2 în care: ∆ m este variaþia masei datoritã vitezei corpului; c - viteza luminii, egalã cu aproximativ 3 · 108 m/s; m0 - masa corpului corespunzãtoare vitezei v. Conform aceleaºi teorii masa unui corp creºte tinzând spre infinit, când viteza acestuia se apropie de viteza luminii. Energia potenþialã Ep este lucrul mecanic efectuat de un corp de masa m datoritã schimbãrii poziþiei pe verticalã (h = înãlþimea de la suprafaþa solului pânã la punctul corpului) în câmpul gravitaþional (g = acceleraþia gravitaþionalã) (fig. 2.16). Ep = mgh

Fig.2.16. Schemã pentru definirea noþiunii de energie potenþialã.

32

2.3.2. Forþa de gravitaþie Dinamica formelor de relief este impulsionatã de energiile de atracþie. Forþa de gravitaþie F, produsã de Pãmânt asupra unui corp situat la suprafaþa sa are expresia: F=γ

mM R2

în care: m este masa unui corp, exprimatã în kg; M - masa Pãmântului = 5,985-10 kg; R = 6356 km; γ - constanta gravitaþiei universale = 6,67 · 10–11 N · m2/kg.. Notând cu M g = γ R ≈ 9,81 m/s2 2

acceleraþia gravitaþionalã, se poate scrie F=m·g Acceleraþia creºte de la ecuator (circa 978 cm/s”) spre poli (circa 983 cm/s2). Gravitaþia terestrã variazã ºi pe verticalã: spre atmosferã scade (spre spaþiul extraterestru tinde cãtre zero), spre interiorul Pãmântului creºte pe intervalul de 1 000 –3 000 m adâncime pânã la circa 1 200 gali (unitatea CGS de mãsurã este galul ≈ 1 cm/s2), apoi spre centrul Pãmântului tinde cãtre zero. Gradientul orizontal (dg/dl) ºi gradientul vertical (dg/dh) aratã variaþia gravitaþiei pe orizontalã ºi, respectiv, pe verticalã. Energia potenþialã este mai mare la relieful mai înalt ºi deci procesele gravitaþionale (rostogoliri, prãbuºiri, alunecãri de teren, avalanºe etc.) sunt mai intense decât la relieful cu altitudini reduse. 2.3.3. Schimbul de cãldurã ºi lucrul mecanic Termodinamica constituie un domeniu prioritar pentru analiza dinamicii reliefului atât prin conþinutul acestei ºtiinþe - interacþiunea dintre douã sau mai multe corpuri din punctul de vedere al schimbului de cãldurã ºi al lucrului mecanic -, cât mai ales prin aplicarea principiilor zero, I ºi II ale termodinamicii. Primul principiu conduce la definirea funcþiei de energie, al doilea, la cea de entropie. Supunerea reliefului celor douã principii ale termodinamicii rezultã din faptul cã majoritatea proceselor morfodinamice sunt de naturã mecanicã, deºi principala sursã de energie este de naturã caloricã. Principiul zero al termodinamicii (formulat ulterior principiilor 1 ºi II) aratã cã starea de echilibru termodinamic are proprietatea de tranzitivitate ºi este determinatã nu numai de parametrii externi, ci ºi de o mãrime intensivã specificã, funcþie de stare, numitã temperaturã, respectiv într-un sistem izolat, format din n corpuri aflate în contact termic, condiþia necesarã ºi suficientã de echilibru este egalitatea temperaturii pentru toate corpurile. 33

&

+

Principiul I al termodinamicii îºi are începuturile în încercãrile lui Rumford (1798) care a stabilit o dependenþã între cãldura generatã în procesul frecãrii ºi lucrul mecanic consumat (Cenuºe, 1998). Abia peste o jumãtate de secol, Mayer a formulat principiul conservãrii cãldurii (1842), Joule (1845) a publicat rezultate experimentelor referitoare la echivalenþa lucrului mecanic ºi energiei, iar Helmkoltz (1847) a arãtat cã toate sistemele mecanice sunt supuse legii conservãrii. Acþiunea legii conservãrii ºi transformãrii energiei în sistemele geomorfice explicã diversitatea transformãrilor produse pe versanþi ºi în albii, dinamica terestrã majorã. La suprafaþa Pãmântului se conjugã energiile calorice extraterestre cu cele telurice, constituii principalele surse de energii ce stau la baza dinamicii terestre. Principiul al II-lea al termodinamicii are mai multe formulãri (postulat echivalente: • Postulatul Clausius aratã cã este imposibil sã se transforme spontan cãldura de la un corp mai rece la un corp mai cald fãrã sã se producã modifici mediului ambiant. Procesul transferului de cãldurã de la un corp cald la unul rece este ireversibil. Fizicianul german Robert Clausius a utilizat pentru prima da termenul de entropie, arãtând cã propagarea ireversibilã a cãldurii devine ºi izvor pierderii de randament, al tendinþei de degradare universalã a energiei. • Enunþul Thomson - Planck afirmã cã este imposibil sã se transforme complet în lucru mecanic, printr-un proces ciclic reversibil, cãldura luatã de la un sistem cu temperaturã constantã fãrã a se provoca ºi alte transformãri în mediul ambiant; sau, un proces care are ca efect transformarea lucrului mecanic în cãldurã, fãrã alte modificãri este ireversibil. • Enunþul Caratheodory (1909): „Pentru fiecare stare de echilibru a un sistem existã stãri în imediata apropiere care nu pot fi atinse prin procese adiabatii reversibile”. Majoritatea proceselor geomorfice sunt procese ireversibile ºi nestatic Reversibilitatea unor procese este doar aparentã, fiind vorba de fapt de o repetare procesului la altã scarã ºi în alt timp. Procesul geomorfologic este definit trecerea sistemului geomorfic dintr-o stare caracterizatã prin anumiþi paramel (morfometrici, morfografici ºi morfodinamici), în altã stare, caracterizatã de a parametri geomorfologici. Pentru sistemele termodinamice sunt esenþiale urmãtoarele stãri: – starea de echilibru în care nu are loc transfer de masã ºi energie cu mediul înconjurãtor; – starea staþionarã, starea sistemului în echilibru intern, în care sistem schimbã masã ºi energie sau numai energie, cu valori constante, cu mediul înconjurãtor; – starea standard, activitatea componentului este unitatea; este o sta arbitrarã. În concluzie, primul principiu al termodinamicii ºi principiul zero nu stabilesc condiþiile stãrii sistemelor geomorfice, ele sunt principii de constatare, de „bilanþ”; principiul al II-lea al termodinamicii stabileºte funcþia de stare (entropia) a unui sistem, permite definirea a douã mari categorii de procese, ca: procese cvasistatice sau reversibile ºi procese nestatice, naturale, spontane, ireversibile. 34

2.3.4. Surse de energie Indiferent de mediul în care au loc aceste procese (continentale sau marine), ele sunt rezultatul manifestãrilor energetice de naturã extraterestrã sau teluricã asupra rocilor. Intre substrat ºi mediul morfogenetic se stabilesc relaþii complexe care asigurã crearea unei pãturi superficiale a scoarþei terestre, care devine la rândul ei component al geosistemului. Astfel, formaþiunile superficiale fac parte dintr-un circuit al materiei datorat energiilor extraterestre ºi telurice. Energia solarã. Singura sursã de cãldurã ºi energie cu importanþã pentru Terra o constituie Soarele (R = 695 000 km), format din: hidrogen (50%) ºi heliu (40%), în partea centralã, ºi dintr-un amestec de elemente grele în stare gazoasã (10%), în partea exterioarã. Soarele este alcãtuit din: fotosferã; cromosferã; coroanã. Suprafaþa solarã, alcãtuitã din gaze supraîncãlzite, emite radiaþie electromagneticã, care se deplaseazã ca un spectru de unde de lungimi variate, cu o vitezã de 300 000 km/s (3 · 108 m/s). Energia se transmite în linii drepte care pornesc radial dinspre Soare, în miºcare, iar intensitatea radiaþiei solare scade invers proporþional cu pãtratul distanþei Pãmânt - Soare. Distanþa Pãmânt - Soare este de 150 milioane kilometri. Din energia totalã emisã de Soare ajunge pe Pãmânt doar douã miliardimi. Energia fluxului radiaþiei solare, numitã intensitatea radiaþiei solare Rs este constantã în toate punctele de la limita superioarã a atmosferei. Trecând prin atmosferã, intensitatea Rs scade, iar la suprafaþa terestrã ajunge o parte din intensitatea iniþialã. Intensitatea radiaþiei terestre E, depinde de temperatura suprafeþei terestre ºi este datã de formula: Et = δ T4 cal / cm2/min în care: δ este constanta Boltzman = 8,26 · 10–11 cal/ cm2/ min · grad; T - temperatura absolutã a corpului. O parte din energia Pãmântului se întoarce în atmosferã, sub forma radiaþiei contrate a atmosferei. Radiaþia efectivã Re rezultã din radiaþia terestrã E, din care se scade radiaþia atmosferei E„. Re = Et – Ea. Radiaþia globalã Q primitã de suprafaþa Pãmântului este: Q = S´ + D + Ea, unde: S este radiaþia directã; D – radiaþia difuzã. Pierderile de energie caloricã ale suprafeþei terestre sunt date de suma radiaþiei reflectate de sol Rs ºi radiaþiei terestre Et. Bilanþul energiei radiante B la nivelul suprafeþei terestre este: B = S´ + D + (Ea – Rs – Et) sau B = (S´ + D)(1 – A) – Re unde: A este albedoul suprafeþei (Rs/Q). 35

&

+

Sursa de energie a proceselor geomorfologice este de naturã caloricã, dar majoritatea acestor procese acþioneazã mecanic asupra rocilor, conform principiului transformãrii energiei. Energia teluricã. Cantitatea de cãldurã pe care o are Pãmântul este difuzatã spre suprafaþã în funcþie de conductibilitatea termicã a rocilor. Pãmântul dispune de douã tipuri de energie termicã: (1) naturalã - cãldura proprie a planetei care este radiatã de la interior cãtre exterior ºi este degajatã de procesele de dezintegrare radioactivã; (2) efluviile termice - transportate de vulcani, gheizere etc. La acestea se adaugã surse locale de energie datorate proceselor fizicochimice ºi activitãþii biogene. Fluxul geotermic Q pe unitatea de suprafaþã reprezintã produsul dintre gradientul geotermic ºi conductibilitatea termicã a mediului. T0 – T1 h unde: k este conductibilitatea termicã a mediului considerat; s – unitatea de suprafaþã; t – unitatea de timp; (T0 ºi T1) – temperaturile pe suprafaþele S0, respectiv Si, separate de distanþa h; (T0 – Ti)/h – gradientul geotermic. Ariile de orogen recente ºi cele vulcanice au cel mai ridicat flux geotermic, acesta fiind de 1,2-3,5 ucal/cm2/s. Fluxul geotermic are valori reduse însã în ariile de stabilitate geotermicã (scuturi). La nivelul fundului oceanic, fluxul geotermic este de 1,28 u.cal/cm2/s, iar în cazul rifturilor de 3 ueal/cm2/s. Energia provenitã din interiorul Pãmântului provoacã ºi întreþine procesele endogenetice: vulcanism, seismicitate, epirogenezã etc. Fluxul caloric ascendent din astenosferã cãtre scoarþa terestrã determinã expansiunea fundului oceanic ºi miºcarea plãcilor litosferei. Energiile telurice acþioneazã în timp geologic, dar sunt ºi manifestãri actuale cu risc semnificativ pentru societate: cutremure, vulcani activi º.a. Radiaþiile cosmice sunt din ce în ce mai mult cercetate. Ele transportã cantitãþi enorme de energie cu putere mare de penetrare în litosferã. Reacþiile termonucleare ºi procesele radioactive cosmice sunt cele mai importante procese datorate radiaþiilor cosmice.

Q=k·s·t·

36

3. FORMA DE RELIEF

Noþiunea de formã are mai multe sensuri (vezi capitolul Teorii morfologice).În sens larg forma semnificã ceea ce se observã, fiind una dintre caracteristicile materiei. Termenul este de origine indo-europeanã (merbh = a strãluci, a radia), care a rezultat în greacã morphê. Cea mai generalã definiþie a formei de relief este datã de expresia «aspectul suprafeþei de teren». Pentru geomorfologie, forma de relief constituie noþiunea de bazã a limbajului ºtiinþific, precum sunt celula în biologie sau numerele în matematicã. De aceea, definirea ei corectã se impune cu necesitate. Forma de relief este ceea ce iese la suprafaþã, ceea ce este în relief (Brunet, 1998). Dar tot forme de relief sunt ºi cele negative, care se gãsesc sub nivelul suprafeþei topografice. Forma de relief este o parte a suprafeþei scoarþei terestre ce îmbracã aspectul unei forme geometrice (totale sau parþiale), aspect unitar rezultat din geneza simultanã a pãrþilor sale constituente. Totalitatea formelor dintr-un anumit spaþiu (terestru) formeazã relieful (terestru). Particularitãþile formei sunt determinate de condiþiile de mediu care impun implicit condiþiile genetice. Succesiunea aspectelor formei de relief în timp (mai mult sau mai puþin îndelungat) constituie evoluþia sa. Aceastã succesiune implicã o varietate a dinamicii formei ºi deci o varietate de modificãri morfografice ºi morfometrice. Evident, forma trecutã, respectiv aceste etape ale modificãrilor ei, nu pot fi întotdeauna observate, ci doar deduse dupã rezultatul acþiunii proceselor înscrise în depozitele corelate. Relaþiile dintre procese, formã, dinamicã ºi evoluþia reliefului sunt dificil de explicat datoritã complexitãþii proceselor care determinã schimbãrile formei, precum ºi datoritã diversitãþii spaþiale ºi temporare a condiþiilor de mediu. Noþiunea de formã de relief este mult mai complexã decât definiþia ºi se caracterizeazã prin date descriptive (morfografice, morfometrice), genetice, dinamice (conþinutul lucrãrii de faþã) ºi evolutive. Importante pentru practicieni sunt mai ales caracteristicile morfografice, morfometrice ºi cele dinamice. Morfografia formelor de relief. Elementele de morfografie vizeazã particularitãþile calitative actuale, de descriere (graphos) a formelor, rezultate din evoluþia ºi dinamica lor în timp ºi spaþiu, cum sunt: tipuri morfografice de versant (drept, concav, convex etc.), aspectul interfluviilor (rotund, ascuþit, plat), forma vârfurilor, forma vãilor în profil longitudinal ºi în profil transversal etc. Morfometria formei de relief. Particularitãþile morfometrice sunt redate de elemente cantitative, cum sunt: altitudinea, lungimea, lãþimea; densitatea frag37

&

+

mentãrii, energia de relief, panta etc., elemente ce pot fi cuantificate prin diferiþi parametrii sau coeficienþi. Sunt deosebit de utile în studiile practic-aplicative. Datele morfometrice aratã starea actualã a formei, ca stadiu rezultat din evoluþia îndelungatã a formei, stadiu a unor succesiuni ale dinamicii formei.

3.1. Originea formei de relief Originea formei de relief este rezultatul manifestãrii proceselor endogene ºi exogene, în strânsã dependenþã de: factorii morfogenetici-morfodinamici (totalitatea componentelor din interiorul ºi din afara geosistemului care întreþin elementele genetice, evolutive ºi dinamice), condiþiile morfogenetice (mediul sau starea geograficã care asigurã geneza diferitelor forme ºi dinamica lor), agenþii ºi forþele lor morfogenetice. Agenþii morfogenentici reprezintã materia în miºcare (solid㠖 gheaþa; lichid㠖 apa; gazoas㠖 aerul) care exercitã asupra scoarþei terestre o acþiune menitã sã-i modifice particularitãþile de formã. Puterea acþiunii, intensitatea agenþilor asupra substratului pe care îl modeleazã depind de caracteristicile fizice (masã, densitate etc.), chimice ºi dinamice ale scoarþei terestre. Ritmul morfogenetic reprezintã succesiunea în timp a agenþilor ºi proceselor impusã de anumite cauze. Ritmul poate fi regulat sau neregulat; accelerat sau lent etc. Procesele morfogenetice reprezintã modul concret de manifestare (de acþiune) a agenþilor modelatori. Existã mai multe criterii de clasificare a proceselor morfogenetice, regãsite în literatura de specialitate, la diferiþi autori, în funcþie de scopul propus pentru cercetare. Cel mai utilizat criteriu este cel genetic, combinat cu localizarea acþiunii în geosistemul terestru. Astfel se deosebesc: • Procese exogene – meteorizaþia: procese fizice, procese chimice; – procese gravitaþionale, deplasarea materialelor pe versanþi sau procese clinotrope; – eroziunea ºi transportul (dupã agentul modelator): fluvialã, marinã, glaciarã, eolianã; – acumularea; – procese biogene, inclusiv cele antropice. • Procese endogene: – diastrofice; – procese vulcanice; – procese seismice. În funcþie de tipul ºi amploarea procesului, de gradul de intensitate, se deosebesc procese elementare ºi procese complexe sau procese premergãtoare eroziunii ºi procese erozionale (de eroziune). Dupã rolul principal sau secundar sunt: agenþi ºi procese predominante, agenþi ºi procese secundare. Din interacþiunea proceselor endo- ºi exogene rezultã direcþii generale în geneza reliefului, în funcþie de ritmul ºi intensitatea lor, precum ºi de legile generale 38

care le guverneazã. În linii generale, când dominã înãlþarea rezultã versanþi puternic înclinaþi, iar când dominã eroziunea, înclinarea versanþilor se reduce; când forþele sunt egale se realizeazã suprafeþe de echilibru. Timpul de manifestare al acestor procese este foarte diferit. Relieful tectono-eroziv (munþi, dealuri sau podiºuri) sau tectono-acumulativ (câmpii, depresiuni) se realizeazã în etape îndelungate de cãtre procesele endogene, dominante timp îndelungat, care determinã înãlþãri ºi, respectiv, coborâri. Procesele endogene. În sens larg, dinamica internã cuprinde procesele tectonice (miºcãri orizontale ºi verticale a structurilor ºi corpurilor geologice) sau diastrofice ºi procesele asociate (magmatism, metamorfism, procese geotermice ºi metalogenetice, fenomene seismice).Cauza esenþialã a proceselor endogene o constituie dinamica plãcilor litosferice. Procesele orogenice creeazã munþii atât structural cât ºi morfologic.În sens restrâns, termenul semnificã formarea munþilor(oros =munte, genesis= formare).Procesele orogenice cuprind deci toate procesele începând cu cele ce schiþeazã geosinclinalul în care se vor acumula sedimentele, continuând cu acumularea, cutarea ºi apoi cu înãlþarea lor. În timpul orogenezei au loc miºcãri deplasãri orizontale ºi tangenþiale ale materiei, însoþite de procese magmatice ºi seismice. Asupra corpurilor geologice acþioneazã forþe ce se manifestã sub formã de compresiuni, tensiuni, forfecãri ce conduc la deformãri elastice, plastice (cute) ºi rupturale (falii). Miºcãrile epirogenice au fost denumite de Gilbert (1890), incluzând toate miºcãrile de ridicare sau coborâre ce se produc în scoarþa terestrã. Miºcãrile epirogenice sunt miºcãri lente ce afecteazã continentele (epiros = continent) prin înãlþãri în cazul miºcãrilor epirogenice pozitive sau prin coborâri în cazul miºcãrilor epirogenice negative. În urma miºcãrilor pozitive se formeazã câmpii ºi podiºuri, vãi adâncite cu terase (de naturã tectonicã).Miºcãrile negative afecteazã arii subsidente, depresiuni întinse. Miºcãrile izostatice sunt miºcãri de echilibrare a scoarþei terestre, având mai multe cauze: erupþii vulcanice, eroziune neuniformã a scoarþei terestre, acumularea ºi ablaþia glaciarã etc. Determinã crearea unui relief diferenþiat pe spaþii extinse. Miºcãrile neotectonice, etimologic însemnând miºcãri recente, sunt deplasãri verticale (sau orizontale) ale scoarþei continentale. Existã mai multe acceptiuni asupra a ceea ce înseamnã,,recent”. Într-o accepþiune generalã acestea sunt miºcãri ale cãror efecte se observã ºi azi în relieful terestru. Din aceastã perspectivã, aceste miºcãri ar coborî în timp în mod diferit de la un loc la altul în funcþie de exondarea teritoriului. În þara noastrã ºi regiunile alpine sunt considerate neotectonice doar miºcãrile din Cuaternar.Sunt acceptate definiri, ca miºcãri recente sau neotectonice ºi miºcãri actuale sau actuotectonice. Pentru România sunt identificate areale cu deplasãri verticale pozitive sau negative de câþiva milimetri pe an (Harta miºcãrilor crustale verticale recente, 1978) Miºcãrile eustatice sunt cele care determinã ridicarea sau coborârea nivelului apelor oceanice. Ele pot avea cauze tectonice sau climatice, manifestându-se pozitiv ºi negative. Sunt însoþite de transegresiuni ºi regresiuni marine lente, efectul 39

&

+

lor fiind vizibil la linia de þãrm. Acest tip de miºcãri nu deplaseazã materie solidã. Miºcãrile eustatice au mare importanþã pentru dinamica reliefului, eustatismul orientând sensul acþiunii legii nivelului de bazã. Procesele vulcanice constau în deplasarea energiei calorice ºi a materiei solide din interiorul Pãmântului spre exteriorul acestuia. Vulcanismul reprezintã totalitatea fenomenelor determinate de erupþia lavelor ºi gazelor asociate. Pentru dinamica geomorficã intereseazã formarea vetrelor vulcanice, felul cum înainteazã topiturile, efectul acestora în structura internã ºi în cea externã a Pãmântului (Lupei, 1979). Cutremurele sunt zguduiri brusce ale scoarþei, cu focare la diferite adâncimi. Se localizeazã în principalele fracturi ºi discontinuitãþi ale scoarþei. Ca formã de manifestare pot fi lineare, centrale sau areale (Lãzãrescu, 1980; Grecu, 1977). Modelarea exogenã a reliefului manifestatã în timp relativ scurt constituie esenþa geomorfologiei dinamice, dinamicii formelor de relief; din acest motiv, aceasta este tratatã prioritar în lucrarea de faþã. Fiecare formã de relief, indiferent de dimensiune, stadiu de evoluþie, mediu morfogenetic etc., posedã un potenþial de modificare, respectiv o capacitate de a-ºi schimba morfometria ºi morfografia, cu alte cuvinte de a rãspunde unor stimuli; rãspunsul la aceºti stimuli poate conduce la modificãri fãrã ca forma sã-ºi piardã calitatea de forma avutã iniþial; cu modificãri de formã ce conduc la un alt stadiu de dinamicã; ºi cu modificãri ce duc la dezechilibrarea totalã a formei ºi transformarea ei, astfel încât, uneori, sunt însoþite de fenomene catastrofale. Procesele geomorfologice au anumite caracteristici, dintre care semnificative sunt cele legate de manifestãrile în timp ºi spaþiu. Periodicitatea se referã la succesiunea formelor de eroziune cu cele de acumulare atât în timp scurt cât ºi în timp îndelungat ºi este inegalã ca timp de manifestare, apar deci discontinuitãþi (în timp ºi spaþiu) impuse de diferenþierea spaþialã a factorilor ºi implicit a proceselor.

3.2. Clasificarea formelor de relief Expunerea originii formelor de relief permite separarea în cadrul reliefosferei a unor grupãri de forme, dupã anumite criterii. La nivelul planetei se separã formele planetare (forme de ordinul I): continentele ºi bazinele oceanice, cunoscute ºi sub denumirea de macroforme. (1) Prin acþiunea proceselor endogene s-au individualizat forme subordonate, unitãþi structurale majore atât în domeniul continental cât ºi în cel oceanic, respectiv forme de ordinul II sau mezoforme. În domeniul continental aceste forme sunt: munþii (lanþuri ºi masive muntoase, dupã genezã: munþi de cutare, munþi vulcanici), cu altitudini de peste 800 – 1000 m; dealurile ºi podiºurile la 300 – 800 m (1000m) (dupã genezã: podiºuri de eroziune, podiºuri de acumulare); câmpiile cu altitudini la sub 300 m (dupã genezã se deosebesc câmpii de acumulare – piemontane, de glacis, de terase, fluvio-lacustre, de subsidenþã, de divagare, de nivel de bazã, glaciare ºi 40

fluvioglaciare, eoliene, câmpii de loess; câmpii de eroziune-peneplene, câmpii litorale). În domeniul oceanic formele se grupeazã dupã raportul faþã de continente ºi adâncime: platforma continentalã pânã la 180 – 200 m adâncime, taluzul sau povârniºul continental, de la – 200 la –2000 (– 4000 m), cu pantã pânã la 15 – 20 grade; regiunea abisalã la adâncimi de peste –2000 (-4000 m)cu platouri submarine ºi fose (gropi) abisale. Formele majore sunt dispuse în general altimetric, realizând curba hipsometricã a Pãmântului. (2) Procesele exogene sculpteazã microforme, ce apar deci ca detalii pe mezoforme. Se creeazã în timp relativ redus faþã de macroforme ºi pot fi considerate forme de ordinele III, IV etc., în funcþie de gradul detalierii sau al subordonãrii faþã de formele în care se înscriu holistic. Sunt cunoscute din aceastã cauzã ºi sub denumirea de forme de relief suprapuse sau forme morfosculpturale. Constituie obiectul de cercetare al microgeomorfologiei (dar ºi al geomorfologiei generale), interesând în mod special pe practicieni. Criteriul esenþial de separare a grupelor de forme este cel genetic, respectiv agentul principal sau procesul care le-au creat. Tipul agentului, intensitatea proceselor sunt condiþionate de variaþia elementelor climatice în latitudine ºi altitudine, precum ºi de rezistenþa substratului geologic. O primã mare grupare de forme se referã la procesul preponderent care le-a creat, deosebindu-se forme de relief de eroziune ºi forme de relief de acumulare; indirect, prin analiza materialelor dupã depunere, se deduce ºi agentul care le-a transportat. La acestea se adaugã formele create prin gelivaþie ºi prin acþiunea apelor de infiltraþie. Dupã agentul principal care le-a creat, formele sunt dispuse ºi în teritoriu, astfel: forme glaciare, forme periglaciare, forme fluviale, forme eoliene, forme litorale sau marine, forme de tasare ºi sufoziune, forme antropice. Þinându-se cont de faptul cã forþa de gravitaþie este cauzã esenþialã a dinamicii, cea mai simplã ºi cuprinzãtoare clasificare pentru dinamicã împarte formele în douã mari categorii: forme de versant ºi forme de albie; la acestea se adaugã formele specifice dinamicii glaciare, eoliene ºi litorale. În literatura de specialitate s-a acordat atenþie specialã definirii noþiunii de ,,tip de relief”. În stabilirea unui anumit tip de relief se au în vedere mai multe criterii, dintre care esenþiale sunt cele morfografice, morfometrice ºi morfogenetice. Astfel tipul de relief apare ca o grupare de forme unite prin particularitãþi calitative, cantitative ºi genetice, de pe un anumit teritoriu. În funcþie de dimensiunile grupãrii pe suprafaþa terestrã s-au încercat diferite ierarhizãri. Considerând nivelele geomorfologice „metodã de cercetare a forþelor endogene ºi exogene de formare a reliefului”, Marcov (1954) clasificã formele de ordinul III (sculpturale) în: 1. Forme fluviatile: – excavaþii: ogaºe, vãi – reziduale: monadnockuri, inselberguri – de depunere: conuri de dejecþie, delte 2. Forme glaciare: – excavaþii: circuri, vãi glaciare – reziduale: ace, creste, vârfuri – de depunere: morene 41

&

+

3. Forme marine:

– excavaþii: caverne marine – reziduale: faleze, promontorii – de depunere: plaje, cordoane litorale 4. Forme eoliene: – excavaþii: depresiuni, zardanguri – reziduale: stâlpi, ciuperci eoliene – de depunere: dune Criteriile genetic ºi dispunerea spaþialã, inclusiv caractere morfometrice stau la baza clasificãrilor taxonomice ale specialiºtilor români. Posea (1973) separã astfel urmãtoarele niveluri: formele de ordinul I (macroformele), formele de ordinul II (mezoformele sau formele tectono-structurale),formele de relief de ordinele III – VII (de exemplu: valea fluviatilã, ordinul III; terasa, ordinul IV; podul ºi fruntea, ordinul V etc.).

3.3. Concepte ºi noþiuni semnificative în dinamica formelor de relief 3.3.1. Echilibrul ºi dezechilibrul formelor Noþiunea de echilibru a fost introdusã în ºtiinþã de inginerii italieni pentru studiile hidraulice, din timpul Renaºterii, printre care Leonardo da Vinci ºi Galileo Galilei.Astfel, sunt enunþate cinci legi ale albiei râului. Este semnificativ enunþul legii potrivit cãruia curentul modificã forma albiei atât pe calea eroziunii cât ºi pe cea a depunerii sedimentelor atât timp cât nu se stabileºte un echilibru între forþã ºi rezistenþã, precum ºi aprecierea cã profilul longitudinal al râurilor se prezintã ca o curbã concavã. În secolul XIX, Surell (1841,citat de Emm. de Martonne, 1935) ajunge la aceleaºi concluzii. Noþiunea de profil de echilibru a fost precizatã în a doua jumãtate a aceluiaºi secol, de cãtre Dausse (în 1872), pentru a explica condiþiile de adâncire ºi transport a cursurilor de apã, fiind strâns legatã de noþiunea de bazã de eroziune introdusã de Powell (în 1873).În aceeaºi perioadã, Gilbert (1877), De la Noë ºi Margerie (1888), Davis (1902) explicã evoluþia formelor ºi echilibrul lor. Ulterior, preocupãrile s-au adâncit, ele au completat sau diversificat explicarea conþinutului noþiunii, fãrã a modifica sensul iniþial. Este semnificativ faptul cã noþiunea de echilibru s-a explicat ºi aplicat mai întâi la râuri, acestea intrând în atenþia practicienilor datoritã riscului crescut dat de inundaþii. Conceptul de echilibru dinamic în geomorfologie a fost definit de Hack (1960 – 1965), contribuþii importante au avut însã, înaintea sau dupã definirea conceptului, Velikanov, Mackin, Leopold, Maddock, Langbein, Chorley ºi Kennedy, Huggett, Ahnert etc. Dupã J.T. Hack, o masã de relief aflatã în echilibru dinamic reprezintã o parte a unui sistem deschis în stare staþionarã, în care fiecare versant ºi fiecare formã de relief se ajusteazã între ele. Schimbãrile în forma topograficã au loc odatã cu schimbãrile condiþiei de echilibru. Într-o definiþie foarte sugestivã, Chorley ºi Kennedy aratã cã echilibrul este o stare de mare ambiguitate ºi stabilesc mai multe tipuri de echilibru (fig. 3.1): – echilibru static, când proprietãþile sistemului sunt statice; de exemplu, sistemele la scãri mari ce pot rãmâne neschimbate timp îndelungat; 42

& Fig. 3.1. – Tipuri de echilibru (cf. Chorley ºi Kenedy, 1971)

– echilibru stabil, tendinþa unui sistem de a se deplasa spre o condiþie de echilibru anterioarã, dupã ce a fost perturbat; – echilibru instabil, când o micã variaþie poate conduce la o deplasare mare a stãrii sistemului, finalizatã de regulã prin instalarea unui nou echilibru stabil; – echilibru metastabil caracterizat prin stãri de echilibru stabil separate de praguri pe care sistemul le traverseazã în absenþa unui declanºator adecvat; – echilibru staþionar exprimã starea unui sistem deschis ale cãrei proprietãþi sunt invariante la o scarã de timp dat, dar pot suferi oscilaþii instantanee datoritã prezenþei interacþiunii variabilelor; – echilibrul termodinamic este o tendinþã spre condiþia de maximã entropie, într-un sistem izolat, exprimat prin a doua lege a termodinamicii; – echilibrul dinamic caracterizat de fluctuaþii ce oscileazã în jurul unei schimbãri constante, dar care are o traiectorie a stãrii medii nerepetate în timp. Rata schimbãrii fluctuaþiilor este mai mare decât starea medie a sistemului. Ulterior, în cadrul sistemelor terestre, starea sistemelor va fi apreciatã a fi în: echilibru stabil, echilibru instabil, echilibru metastabil ºi echilibru neutru (fig. 3.2, 3.3). Toate tipurile se referã sau desemneazã de fapt variaþii ale echilibrului dinamic. De aceea stabilirea stãrii sistemelor geomorfologice se realizeazã prin definirea stãrilor de echilibru dinamic, dezechilibru sau stãrii staþionare. Starea staþionarã este identicã cu prezenþa maximei entropii, în care activitatea proceselor înceteazã sau diminueazã total. Dezechilibrul este starea în care rata proceselor controlate de feed-back negativ se schimbã pentru atingerea unei stãri viitoare de echilibru. Echilibrul dinamic se realizeazã în momentul dominãrii moderate a eroziunii, iar forma spre care se tinde este cea a unei suprafeþe de echilibru. Realizarea 43

+

Fig. 3.2. Tipuri de stabilitate a sistemelor: analogi mecanici (dupã Huggett, 1985)

acestei suprafeþe se face de la unitãþi mici, fractale la unitãþi din ce în ce mai extinse, echilibrul fiind deci doar un moment din evoluþia formelor, urmat de stare de dezechilibru. 3.3.2. Pragul geomorfologic

Fig. 3.3. Clasificarea stabilitãþii sistemelor mecanice perturbate în coordonatele amplitudinii ºi timpului perturbãrii (Karcz, 1980, cf. Ichim ºi colab., 1989).

Translãrile de la o stare la alta sunt condiþionate de anumite valori cantitative, fenomen cunoscut în literatura de specialitate (ºi nu numai în cea geograficã) sub denumirea de prag, respectiv, de prag geomorfologic. Noþiunea de prag geomorfologic a apãrut din necesitatea explicãrii dihotomiei aparente între evoluþia reliefului în timp lung ºi cea în timp scurt, adicã dinamica reliefului. S-a realizat astfel o punte de legãturã între teoria ciclurilor de eroziune a lui Davis (1899 – 1902) ºi teoria echilibrului dinamic a lui Hack (1960). Definind pragul geomorfologic ca o zonã criticã în care are loc schimbarea sistemului de la o stare la alta sau ca o stare de stabilitate a fenomenelor de risc, Schumm (1979) subliniazã indirect ºi rolul valorilor critice în dinamica reliefului. Translarea peste prag se datoreazã energiei produse fie de modificãri interne ale reliefului, fie de schimbãri progresive ale unei variabile externe (vezi capitolul Teoriile morfologice). Raportate la relaþia dintre stãrile sistemului ante- ºi postprag, pragurile sunt tranziente (starea post prag este nouã) ºi netranziente (sistemul revine la starea anterioarã translãrii pragului) (fig. 3.4).

Fig. 3.4. Schimbãri de stare tranzitive ºi intranzitive (x reprezintã condiþia limitã) (dupã Huggett, 1985)

44

3.3.3. Fenomene ale modificãrilor brusce ale formelor de relief Modificãrile formei induse de translãrile peste praguri cu valori critice semnificative conduc în cele mai multe cazuri la fenomene cu impact direct sau indirect asupra populaþiei, cunoscute cu o accepþiune globalã ca fenomene de risc. Existã anumite noþiuni care definesc atât intensitatea fenomenului în naturã, cât ºi impactul asupra populaþiei. Noþiunile de risc, hazard, dezastru au fost impuse în problematica globalã a cercetãrii ºtiinþifice ºi în preocupãrile la nivelul statelor de cãtre evoluþia fenomenelor ºi de dezvoltarea fireascã a ºtiinþelor ºi a societãþii. Aceasta constituie un exemplu elocvent de evoluþie a gândirii ºtiinþifice interdisciplinare. Creºterea pierderilor umane ºi materiale datorate unor fenomene naturale extreme a dus la apariþia de noi iniþiative ºtiinþifice pe plan internaþional, ºi anume aceea de a se stabili tendinþa de evoluþie a acestor fenomene ºi strategiile posibile de atenuare a lor. Iniþiativa în sesizarea acestor fenomene globale a revenit Academiei Naþionale de ªtiinþe a SUA, conceptul fiind propus de preºedintele acesteia, prof. Frank Press, membru de onoare al Academiei Române. Astfel, Adunarea Generalã a Naþiunilor Unite din 11XII 1987 a adoptat rezoluþia 42/169, care a declarat anii 1990 – 1999 „Deceniul Internaþional pentru Reducerea Efectelor ºi Dezastrelor Naturale”(IDNDR) Primele cercetãri ºtiinþifice în domeniul hazardelor naturale se pare cã au fost fãcute de Gilbert White între anii 1942 ºi 1956. El a concluzionat cã deºi se cheltuiesc sume imense pentru îndiguiri, canalizãri ºi alte construcþii pentru protejarea populaþiei, pagubele sunt mai mari în urma inundaþiilor, pentru cã populaþia se aºeazã în zonele considerate cu grad de risc redus (Gares ºi colab., 1994).În România, Coteþ (1978) sesizeazã importanþa hãrþilor de risc pentru studiile geografice, preocupãrile adâncindu-se ulterior, mai ales în domeniul cartãrii riscului, fãrã a se ajunge însã la rezultate unanim acceptate în ceea ce priveºte metodologia cercetãrii. Considerând cercetarea fundamentalã a fenomenelor extreme predezastru ca prioritarã pentru reducerea urmãrilor negative ale dezastrelor asupra populaþiei, sub egida UNESCO ºi a secretariatului IDNDR s-a elaborat un dicþionar de termeni în limbile englezã, francezã ºi spaniolã cu scopul folosirii unui limbaj ºtiinþific unitar, în vederea elaborãrii unor sinteze la nivel planetar. În acest dicþionar (1992) hazardul este un eveniment ameninþãtor sau probabilitatea de apariþie într-o regiune ºi într-o perioadã datã, a unui fenomen natural cu potenþial distructiv. Dupã DEX, hazard este împrejurarea sau concurs de împrejurãri (favorabile sau nefavorabile) a cãror cauzã rãmâne în general necunoscutã; întâmplare neprevãzutã, neaºteptatã, soartã, destin. Pornindu-se de la noþiunea de hazard ca probabilitatea de apariþie a unui fenomen, sunt necesare studii asupra valorilor extreme ale unui fenomen, în vederea calculãrii probabilitãþii apariþiei acestora. În acest context, fenomenele extreme fac parte din procesul natural de evoluþie. Ele semnificã trecerea peste anumite praguri sau intervale critice, în care are loc schimbarea sistemului de la o stare la alta, respectiv de la starea de echilibru la cea de dezechilibru. 45

&

+

Clark (1993) considerã hazardul ca fiind probabilitatea cu care orice fenomen care poate produce diferite tipuri de pagube (materiale sau umane) se produce într-un spaþiu bine definit, într-o perioadã de timp, ambele considerate ca reprezentative. Hazardele pot fi clasificate dupã mai multe criterii: • dupã caracteristici ºi impact - clasificarea fenomenelor naturale devine dificilã cu cât sunt luate în considerare mai multe criterii. Caracteristicile ºi impactul unor fenomene considerate hazarde naturale sunt notate gradat cu indici de la 1 (valoare maximã) la 5 (valoarea minimã). Rangul fiecãrui hazard rezultã din media tuturor variabilelor luate în calcul ºi anume: intensitate, duratã, extinderea arealului, pierderi de vieþi omeneºti, efecte sociale, impact pe termen lung, viteza de declanºare, manifestarea de hazarde asociate; • dupã fenomenul natural caracterizat drept eveniment extrem - calitativ, fenomenele extreme pot fi împãrþite în fenomene geofizice (legate de fenomenele mediului terestru biotic) ºi biologice, determinate de manifestãri ale comportamentelor biotice ale sistemului terestru. Astfel se diferenþiazã urmãtoarele categorii: hazarde geofizice (meteorologice, climatice, geomorfologice, geologice, hidrologice, complexe); hazarde biologice (florale sau faunale); • dupã originea hazardului - aceastã clasificare þine cont de evenimentul natural care stã la baza hazardului. Se deosebesc: hazarde naturale determinate de fenomene naturale extreme împãrþite la rândul lor în mai multe categorii (meteorologice, hidrologice, geofizice, geomorfologice); hazarde naturale determinate de fenomene obiºnuite (meteorologice, geofizice, alte tipuri); hazarde naturale determinate de agenþi biologici (epidemii, invazii de dãunãtori). Hazardele naturale pot fi clasificate dupã: • fenomenul natural caracterizat drept fenomen extrem: geofizice (meteorologice, climatice, geomorfologice, geologice, hidrologice, complexe); biologice (florale, faunistice); • mediul în care se produc: marine, costiere ºi insulare, continentale, complexe (care se desfãºoarã în cel puþin douã medii); • mãrimea suprafeþei afectate: globale, regionale ºi locale • posibilitatea, viteza ºi precizia prognozei în tip util: care pot fi prognozate (cu precizie mare, cu precizie medie ºi cu precizie micã) ºi care nu pot fi prognozate sau sunt prognozate cu puþin timp înainte de declanºare. Dezastrul (din englezã) natural, sinonim cu catastrofã (lb.francezã) este definit în dicþionarul IDNDR (1992) ca o gravã întrerupere a funcþionãrii unei societãþi, care cauzeazã pierderi umane, materiale ºi de mediu, pe care societatea afectatã nu le poate depãºi cu resursele proprii. Dezastrele sunt adesea clasificate în funcþie de modul lor de apariþie (brusc sau progresiv) sau de originea lor (naturalã sau antropicã). Una dintre problemele care stau în atenþia specialiºtilor este stabilirea limitelor de la care un hazard este un dezastru. Criteriile sunt în funcþie de scara la care se analizeazã fenomenele. De exemplu, un fenomen extrem este un dezastru pentru un anumit grup de indivizi, în timp ce pentru alþii el este înregistrat ca un fenomen ce poate fi depãºit prin resurse proprii. La fel se pune problema ºi la 46

nivelul statelor. Posibilitatea de a diminua efectele negative ale fenomenelor extreme face ca dezastrul sã aibã valori mai reduse în statele puternic dezvoltate, decât în statele slab dezvoltate. În acelaºi timp însã, în þãrile puternic industrializate frecvenþa riscurilor este mai mare decât în cele bazate pe agriculturã. Particularitãþile psihologice de percepere a riscului ºi rãspunsului la acesta pot fi diferite de la un popor la altul sau de la populaþia ruralã la cea urbanã, mãsurile de apãrare împotriva pericolelor transmiþându-se de la generaþie la generaþie. Astfel, instruirea populaþiei trebuie sã þinã cont de particularitãþile psihologice, etnice ºi de grup în perceperea pericolelor. Analiza frecvenþei dezastrelor impune o perioadã îndelungatã de observaþii, mai mare de 100 de ani. Tehnica de înregistrare a fenomenelor extreme, precum ºi comunicarea rapidã a datelor prin mass-media, corelate cu explozia demograficã constituie factori ce contribuie la considerarea dezastrelor ca fenomene cu frecvenþã crescânde în perioada actualã. Cele mai discutate sunt cele legate de schimbãrile climatice globale, deºi dezastrele geomorfologice, hidrologice sunt destul de frecvente ºi cu efecte mari. Vulnerabilitatea dupã dicþionarul IDNDR (1992) este gradul de pierderi (de la 0 % la 100 %) rezultate din potenþialitatea unui fenomen de a produce victime ºi pagube materiale. Prin dinamica lor, fenomenele naturale extreme au un anumit potenþial de a produce victime sau pagube materiale. Rezultã de aici necesitatea studierii nu numai a hazardelor, dezastrelor, dar ºi a vulnerabilitãþii, a potenþialitãþii fenomenelor naturale de a produce victime ºi pagube materiale. În acest sens, considerãm cã fenomenele naturale extreme sunt alcãtuite din douã componente: – potenþialitatea sau vulnerabilitatea cu efecte indirecte asupra populaþiei; – fenomenul extrem propriu – zis, cu efecte directe. De exemplu, despãdurirea ºi pãºunatul excesiv accelereazã procesele de eroziune ºi de deplasare a materialelor pe versanþi ºi influenþeazã frecvenþa inundaþiilor, cu efecte indirecte, ºi respectiv, directe asupra activitãþii umane. Vulnerabilitatea este dependentã de dezvoltarea socialã ºi economicã. Riscul, dupã DEX este posibilitatea de a ajunge într-o primejdie de a avea de înfruntat un necaz sau de suportat o pagubã; pericol posibil (din limba francezã risque). Dupã dicþionarul IDNDR riscul este definit numãrul posibil de pierderi umane, persoane rãnite, pagube asupra proprietãþilor ºi întreruperii activitãþii economice în timpul unei perioade de referinþã într-o regiune datã, pentru un fenomen natural particular. Prin urmare, este produsul dintre riscul specific ºi elementele de risc. Arealele cu diferite grade de vulnerabilitate includ elementele de risc, ºi anume: populaþia, clãdirile ºi construcþiile de inginerie civilã, activitãþile economice, serviciile publice, utilitãþile, infrastructura etc. supuse riscului într-o arie datã. Riscul specific sau riscul relativ aratã gradul aºteptat de pierderi provocate de un fenomen natural particular în funcþie de hazardul natural ºi de vulnerabilitate. Dupã datele din tabelul nr., rezultã: – intervalul 1988-1992: 291 dezastre cu 230.395 morþi; – frecvenþa: 291 dezastre: 4 ani = 73 dezastre / an; – mãrimea 230.395 morþi: 291 dezastre = 757 morþi / dezastru; – riscul: 73 · 757 = 55.261 morþi. 47

&

+

Fenomenele naturale extreme susceptibile de dezastre sau calamitãþi au diferite grade de vulnerabilitate (micã, medie, mare). În consecinþã, majoritatea studiilor au în vedere cartarea vulnerabilitãþii sau a expunerii terenurilor la risc. Prevederea evenimentelor extreme este foarte dificilã datoritã caracterului lor aleatoriu ºi greu de prevãzut. La acestea se adaugã ºi posibilitatea atingerii sau depãºirii valorilor absolute anterioare. Între fenomenele naturale extreme ºi populaþie exista douã tipuri de relaþii: – evoluþia fenomenelor spre valori extreme când populaþia prezintã un anumit grad de vulnerabilitate, este susceptibilã deci la pierderi umane ºi economice; – producerea fenomenelor extreme afecteazã direct populaþia, numãrul de morþi ºi daunele economice fiind apreciabile. Totalitatea cunoºtinþelor despre fenomenele extreme este un concept apãrut din necesitatea de a cuantifica fenomenele cu impact negativ asupra omului, în vederea prevederii, preîntâmpinãrii ºi combaterii lor. Are un caracter interdisciplinar atât între ºtiinþele Pãmântului cât ºi între acestea ºi celelalte ºtiinþe. Apariþia conceptului a fost favorizatã de apariþia teoriei sistemelor. În sens larg, se acceptã trei mari categorii de riscuri: – riscuri tehnogene; antropice; – riscuri sociale; – riscuri naturale; ecologice; Sintagmele care definesc totalitatea fenomenelor extreme naturale cu impact negativ asupra populaþiei sunt destul de ambigue ºi vehiculate în literatura de specialitate sub forma: fenomenele geografice de risc; geografia riscurilor; riscurile naturale etc. Expresia fenomene geografice de risc este parþial sinonimã cu riscurile naturale. Definirea fenomenelor de risc ca fiind geografice ar justifica includerea riscurilor din naturã în preocupãrile ºtiinþelor geografice, fiind clasificate în: riscuri geomorfice, hidrologice, climatice, biogeografice, pedogeografice. Tot în preocupãrile geografiei intrã ºi unele riscuri sociale, etnice. Geografia fizicã studiazã izvoarele naturale ale riscului, respectiv procese ºi fenomene cu influenþe negative directe ºi indirecte asupra omului ºi asupra mediului. Rezultã deci, descompunerea fenomenului risc natural în: risc în naturã ºi risc pentru om. Riscurile de origine geologicã, datorate modificãrilor normale din structura internã a scoarþei terestre, sunt: – seismele; – erupþiile vulcanice submarine sau terestre; – tsunami, produse de cutremure sau de vulcani. Ele se caracterizeazã prin dispersia unei mari energii ºi cu impact direct asupra populaþiei ºi asupra mediului, declanºând alte fenomene extreme, cum sunt: alunecãri de teren, cãderi de blocuri, avalanºe, emisii poluante în atmosferã, perturbaþii majore în viaþa animalelor ºi a plantelor. Acestea se regãsesc în modificãri importante ºi de lungã duratã în geosisteme: – modificãri brutale în relief; – distrugerea vegetaþiei; – modificãri în reþeaua hidrograficã, în pânza de apã freaticã; – poluarea aerului, apei ºi solului; – alte efecte secundare. 48

Riscurile de origine strict geomorficã vizeazã ansamblu de ameninþãri la resursele umane care vin din instabilitatea caracteristicilor de suprafaþã ale Pãmântului (Gares ºi colab., 1994). Definiþia exclude cutremurele, parþial vulcanii, dar nu ºi rãspunsul formei de relief la acestea. În sens restrâns riscurile (hazardele) geomorfice sunt doar acelea induse de modificãrile formelor de relief. Ridicarea nivelului mãrii, spre exemplu, nu este un risc geomorfic, dar toatã suita de procese de þãrm ce au loc ca urmare a ridicãrii nivelului mãrii intrã în sfera de cercetare a geomorfologului. Caracteristici esenþiale ale riscurilor geomorfologice sunt timpul variat de manifestare ºi dispersia mare în spaþiu. Unele riscuri geomorfologice au o intensitate maximã în timp scurt (alunecãrile masive de teren), altele se produc în timp îndelungat (eroziunea solului). Cele mai multe riscuri geomorfice sunt cele continue, dezastrul putându-se produce dupã o evoluþie îndelungatã a proceselor. Din acest motiv, riscurile geomorfologice par mai puþin importante pentru societate. Ele au însã efecte negative indirecte asupra populaþiei în timp îndelungat. Studiile asupra sistemelor geomorfologice trebuie sã includã atât dinamica sistemelor, cât ºi componenta socialã a acestora. Riscurile de origine geomorfologicã sunt datorate urmãtoarelor procese: – prãbuºiri, rostogoliri, cãderi de roci ºi zãpadã; – alunecãri masive de teren; – curgeri de pãmânt; – eroziune hidricã. Fenomenele catastrofale sunt grupate în mod diferit. Chardon (1990) stabileºte cinci tipuri majore dupã urmãtoarele criterii: suprafaþã, duratã activã, frecvenþã, principalele efecte (tabelul 3.2). Cercetarea globalã a riscului este orientatã spre: sistematizarea ºi tipizarea fenomenelor de risc; cunoaºterea factorilor de risc; gãsirea unui sistem unic al mãsurãrii; stabilirea unor criterii ºi parametrii de apreciere; alegerea nivelului admisibil al riscului; elaborarea hãrþii riscului (metode ºi mijloace de cartografiere). Abordarea complexã a raporturilor dintre risc ºi sistemele geografice (fizice ºi sociale, naturale ºi antropice) este impusã de diversitatea acestora, de multitudinea variabilelor care le definesc ºi le asigurã funcþionalitatea. O mare parte a riscurilor din naturã sunt induse de intervenþia omului în mediu, astfel încât clasificãrile unilaterale nu sunt elocvente. Analiza complexã a riscului ºi a dinamicii sistemelor geografice este un demers în favoarea acceptãri unei geografii unice, cu analize pe componente în vederea efectuãrii sintezei. Cartarea caracteristicilor geologice ºi geografice care expun teritoriile la rupturi în sisteme geografice naturale ºi antropice, cum sunt inundaþiile, prãbuºirile, eroziunea solului, constituie o preocupare a geomorfologilor. Una dintre problemele dificile este elaborarea legendei. Harta expunerii la risc geomorfologic reprezintã faza finalã a unui demers analitic deosebit de laborios. Astfel se explicã faptul cã puþinele hãrþi de risc elaborate pânã în prezent în þara noastrã se bazeazã pe cercetãri ale autorilor efectuate în timp îndelungat, harta constituind o sintezã a cercetãrilor geomorfologice. Ea se cupleazã cu harta utilizãrii terenurilor ºi a densitãþii populaþiei (Grecu, 1994, 1997, 2001). 49

&

5 la 10 pe secol - formare relief - maree, tsunami - alunecãri teren - modificãri în geo- ºi ecosisteme

1 sau mai multe pe an De la 10000 la 1.000.000 De la mai multe sãpt. - modificãri de relief la mai multe luni km2 - perturbaþii ale vieþii animale ºi vegetale - maree - inundaþii - alunecãri de teren

Mezo catastrofa Erupþii vulcanice Seisme Valuri de frig Oraje, tornade

50

1 pe lunã De la sãptãmâni la 1 - alunecãri de teren sau 2 luni - inundaþii - modificãri de relief ºi hidrografie - perturbaþii ecologice ºi poluare De la câteva zile la - modificãri de relief ºi hidro- zilnic câteva sãptãmâni grafie - alunecãri de teren - curgeri de lave - poluare - modif. ecosisteme

Între 100 ºi 10.000 km2

Sub 100 km2

Catastrofa Mici seisme Tornade Ploi excepþionale

Fenomene localizate punctual

Mai multe luni

Între 1 ºi 100 mil.km2

Frecvenþa pe planetã

Mega catastrofa Mari seisme Erupþii vulc. Secete Sahel

Principalele efecte 1/200-300ani la 1/secol - relief distrus ºi creat - perturbaþii climatice, hidrologice - tsunami

Durata efectelor active

De la 100 la 510 mil.km2 Mai mulþi ani (supr.Terrei)

Suprafaþa afectatã

Gica catastrofa Explozii vulcanice

Tipul de catastrofã

Tipologia geograficã a catastrofelor naturale (dupã Chardon, 1990)

Valteline (1987) Frioul (1976) Dauphine (1985) Columbia (1985) Mt.Pelee (1902)

Frig în Europa ºi în SUA (1956,1985,1987) Seisme în Guatemala (1978)

Alaska (1964) Mont St.Helen (1970) California(1906) Mexic (1985)

Explz.vulcani Tambora, Krakatoa

Exemple

Tabelul 3.2

+

3.3.4. Spaþiul ºi timpul Pentru sistemele fizice, în esenþã pentru cele legate de Pãmânt (geo-...) o semnificaþie esenþialã o au noþiunile de spaþiu ºi timp, noþiuni strâns legate de scara la care se face analiza. Din aceastã perspectivã, noþiunile au dimensiuni dependente de abordarea istoricã ºi paleogeograficã, pe de o parte, precum ºi de abordarea funcþionalã (dinamicã), pe de altã parte. Urmând principiul istoric, al analizei evolutive la scãri spaþiale ºi temporale îndelungate, pentru interpretarea reliefului timpul ciclic (dupã Schumm ºi Lichty, 1965) se referã la perioade îndelungate din evoluþia geologicã, convenþional având o duratã de circa 1 mil. De ani, timp necesar unui ciclu de eroziune. Abordarea prin prisma dinamicii formelor, respectiv a transformãrilor acestora, a funcþiilor proceselor în modelare, presupune ºi un anumit grad de subiectivism, dat de poziþia cercetãtorului, de durata înregistrãrilor, de scarã etc. O secvenþã din timpul ciclic, timpul gradet (sau de echilibru dinamic), are circa 1 000 de ani, care include, ca cea mai micã unitate, timpul staþionar (variazã de la o zi la un an), adicã timpul în care poate exista o stare staþionarã (fig. 3.5 ºi 3.6).

Fig. 3.5. Conceptele de timp ciclic (a), timp gradat (b) ºi timp staþionar (c), reflectate în modificarea albiei (dupã Charley, Kennedy, 1971)

Pentru geomorfologie este definit ºi timpul geomorfic, respectiv timpul derulat de forma de relief din momentul genezei pe tot parcursul existenþei sale. În funcþie de scara timpului, modificãrile induse de procesele geomorfologice se regãsesc în anumite forme de relief (tabelul 3.3). 51

&

Alunecare sau curgere localã de teren

Rigolã

Miºcarea unei particule de nisip

–

Mezo fenomen

Micro fenomen

Non fenomen

1 zi

Mega fenomen

Magnitu dinea relativã a fenom. Strãpung. de meandru

10 ani

52 Strãpung. de meandru

Erupþie vulcanicã

102 ani

Alunecare sau curgere localã de sol

Alunecare sau Ravenã curgere localã de sol

Miºcarea unei Rigolã particule de nisip

Rigolã

Alunecare sau Ravenã curgere localã de sol

ravenã

1 an

Ravenã

Strãpung. de meandru

Erupþie vulcanicã

Formarea unei terase

103ani

Glaciaþ contin.

Prãb. tecton

106 ani

Strãpung. de meandru

Erupþie vulc.

Erupþie vulcanicã Form. unei terase

Formarea unei terase

Glaciaþie continent

105 ani

Modificarea fenomenelor geomorfologice în funcþie de scara timpului (dupã Schumm, 1985)

Form. unei terase

Glac. cont.

Prãb. tect. maj.

Ciclu orog

108 ani

Tabelul 3.3

+

Întrebãri ºi exerciþii de verificare 1. Ce este geomorfologia dinamicã? 2. Explicaþi demersul istoric al geomorfologiei dinamice în contextul dezvoltãrii ºtiinþelor? 3. Care este relaþia dintre principiile specifice geomorfologiei dinamice ºi obiectivele acestei ºtiinþe? 4. Explicaþi legãturile cauzate ºi funcþionale ale triadei agent – proces – formã

53

&

+ Skarn

Conglomerat

Gnais

54

& Tema II Roca ºi hipergeneza Obiective

Tema îºi propune: ð Prezentarea principalelor caracteristici ale rocilor importante pentru geneza ºi dinamica proceselor ºi microformelor de relief; ð Prezentarea proceselor elementare care conduc la dezagregarea ºi alterarea rocilor.

55

+ Conglomerat

Brecie

Roci sedimentare cu fosile

56

4.

& CARACTERISTICI ALE ROCILOR SEMNIFICATIVE PENTRU MORFODINAMICÃ

4.1. Parametrii fizici de stare Din punct de vedere fizic, rocile din scoarþa terestrã formeazã medii cu cele trei faze de stare: solidã, lichidã ºi gazoasã. Raportul dintre cele trei faze este diferit, de contribuþia fiecãrui faze depinzând alte proprietãþi ale rocilor, proprietãþi semnificative pentru rezistenþa terenurilor. Unitatea de volum a unei roci este egalã cu suma volumelor fazelor constituente. Óái = á1+ á2 + á3 = 1 în care: á1 este conþinutul în volum al componentului gazos; á2 – conþinutul în volum al componenþilor lichizi; á3 – conþinutul în volum al componenþilor solizi. Greutatea unei unitãþi de volum de rocã este egalã cu produsul dintre densitatea acesteia (ñ0)ºi volumul sãu specific (V0). ñ0 · V0 = 1 Greutatea specificã absolutã, determinatã în laborator, reprezintã raportul dintre greutatea scheletului format de particulele solide componente ºi volumul real al acestora. Greutatea specificã aparentã este greutatea unitãþii de volum a rocilor în stare naturalã. Variazã în funcþie de umiditate, porozitate ºi substanþele minerale. Greutatea volumicã pentru rocile aºa-zis uscate (lipseºte faza lichidã) este datã de relaþia: ãu = (1 – n) ãs este:

este:

Greutatea volumicã, pentru rocile saturate cu apã (lipseºte faza gazoasã), ãw sat = (1 – n). ãs + (n. ãapã) = ãs – n (ãs -. ãapã) Greutatea volumicã, pentru rocile în care porii sunt umpluþi cu apã ºi aer, ãw = (1 – n). ãs (1 + W) = ãu (1+W) în care: ãu este greutatea volumicã pentru roci în stare uscatã; ãs = greutatea unitãþii de volum a scheletului solid; 57

+

ãw = greutatea unitãþii de volum a rocilor în stare umedã; W = umiditatea; n = porozitatea. 4.1.1. Umiditatea Umiditatea este cantitatea de apã din porii rocilor. Volumul de pori ocupat de faza lichidã, raportat la volumul total al golurilor din rocã indicã gradul de saturaþie a rocilor. Când faza lichidã din pori este constituitã din apã raportul dã gradul de umiditate exprimat de relaþia: á2 S = ———— á 1 + á2 Umiditatea se determinã în laborator, prin uscarea unei probe în etuvã încãlzitã la 105grade C pentru pierderea totalã a apei. Se face diferenþa dintre greutatea volumicã saturatã cu apã ºi cea uscatã, astfel: W = (ãw – ãu). ãu-1 Durata etuvãrii este diferitã de la rocã la rocã, argilele necesitând un timp mai îndelungat decât rocile stâncoase. Metoda nu se aplicã la rocile cu substanþe organice. 4.1.2. Porozitatea O caracteristicã esenþialã a rocilor pentru dinamica geomorficã o constituie porozitatea. Raportul dintre volumul golurilor (pori, fisuri, caverne) ºi volumul fazei solide dintr-o unitate de volum de rocã reprezintã indicele porilor e e = n (1 – n) –1 Sub acþiunea unor forþe exterioare, volumul rocii se modificã, legãtura dintre starea iniþialã ºi cea deformatã fiind: e – e0 ñ0 – ñ å = ——— = ——— ñ e în care: ñ0 ºi ñ sunt valorile densitãþilor stãrii iniþiale ºi deformate; e ºi e0 = valorile cifrei porilor. Porozitatea depinde de mãrimea fracþiunilor granulare. Nisipurile cu granulaþie uniformã au o porozitate cuprinsã între 25 ºi 50 %, iar cele cu granulaþie neuniformã de 15 – 35%. Structura lamelarã a rocilor moi pãmântoase, coezive, determinã o variaþie mai mare a procentului porozitãþii (Bãncilã ºi colab., 1980): - argile moi 50...70% – argile tari 15...30% - argile recent depuse 70...90% – lehm (lut) 20...35% - argile consistente 35...70% – loessuri 40...60% - argile vârtoase 30...50% – nãmoluri ºi turbe 70...90%. 58

Determinarea porozitãþii, exprimatã în procente este datã de formula: Vg n = —– · 100 V în care: Vg este volumul de goluri; V = volumul total. 4.1.3. Forþa de coeziune Rezistenþa terenurilor este imprimatã de coeziunea rocilor, respectiv de legãtura dintre particulele rocii. Existã douã tipuri de coeziune: coeziunea realã, datã de atracþia molecularã dintre particule, mare la particule din ce în ce mai fine; coeziunea aparentã, datã de umiditate (apa pãtrunsã în pori care creeazã tensiuni superficiale). Coeziunea variazã de la rocile cu coeziune mare (bazalte, andezite etc.), care cedeazã greu la deformãri, pânã la cele fãrã coeziune (pietriºuri, nisipuri etc.). Rocile pseudocoezive din categoria argilelor ºi marnelor în stare uscatã au însuºiri coezive, în stare umedã devin necoezive datoritã dimensiunii porilor (a umflãrii) ºi a scãderii forþelor capilare. Loessul ºi depozitele loessoide prezintã forþã de coeziune numai în direcþie verticalã, aceasta explicã abrupturile ºi procesele de sufoziune ºi tasare. Rocile stâncoase moi, ca gipsul, calcarele, gresiile, roci coezive, în anumite condiþii, dau naºtere la alunecãri de mari proporþii. Compactitatea acestor roci (gradul de îndesire) este exprimatã de relaþia dintre greutatea specificã aparentã (în stare uscatã) ºi greutatea specificã absolutã: C = ãu · ãs-1 sau C = 1- n în care: n este porozitatea În funcþie de gradul de îndesire ID, rocile moi necoezive sunt clasificate: – roci afânate cu ID de 0...33 – roci cu îndesire medie cu ID de 0,33...0,67 – roci compacte (puternic îndesate) cu ID de 0,67...1. 4.1.4. Unghiul de frecare internã Unghiul de frecare internã format de particulele rocilor la contactul dintre ele este direct proporþional cu densitatea, fiind mai redus la terenurile necoezive sau deranjate (deluvii, coluvii etc.) decât la cele coezive. De asemenea, rocile macrogranulare au un unghi de frecare internã mai mare decât cele microgranulare. La argile ºi marne, unghiul de frecare internã scade foarte mult prin umezire. Concret, unghiul de frecare internã este unghiul a cãrui tangentã trigonometricã reprezintã coeficientul de frecare interioarã dintre particulele rocii. Noþiunea cu care se opereazã frecvent în geomorfologie este aceea de duritatea sau tãria rocilor. Aceasta este rezistenþa pe care o opune un mineral sau rocã la acþiunea mecanicã de uzurã prin zgâriere (datoritã acþiunii unor agenþi) sau comprimare lentã. 59

&

+

4.1.5. Plasticitatea Rocile moi coezive, în funcþie de cantitatea de apã, de golurile intergranulare sau de raportul apã/solid, pot fi fluide, plastice sau solide. Reologic, rocile (corpuri solide) pot fi: elastice, proprietatea de a-ºi recãpãta forma iniþialã (sau aproape iniþialã) dupã deformare; vâscoase, casante ºi plastice. Pentru procesele geomorfologice, plasticitatea, marcatã de umiditatea de frãmântare (dupã Atterberg), are o deosebitã importanþã, pentru cã, rocile în stare plasticã, prin modelare, îºi pot modifica forma, fãrã sã se fisureze, între particule producându-se un proces de alunecare. Plasticitatea caracterizeazã rocile moi necoezive, cu particule de dimensiuni mici. Indicele de plasticitate Ip este dat de diferenþa dintre umiditatea de curgere sau limita de curgere Wc ºi umiditatea limitã de frãmântare Wf. Dupã indicele de plasticitate, rocile pot fi: – neplastice Ip = 0 nisipuri; – plasticitate redusã Ip = 0...10 nisipuri prãfoase, nisipuri argiloase, prafuri argiloase; – plasticitate medie Ip = 10...20 argile prãfoase, argile nisipoase; – plasticitate mare Ip = 20... 35 argile – plasticitate foarte mare Ip peste 35 argile grase 4.1.6. Sensitivitatea Sensitivitatea este o proprietate a argilelor care este dobânditã prin deranjarea structurii lor naturale, deranjare ce reduce rezistenþa la forfecare.Astfel, sensitivitatea argilelor S este datã de raportul rezistenþei la forfecare a argilelor în stare netulburatã ºi rezistenþa la forfecare în stare tulburatã (Terzaghi,1944, citat de Bãncilã ºi colab., 1980).Clasificarea argilelor dupã senzitivitate: – argile nesensitive S = 1 – argile puþin sensitive S = 1...2 – argile cu sensitivitate medie S = 2...4 – argile sensitive S = 4...8 – argile cu sensitivitate mare S = 8...16 – argile cu S foarte mare S peste 16 Argilele cu sensitivitate foarte mare se numesc ºi argile curgãtoare sau quick-clays, prezentând cel mai mare potenþial pentru alunecãri rapide ºi instantanee. Argilele sensitive sunt destul de rãspândite, de aceea prezintã o deosebitã importanþã practicã.Un rol important în explicarea sensitivitãþii îl are tixotropia. 4.1.7. Tixotropia Tixotropia este caracteristicã rocilor argiloase, fiind un proces fizico-chimic reversibil, prin care o rocã argiloasã se înmoaie, se transformã în masã fluidã, sub acþiunea vibraþiilor; prin încetarea vibraþiilor materialul revine la starea 60

iniþialã fãrã intervenþii exterioare. Proces reversibil, izotermic, gel – fluid – gel, tixotropia este o cauzã importantã a alunecãrilor de teren pentru cã reduce rezistenþa la forfecare a rocilor. Descoperit în 1907 pe produsul farmaceutic „sarea lui Bravais”, a fost aplicat la roci de cãtre Hvorslev (Suedia), în 1937, pe cale experimentalã. Etimologic cuvântului tixotropie vine de la tixis care înseamnã schimbare ºi trepo care se traduce cu scuturare. Apariþia tixotropiei la rocile argiloase naturale depinde de structura iniþialã ºi de cantitatea de apã a depozitelui (fig. 4.1). Coeficientul de reducere a rezistenþei la forfecare (ç0) reprezintã un raport între rezistenþa la forfecare a rocii supuse vibraþiilor (ôd) ºi rezistenþa la forfecare a materialului în condiþii statice (ô). Indicele de tixotropie (it) este dat de diferenþa dintre umiditatea tixotropicã (wt) ºi limita de curgere (we), astfel: it (%) = wt – we Dupã indicele de tixotropie, rocile pot fi: – roci slab tixotrope it sub 25% – roci cu tixotropie medie it = 25 – 50% – roci puternic tixotrope it peste 50% Trebuie menþionat cã tixotropia poate fi cauza doar a sensitivitãþii mici ºi medii. Sensitivitatea mare nu este dependentã de tixotropie, fiind specificã unor depozite în stare naturalã.

Fig. 4.1. Comportare tixotropicã: a – material pur tixotropic; b – material parþial tixotropic.

61

&

+ Fig. 4.2. Dependenþa dintre rezistenþa la forfecare a depozitelor tixotropice ºi umiditate (dupã Seed ºi Chan, 1957, citat de Bãncilã ºi colab., 1980).

4.1.8. Permeabilitatea Permeabilitatea (K) este proprietatea rocilor de a „permite” apei sã se deplaseze cu o anumitã vitezã prin masiv (se exprimã în cm/s sau în m/24).La rocile impermeabile viteza de curgere este nulã sau foarte micã. Permeabilitatea este determinatã de caracteristicile fizice ale rocii, dintre care un loc principal îl are granulaþia ºi porozitatea. În funcþie de granulaþie, relaþia pentru permeabilitate se exprimã astfel: 15 · 104 n3 K = ————— – ——— (1 –ç)2 f 2 · S2 în care K este coeficientul de permeabilitate, cm/s; S = suprafaþa specificã cm 2/cm3; n = porozitatea %; 10-20% pentru nisip; 20 – 30 % argile; 30 – 60% loessuri; f = coeficient ce depinde de forma granulelor cu valorile: 1,0 granule sferice; 1,1 granule ovale; 1,25 granule angulare; ç = vâscozitatea fluidului Valori ale coeficientului de permeabilitate: – nisip foarte grosier 0,1... 0,2 – nisip grosier 0,07... 0,1 – nisip mijlociu 0,04... 0,07 – nisip fin 0,02... 0,04 – nisip prãfos 0,01... 0,02 – argilã prãfoasã 0,001... 0,002 Pentru declanºarea proceselor de alunecare un factor esenþial îl constituie separarea unor nivele de roci permeabile de limita de infiltrare a apelor, respectiv contactul direct dintre roci permeabile ºi impermeabile.

4.2. Particularitãþi chimice Structura diferitelor minerale ºi constanta lor energeticã sunt semnificative pentru comportarea faþã de procesele exogene. Astfel, în condiþii normale de 62

presiune, temperaturã ºi acþiune a organismelor, rocile sunt supuse urmãtoarelor procese: – compactizarea (tasarea): se realizeazã prin eliminarea apei datoritã greutãþii sedimentelor de deasupra, reprezintã fenomenul de apropiere a particulelor între ele, pãstrând structura iniþialã; – recristalizarea: trecerea materialului iniþial amorf în structuri cristaline, deshidratate ºi compacte. De exemplu: gips → anhidrit gel de SiO2 → opal → calcedonie → cuarþ Recristalizarea afecteazã mai ales depozitele carbonatice, silicioase, mai puþin cele argiloase. – cimentarea este fenomenul prin care particulele sunt sudate între ele prin apariþia unui material diferit de granulele iniþiale, existã mai multe tipuri de cimentare, în funcþie de raportul cantitãþilor dintre ciment ºi granule; – dizolvarea este procesul prin care mineralele nestabile dispar, mãrindu-se în acest fel porii rocilor; – substituþia ºi metasomatoza sunt procese de înlocuire, totalã sau parþialã, moleculã cu moleculã, a elementelor unui mineral prin elemente conþinute în soluþiile juvenile sau vadoase; apar minerale sau roci noi, fãrã modificãri de volum, structurã sau texturã; – autigeneza conduce la apariþia unor minerale noi, numite minerale autigene. Mineralele allogene sunt mineralele existente în depozite, provenind din roci preexistente, minerale rezistente la procesele exogene, cum sunt: cuarþul (rezistent la alterare, prezent în majoritatea rocilor); feldspaþii (se distrug mai repede decât cuarþul); micele (muscovitul este foarte rezistent la alterare; alte forme de mice sunt biotitul ºi sericitul); mineralele grele (prezente în cantitãþi reduse). Mineralele autigene, rezultate prin diferite procese diagenetice, sunt cele mai variate: mineralele argiloase (rezultate prin alterarea silicaþilor- hidrosilicaþi de Al -, reprezintã componentul principal al solurilor); oxizii ºi hidroxizii de Fe ºi Al (rezultaþi prin procese de alterare, dar pot proveni ºi prin precipitare: limonitul Fe2O3.nH2O; hematitul Fe2O3, magnetitul Fe3O4); carbonaþii (cele mai frecvente produse ale proceselor de precipitare chimicã ºi biochimicã sau din acþiunea H2CO3 asupra unor minerale; sunt reprezentative: calcitul; dolomitul, aragonitul); bioxidul de siliciu- silice-, cu formele calcedonie ca formã criptocristalinã ºi opalul ca formã amorfã, hidratatã); silicaþii; fosfaþii; sulfurile; sulfaþii; sãrurile haloide. Un rol important în dinamica versanþilor il are compoziþia mineralogicã a depozitelor argiloase. În prezenþa soluþiilor apoase au loc transformãri ale structurii de tip illitic la cele de tip smectitic, precum ºi modificãri ale procentelor unor substanþe liante: carbonaþi, oxizi de fier, substanþe organice. În timp, acestea modificã ºi parametrii fizico-mecanici, respectiv umflãri valori ridicate ale limitelor de plasticitate. Rezistenþa la forfecare ale mineralelor argiloase saturate în cationi monovalenþi sunt mai mici decât a celor saturate cu cationi bivalenþi. La caolinit ºi montmorillonit, se poate observa cã existã diferenþieri mari la unii dintre principalii parametrii mecanici (tabelul 4.1). 63

&

+

1 Rezistenþã mecanicã la forfecare

Tabelul 4.1 Parametrii mecanici ai caolinitului ºi montmorilonitului Parametrii Caolinit Montmorillonit 2 3 4 5 Parametrii Redusã (particulele Ridicatã (particulele Coeziune C mari) (%ô din foarte mici) (% ô din coeziune < 20 %) coeziune > 80 %) Frecare interioarã è

Ridicatã è max

È = O (è max= 6°) % ô din è < 20 %

Tixotropia

Aproape nulã

Foarte rapidã, 50 % din ô se reface într-o orã

Natura ionilor are o influenþã redusã

Ca2+ → C´max Al2+ → ômax Fe3+ Dacã Na+ este înlocuit cu K+, ô natural creºte ºi ô remaniat scade

Influenþa pa- Ioni rametrilor fizico-chimici

Caracteristici Tendinþe optime de generale compactare

Concentraþia în sãruri a electrolitului Cs

Dacã Cs (Na Cl) Ca la caolinit creºte atunci ô scade

Hidratarea

Dacã W % creºte, ô scade (poate fi o relaþie de tip ô = a ln W +B

Umiditatea optimã Wopt

Wopt sensibilã la natura ionilor adsorbiþi. Wopt descreºte în ordinea K+ > Fe3+ > Mg+2 > > Ca2+ > Na+ ãd max creºte în ordinea K+ > Fe3+ > Mg2+ > > Ca2+ > Na+

Greutatea volumicã uscatã ãd max Compresibilitate

Consolidare

Depinde de gradul de cristalizare care condiþioneazã mãrimea particulelor

Influenþa Geometria parametrilor particulelor fizico-chimici

Ca la caolinit

Început lent al compresiunii din cauza dublului strat gros cu comportament vâscos, astfel cã structura iniþialã nu se modificã la eforturi mici

Ioni

Influenþã neglijabilã Natura ionilor condiþioneazã indicele porilor iniþial (e0). Ionii dispersanþi de tip Na+ conduc la (e0) mare ºi la compresiuni importante.

Ioni

Consolidare mai rapidã pentru Ca2+ ºi Na+. Coeficientul de consolidare Cí creºte odatã cu efortul unitar

64

Ionii de Na+ induc un timp de consolidare maxim (datoritã dezorganizãrii progresive a straturilor duble aproape foarte groase; Cí este constant când este adsorbit Na+ pentru orice óv aplicat. Pentru alþi ioni Cí scade când óv creºte.

5.

PROCESE HIPERGENETICE (Stadiul de pregatire a rocii)

Orice rocã care este scoasã din mediul natural în care s-a format îºi schimbã proprietãþile. Originea stratului schimbat se datoreazã unor procese cunoscute sub diferite denumiri. Ansamblul de procese pe care le suferã roca în contact cu agenþii a fost denumit de de W. Penck (1924) pregãtirea rocii. G. Vâlsan (1945) le defineºte ca procese elementare în modelarea scoarþei terestre, iar Gr. Posea (1970) le numeºte procese premergãtoare eroziunii. Noi le denumim procese hipergenetice, adicã procese ce conduc la modificarea stratului superficial al scoarþei terestre, genezã a particulelor ce vor fi reluate în dinamica terestrã.(vezi Seliverstov, 1986).

5.1. Procese fizico-mecanice Depistarea mecanismelor de acþionare a proceselor de fragmentare a rocilor s-a fãcut atât pe baza observaþiilor directe din naturã cât ºi pe baza rezultatelor experimentale. Fragmentarea rocilor, cunoscutã frecvent sub numele de dezagregare, este determininatã de cantitatea ºi calitatea agenþilor externi (aerul, apa, vieþuitoarele); de natura petrograficã a rocii preexistente. Dezagregarea este procesul complex prin care rocile îºi pierd coeziunea agregatelor minerale. Intensitatea ºi viteza dezagregãrii depind de intensitatea agenþilor, de compoziþia mineralogicã a rocilor. De exemplu: rocile magmatice (în special cele efuzive) ºi metamorfice sunt mai rezistente la dezagregare decât rocile sedimentare, deoarece constituenþii minerali prezintã o coeziune iniþialã mult mai mare decât în cazul celor ai rocilor sedimentare. Dezagregarea este un proces progresiv, durata lui depinzând de asemenea de agenþi ºi rocã. În stadiul final al fragmentãrii rezultã: – granoclaste – particule monominerale ce corespund cristalelor iniþiale din compoziþia rocilor; – litoclaste – particule poliminerale care pãstreazã compoziþia, structura ºi textura rocii iniþiale. Dimensiunea acestor particule sunt centimetrice ºi subcentimetrice ºi sunt rezultatul urmãtoarelor procese fundamentale. Procese termoclastice, datorate insolaþiei, respectiv expunerii rocii la radiaþiile solare, cu variaþiile acestora în timpul zilei sau în timpul anului. Fragmentarea datoritã insolaþiei ºi repetãrii ciclurilor încãlzire-rãcire se realizeazã adesea în roci formate din minerale cu coeficienþi de dilatare liniarã diferiþi (de 65

&

+

ex., gnaise cu biotit). Acest tip de proces este foarte activ în regiunile deºertice ºi în regiunile temperate, unde variaþiile termice sunt de 60... 70°C ºi respectiv 40...50°C. Procesul degradãrii prin insolaþie cuprinde patru categorii, care, în unele cazuri, pot constitui stadii evolutive, ce trec treptat din unul în altul: – exfolierea la suprafaþa rocilor (în special a celor cu texturi planetare); – fisurarea în urma contractãrii ºi dilatãrii; – rupturarea – fisuri radiale în corpuri sferice; – dezagregarea granularã a rocilor omogene, termic izotrope. Procese crioclaste conduc la formarea clastelor prin acþiunea repetatã a ciclului îngheþ-dezgheþ (fig. 5.1, 5.2). Factorii care influenþeazã intensitatea gelivaþiei sunt: – porozitatea rocilor care sã permitã circulaþia liberã a apei; – coeficienþii de compresibilitate mici ºi rezistenþa mecanicã redusã; – cantitatea de apã din pori; – temperatura cuprinsã între -5°C ºi + 15°C; – numãrul ciclurilor gelivale.

Fig. 5.1. Formarea clastelor prin procese de dezagregare în Munþii Rodnei

Fig. 5.2. Procese de dezagregare în fliºul carpatic (Valea Buzãului) – rolul structurii ºi petrografiei

66

Dimensiunile ºi forma clastelor sunt dependente de compoziþia ºi structura rocii preexistente. Procese haloclastice – datorate expansiunii reþelei cristaline a sãrurilor prin încãlzire ºi hidratare; sunt active în rocile în care se formeazã soluþii saturate în carbonaþi, sulfaþi, cloruri. (De exemplu: sulfaþii ºi carbonaþii de Na ºi C dezvoltã în urma expansiunii prin hidratare presiunii de ordinul sutelor de kg/cm2,cei de natriu; circa 1000 kg/cm2,cei de carbon). Umectarea ºi uscarea prin alternanþa lor duc la slãbirea coeziunii rocilor. Distrugerea prin umectare-uscare este puternicã în zonele semideºertice formate din argile. Materialele rezultate prin procesele de umectare mare sunt în general foarte fine, cum sunt sãrurile de precipitare. Procesele bioclastice sunt frecvente în arealele împãdurite, datoritã presiunii exercitate de rãdãcini asupra rocilor.

5.2. Procese chimice 5.2.1. Factorii hipergenezei chimice Factorul hipergenetic principal, în cazul proceselor chimice, îl constituie apa. Acþiunea ei ca factor chimic este datoratã proprietãþilor sale de solvent, deci de capacitatea de a provoca disocierea compuºilor naturali, de a interacþiona cu substratul mineral ºi cu atmosfera. În contact cu rocile, apa se manifestã în urmãtoarele moduri: – stabileºte mediul fizico-chimic de transformare a rocilor prin variaþiile pH-ului ºi Eh-ului; – determinã solubilizarea O2, CO2 ºi a diverºilor acizi; – determinã solubilizarea ºi descompunerea mineralelor, transportul în soluþii coloidale ºi ionice ºi depunerea compuºilor chimici respectivi. Principalii parametri ai apei care îi determinã proprietãþile de modificator al scoarþei minerale sunt: pH-ul, Eh-ul ºi conþinutul în gaze. 1) Potenþialul ionic (e) al elementelor este parametrul esenþial de care depind modificãrile elementelor chimice, în funcþie de apã. Capacitatea elementelor chimice, în prezenþa apei, de polarizare sau a electronegativitãþii, este în funcþie de raza (r) ºi sarcina ionilor (z). Valoarea potenþialului ionic este definitã de energia necesarã transformãrii unui element în ioni pentru o anumitã stare de valenþã (e = z/r), (r în Å). a) Mediul puternic alcalin [K+ + OH-, Ca++ +(OH-2)] este dat de ionii cu raza mare, electronegativitate micã ºi capacitate de polarizare redusã: r > 1Å, (K+, Ca2+ º.a.); z < 1,2 ; z/r < 3 Mediul slab alcalin – cationii cu raza 1 > r > 0,5Å (Al3+, Fe2+, Mn4+) – polarizeazã mai puternic dipolul de apã, elibereazã unul din hidrogenii dipolului ºi favorizeazã apariþia unor hidroxizi insolubili: Al (OH)3, Fe(OH)3. b) Mediul acid rezultã atunci când cationii au razele cele mai mici ºi electronegativitatea cea mai mare. 67

&

+

r < 0,5 Å (S6+, P5+, N5+, C4+); z > 1,9; z >12 r Au cea mai mare capacitate de polarizare a dipolului de apã. Astfel, legãtura dintre oxigen ºi hidrogen se rupe ºi formeazã cu oxigenul anioni complecºi (SO 2− , 4

−2 3

−3 4

− 3

CO , PO , NO ). 2) Principalul solvent – apa, pH-ul soluþiilor. Proprietatea de solvent a apei este datã de diferenþa dintre electronegativitatea hidrogenului ºi cea a oxigenului. Concentraþia ionilor de hidrogen rezultã prin disocierea spontanã a apei la temperatura normalã de 20°C ºi este 10-7 moli/l. De aceea valoarea pH = 7 indicã un mediu neutru numai pentru soluþiile la 20°C. Rezultã cã un pH neutru se realizeazã atunci când concentraþia ionilor de hidrogen este egalã cu concentraþia OH (fig. 5.3). H+ = OH– = 10–7 moli/l H3O+ = OH– = 10–7 moli/l În concluzie, stabilirea naturii alcaline, neutre sau acide a mediului în care se desfãºoarã hipergeneza trebuie sã se facã cu multã atenþie, þinându-se seama de temperaturã ºi de adâncimea unde are loc fenomenul (fig. 5.4).

Fig. 5.3. Limitele concentraþiei ionilor de hidrogen (pH) (pentru diferite medii naturale: 1 – izvoare termale acide; 2 – mlaºtini; 3 – apã din precipitaþii; 4 – râuri; 5 – apã de mare; 6 – izvoare termale alcaline

Fig. 5.4. Varianþia constantei de disociere a apei în funcþie de temperaturã (adâncime) (dupã N. Anastasiu, 1988).

De exemplu, la 120°C, pH = 6 – mediu neutru; la diferite adâncimi un pH = 7 – mediu alcalin. 3) Potenþialul de oxido-reducere a apei (Eh-ul) La suprafaþa scoarþei terestre mediile apoase au capacitatea de oxidare sau de reducere a elementelor cu care vin în contact. Aceastã capacitate este datã de potenþialul de oxido-reducere (redox). 2Fe2+ + 4HCO3– + H2O + 1/2O2 = 2Fe(OH)3 + 4CO2 Elementele polivalente (Fe, Mn, S º.a.) ºi substanþele organice sunt puternic influenþate de potenþialul de oxido-reducere (fig. 5.5). 68

& Fig. 5.5. Domeniile de solubilizare ºi precipitare a principalelor elemente chimice ºi minerale în condiþii aerobe ºi anaerobe ale mediilor naturale, în funcþie de valoarea Eh-ului (dupã N. Anastasiu, 1988).

Caracter oxidant au mediile naturale în prezenþa oxigenului ºi deasupra nivelului hidrostatic. Caracter reducãtor au mediile naturale sub nivelul hidrostatic, în prezenþa substanþei organice ºi a proceselor anaerobe, cu degajare de H2O. În mediile oxidante sunt stabili oxizii, hidroxizii, unele sãruri oxigenate; substanþa organicã este distrusã. În mediile reducãtoare se formeazã carbonaþi de fier, sulfuri, substanþa organicã se poate conserva. 4) Conþinutul în gaze Solubilitatea gazelor în apã depinde de temperatura ºi de coeficientul de solubilitate a gazului respectiv. Gazele din atmosferã trec în apã când presiunea lor din aer este mai mare decât presiunea parþialã a gazului din apã. Concentraþia în gaze (C) se mãsoarã în mg/l: C = P + kt unde: P = presiunea parþialã kt = coeficientul de solubilitate a gazului la temperatura datã În atmosferã se gãsesc: N = 78%; O2 = 20,9%; Ar = 0,9%; CO2 = 0,03%; H, O3, CH4, H2S.În hipergenezã importante sunt oxigenul ºi dioxidul de carbon. Oxigenul (O2) – gaz atmosferic, solubil în apã. Fotosinteza are rol important în formarea oxigenului la suprafaþa terestrã. Întreaga cantitate de oxigen ar putea fi reciclatã prin biosferã în 6000 de ani. Oxigenul din atmosferã ºi cel dizolvat în apã sunt principalul mobil al potenþialului redox. Oxigenul este principalul factor al proceselor chimice de alterare ºi precipitare prin contribuþia lui la formarea oxizilor complecºi (CO23, SO24) ºi a sãrurilor oxigenate (Na2SO4).Din reacþii cu carbon, sulf sau fier, cantitatea totalã de oxigen este estimatã anual ca fiind de (4 ± 1) · 1014 g O2/an. Oxigenul în apele marine provine fie din atmosferã, fie din procesele de fotosintezã. La suprafaþa apelor, concentraþia este de 6 cm3/l (fig. 5.6). Spre fundul bazinelor scade la sub 1 cm3/l, mediul devenind anoxic. Rezultã cã oxigenul din 69

+ Fig. 5.6. Variaþia cu adâncimea a oxigenului în apa oceanului

apele marine regleazã conþinutul de materie organicã. În mediile anoxice materia organicã se conservã; în mediile oxigenate, materia organicã se distruge prin eliberarea de CO2, H2O. Dioxidul de carbon (CO2) are o mare solubilitate în apã, imprimându-i un caracter slab acid. CO2 + H2O → H2CO3 → H2 + HCO3 Prin disocierea acidului carbonic rezultã anionul bicarbonic CO2 care regleazã pH-ul ºi Eh-ul, influenþeazã aciditatea soluþiilor; determinã reacþii de oxidare.CO2 provine din: activitatea vulcanilor; izvoare termo-minerale juvenile.CO2 este conservat în procesele de transformare a silicaþilor de calciu sau de formare a sãrurilor oxigenate bogate în Ca2+ ºi Mg 2+ (calcit, dolomit). În mediul marin, concentraþia de CO2 creºte progresiv cu adâncimea apelor ºi invers proporþional cu temperatura. Pe fundul bazinelor, apele reci dizolvã CO2. La adâncimi de 4000-5000 m, concentraþia sa are valori de 40-45 cm3/l. Rezultã de aici un pH slab acid, provocând solubilizarea carbonaþilor. Cauza esenþialã a solubilizãrii ºi precipitãrii carbonaþilor ºi fosfaþilor o constituie variaþia în soluþie a concentraþiei de CO2. 5.2.2. Alterarea – principalul proces hipergenetic chimic Procesele hipergenetice menþin echilibrul între calitatea factorilor morfogenetici ºi calitatea mediului prin aportul de materiale (elemente chimice, clastice în mediile terestru, acvatic), prin produsele fosile, prin paleorelieful vechilor zone de uscat. Alterarea, în sens restrâns, este procesul eluviogenetic complex care determinã modificãri ale mineralelor din roci (sub acþiunea apei ºi a aerului) ce conduc la schimbarea naturii chimice ºi mineralogice (descompunerea ºi transformarea de noi substanþe chimice). Alterarea se desfãºoarã atât în medii subaeriene, cât ºi în medii subacvatice (marine ºi oceanice). Produsele rezultate prin alterare se mai numesc ºi produse secundare sau depozite reziduale. 5.2.2.1. Alterarea subaerianã Structura reþelei cristaline, chimismul mineralelor ce compun rocile preexistente, caracterele lor petrografice, caracteristicile climei ºi particularitãþile 70

reliefului sunt principalii factori cate determinã ritmul ºi intensitatea alterãrii pe suprafaþa Terrei. Structura reticularã a mineralelor exprimã tipurile de legãturi chimice dintre elemente ºi reflectã modul în care compuºii caracterizaþi prin legãturi ionice disociazã în prezenþa apei. Gabbrourile ºi serpentinele, roci bogate în minerale femice (Fe, Mg), sunt alterate mai repede ºi mai profund decât granitele, gnaisele ºi micaºisturile, bogate în minerale salice (Al, Na, K, Ca). Când asociaþiile de minerale sunt identice în diferite roci (gabbrou – bazalt, granodiorit, dacit-paragnais), structura ºi textura lor sunt elementele esenþiale în deosebirea comportãrii la alterare. Structurile compacte (bazalte, dacite) sunt mai stabile, decât cele inechicristaline. Particularitãþile climei, variate în funcþie de latitudine ºi altitudine, prin elementele sale – precipitaþii, temperaturã, umiditate – fac ca alterarea sã fie diferitã pe suprafaþa terestrã. Zona ecuatorialã este cea mai favorabilã alterãrii, datoritã umiditãþii ºi temperaturii ridicate. Relieful, prin altitudine, impune o etajare a condiþiilor de alterare, intensitatea produselor de alterare ºi dezagregare fiind direct proporþionalã cu înãlþimea. Menþionãm doar cã pantele line sunt mai favorabile alterãrii decât cele abrupte, pentru cã ele menþin umiditatea timp îndelungat. a) Hidratarea afecteazã volume mari de rocã, fiind strâns legatã de existenþa apei, de penetrarea ei în masele de rocã. Hidratarea chimicã este procesul de pãtrundere a apei în reþeaua cristalinã ca apã de cristalizare. În cadrul hidratãrii fizice mineralul rãmâne în general acelaºi, dar se dezintegreazã pânã la particule foarte fine. Hidratarea chimicã duce la formarea de minerale noi – hidraþi. Procesul în sine duce la distrugerea rocii. Anhidritul, de exemplu, prin hidratare se transformã în gips, fenomen însoþit de o mãrire a volumului. CaSO4 + 2H2O → CaSo4· 2H2O Piroxenii, amfibiolii ºi biolitul prin hidratare trec în clorit de culoare verzuie. Silicatul de magneziu (olivina) prin hidratare dã naºtere la serpentinã. Hematitul prin hidratare trece în limonit. Fe2O3 + nH2O → Fe2O3 · nH2O Hidratarea este mai activã în cazul rocilor dezagregate. Deshidratarea este procesul invers hidratãrii, foarte activ în þinuturile calde ºi semiaride. Procesul constã în pierderea unei pãrþi din apã, în cazul gelurilor, ºi transformarea lor în minerale cristalizate. b) Solubilizarea este reacþia unui mineral în contact cu apa de a disocia, de a trece în soluþii ºi de a schimba compoziþia solventului. În ariile continentale procesul este activ sub influenþa precipitaþiilor atmosferice ºi a apelor curgãtoare. Toate mineralele prezintã un anumit grad de solubilitate. Sunt mult mai solubile cele cu legãturi ionice (NaCl, CaCO3) decât cele cu legãturi covalente (silicaþi), viteza de dizolvare fiind: V = D/δ (Cs – C) 71

&

+

unde: V = viteza de dizolvare pentru 1 cm2 de suprafaþã; D = coeficientul de difuzie al elementelor din faza mineralã spre soluþie; δ = grosimea nivelului limitã prin care se face trecerea în soluþie; Cs = concentraþia de saturare; C = concentraþia solventului. Pentru alterare este important sã se ºtie ordinea de trecere în soluþie a mineralelor, datoritã efectelor pe care le are acest proces asupra compoziþiei chimice a solventului. Solubilizarea incongruentã este trecerea în soluþie a silicaþilor, studiatã adesea ºi pe cale experimentalã pentru a înþelege fazele alterãrii rocilor. Solubilizarea silicaþilor are la bazã procesul de hidratare ºi de schimb ionic, care favorizeazã dizolvarea. În funcþie de creºterea gradului de stabilitate în contact cu apa silicaþii formeazã: olivinã, piroxeni, amfiboli, epidot, granat, andaluzit, sillimanit, disten, turmalinã, zircon. Feldspatoizii sunt mult mai solubili decât feldspaþii. c) Dizolvarea este trecerea unei substanþe în soluþie fãrã modificarea naturii chimice. Procesul este mai intens la rocile formate din minerale solubile, la temperaturi ridicate. El depinde ºi de gradul de purificare a apei. Exemplul cel mai elocvent este dizolvarea calcarului în prezenþa apei încãrcate cu CO2.Dizolvarea rocilor are loc: la adâncimi diferite, sub acþiunea apelor subterane; la suprafaþa terestrã, sub acþiunea apei din precipitaþii. d) Procesele de oxidare se produc cu ajutorul oxigenului din aer ºi apã. Fierul prezintã cele mai frecvente oxidãri ºi reduceri. El se gãseºte în compoziþia chimicã a carnonaþilor ºi silicaþilor. Prin alterarea fierului (Fe) este eliberat ºi oxidat în prezenþa apei ºi trece în compuºi ai fierului trivalent care imprimã produselor de alterare nuanþe gãlbui ºi roºii-cãrãmizii. În zona de oscilaþie a nivelului apei freatice se formeazã orizonturi cu compuºi de fier feros ºi fier feric – cu pete roºcate sau ruginii în alternanþã cu pete verzui-vineþii (orizonturile de glei). Sulfurile elibereazã prin oxidare H2SO4, care intrã în reacþie cu alte minerale dând diferiþi compuºi. e) Hidroliza este desfacerea prin dizolvare în apã a unor sãruri în acidul sau baza lui corespunzãtoare. Hidroliza silicaþilor este procesul cel mai frecvent în timpul alterãrii rocilor preexistente. Dintre silicaþii feromagnezieni, olivinele, piroxenii ºi amfibolii hidrolizeazã ºi dau naºtere la substanþe secundare, cum sunt tacul ºi serpentina. Pentru alterarea rocilor, hidroliza este cel mai activ proces de transformare a silicaþilor, confundându-se practic cu procesele de caolinizare, sericitizare, serpentinizare. f) Carbonatarea este acþiunea pe care o exercitã CO2, dizolvat în apã, asupra mineralelor ºi rocilor. Alãturi de hidratare, însoþesc procesele de oxidare ºi hidrolizã. Interacþiunea proceselor menþionate, cu predominarea unuia sau altuia dintre ele, duce la apariþia scoarþei de alterare ºi a solurilor cu dezvoltarea maximã în zonele calde ºi umede, având proprietãþi fizice ºi chimice proprii, diferite de cele ale rocilor preexistente. 72

5.2.2.2. Alterarea subacvaticã Formarea produselor reziduale în mediul subacvatic prezintã douã aspecte: 1. similitudine cu procesele hipergenezei chimice de pe ariile continentale, cu precizarea cã desfãºurarea reacþiilor este accentuatã de contactul rocii preexistente cu soluþiile apoase; 2. alterarea specific submarinã sau halmiroliza, care are ponderea cea mai mare în alterarea subacvaticã; are loc datoritã unor factori relativ constanþi, cum sunt salinitatea ridicatã a soluþiilor ºi pH alcalin (8-8,2). Hipergeneza subacvaticã se manifestã asupra clastelor rezultate prin procesele fizico-mecanice ajunse în reþeaua hidrograficã ºi în bazine acvatice stãtãtoare; de asemenea, se manifestã asupra suspensiilor, ajunse în aceste bazine tot din ariile continentale. Variaþiile mineralogice subacvatice sunt determinate de: contaminarea apelor marine cu soluþii juvenile; diversitatea petrograficã a substratului; aportul de oxigen în apele de fund. Soluþiile juvenile au pondere însemnatã în apele marine în lungul sistemelor de fracturi crustale, a zonelor cu flux termic ridicat, a manifestãrii activitãþilor vulcanice submarine etc. Alterarea subacvaticã este activã în raport cu rocile magmatice ºi metamorfice feldspatice deschise în canioanele marginilor continentale, cu bazaltele de fund oceanic ºi cu produsele vulcanice acumulate în aceste regiuni. Produsele rezultate prin alterare subacvaticã formeazã o scoarþã de alterare la interfaþa substrat-apã, mai redusã decât scoarþa continentalã Evoluþia acestei scoarþe este posibilã acolo unde lipseºte sedimentarea terigenã. Ionii eliberaþi prin hidrolizã ºi oxidare se recombinã cu ionii în exces existenþi în soluþiile marine, generând, prin precipitare, alte produse. Hipergeneza este atât un efect al reacþiilor care se petrec în mediul marin între apã ºi rocã cât ºi o cauzã a dezechilibrelor chimice în soluþii saline. 5.2.2.3. Alterarea chimico-bioticã Organismele vegetale ºi animale exercitã asupra rocilor procese complexe de distrugere, care pentru cele inferioare sunt mai ales de naturã chimicã, iar pentru cele superioare de naturã fizicã. Ele sunt cunoscute sub denumirea de alterare bioticã. Întrucât alterarea este în esenþã rezultatul proceselor chimice, denumirea corectã este alterare chimico-bioticã sau biochimicã. Microorganismele în general, mai ales bacteriile autotrofe(care se hrãnesc fãrã fotosintezã), algele au cel mai mare rol în alterarea biochimicã. Cel mai important rol îl au organismele în formarea solurilor, prin descompunerea materiei ºi apoi sinteza masei minerale cu cea organicã (Posea ºi colab., 970).

5.3. Procese biotice În analizele geografice ºi geologice activitatea bioticã vegetalã ºi animalã este importantã pentru cã: imprimã trãsãturi specifice medii lor de sedimentare; constituie sursa constantã de material în cadrul sedimentãrii în sine, atât în arii continentale cât ºi în arii marine; produsele biotice sunt surse importante de reconstituire a paleomediilor sedimentare. 73

&

+

Organismele vegetale ºi animale se împart în funcþie de raportarea la substratul pe care existã (sesile sau fixate pe substrat ºi vagile sau libere) ºi dupã consecinþele acestora în sedimentogenezã. 1. Organismele sesile sunt: epifaunale – îºi desfãºoarã activitatea la suprafaþa sedimentelor ºi infaunale – îºi desfãºoarã activitatea în interiorul sedimentelor. 2. Organismele libere formeazã în mediul marin: populaþii bentonice – adaptate la mediul de fund oceanic; populaþii planctonice (pelagice) – adaptate la mediul de larg. Procesele biotice, cu implicaþii petrogenetice ºi sedimentologice sunt împãrþite: procesele construcþionale, generatoare de produse sedimentare; procesele deformaþionale, generatoare de detritus organogen. Procesele biotice construcþionale cuprind totalitatea proceselor biotice ce duc la formarea de noi sedimente prin: biosecreþia mineralã; acreþie algalã; bioconstrucþie coraligenã; procesele geobacteriene. a) Biosecreþia mineralã este capacitatea organismelor de a secreta substanþe minerale care se individualizeazã ca schelete – suport, sau înveliºuri protectoare. Biosecreþia mineralã este un proces metabolic de naturã biochimicã caracteristic atât organismelor vegetale cât ºi celor minerale. Dintre organismele vegetale unele grupe de alge (Cyonophiceae, Coralinoceae) ºi diatomitele au capacitatea de a secreta prin metabolism celular carbonat de calciu ºi respectiv bioxid de siliciu (fig. 5.7). Organismele nevertebrate secretã pãrþi scheletice de mare diversitate morfologicã, structuralã ºi mineralogicã. Astfel sunt: hidrozoarele, biozoarele, biochiopodele, moluºtele ºi echinodermele. Ele precipitã CaCO3 sub formã de calcit, aragonit. Radiolarii ºi spongierii precipitã SiO2 sub formã de opal ºi calcedonie.

CARBONAÞI

Fig. 5.7. Principalele grupe de microorganisme ºi compoziþia mineralogicã a pãrþilor scheletice.

FOSFAÞI

La vertabrate, biosecreþia mineralã stã la baza formãrii oaselor ºi dinþilor. Colagenul – substanþã organicã cu structurã în lanþ – stã la baza scheletului osos; împreunã cu hidroxiapatitul (principalul compus mineral al oaselor) asigurã conservarea oaselor în depozite fosile. Totalitatea pãrþilor minerale din organisme formeazã bioclastitele. Dupã moartea organismelor, bioclastitele se acumuleazã ºi intrã în constituþia depozitelor de roci bioclastice. Concentraþia depozitelor în bioclaste poate corespunde unei biocenoze ºi este cauzatã de: lipsa sedimentãrii terigene, depunerea gravitaþionalã, transportul 74

prin curenþii acvatici etc. Conservarea bioclastelor are loc prin acumularea unui material pelitic terigen. Orizonturile cu bioclaste prin caracterul lor autohton reflectã mediul de viaþã al organismelor respective. b) Acreþia algalã ºi cimentarea bioticã. Algele au ºi proprietatea de a crea un mediu „capcan㔠pentru suspensii. În regiunile calde tropicale ºi subtropicale ºi în apele aerate de micã adâncime din zonele litorale, algele albastre de maree sau din zonele neritice, algele albastre filamentoase (Cyanophyceae) secretã prin talul lor uleios un mucilagiu organic, bogat în polizaharide, cu rol de capcanã pentru carbonatice ºi necarbonatice microscopice. Sedimentele algale formate poartã denumirea generalã de stomatolite. Mineralogic, acestea sunt depozite carbonatice, mai rar silicoase. Pseudostromalitele (silicioase) apar în vecinãtatea izvoarelor fierbinþi. Bioconstrucþiile stomatolitice se întâlnesc în toate perioadele geologice, începând cu Proterozoicul ºi pânã în actual. c) Bioconstrucþia coraligenã (formarea recifilor). Pentru procesele de hipergenezã sunt importante douã aspecte: bioconstrucþia scheletului rigid ºi acumularea sedimentelor derivate (mobile). Procesele metabolice care conduc la fixarea CaCO3 în corpul coralilor ºi algelor ºi deci la creºterea scheletului mineral sunt datorate anumitor factori, care delimiteazã repartiþia recifilor pe suprafaþa Terrei: – apã cu temperaturã medie de 21°C, bine aerate ºi luminate; – salinitatea apropiatã de valori normale (27-40‰); – ape puþin adânci (0-50 m); rata de sedimentare terigenã foarte scãzutã. În raport de aceste condiþii pe Terra existã: recifi de apã agitatã între 15°lat. N ºi 15°lat. S; recifi de apã calmã sau recifi de alizee între 15 ºi 30° lat. N ºi 15 ºi 30°lat. S. Formarea scheletului la corali ºi alge este fenomenul prin care carbohidraza celularã desface Ca(HCO3) preluat din apã ºi transferat prin ectodem în CaCO3, H2O ºi CO2. Scheletul format constituie armãtura recifului care adãposteºte organismele animale. În aria recifului se acumuleazã ºi un detritus carbonatic cu numeroase bioclaste ºi fragmente scheletice coraligene ºi alge. Altfel spus, un complex recifal este format din partea centralã, alcãtuitã din organisme sedentare ºi din flancurile intern ºi extern ale recifului, formate din sedimente mobile derivate.Tipuri de recif: – litorali (de coastã sau riverani) – Marea Roºie, Golful Persic, Arhipelagul Bahama; – barier㠖 Marea Barierã Australianã (4000 km lungime, 90 km lãþime); – circulari, atoli – Das Racos (Atlanticul de Sud; Bikini); – colonii izolate, submerse, în formã ovalã, de dimensiuni reduse (2-200 cm). Sub forma depozitelor biogene fosile bioconstrucþiile coraligene se gãsesc în platformele mezozoice carbonatice din munþii Bihor, Hãºmaº, Piatra Craiului, Strunga (Bucegi), Postãvaru. d) Procesele geobacteriene. Bacteriile autotrofe utilizeazã energia solarã pentru sintezele pe care le realizeazã prin intermediul luminii, energie generatã ºi de reacþii chimice proprii. Ele sunt deci fotosintetizatoare ºi chimiosintetizatoare. 75

&

+

Bacteriile heterotrofe sunt mult mai numeroase. Obþin energia necesarã sintezelor din procesele de descompunere a substanþelor organice. Sunt atât aerobe cât ºi anaerobe. Procesele bacteriene mineralogenetice sunt datorate bacteriilor autotrofe. Acestea modificã mediul mineral în care trãiesc prin geneza acizilor anorganici (H2SO4; HNO3) ºi prin precipitarea biochimicã a oxizilor, hidroxizilor, sulfaþilor ºi carbonaþilor. • Bacteriile oxidante ale genului Metallogenium mãresc potenþialul redox al reacþiei de formare a compuºilor de Mn ºi implicit determinã creºterea proporþionalã a Eh-ului • Bacteriile genului Thiobocillus ferroxidans oxideazã fierul feros în fier feric cu formarea unui precipitat de hidroxid de Fe; faciliteazã solubilizarea Fe2+ metabolic (pH = 4-5) în scoarþele de alterare ºi soluri; descompun compuºii organici cu Fe ºi modificã oH-ul mediului prin intermediul CO2. • Bacteriile sulfat – reducãtoare transformã în H2S compuºii oxidanþi ai sulfului; în prezenþa Fe2+ în aceste condiþii genereazã piritã (FeS2). • Bacteriile sulfat – oxidante (genul Thiobacillus) oxideazã H2S din medii euxinice, eliberând sulf molecular. • Procesele bacteriene organogenetice sunt datorate în special bacteriilor heterotrofe. Cele mai importante sunt cele care formeazã hidrocarburi. Unele bacterii heterotrofe din mediul marin descompun substanþele ternare în CO2, CH4 ºi H2O. În mâlurile sapropelice decarboxilarea acizilor graºi conduce la formarea hidrocarburilor. • Bacteriile aerobe lipolitice catalizeazã formarea uleiurilor minerale din zãcãmintele petroliere. În soluri, bacteriile menþin un raport între carbon ºi azot prin atacarea substanþelor organice. De asemenea, faciliteazã sinteza acizilor humici, a humusului dezvoltat în orizonturile superficiale ale scoarþei de alterare ºi a solurilor. Procesele bacteriene postdepoziþionale provoacã modificãri în compoziþia, textura ºi structura sedimentelor datoritã înmulþirii lor; condiþioneazã formarea mâlurilor sapropelice, a cimentului calcitic, influenþeazã proprietãþile tixotropice ale argilelor º.a. Procesele biotice deformaþionale (distrugerea scheletelor ºi bioturbaþii) a) Formarea mâlurilor ºi nisipurilor carbonatice din arealul recifilor sau detritusului carbonatic organogen, deci de naturã bioticã, se datoreºte acþiunii de distrugere de cãtre organisme de pradã (peºti, crustacei) în cãutare de hranã. Spargerea þesutului scheletic (valve, cochilii) este esenþialã pentru a se ajunge la partea moale a organismelor. Materialul rezultat este un detritus. În alte situaþii, materialul poate fi digerat, clastele eliminate având un anumit grad de prelucrare. De exemplu, spongierii de tipul Cliona pot produce o cantitate de detritus de 6-7 kg/m2 în 100 de zile. Acelaºi rol îl au organismele ºi în crearea materialului din flancurile recifilor, care nu se datoreazã acþiunii valurilor. b) Bioturbaþia este procesul prin care organismele prelucreazã ºi modificã substratul natural, generând noi structuri sedimentare. Principalele efecte ale bioturbaþiei asupra sedimentelor sunt grupate în: 76

– structuri biotice superficiale, numite bioglife, în substrat moale (nisip. mâl) (urme de târâre, hrãnire, adãpost, locomoþie, fig. 5.8.) sau în substrat necoeziv, bioturbaþii (senso stricto), figurative (canaliforme) ºi deformative; – structuri biotice de adâncime în substrat rigid (stâncos, coeziv) – perforaþii de tipul excavaþiilor ºi al canalelor.

b Fig. 5.8. Urme de dinozauri la Altamura (Italia): a – vedere de ansamblu; b – detaliu.

a

Peletele fecale sunt aglomerãri mâloase sferice ºi elicoidale de dimensiuni milimetrice, slab coezive, formate la suprafaþa sedimentelor lutice în timpul sedimentãrilor reduse. Sunt conservate prin îngroparea în sedimente fine acumulate în medii subacvatice liniºtite. Conservarea urmelor biotice este condiþionatã de: stabilirea sedimentelor în mediul de acumulare; acoperirea rapidã a acestora cu sedimente lutice noi; litificarea treptatã a acestor depozite lutice acoperitoare. Concluzii – Bioglifele structurilor de bioturbaþie figurative ºi deformative, ca principale elemente de bioturbaþie, au fost identificate în depozite de vârste diferite ºi s-au conservat mai uºor în depozite cainozoice; constituie elemente utile în reconstituirea condiþiilor de sedimentare din regiunile litorale, tidale neritice ºi batiale. – Formarea acestor structuri presupune existenþa unor populaþii numeroase (fig. 5.8). – Prezenþa lor aratã stabilirea mediului de sedimentare. – În apele puþin adânci se conservã structuri canaliforme sau turbicole cu poziþie verticalã. Canalele înclinate ºi cele spiralate sunt frecvente în zonele în care organismele animale îºi procurã hranã prin digerarea sedimentului. 77

&

+

5.4. Scoarþa de alterare Scoarþa de alterare este partea superficialã a scoarþei terestre în care roca, aerul, apa ºi organismele animale ºi vegetale sunt într-o permanentã interacþiune desfãºuratã în diferite condiþii climatice þi în care se formeazã noi compuºi minerali ºi organici prin transformarea mineralelor iniþiale. Este rezultatul acþiunii simultane a meteorizãrii ºi a alterãrii rocilor. Grosimea scoarþei de alterare este diferitã, variind de la câþiva centimetri pânã la câteva sute de metri. În ansamblu, scoarþa de alterare este formatã din: minerale relicte, compuºi coloidali ºi minerale de neoformaþie.

b

Fig. 5.9. Formarea scoarþei de alterare prin alterarea rocilor (Valea Putnei): a – versantul stâng al Putnei înainte de Tulnici; b – detaliu.

a Mineralele relicte sunt constituienþii primari ai materialului parental, fracþiunea care nu a fost modificatã în timpul alterãrii. Sunt reprezentative prin mineralele accesorii ale rocilor preexistente ; granulele relicte din scoarþele de alterare sunt indicativ al naturii petrografice a rocii care a fost alteratã (zircon, turmalina, curþ etc.).Tot în categoria constituenþilor primari intrã ºi fragmentele din roca iniþialã ce nu s-au alterat sau sunt pe cale de alterare (feldspaþi, micã, piroxeni etc.).Constituenþii primari se prezintã sub formã de particule grosiere, formând aºa-numitul schelet al sedimentului sau materialul scheletic. În cazul unei alterãri puternice, constituenþii din aceastã grupã, chiar ºi cei mai rezistenþi suferã modificãri ce duc la mãrunþirea lor (Grecu, Demeter, 1997). Compuºii coloidali sunt instabili în timp în stare de geluri ºi se întâlnesc în scoarþele de alterare recente. Au tendinþa de a trece în agregate microcristaline. Mineralogic ei aparþin silicei, oxizilor ºi hidroxizilor, carbonaþilor ºi mai rar silicaþilor. Coloizii, alãturi de soluþiile electrolotice, sunt soluþii naturale în care se gãsesc dezvoltate elemente instabile : Li, Na, Ca, CO2, SO4, NO3 ºi elemente greu stabile : Al, Fe, Si, P, sub formã de cationi ºi anioni. Coloizii sunt soluþii 78

aparent omogene, alcãtuite din particule cu dimensiuni cuprinse între 10–6 ºi 10–3 microni ºi care nu se decanteazã în mediul static. Ei constituie o fazã intermediarã între suspensii ºi soluþii electrolitice. Mineralele de neoformaþie au caracter autigen; rezultã din oxidarea, hidroliza, carbonatarea ºi hidratarea unor compuºi preexixtenþi în rocile supuse alterãrii sau prin precipitare directã din soluþiile scoarþei de alterare. La suprafaþa scoarþei terestre aceste minerale prezintã o maximã stabilitate ºi sunt reprezentate de : oxizi – Fe2O3, MnO2 ; hidroxizi – Al(OH)3, AlOH, Fe(OH)2, Mn(OH)4; silicaþi – minerale argiloase (caolinit, montmorillonit, illit, vermivulit), clorite ; minerale serpentinice; carbonaþi – CaCO3, FeCO3 ; sulfaþi – CaSO4 · 2H2O. Generalizând, în profil transversal, în raport de poziþia nivelului hidrostatic, de modul de circulaþie al apei libere ºi de accesul oxigenului în mediul respectiv, s-au stabilit urmãtoarele zone: zona de oxidare sau zona de aerare, situatã deasupra nivelului hidrostatic cu circulaþie descendentã a apelor meteorice, cu pH acid ºi potenþial redox pozitiv; transformãrile mineralelor preexistente sunt foarte puternice; neoformaþiile sunt stabile ºi cele mai frecvente aparþin oxizilor ºi hidroxizilor de Fe, Mn, Al; zona de cimentare sau de saturare cu apã (activã ºi pasivã) este situatã sub nivelul hidrostatic; se caracterizeazã printr-un mediu neutru ºi alcalin (pH = 5,5 – 8,5) ºi printr-un potenþial redox negativ ;în partea superioarã sunt stabili filosilicaþii de Al ºi hidroxizii de Ni ºi Ca, iar în partea inferioarã se conservã minerale relicte (curþ, biotit etc) alãturi de neoformaþii de minerale argiloase ºi sulfuri secundare (fig. 5.10). Fig. 5.10. Schema circulaþiei apei subterane în roci permeabile ºi zonalitatea determinatã de aceasta.

Procesul de alterare chimicã se desfãºoarã în mod stadial, intensitatea sa depinzând de condiþiile climatice, existând chiar posibilitatea formãrii unor scoarþe de alterare diferite, pe acelaºi tip de rocã (fig. 5.11) Tipuri zonale de scoarþe de alterare (Ianovici, Florea 1963) (fig. 5.12). Tipul litogen caracterizeazã zona tundrei; prezintã grosime redusã, mineralele primare fiind foarte puþin transformate este alcãtuitã dintr-un amestec de produse de dezagregare. Tipul argilo-siallitic este caracteristic zonei forestiere din climatul temperat umed, fiind alcãtuit din componente reziduale ºi acumulative, acestea din urmã reprezentate mai ales din minerale argiloase. Mineralele primare sunt intens transformate, de aceea se gãsesc în cantitãþi reduse cu excepþia curþului. Din alterare mineralelor primare rezultã în special minerale argiloase ºi oxizi hidrataþi de fier, aluminiu ºi siliciu. Tipul carbonato-siallitic caracterizeazã regiunile de stepã ºi silvostepã din cadrul zonei temperate; este alcãtuitã din componente reziduale sau acumulative, în cadrul cãrora predominã minerale argiloase îmbogãþite în carbonaþi, în special 79

&

Fig. 5.11. Schema formãrii scoarþei de alterare pe suprafeþe tectonice inactive (dupã Strahov, 1962, citat de Seliverstov, 1986)

+

80

Fig. 5.12. Tipuri zonale de scoarþe de alterare

&

81

+

de calciu ºi magneziu. Mineralele primare sunt în general relativ intens transformate, totuºi ele se mai întâlnesc în alcãtuirea scoarþei de alterare, alãturi de minerale secundare, cum sunt cele argiloase, carbonaþii ºi sulfaþii. Tipul halosiallitic este caracteristic pentru regiunile de deºert ºi semideºert cu climat cald arid ºi este alcãtuitã din produse de acumulare îmbogãþite în sãruri (cloruri, sulfaþi, carbonaþi), adeseori silicifiate. Dezagregarea rocilor este intensã datoritã amplitudinilor termice ridicate, intensitãþii vântului ºi cristalizãrii sãrurilor solubile. Mineralele primare sunt slab transformate ºi în cantitate redusã. Mineralele secundare care se formeazã sunt de tipul halit, salpestru, sodã, gips, anhidrit. Datoritã mediului alcalin se mai pot forma calcit, montmorillonit sericit, precum ºi curþ secundar. Tipul siallito-allitic caracterizeazã regiunile tropicale ºi subtropicale cu climat cald ºi cu o perioadã uscatã ; prezintã o îmbogãþire în oxizi de aluminiu ºi fier, minerale argiloase, iar în unele situaþii chiar ºi carbonat de calciu ºi magneziu. Tipul allitic caracterizeazã regiunile tropicale ºi subtropicale cu climã caldã ºi umedã ãi este alcãtuitã din produse de alterare foarte puternic îmbogãþite în oxizi de aluminiu ºi oxizi de fier. Alterarea se manifestã pe grosimi mari datoritã temperaturilor ridicate ºi a precipitaþiilor bogate. Mineralele primare sunt inegal transformate, cu excepþia cuarþului. Se constatã o levigare totalã a bazelor ºi silicei ºi o acumulare intensã, în partea superioarã a scoarþei, a oxizilor de aluminiu, fier ºi mangan. Acest tip de scoarþã de alterare înregistreazã grosimi foarte mari (circa 100 m).

Întrebãri ºi exerciþii de verificare 1. Ce legãturã existã între umiditatea, porozitatea ºi permeabilitatea rocilor? 2. Ce proprietãþi ale rocilor influenþeazã deplasarea prin alunecare ºi de ce? 3. Care sunt procesele fizico-mecanice de distrugere a rocilor? 4. Ce rol are alterarea în morfogenezã? 5. Care este specificul proceselor biotice în morfogenezã?

82

& Tema III Versanþii – Procese preponderent gravitaþionale Obiective

Tema îºi propune: ð Reliefarea noþiunii de versant ca principal sistem al proceselor gravitaþionale; ð Prezentarea tipurilor de deplasãri a materialelor pe versanþi.

83

+

Râpa Roºie – Sebeº. Procese de eroziune hidricã.

Albie meandratã.

84

6.

& MORFODINAMICA VERSANÞILOR

6.1. Noþiunea de versant Deºi versanþii, ca suprafaþã topograficã înclinatã, ocupã procente însemnate pe Pãmânt, totuºi preocupãrile pentru definirea conþinutului noþiunii respective sunt de datã destul de recentã. Se poate aprecia cã în multe perioade ale dezvoltãrii ºtiinþei reliefului, geomorfologia fluvialã a dominat în cercetãrile geomorfologice de ansamblu. Din a doua jumãtate a secolului nostru, analiza formelor de versant, a proceselor ºi depozitelor de versant ºi a celor corelate, precum ºi cercetãrile cantitative ocupã un rol important, pe plan mondial apãrând o serie de tratate în domeniu(vezi ºi capitolul Istoricul cercetãrilor). Aceastã orientare în cercetarea versanþilor a fost impulsionatã de: 1) Simpozionul organizat de Asociaþia Geografilor Americani, în 1940, privind contribuþiile lui W. Penck la cercetarea versanþilor; 2) înfiinþarea Comisiei pentru Studiul Versanþilor în cadrul UIG la Congresul Internaþional de Geografie de la Washington (1952). Cu toate rezultatele remarcabile obþinute în cercetarea versanþilor, încã nu s-a formulat o definiþie completã ºi riguroasã a noþiunii de versant, deºi aparent este o formã simplã, elementarã, dar extrem de complexã prin genezã ºi dinamicã. Nu ne propunem o prezentare exhaustiva a definiþiilor din diverse dicþionare, totuºi precizarea câtorva se impune. În dicþionarul lui Baulig (Vocabulaire franco-anglo-allemande de morphologie générale, 1949) termenul de versant nu apare independent. Nici W. Penck (1924) nu explicã noþiunea de versant, ea rezultând însã din contextul unor explicaþii genetice. Brunet ºi colaboratorii (Les mots de la geographie, dictionnaire critique, 1993) definesc versantul: unul din cele doua flancuri ale unei vai, unei coline, unui interfluviu; versantul se caracterizeazã prin panta, înãlþime, profil (in general concav-convex de la baza spre înãlþime, cu rupturi de pantã), expoziþie, stadiu de acoperire(versanþi în roca nudã, versant reglat zis Richter, tapisat de depozite...), vegetaþie, alterare(ravine, alunecãri de teren...), amenajãri. În literatura de specialitate din România se regãsesc câteva definiþii. Posea (1970, p. 182) considerã c㠄noþiunea de versant include, teoretic, orice pantã înclinatã, deci între 1° ºi 90°. Obiºnuit însã, se numesc versanþi numai acele suprafeþe unde media pantelor depãºeºte minimum 2-3°; se exclud, astfel, câmpiile ºi luncile, a cãror vãi pot avea totuºi maluri pe pânã la 90°. Uneori sunt excluse ºi interfluviile netede ale platourilor sau masivelor”. 85

+

Noþiunea este reluatã ºi explicatã în detaliu în Geografia de la A la Z (1986, p. 314), unde se prezintã urmãtoarea formulare pentru versant: „suprafaþã sau ansamblu de suprafeþe înclinate orientate în acelaºi sens faþã de o vale sau faþã de un deal, munte sau lanþ muntos, care se terminã în partea de jos într-o vale, depresiune sau câmpie. Astfel, versanþii unei vãi, versanþii unui munte, versanþii externi ai Carpaþilor etc.”. În Dicþionarul geomorfologic, autori Bãcãuanu, Donisã ºi Hârjoabã (1974), versantul este „forma de relief înclinatã reprezentând un flanc de vale, de deal sau de munte”, cu urmãtoarele corespondente în limbi strãine: versant în francezã; talhang în germanã; valley side, slope, versant în englezã; sclon (ñêëîí) în rusã. În literatura de specialitate strãinã, anglofonã, se folosesc termenii de slope sau hillslope – ca suprafaþã înclinatã sau pante. Jahn (1954) dã o definiþie în care este subliniat caracterul dinamic ca decisiv pentru versant. Dupã Dylik, el neglijeazã însã distincþia dintre versant ºi pantã. O sintezã amplã asupra istoricului definirii noþiunii de versant o face Dylik (1968). Acesta considerã versantul o suprafaþã înclinatã întinsã unitã dinamic prin apele curgãtoare organizate în sistem de râuri ºi fluvii. Dupã Dylik, elementele definirii versantului sunt: – limita inferioar㠖 are o valoare orientativã ºi este determinatã de procesele morfogenetice; albia minorã, în caz excepþional; – limita superioar㠖 cumpãna de ape (ºi nu procesele geomorfologice); – baza de eroziune este legatã strict de versant; – depozitele corelate indicã natura poligeneticã a versanþilor. În majoritatea definiþiilor date, versantul se considerã: – o suprafaþã morfologicã; – un element al formelor de teren; – o parte a formelor de teren; – o forma de teren. În sens mai larg, se considerã versanþi formele de relief înclinate care fac racordul între interfluvii sau creste ºi albiile minore apropiate. Þinându-se cont de elementele spaþiale ºi funcþionale ce definesc versantul, se pot contura ºi elementele sale de conþinut: – elemente de geomorfometria versantului; – procesele morfogenetice, în strânsã corelare cu aspectele de formã ºi dependente de baza de eroziune; – tipurile de depozite rezultate din acþiunea proceselor; – relaþiile de interdependenþã dintre elementele de formã, procese, depozite, relaþii ce determinã funcþiile versantului ºi îi asigurã dezvoltarea ca sistem deschis bine structurat. În aceastã accepþiune, versantul nu este numai o noþiune topograficã, ci are ºi semnificaþii geomorfologicã ºi sedimentologicã, reprezintã în fapt un sistem geomorfic bine definit, cu o dinamicã accentuatã. 86

6.2. Morfometria ºi morfografia versanþilor 6.2.1. Forma de relief – versant Versanþii constituie un sistem de forme a cãrei genezã rezidã în miºcãrile de ridicare ale unor porþiuni din scoarþã ºi în procesul de adâncire a râurilor (fig.). Panta versantului este principalul parametru care imprimã intensitatea dinamicii proceselor de versant.Ca formã de relief versantul are elemente morfometrice ce definesc forma geometricã (deci cu elemente ale volumului), nu numai figura (elemente ale suprafeþei), în consecinþã, versantul nu se rezumã doar la faþa dealului, sau a muntelui. Problema care se pune este aceea a adâncimii versantului, respectiv a pãtrunderii în interiorul formei majore în care se înscrie ca parte a acesteia. Teoretic, ar corespunde cu înãlþimea dusã din muchia versantului. Forma planimetricã a versantului se apreciazã însã în plan orizontal, iar extinderea tridimensionalã prin cele douã plane orizontale ºi un plan vertical. Stabilirea elementelor dimensionale se realizeazã dupã delimitarea corectã a versantului pe hãrþile topografice ºi în teren (fig. 6.1.).

Fig. 6.1. Sistemul versantului: subsisteme (sectoare), funcþii, depozite, procese ºi forme

Lungimea versantului este în strânsã legãturã cu înãlþimea, la versanþii cu suprafeþe reduse. La versanþii unor vãi spre exemplu, lungimea este mãsuratã pe axa longitudinalã (a vãii) ºi uneºte punctele extreme ale acesteia. Paradoxal, nu lungimea redã caracteristicile majore ale versantului, ci înãlþimea sau altitudinea relativã. Perimetrul se mãsoarã pe linia ce delimiteazã versantul. Suprafaþa versantului se determinã prin mãsurarea proiecþiei sale în plan orizontal. Panta versantului este unghiul pe care îl face suprafaþa sa cu planul orizontal Elementele profilului unui versant sunt: creasta sau muchia; mijlocul sau Fig. 6.2. Elementele pantei: frontul; baza sau piciorul (fig.6.2). ∆H – diferenþa de nivel; D – distanþa de 87

&

+

6.3. Clasificarea (tipizarea) versanþilor Diferitele tipuri de versanþi se stabilesc în general dupã un singur criteriu, îmbinarea acestora determinând o caracterizare generalã pentru versanþi. Majoritatea criteriilor sunt morfometrice sau morfografice, acestea reflectã însã intensitatea proceselor de versant, stadiul evoluþiei, precum ºi intensitatea proceselor endogene. Criterii morfometrice 1. Dupã dimensiunii(lungime, lãþime, înãlþime): – versanþi cu dimensiuni mari (de munte) – versanþi cu dimensiuni mijlocii (de deal ºi podiº) – versanþi cu dimensiuni reduse (în câmpie, malurile râurilor, versanþii crovurilor, dunelor etc.) Trebuie menþionat cã versanþii de dimensiuni reduse ºi mijlocii se regãsesc în unitãþile cu versanþi mari, relaþia nu este însã ºi inversã. 2. Dupã mãrimea pantei: – versanþi foarte înclinaþi (peste 35 grade); – versanþi înclinaþi (15 –35 grade); – versanþi cu pantã medie (8 – 15 grade); – versanþi slab înclinaþi (4 – 8 grade); – versanþi foarte slab înclinaþi (2 – 4 grade). Criterii morfografice 3. Dupã forma liniei de profil (fig. 6.3): – versanþi cu profil rectiliniu; – versanþi cu profil convex; – versanþi cu profil concave; – versanþi cu profil în trepte sau complecºi (fig. 6.4). Forma profilului versantului este foarte importantã, pentru cã exprimã stadiul de evoluþie caracteristicile rocilor, proceselor exogene, precum ºi a celor endogene, dar ºi raporturile (directe sau indirecte) cu reþeaua hidrograficã. Versanþii complecºi, de exemplu, sunt daþi de alunecãrile de teren, cei aproximativ drepþi de rocile dure etc. Criteriul dinamic ºi evolutiv – versanþi neregularizaþi (abrupþi, tineri), fãrã pãturã de alterare; – versanþi în echilibru dinamic (maturi, bãtrâni), cu pãturã de alterare. Criteriul funcþiei versantului – versant de ablaþie sau de eroziune; – versant de transport; – versant de acumulare. Menþionãm cã aceste funcþii se referã numai la pãrþi ale versantului, unde sunt predominante procesele respective, pentru cã nu existã versant întreg numai 88

&

Fig. 6.3. Categorii morfografice de versanþi: a – b: versant drept; c – d: versanti convex; e– f: versant concav; g – h: versant mixt (drept, convex, concav).

Fig. 6.4. Morfografia versanþilor complecºi.

de acumulare, fãrã transport ºi eroziune (vezi Unitãþi funcþionale de versant), dar termenii se utilizeazã frecvent mai ales atunci când una din funcþii este dominantã. Criteriul prezenþei unor depozite Aceste sectoare de versant corespund sectoarelor funcþionale prezentate mai sus. Astfel, de la partea superioarã spre baza versantului se deosebesc (fig. 6.1): – sectorul eluvial în partea superioarã; – sectorul deluvial, în partea centralã; – sectorul coluvial, în partea inferioarã. Criteriul expoziþiei versanþilor Explicarea sintagmei expoziþia versantului decurge din etimologia sa. 89

+

Corect este expunerea, adic㠄a aºeza un obiect, un material etc. în aºa fel încât sã se poatã exercita asupra lui o acþiune, o influenþã etc.” (Dex).A intrat însã în terminologia geograficã cuvântul expoziþie, aºa cum a intrat de altfel ºi pluralul versanþi ºi nu versante (conform Dex). Expoziþia versanþilor exprimã deci expunerea diferitelor faþete ale reliefului faþa de punctele cardinale cu scopul determinãrii acþiunii exercitate de radiaþia solarã directã asupra suprafeþei active, în vederea stabilirii intensitãþii ºi frecvenþei diferitelor fenomene geografice: procese de modelare, tipuri de soluri, tipuri de vegetaþie, topoclimate etc. 1. Tipuri de versanti dupa expozitie (fig.6.5): – versanþi umbriþi: expoziþie nordicã ºi nord-esticã (60 kcal/cm2/an); – versanþi semiumbriþi: expoziþie esticã ºi nord-vesticã (120 kcal/cm2/an); – versanþi însoriþi – expoziþie sudicã ºi sud-vesticã (170 kcal/cm2/an); – versanþi semiînsoriþi – expoziþie vesticã ºi sud-esticã. Versanþii cu expoziþie sudicã sunt expuºi la soare pe o perioada mai mare de timp, astfel încât energia solarã încãlzeºte pãmântul ºi îl usucã mai mult decât pe terenurile cu celelalte expoziþii. Versanþii cu expoziþie sudicã ºi vesticã din emisfera nordicã sunt mai predispuºi procesului de eroziune decât cei cu expoziþie nordicã ºi esticã; agregatele sunt uscate, au o coeziune mai slabã ºi se desfac mai uºor. În timpul iernii, solurile de pe versanþii sudici sunt expuse mai frecvent acþiunii îngheþ-dezgheþului. De asemenea, pe versanþii sudici, evaporarea este mai puternicã decât pe cei cu alte expuneri, fiind însã dependentã de pantã. Prin urmare, pe aceste terenuri deºi se înregistreazã scurgeri mai mici, procesul de eroziune este mai activ. Versanþii cu expoziþie nordicã, fiind în general mai protejaþi de vegetaþie, eroziunea este mai redusã.

Umbrit Intermediar Însorit

umbrit;

intermediar;

însorit.

Fig. 6.5. Schema expoziþiei versanþilor.

În general, însuºirile fizico-mecanice ale aceluiaºi tip de sol se diferenþiazã în raport de expoziþie.Cercetãrile efectuate pe diferite tipuri de sol pun în evidenþã anumite valori ale indicelui de apreciere a eroziunii solului în funcþie de expoziþia versantului (vezi cap. Eroziunea hidricã pe versanþi). 90

2. Expoziþia versantului ºi temperatura Calculele statistice aratã cã valorile maxime ale temperaturii se gãsesc pe versantul sudic, urmat de cel vestic, iar valorile minime pe versanþii estici ºi nordici. În regiunile cu glimee din jurul Clujului s-a stabilit o diferenþã de circa 25°C (la suprafaþa solului) între versantul sudic ºi cel nordic. 3. Variaþia caracteristicilor fizico-geografice Caracteristicile fizico-geografice variazã diferit pe versanþii cu diferite expoziþii în funcþie de latitudine ºi de pantã, de care depinde, evident, cantitatea de energie ce ajunge la suprafaþa terestrã datoritã unghiului diferit format de razele solare ºi suprafaþa terestrã (vezi tabelul nr.). Alte criterii Existã o diversitate mare de alte criterii de clasificare, dintre care exemplificãm: clasificarea dupã caracteristicile rocii; clasificarea dupã raportarea la structura geologicã; clasificarea dupã gradul de acoperire cu vegetaþie; clasificarea dupã procesele principale care îi modeleazã etc. Un rol important pentru stabilirea intensitãþii proceselor ºi implicit a dinamicii versantului îl are ierarhizarea în sistem Horton-Strahler a reþelei hidrografice ºi implicit a versanþilor (vezi capitolul Bazinul morfohidrografic). Versanþii au acelaºi ordin de mãrime pe care îl posedã reþeaua de drenaj. Raporturile directe sau indirecte dintre albie ºi versant au de asemenea implicaþii în accelerarea proceselor de versant. Astfel, cele mai active procese au loc în cazul raporturilor directe, în special pentru organismele ºi versanþii de ordinele 1 – 3; talvegul constituie nivelul local de bazã, lipsesc bazele de denudare de pe versanþi. 6.4. Unitãþi funcþionale de versant În profilul longitudinal al unui versant existã anumite sectoare ce se deosebesc prin: caractere geomorfometrice (înclinare, lungime); caractere structurale ºi de alcãtuire a pãturii de materiale; tipul de morfodinamicã. Aceste fâºii mai sunt definite ºi etaje sau fâºii de evacuare, denumire discutabilã însã, întrucât nu peste tot are loc evacuarea. Unanim acceptate ºi des utilizate sunt denumirile fâºiilor funcþionale pornindu-se de la partea cea mai înaltã spre partea cea mai joasã a versantului (fig. 6.1): – fâºia (partea) superioara; eluvii(la pante reduse), eluvio-deluvialã; – fâºia (partea) medie; deluvii; – fâºia (partea) inferioarã (de contact); coluvii (când apar ºi conuri de dejecþie îmbracã forma coluvio-proluvialã). L. King stabileºte pentru versanþi, în condiþii specifice de climã din Africa, urmãtoarele elemente (fig. 6.6): – panta în creºtere (waxing slope)1; 1

Panta în creºtere - partea superioarã a dealului sau versantului, cu profil uzual convex. Meteorizarea ºi creep-ul sunt principalele procese ce formeazã aceastã convexitate.

91

&

+

– abruptul sau faþa liberã (free face)2; – taluz de acumulare (debris slope)3; – panta în descreºtere (waning slope)4. King menþioneazã însã cã aceste elemente sunt valabile pentru toate regiunile globului. Un model ipotetic cu sectoarele versantului a fost preluat de N. Dury în 1969 dupã cercetãrile efectuate de autorii din Noua Zeelandã (B. Dalrymple, I. Blong, J. Conaker, 1969); sunt stabilite astfel nouã unitãþi morfologice ºi funcþionale, de la partea superioarã spre baza versantului (fig. 6.6): 1. – interfluviu 0 – 1º – miþcare verticalã; 2. – panta de infiltrare 2 – 4° – eluviere; 3. – convexitate – creep; 4. – abrupt de desprindere – prãbuºiri, alunecãri; 5. – sector de transport – deplasãri în masã; 6. – sector coluvial – panta 25 – 35°, apa, redepozitare; 7. – sector aluvial – acumulare; 8. – mal; 9. – albie.

Fig. 6.6. Elementele unui versant (dupã King, 1962): 1 – acþiune de spãlare în suprafaþã; 2 – pat de alunecare; 3 – alunecare; 4 – elementele versantului; 5 – curgere de apã; 6 – miºcãri de mase

Profilul de mai sus este un profil ideal, complex, caracteristic regiunilor temperate. Autorii considerã versantul pânã la albia minorã (talveg). Pe acest profil se pot distinge cele trei unitãþi clasice: superioarã, medie ºi inferioarã (conform completãrilor fãcute modelului din figura 6.7). 2 Scarp (abrupt, faþa liberã) - patul de rocã în trepte; este cel mai activ element în evoluþia versantului ca întreg. Retragerea este cauzatã de spãlarea în suprafaþã ºi alunecãri. 3 Taluzul de acumulare (panta constantã) este formatã din detritus cãzut din abrupt. Aceastã pantã este determinatã de unghiul de repaus al materialului. Meteorizarea le reduce în particule fine care sunt remodelate prin spãlare în suprafaþã, curgere în pânzã sau curgere turbulentã. 4 Pedimentul (panta în descreºtere) este concavitatea complexã ce se extinde de la bazã pânã la talveg sau câmpia aluvialã. Deºi frecvent ele sunt acoperite cu detritus, este esenþialã proprietatea (modul) în care este tãiatã roca. Aceasta este produsã de spãlarea în suprafaþã ºi acest profil poate fi aproximat cu o curbã hidraulicã.

92

&

Fig. 6.7. Model teoretic al unui versant ºi procesele dominante (dupã Dalrymple ºi colab., 1968, cu completãri)

Young (1964) împarte versantul în mai multe subdiviziuni, cea mai micã fiind unitatea de versant, definitã dupã elementul pantã (fig. 6.8). Segmentul de versant este definit în funcþie de unitãþile limitrofe: – segmentul minim de versant (partea versantului care are gradientul de netezire mai mare decât unitãþile limitrofe de deasupra sau de dedesubt); – segmentul maxim de versant (mai abrupt decât unitatea de deasupra sau din josul sãu); – segmentul de creastã (mãrginit pe ambele pãrþi de pante înclinate în direcþii opuse). Sectorul de versant formeazã o succesiune compusã dintr-o convexitate, un segment de maximã înclinare ºi o concavitate. Avantajul acestor unitãþi ºi terminologii este cã permite mãsurarea, înscrierea în tabele ºi descrierea mai corectã formelor. Elementele de baza mãsurabile sunt: lungimea profilului ºi unghiul de pantã. Concluzii Diferitele tipizãri ale versanþilor au anumite limite ce decurg din caracterul extrem de diversificat al formei versanþilor. Ele se completeazã însã unele pe altele, în funcþie de mediul morfogenetic. 93

Fig. 6.8. Profilul versantului cu secþiunile sale (dupã Young, 1972)

+

94

Fig. 6.8. Profilul versantului cu secþiunile sale (dupã Young, 1972) (continuare)

&

95

+

Din conlucrarea diferitelor modalitãþi de evoluþie a versanþilor rezultã sisteme de forme de versant, în sensul celor explicate de W. Penck încã din 1924. Sistemele de forme de versant sunt sisteme deschise, în care cantitatea de materie ºi energie recepþionatã influenþeazã mecanismul funcþionãrii sale, ducând la o autoreglare permanentã, în tendinþa atingerii profilului de echilibru dinamic. Penck, fãrã sã-ºi propunã o analizã sistemicã, a sesizat mecanismul acestor sisteme, arãtând c㠄fiecãrui sistem de forme îi este proprie o anumitã intensitate de evacuare, care, depinde, în cazul prezenþei unor proprietãþi asemãnãtoare ale rocilor, de pantã. Intensitatea determinã viteza de dezvoltare a sistemului”.

6.5. Bazele de eroziune ºi bazele de denudare Ritmul ºi intensitatea proceselor de pe versanþi, în tendinþa lor de a forma suprafeþe de echilibru sunt dictate de nivelul Oceanului planetar, nivelul platformei continentale, nivelul limitei zãpezilor persistente. Sub aceste nivele eroziunea dictata de agentul principal se reduce la zero, iar nivelul este denumit baza de eroziune. A.Penck ºi W. Penck au definit pentru versanþi ºi baze de denudare. În esenþã aratã cã fiecare punct al oricãrui versant serveºte ca bazã de denudaþie pentru toatã partea versantului ce se afla deasupra lui. W. Penck demonstreazã c㠄versantul mai uºor înclinat care îl substituie pe cel abrupt începe sã se formeze la poala ultimului, nivelarea reliefului are loc de jos în sus ºi nu invers”. În acest context el defineºte ºi rolul important al bazelor de denudare în evoluþia versanþilor. Poala versantilor, care poate sa coincidã sau sa nu coincidã cu talvegul râurilor, este consideratã bazã de denudare a versantului. Baze de denudare individuale (numai pentru versanþi) sunt considerate nivelele cvasiorizontale (structurale, petrografice, de eroziune, genetice) situate pe versanþi, indiferent de altitudinea lor. Bazele de eroziune ale râurilor ºi bazele de denudare constituie sisteme de baze de eroziune. Fiecare bazã localã de erozine a unui râu regleazã baza de denudare a versanþilor. Bazele aparent independente de denudare a versanþilor formeazã trepte peste care apele îºi formeazã nivele de bazã locale de eroziune. În clasificarea Horton-Strahler a reþelei de drenaj se considerã cã ºi fiecare bazã localã de eroziune are un anumit ordin de mãrime, care orienteazã eroziunea pe versanþii de acelaºi ordin de mãrime. Fiecare ordin superior însã al versantului le include ºi pe cele inferioare, astfel încât asupra materialelor de pe versanþi se exercitã o forþã multiplicatã (fig. 6.9.). Deplasarea materialelor depinde însã ºi de forþa de gravitaþie. Pentru o mai corectã utilizare a unor termeni aparent cu conþinut similar, redãm forma rezumativã a acestor definiþii. Denudarea este datã de totalitatea proceselor de desprindere, de dizlocare a particulelor sau a maselor de roci din scoarþa terestrã ºi de transportare a acestora prin intermediul diferiþilor agenþi (apã, vânt etc.) sau prin autodeplasare gravitaþionalã; în sens restrâns prin denudare se înþelege numai procesele care contribuie la dezgolirea rocilor în situ; în cazul denudãrii, materialele rezultate prin pregãtirea rocii sunt egale cu cele deplasate, rezultând astfel versanþi în echilibru. 96

& Fig. 6.9. Ierarhizarea versanþilor (sistem Horton-Strahler)

Eroziunea este procesul geomorfologic de modelare a reliefului prin dizlocarea particulelor de sol sau rocã de cãtre agenþi externi; în sens restrâns se foloseºte uneori numai pentru acþiunea sculpturalã a apelor curgãtoare; uneori, eroziunea presupune ºi transportul materialelor rezultate; în cazul eroziunii materialele rezultate pe versanþi sunt sub capacitatea de deplasare a agenþilor. Când eroziunea este intensificatã prin intervenþia omului (despãdurire, pãºunat, arat, construcþii etc.) poartã de numirea de eroziune acceleratã sau eroziune antropicã. Coraziunea este acþiunea mecanicã de roadere, de ºlefuire a particulelor prin intermediul particulelor de roci dure, antrenate în miºcare de vânt, apã sau gheaþã; frecvent coraziunea se referã la eroziunea exercitatã de cãre particulele de nisip spulberate de vânt în regiunile aride, de fapt la eroziunea eolianã; este în esenþã un proces similar eroziunii, dar care apare sub influenþa unor rocii ºi nu sub influenþa mediului. Deraziunea acþiunea de eroziune mecanicã exercitatã de o masã de roci sfãrâmate sau de o parte mai groasã a pãturii de alterare, ce se deplaseazã lent pe versant, asupra rocilor de dedesubt pe care le ºlefuieºte, le rupe spre aval; rezultã vaiugi de deraziune.

6.6. Gravitaþia ºi sistemul morfogenetic Din expunerile realizate în capitolele anterioare asupra stãrilor de echilibru ºi dezechilibru, rezultã foarte pe scurt cã echilibrul înseamnã, de fapt, o stare de repaus relativ. Începutul miºcãrii rocilor constituie ºi începutul miºcãrii în interiorul sistemului sau a unui sistem. Dintre forþele care acþioneazã pe versanþi, forþa de gravitaþie prezintã cea mai mare importanþã pentru dinamica acestora, prin caracterul ei permanent. Se 97

+

manifestã prin unghiul local al versantului. Cu cât panta este mai mare, cu atât forþa gravitaþiei se manifestã mai puternic ºi invers. Unghiul pantei este mijlocul prin care energia disponibilã este distribuitã de-a lungul porþiunii de teren, astfel încât forþele gravitaþionale sunt cele mai eficiente pe pantele abrupte, deoarece acolo componenta de greutate este mai mare. Principala sursã de energie pentru gravitaþie este ridicarea tectonicã. Coborârea nivelului de bazã produce un efect asemãnãtor. Forþele gravitaþionale, deºi similare, sunt puþin diferite în cazurile în care o particulã se aflã în repaus pe o suprafaþã înclinatã ºi pe o porþiune alunecoasã, dar paralelã cu suprafaþa. 1. În primul caz, forþa particulei izolate reprezintã greutatea ei proprie (fig. 6.10. a) Dacã ea are masa m, atunci greutatea verticala = m · g; g = acceleraþia gravitaþionalã.

Fig. 6.11. Acþiunea forþei de gravitaþie pe versant (dupã Carson ºi Kirkby, 1972): a - asupra unei particule; b - pe o suprafaþã de alunecare posibilã la adâncimea z sub suprafaþa unui mediu cu greutatea specificã y; c - asupra unei mase de sol care se aflã pe o suprafaþã neregulatã de alunecare; 1 - centru de gravitaþie al masei de alunecare posibilã; 2 - direcþia componentei transversale a greutãþii; 3 - suprafaþa de alunecare posibilã.

98

Componenta pantei care tinde sã determine miºcarea de-a lungul suprafeþei topografice este Componenta paralelã = m · g · sin β. Componenta perpendicularã, care tinde sa opreascã miºcarea este: Componenta perpendicularã = m · g · cos β 2. În al doilea caz, unde existã o porþiune alunecoasã paralela cu suprafaþa, într-un mediu relativ uniform, forþa gravitaþionala acþionând pe planul alunecos este presiunea exercitatã de greutatea materialului în stare de repaus pe acel plan (fig. 6.10 b, 6.11.). Aceastã presiune acþioneazã, de asemenea, vertical ºi este egala cu y × z în care: y = greutatea solului; z = distanþa verticalã dintre suprafaþa terestrã ºi planul alunecos. Componenta pantei (paralelã) = yz · sinβ · cosβ Componenta perpendiculara = yz · (cosβ)2

Fig. 6.11. Presiunea exercitatã în substrat în funcþie de poziþia pânzei de apã freaticã (dupã Carson ºi Kirkby, 1972): a - pe o suprafaþã orizontalã; b - pe o suprafaþã înclinatã; 1 - proiectare în sus = ywz1β; 2 - componenta netã în josul pantei = yzsinβcosβ.

99

&

+

7. PROCESE COMPLEXE DE DEPLASARE PRIN CÃDERE

Procesele de deplasare prin cãdere sunt cunoscute ºi sub denumirea de procese gravitaþionale sau „pornituri prin cauze mecanice”. Dupã cantitatea materialului ºi modul de deplasare, se deosebesc: deplasãri individuale ºi deplasãri în masã(de mase materiale). În funcþie de caracterul miºcãrii ele pot fi bruºte ºi lente.

7.1. Rostogolirile ºi cãderile libere Rostogolirile sunt procesele de miºcare a particulelor datoritã pierderii echilibrului static ca urmare acþiunii concomitente a trei factori – greutatea masei materiale, panta ºi forþa de gravitaþie. Viteza de deplasare a materialelor este direct proporþionalã cu unghiul pantei. Desprinderea ºi miºcarea se realizeazã individual, pentru particule de diferite dimensiuni, în funcþie de factorii menþionaþi mai sus. Tipul deplasãrii este de rostogolire (fig.7.1).Rostogolirea particulelor de rocã se realizeazã astfel încât blocurile de dimensiuni mai mari se distanþeazã mai mult faþã de locul desprinderii ºi de baza versanþilor, iar cele fine, mai puþin. Se formeazã trena de grohotiº (pe versanþi cu pante relativ uniforme pe distanþe

Fig. 7.1. Cãdere liberã (a) ºi rostogolire (b).

mari) ºi conurile de grohotiº sau formaþiuni de rostogolire (formations d’eboulis, slide rock).Evoluþia ulterioarã a conurilor de grohotiº se face spre atingerea unui echilibru; în acest caz sunt consolidate ºi acoperite cu o pãturã finã de materiale de dezagregare ºi solificare. Se formeazã o unitate de racord între versantul abrupt ºi partea relativ planã de la piciorul acestuia. 100

La formarea acestor trene contribuie ºi materialele rezultate prin cãdere liberã, particulã cu particulã (de diferite dimensiuni), deprinse din pãrþile superioarã sau medie ale versantului spre baza acestuia.

7.2. Prãbuºirile ºi surpãrile Prãbuºirile sunt deplasãri brusce sub formã de cãdere a particulelor individuale cu dimensiuni mari sau a unor depozite, pe versanþi cu declivitate foarte mare(circa 90 grade) (fig.7.2). Astfel sunt: - prãbuºiri individuale când desprinderea ºi punerea în miºcare se face pentru particule de diferite dimensiuni, proces similar cãderilor libere; - prãbuºiri de mase ºi prãbuºiri de versant, când se prãbuºesc mase mari de materiale sau porþiuni de versant, termenul de prãbuºire aplicându-se acestui tip.

Fig. 7.2. Poalã de grohotiº la Detunatele (munþii Apuseni)

Cauzele prãbuºirilor sunt înclinarea mare a stratelor, gradul ridicat de diaclazare ºi fisurare, adâncirea râurilor, eroziunea lateralã a râurilor sau subsãparea bazei versantului prin acþiuni antropice etc. Prãbuºirile au loc de obicei în roci puternic coezive care au fost fisurate ºi dezagregate. Existã ºi prãbuºiri pe verticalã a unor mase situate deasupra unor cavitãþi, cum sunt peºterile sau minele, cavitãþi datorate unor exploatãri subterane, a dizolvãri rocilor etc.(de exemplu, prãbuºirile de la Ocnele Mari, produse ca urmare a exploatãrii subterane a sãrii) (fig.7.3). Surpãrile se produc de obicei în roci cu coezivitate redusã, favorabile mecanismelor de întindere ºi forfecare: marne, argile, loessuri. Are loc acolo unde panta limitã a fost depãºitã de o anumitã greutate datoritã dislocãrii suportului iniþial, prin eroziunea bazei versantului. Sunt frecvente pe malurile concave ale râurilor, în sectoare de coturi ale acestora situate la baza versanþilor (fig.7.4), în 101

&

+ Fig. 7.3. Lacul format prin prãbuºire datoritã exploatãrii subterane a sãrii la Ocnele Mari.

Fig. 7.4. Surpãri în malul lacului de la Ocnele Mari

falezele marine, lacustre. În loessuri ºi depozite loessoide, surpãrile se desfãºoarã în releu ºi duce la formarea teraselor de surpare.

7.3. Avalanºele Avalanºele sunt procese gravitaþionale reprezentate de masele de zãpadã ºi gheaþã care alunecã sau se rostogolesc la vale, mãrindu-ºi în aval, volumul, greutatea ºi viteza. Numele – avaler = a coborî; se folosea ºi termenul de lavalanºã, care desemneazã curgerea în lanþ a materiei fiind din aceeaºi categorie cu lava. Termenul de avalanºã sau lavinã este folosit de oamenii de munte pentru toate miºcãrile de zãpadã sau de gheaþã de mari proporþii. Ca ºi în cazul altor deplasãri gravitaþionale existã factori potenþiali ºi factori declanºatori ai avalanºelor Grecu, 1997). 102

Factorii potenþiali: – acumularea zãpezii; – structura stratelor de zãpadã; – rezistenþa pãturii de zãpadã. Factorii declanºatori: – factorii potenþiali când depãºesc pragurile ce conduc dezechilibrarea maselor de zãpadã; – vântul; – trepidaþiile antropice; – cutremurele. Grosimea zãpezii proaspete este considerat factor esenþial în declanºarea avalanºelor. Dupã grosimea zãpezii se considerã cã prezintã un anumit risc pentru: – turiºti: 30-50 cm; – cãi de comunicaþie: 40-70 cm; – case: 70-100 cm; – catastrofã peste 110 cm. Momentul deplasãrii este în funcþie de valoarea precipitaþiilor ºi de structura stratului de zãpadã. Vânturile puternice însoþesc sau premerg avalanºele. Sunt ºi situaþii când nu vântul declanºeazã avalanºa. Deci, riscul de avalanºã depinde de: – importanþa precipitaþiilor; – structura mantalei de zãpadã. Temperatura aerului acþioneazã indirect influenþând cãderile mari de zãpadã. Obiºnuit, nu constituie un factor al avalanºelor. Pentru avalanºe, dezechilibrul este dependent de limita de rupere a pãturii de zãpadã. Rezistenþa pãturii de zãpadã este determinatã de acþiunea forþei de gravitaþie, materializatã prin unghiul de pantã. Pentru zãpadã, unghiul de frecare staticã este de circa 50°. Pentru zãpada proaspãtã însã are valori de 90°. În straturile succesive de zãpadã depuse pe un strat preexistent, tensiunea normalã ºi tensiunea de forfecare cresc proporþional, coeficientul de proporþionalitate fiind egal cu tangenta pantei: τ = σ tg α Rezultã cã o zãpadã stabilã pentru sarcini mici poate fi instabilã pentru sarcini mai mari. Zãpada pusã în miºcare se deplaseazã în funcþie de unghiul de frecare cinetic (frecare de alunecare). Pe versanþii al cãror unghi cu orizontalã este cuprins între unghiul de frecare cinetic ºi unghiul de frecare static, zãpada nu curge, dar, pusã în miºcare datoritã unor cauze brutale, ea nu se mai opreºte. Pe mãsurã ce o masã de zãpadã coboarã, lucrul mecanic al greutãþii este mai mare decât lucrul mecanic al frecãrii interne. O anumitã cantitate de energie eliberatã rupe coeziunea zãpezii ºi pune în miºcare particulele învecinate. Astfel încât masa de zãpadã care coboarã este din ce în ce mai mare în aval, producându-se o avalanºã. Tipuri de avalanºe Existã mai multe tipuri de avalanºe, în funcþie de criteriul folosit. 1. Dupã grosimea stratului de zãpadã antrenatã în miºcare: – avalanºe de suprafaþã; – avalanºe de adâncime. 103

&

+

2. Dupã calitatea zãpezii: – avalanºe cu zãpadã prãfoasã (pudroasã) proaspãtã; – zãpadã viscolitã; – zãpadã proaspãtã umedã; – zãpadã în grãunþi rotunjiþi, care se formeazã prin diageneza zãpezii proaspete. L. Lliboutry (1965) prezintã urmãtoarele tipuri: – avalanºe pudroase; – avalanºe în plãci care alunecã pe versanþi; – avalanºe de zãpadã umedã; – avalanºe de primãvarã. Avalanºele de zãpadã prãfoasã, uscate se produc în zãpada proaspãtã, fãrã coeziune, la scurt timp dupã cãderea ei (fig. 7.5). Frecvenþa lor este maximã în mijlocul iernii, în Alpi, Anzi, Himalaya, Arctica. Sunt avalanºe fie superficiale fie de adâncime, foarte repezi. Avalanºele de adâncime sunt specifice regiunilor

Fig. 7.5. Schema dezvoltãrii unei avalanºe pudroase (dupã Lliboutry, 1965).

cu climã rece ºi uscatã. Avalanºele sunt periculoase nu numai prin efectul greutãþii zãpezii, ci ºi prin presiunea aerului care are efectul unui uragan. Diferenþa dintre coeficientul cinetic ºi cel static este foarte mare, din aceastã cauzã viteza zãpezii creºte rapid pe pantã. Dupã Oechslin(citat de Lliboutry, 1965): V = 64 h m/s = 230 h km/h.

atm);

Avalanºele de acest tip sunt periculoase pentru cã: – presiunea staticã exercitatã în stratul de aer comprimat este mare (0,1

Se citeazã avalanºa Gastein din 1951, când victimele au prezentat rupturi ale plãmânilor datorate undei de ºoc cu o presiune de circa 3 atmosfere. 104

– în frontul avalanºei se formeazã curenþi ascendenþi ºi contracurenþi deosebit de violenþi. – când avalanºa loveºte direct o construcþie, presiunea de oprire poate atinge valori foarte mari, de ordinul a mai multe tone pe metru pãtrat; – victimele sunt proiectate de cãtre suflu sau sunt asfixiate de zãpada pulverizatã. Avalanºele de zãpadã umedã se formeazã în zãpada îmbibatã cu apã, zãpadã grea. Deplasarea are loc pe diferite culoare cu o vitezã de 30...80 km/orã (fig. 7.6).

Fig. 7.6. Structura avalanºei de zãpadã umedã (dupã Lliboutry, 1965)

105

&

+

Presiunea acestei avalanºe este foarte mare putând atinge 10...20 t/m2 În cazul acestui tip de avalanºã: V = 116 h m/s = 417 h km/h. Avalanºele în plãci sau de rostogolire se produc dupã trei-patru zile de la cãderea zãpezii, când se formeazã o crustã superficialã ºi o anumitã consolidare ºi datoritã vântului. Mecanismul avalanºei se aseamãnã puþin cu cel al alunecãrilor (fig. 7.7).

Fig. 7.7. Avalanºa în plãci de zãpadã (dupã Lliboutry, 1965)

Deplasarea este determinatã de straturile de zãpadã care acþioneazã ca un lubrifiant. Avalanºele de primãvarã se produc în zãpezi mai grele ºi vechi, la primele temperaturi ridicate de primãvarã. Sunt avalanºe mari, de adâncire, care antreneazã ºi o parte din materialele de pe versanþi. Viteza lor este: V = 18 h m/s. Survin de obicei în locuri previzibile de aceea pagubele sunt mai reduse decât la celelalte tipuri de avalanºe.

106

8. PROCESELE DE DEPLASARE PRIN SUFOZIUNE ªI TASARE

8.1. Sufoziunea Sufoziunea este procesul de îndepãrtare a particulelor fine din interiorul rocilor afânate sau poroase de cãtre apa ce circulã prin roci. Termenul de sufoziune semnificã a sãpa pe dedesupt, a submina ºi derivã de la latinescul suffodio. A fost introdus de Pavlov în 1898. În funcþie de agentul principal care determinã sufoziunea existã douã tipuri principale: – sufoziune chimicã; – sufoziune hidrodinamicã. Sufoziunea chimicã este procesul de îndepãrtare a particulelor fine prin dizolvarea sãrurilor depuse pe porii rocilor ºi transformarea lor în soluþie. În spaþiile libere are loc migrarea particulelor fine ºi accentuarea golurilor, apoi tasarea acestora ºi formarea unor microdenivelãri la suprafaþa terestrã. Sufoziunea hidrodinamicã sau sufoziunea mecanicã are înþelesul de sufoziune în sens larg ºi este procesul de antrenare de cãtre apa subteranã a celor mai fine particule din masa rocilor nisipoase, atunci când în timpul filtrãrii se depãºeºte o anumitã vitezã, numitã viteza criticã. Este frecventã ºi în zona sãpãturilor pentru construcþii, în bazinele de decantare din industria minierã ºi energeticã (fig.8.1. a,b). Sufoziunea hidrodinamicã lentã are loc în condiþiile curgerii subterane naturale, iar cea rapidã ºi foarte rapidã, în cazul antrenãrilor din sãpãturi pentru fundaþii sau în alte scopuri. Procesul de sufoziune hidrodinamicã apare ºi evolueazã în funcþie de caracteristicile rocilor (mãrimea granulelor, porozitate, gradul de îndesire, coeficientul de neuniformitate) de caracterul curgerii subterane rocilor, respectiv de gradientul sãu hidraulic. Sufoziunea hidrodinamicã are loc în roci nisipoase sau în depozite de nisipuri în amestec cu alte depozite mai grosiere sau mai fine. Curgerea subteranã depinde de viteza de filtrare. Sufoziunea are loc în cazul unei curgeri turbulente a apei subterane ºi nu în curgerea laminarã. Viteza criticã de filtrare este viteza care marcheazã trecerea de la curgerea laminarã la cea turbulentã ºi poate fi determinatã prin formula lui Pavlovscki: 107

&

+

Fig. 8.1. Procesul de sufoziune într-un iaz de decantare (a) ºi formarea pâlniei de prãbuºire produsã de sufoziune (b) (dupã Florea, 1996)

vcr = 0,002 (0,75 n + 0,23) Re , d în care: vcr este viteza criticã de filtrare; n = porozitate; d = diametrul granulelor; Re = numãrul Reynolds. – La viteze de filtrare mai mari decât viteza criticã are loc curgerea turbulentã în care are loc sufoziunea hidrodinamicã. – La viteze de filtrare mai mici decât vcr curgerea este laminarã ºi nu se produce antrenarea particulelor. La nisipuri, viteza criticã de antrenare a granulelor de nisip se reduce o datã cu micºorarea diametrelor granulelor. Câteva valori ale vitezei critice de filtrare (dupã Maslov, citat de Florea, 1979): d(mm)

1,00

0,50

0,10

0,05

0,01

0,005

0,001

vcr(cm/s)

10,00

7,00

3,00

2,00

0,50

0,12

0,02

Coeficientul de neuniformitate al nisipurilor ºi porozitatea influenþeazã direct intensitatea sufoziunii (fig.8.2.). Pentru sufoziunea hidrodinamicã pe nisipuri 108

& Fig. 8.2. Corelaþia dintre gradientul hidraulic ºi coeficientul de neuniformitate (dupã Isomina, cf. Florea, 1996).

formate din douã fracþiuni granulare diferite Brocikov (citat de Florea, 1979) a arãtat cã are loc atunci când sunt întrunite urmãtoarele situaþii: d D D ≥ 2,5 ; 0 ≥ 8 ; ≥ 20 d0 d d

în care: D este diametrul granulelor nisipului grosier; d = diametrul granulelor nisipului fin; d0 = diametrul porilor formaþi de nisipul mare. Viteza criticã de filtrare care conduce la procesul de sufoziune este determinatã (pentru un coeficient de filtrare dat al nisipului) de gradientul hidraulic critic al curgerii subterane (fig. 8.3). Antrenarea particulelor fine se face atunci când apare gradientul hidraulic critic.

a

b Fig. 8.3. Relaþia dintre sufoziune, gradientul hidraulic (a) ºi porozitate (b).

icr = (ρs – ρa)(1 – n) + 0,5 n în care: icr este gradientul hidraulic critic; 3 ρ s = densitatea rocii în care se produce sufoziunea (g/cm ) ρ a = densitatea apei; n = porozitatea rocii. Existã o serie de alte formule, cu unele din elemente obþinute prin experimente cu ajutorul cãrora se ajunge în final la calcularea gradientului hidraulic 109

+

critic generator al sufoziunii hidrodinamice, dependent de diametrul particulelor ºi de diametrul porilor (fig.):

d  icr ≅ 4,5  m   d0 

2

în care: icr este gradientul hidraulic critic; dm= diametrul mediu al granulelor de nisip (mm); do = diametrul porilor (mm). Cunoaºterea mecanismului sufoziunii mecanice are importanþã practicã deosebitã, în special pentru amplasarea construcþiilor, stabilitatea iazurilor de decantare etc.

8.2. Tasarea Tasarea este miºcarea lentã efectuatã pe verticalã în interiorul stratelor de roci afânate sau clastice, sub forma compresiunii sau îndesãrii impuse de greutatea proprie sau de o suprasarcinã. Termenul este de origine francezã (tasser = a înghesui, a comprima). Existã douã tipuri de tasare: – tasarea prin consolidare (de consolidare); – tasarea prin subsidenþã. Tasarea prin consolidare este cea mai cunoscutã ºi are loc datoritã supraîncãrcãrii prin construcþii, alunecãri, nãruiri, când tasarea devine mai activã. Fenomenul se produce atunci când indicele golurilor raportat la greutatea materialelor pe unitatea de volum creºte sau când greutatea se mãreºte. Poate fi calculatã folosindu-se formula datã de K. Terzaghi: p1 – p2 h · E 2 în care: S este tasarea prin consolidare; p1 = presiunea de consolidare pe faþa superioarã a stratului deformabil; p2 = presiunea de consolidare pe faþa inferioarã a stratului deformabil; h = grosimea stratului deformabil; E = modul de compresibilitate. Tasarea de subsidenþã are loc în cazul exploatãrii apelor subterane, a zãcãmintelor de petrol ºi de gaze, a sãrurilor (prin dizolvare în subteran).Calcularea tasãrii prin subsidenþã se face folosindu-se aceeaºi formulã ca în cazul tasãrii prin consolidare considerându-se cã grosimea stratului deformabil este egalã cu grosimea zonei asecate h, p1 = 0 la partea superioarã a stratului deformabil (a zonei asecate) ºi p2 = ∆ σ q; în acest caz tasarea este datã de formula: ∆σq h · S= E 2 ∆ σ q = sarcina geologicã generatoare a subsidenþei daN/cm2.

S=

∆ σ q – (ãst – ãi) h în care: ãst este greutatea volumetricã în stare saturatã (tf/m3); 110

ãi = greutatea volumetricã în stare inundatã; h = grosimea stratului deformabil din cuprinsul zonei asecate (cm). E = modul de compresivitate ponderat al stratelor din cuprinsul zonei asecate (daN/cm2). Tabel nr. 8.1 Valori ale tasãrii prin subsidenþã (terenuri sedimentare precuaternare) Coborârea nivelului

Modulul de compresivilitate

piezometric h (m)

E (daN/cm2)

25

250 500 1000

Valori ale tasãrii ∆σq h · S= E 2 0,125 0,0625 0,0317

50

250 500 1000

0,500 0,250 0,125

75

250 500 1000

1,120 0,572 0,280

100

250 500 1000

2,000 1,000 0,500

125

250 500 1000

3,120 1,560 0,780

150

250 500 1000

4500 2,250 1,120

Fig. 8.6. Procese în loess (Dobrogea)

111

&

+

Fig. 8.7. Complexitatea reliefului de crovuri în Câmpia Românã (Câmpul Ciornulesei)

Efectul tasãrii este apariþia crovurilor (depresiumi ovale, puþin adânci, dezvoltate pe câmpurile de leoss), cele mai frecvente forme de relief, precum ºi a crãpãturilor, terasetelor ºi a cãrãrilor de oi (fig. 8.6 ºi 8.7).

112

9. ALUNECÃRILE DE TEREN

9.1. Noþiunea alunecare de teren Noþiunea de alunecare de teren defineºte atât procesul de deplasare, miºcarea propriu-zisã a rocilor sau depozitelor de pe versanþi, cât ºi forma de relief rezultatã. În sens restrâns, strict, al noþiunii, alunecãrile de teren sunt procese gravitaþionale, în general, rapide (pot fi însã ºi lente)de modelare a terenurilor în pantã, la care masele sau materialele care se deplaseazã sunt separate printr-un plan sau sisteme de plane de alunecare de partea stabilã, neantrenatã în miºcare. În limbajul popular din România existã termeni prin care se încearcã o separare a procesului (fugiturã, rupturã) de forma de relief rezultat㠖 glimee, þiglãi, iuþi, fãrâmituri –, aceºtia din urmã precizând ºi caracteristicile morfografice de ansamblu a corpului alunecãrii de teren. ªi în literatura de specialitate de pe plan mondial termenii utilizaþi definesc atât procesul cât ºi forma de relief rezultatã: landslide – englezã, glissement de terrain – francezã, erdrutsch – germanã, oïoëçåí – rusã, frana – italianã (cu sens mai larg, de deplasare a materialelor pe versanþi). Alunecãrile de teren fac parte din categoria proceselor de versant care schimba geomorfometria majorã a versantului. Aceste modificãri pot fi: – de amploare ce nu depãºeºte potenþialul de modificare al versantului; materialele se deplaseazã pe versant dintr-un loc în altul, schimbându-i morfografia; noua calitate a sistemului nu contribuie la dezechilibre majore. În plus, raporturile cu reþeaua de râuri sunt indirecte, nu ajung în albia râurilor decât prin intermediul altor procese; dereglându-se echilibrul ºi ordinea materialelor, ele pot fi însã uºor reluate de eroziunea hidricã de pe versanþi ºi transportate în albii; – de intensitate ºi dimensiuni ce transleazã praguri ce conduc la dezechilibre ºi la modificãri majore ale morfologiei versantului. în acest caz, alunecãrile de teren intrã în categoria hazardelor naturale, alãturi de inundaþii, cutremure etc., producând daune activitãþilor social-economice. Alunecãrile de teren sunt procese de versant extrem de complexe, relativ puþin studiate ca astfel de sisteme, procese care reclamã cercetãri interdisciplinare de mare specializare. Atât pe plan mondial cât ºi în România existã o amplã literaturã de specialitate ce vizeazã în general douã mari domenii: geomorfologia ºi ingineria. Dacã geomorfologii (geografi sau geologi) pun accent pe forma de relief, incluzându-se în mod necesar ºi fenomenele cauzale, precum ºi cele evolutive, inginerii studiazã alunecãrile de teren în legãturã directã cu efectele 113

&

+

procesului asupra diferitelor activitãþi umane (construcþii, utilizarea terenurilor etc.) ºi, în consecinþã, alegerea mãsurilor optime de combatere. Alãturi de cele douã mari domenii, se impun cercetãri pedologice, silvice, precum ºi mãsurãtori ºi analize în teren, în laborator, utilizarea GIS. Studiul alunecãrilor de teren are o deosebitã importanþã pentru dinamica versanþilor atât sub aspect ºtiinþific fundamental, cât mai ales sub aspect practic-aplicativ. Noþiunea de alunecare de teren este definitã de: procese fizico-mecanice premergãtoare alunecãrii (procesele cauzale anteprag geomorfologic), procesul de alunecare propriu-zis ºi durata acestuia (translarea pragului), forma de relief (efectul translãrii pragului) (vezi ºi capitolul Evoluþia procesului de alunecare). Primele observaþii asupra alunecãrilor de teren sunt legate de dezastrele produse încã din antichitate. Nu ne propunem prezentarea exhaustivã a preocupãrilor în domeniu, totuºi câteva idei trebuie relevate. Descrierea ºtiinþificã a procesului, rolul ºi locul sãu în dinamica versanþilor au stat în atenþia teoreticienilor geomorfologi, atenþie specialã acordându-li-se în secolul XX. Date fiind varietatea mare a modului de manifestare a alunecãrilor, precum ºi varietatea formelor rezultate, unele dintre primele preocupãri au fost gãsirea unor elemente comune de generalizare a caracteristicilor ºi, implicit, a unor criterii de grupare care sã permitã clasificarea lor (vezi capitolul Clasificãri ºi tipuri de alunecãri de teren). Majoritatea cursurilor sau tratatelor de geomorfologie generalã, dar mai ales cele de geomorfologia versanþilor prezintã dupã o anumitã schemã problematica alunecãrilor de teren, problematicã ce poate fi grupatã în douã mari secþiuni – cauze ºi forme, inclusiv clasificãri dupã morfologie. Cercetarea cantitativã s-a impus însã datoritã necesitãþilor practicii, în special în þãri cu asemenea procese catastrofale. Astfel, în Suedia, construcþiile pentru cãi ferate, ºosele, canale îngreuiate de alunecãri de teren ºi taluze au dus la înfiinþarea Comisiei Geotehnice Speciale (în 1914), cu studii care au pus bazele mecanicii terenurilor. Studii remarcabile asupra relaþiilor cu substratul geologic, a efectelor asupra construcþiilor civile, asupra clasificãrii alunecãrilor sunt realizate de cãtre geomorfologii (geologi) sau ingineri din Italia. Trebuie spus cã una dintre primele clasificãri morfologice utilizate ºi astãzi se datoreazã lui Almagia prin monografia Studi geografici sulle frane în Italia (1907-1910). Ulterior, aceste studii s-au adâncit, având în principal un scop aplicativ prin cercetãri interdisciplinare ºi inginereºti(Guida alla classificazione delle frane ed ai primi interventi, Roma, 1971; Desio, Geologia applicata all’Ingegneria, 1973). În România existã o bogatã literaturã asupra alunecãrilor cu studii teoretice sau regionale din sfera geografilor ºi a inginerilor. Aproape în toate studiile de geomorfologie regionalã se realizeazã o prezentare a alunecãrilor dupã schema menþionatã. Dacã în prima jumãtate a cestui secol, studiile asupra alunecãrilor de teren erau destul de sporadice, ele se diversificã cantitativ dar ºi calitativ începând cu anii 1950. Din prima perioadã menþionãm lucrãrile elaborate de geologi (Macovei, Botez, 1923; Macarovici, 1942 etc.), precum ºi remarcabila lucrare a lui Mihãilescu (1939)asupra porniturilor de teren ºi a clasificãrii acestora. Cei care studiazã în principal forma ºi care carteazã arealele cu alunecãri sunt geografii, dar ºi în acest caz nu existã o metodologie unanim acceptatã ºi nici o inventariere a acestora pe întreg teritoriul României. 114

9.2. Stadiul de evoluþie ºi morfologia alunecãrii de teren 1. Obiºnuit, în tratatele de geomorfologie se prezintã elementele clare, bine definite, care se observã în teren în primul stadiu de evoluþie a alunecãrii de teren. În cazul unor procese clasice, tipice, forma de relief se defineºte prin: râpa de desprindere, corpul alunecãrii, fruntea alunecãrii ºi suprafaþa de alunecare (fig. 9.1).

Fig. 9.1. Elementele unei alunecãri de teren.

115

&

+

Râpa sau niºa (corniºa) de desprindere a alunecãrii se aflã în partea de la obârºia arealului alunecat, situatã în amonte pe versant; micromorfologia râpei depinde de dinamica sa ulterioarã, comportându-se ca microversanþi cu altitudini ºi pante variante; la alunecãrile profunde, râpa poate atinge zeci de metri; formarea râpei se realizeazã atât deodatã, pe toatã lungimea, cât ºi punctual, miºcarea propagându-se pe suprafeþe din ce în ce mai mari, în plus, ea precede doar parþial deplasarea masei de teren, cele douã elemente producându-se aproape concomitent. În funcþie de crãpãturile preexistente, de caracteristicile rocii ºi de evoluþia ulterioarã, râpa poate avea formã rectilinie, semicircularã, compusã etc. (fig. 9.2)

Fig. 9.2. Tipuri de corniºã de alunecare (dupã Tufescu 1966) A – în semicerc; B – în ghirlandã. C – rectiliniu.

Corpul alunecãrii, suprafaþa de teren alunecatã cu micromorfologie foarte variatã, prezintã în general elemente morfometrice haotic dispuse; dupã elementele predominante de micromorfologie se definesc ºi tipuri de alunecãri – în trepte, în brazde, movile, glimee etc.; între ondulãrile longitudinale se dispun microdenivelãri negative cu exces de umiditate, uneori cu bãlþi sau mici lacuri, datoritã stratului de rocã impermeabilã din patul alunecãrii. Fruntea alunecãrii (frontul) este partea terminalã situatã în aval pe versant, la diferite altitudini relative. Piciorul alunecãrii „reprezintã intersecþia, din aval, dintre suprafaþa de alunecare ºi suprafaþa morfologicã iniþialã, neafectatã de alunecare” (Florea, 1979, p.39). 116

Suprafaþa de alunecare sau patul alunecãrii se observã în secþiune longitudinalã, fiind de dimensiuni aproximativ egale cu ale corpului alunecãrii; în lungul ei se produce deplasarea masei de teren, fiind în general bine delimitatã. Sunt situaþii când patul de alunecare este dat de un pachet de roci de diferite grosimi, cu caracteristici fizico-mecanice ce favorizeazã deplasarea materialelor. În concluzie, ca ºi râpa de desprindere, suprafaþa de alunecare trebuie analizatã de la caz la caz, în condiþiile concrete ale terenului. În unele studii, în suprafaþa de alunecare este inclusã ºi râpa de desprindere, ca o parte la zi, neacoperitã de masa alunecatã. 2. La alunecãrile fixate, pe versanþii în stadiu de echilibru dinamic, elementele ce definesc o alunecare de teren sunt greu de identificat. Râpa de desprindere, îºi diminueazã panta, uneori este fixatã prin vegetaþie arborescentã (foto.). Corpul alunecãrii, prin reluarea în alte procese de versant, are o micromorfologie modificatã, vegetaþia ºi solul rãmânând principalii indicatori ai unui areal afectat de alunecãri(foto.). 3. La alunecãrile reactivate, asociate cu juxtapunerea alunecãrilor noi peste cele vechi, este ºi mai dificilã cartarea generaþiilor de alunecãri ºi, implicit, delimitarea elementelor alunecãrii primare. Elemente morfometrice Datele morfometrice (alãturi de cele morfografice) ale unei alunecãri de teren relevã nu numai dimensiunea, ci de multe ori ele dau indicaþii asupra cauzelor, asupra stadiului evoluþiei, asupra dezvoltãrii alunecãrii. Prezentãm principalele elemente, semnificative în acest sens ºi care pot fi mãsurate sau calculate relativ uºor (fig.9.3).

Fig. 9.3. Schema principalelor variabile morfometrice (dupã Cruden, 1989, citat de Surdeanu, 1998)

117

&

+

Grosimea masei alunecãrii se mãsoarã perpendicular pe versant, fiind grosimea (înãlþimea) acumulatului de alunecare (deluviului de alunecare).Pentru grosimea alunecãrii, Cruden (1989) face distincþie între situaþia terenului înainte ºi dupã alunecare, deosebind: – grosimea calculatã între suprafaþa versantului ºi suprafaþa de alunecare înainte de proces (Di); – grosimea corpului alunecãrii dupã deplasarea terenului, dupã proces (Da). Lungimea maximã, totalã, a alunecãrii (L)este distanþa mãsuratã între râpa de deprindere ºi fruntea alunecãrii. În calculele de detaliu se mai stabilesc (Cruden, 1989): – lungimea între corniºã ºi picior Lr; – lungimea între cap ºi frunte Ld. Lãþimea alunecãrii reprezintã distanþa mãsuratã perpendicular pe lungime, cuprinsã între cele douã margini; existã lãþime maximã, minimã ºi medie, cea medie rezultând din media lãþimilor mãsurate. Se iau însã în analize ºi lãþimea din râpa sau corniºa de desprindere (Wr), precum ºi cea maximã a corpului alunecãrii (Wd). Volumul alunecãrii rezultã din aplicarea diferitelor formule de calcul. Pe baza parametrilor de mai sus una dintre cele mai simple formule este: V= (1/6?) Ld. Dd. Wd La aceºti parametri de bazã se adaugã alte valori morfometrice, în funcþie de scopul cercetãrii, cum sunt: suprafaþa, perimetrul, înãlþimea râpei (corniºei) etc. Indicii morfodinamici (Crozier, 1973) (fig. 9.4).

Fig. 9.4. Indicii morfodinamici ai unei alunecãri de teren.

– indicele de clasificare Skempton Isk =D / L – indicele de dilaþie

Idil = Wx / Wc 118

– indicele de curgere

 Wx  Ic =  –1  ( Lm / Lc ) × 100  Wc  – indicele de deplasare Idep=Lr/Lc – indicele de subþiere

Isub=Lm/Lc – indicele de curgere – vãrsare Icv=Lf/Lc

9.3. Relaþia cauz㠖 efect Alunecãrile de teren sunt procese geodinamice, de deplasare lentã sau rapidã a unei pãrþi din versant ºi care au loc în tendinþa restabilirii echilibrului natural al versantului. Totalitatea fenomenelor ce au loc înaintea translãrii pragului de alunecare ºi care reprezintã elementele cauzale ale sistemului alunecare, obiºnuit se împart în: – potenþiale, sau: – potenþiale – pregãtitoare, – naturale, – pregãtitoare, – declanºatore. – antropice. – declanºatoare. Trebuie spus însã cã între factorii pregãtitori ºi cei declanºatori nu existã o delimitare decât de intensitate a acþiunii, primii se constituie în factori de declanºare în momentul acumulãrilor cantitative. Precipitaþiile atmosferice, prin acþiunea îndelungatã se înscriu în categoria factorilor pregãtitori. Caracterul torenþial, dupã perioadele de uscãciune poate declanºa alunecãri de mari proporþii. În capitolele anterioare s-au prezentat caracteristicile substratului geologic ºi rolul acestora în dinamica versanþilor. De aceea completãm elementele de substrat tipice pentru alunecãri. Factorii potenþiali sunt grupaþi în: caracteristici ale substratului geologic; relieful – panta versantului(vezi capitolul Forþa de gravitaþie), stadiul evoluþiei (dinamica de ansamblu) acestuia; umiditatea. Modificarea proprietãþilor fizico-mecanice ale rocilor în timp geologic sau chiar în timp mai scurt, prin alterare, conduce la modificarea stãrii de stabilitate. Dintre aceste proprietãþi, coeziunea, greutatea volumetricã ºi unghiul de frecare internã prezintã importanþã deosebitã. Determinarea unghiului de frecare internã ºi a coeziunii se face utilizându-se relaþia datã de Coulomb: τ = σ tg ϕ + χ (vezi capitolul Starea dinamicã a versanþilor). Terzaghi completeazã relaþia lui Coulomb, þinând cont de presiunea apei din pori. Astfel relaþia Coulomb-Terzaghi are expresia: τ = (σ – u) × tg ϕ + c 119

&

+

în care u este presiunea apei în pori; u = γ a × ha ga = greutatea specifica a apei; ha = înãlþimea echipotenþialei duse în punctul a (de pe suprafaþa de alunecare) (fig.9.5). Presiunea apei din pori depinde de nivelul apei subterane ºi de situaþia rocilor la excavare. Sub acþiunea apei din pori se reduce rezistenþa la forfecare a rocilor ºi implicit cresc forþele de alunecare. Reducerea rezistentei la forfecare se datoreazã creºterii umiditãþii în jurul suprafeþei de alunecare. Pe suprafaþa de alunecare se formeazã o pastã argiloasã cu rol de lubrefiant. Grosimea orizontului înmuiat variazã între 0,5 ºi 1 cm la unele argile pliocene ºi între 1,5 ºi 2 cm la alte argile. Valorile mici ale ha determinã Fig.9.5. Acþiunea componentelor valori reduse ºi pentru presiunea apei din pori ºi „paralel㔠ºi „perpendicular㔠ale invers. De exemplu, presiunea apei în pori poate forþei de gravitaþie asupra atinge 1 daN /cmp la înãlþime a echipotenþialei suprafeþei terestre. de 10 m (M.N.Florea, 1979). Unghiul de frecare internã depinde de conþinutul în fracþiunea argiloasã a rocilor moi (d < 2 m).El este în raport invers, în sensul cã unghiul de frecare internã se reduce pe mãsura creºterii conþinutului în fracþiune argiloasã. De exemplu, pentru o creºtere de la 20 la 80%, unghiul intern poate sã scadã de la 30 la 10° (fig. 9.6).

Fig. 9.6. Determinarea unghiului de frecare internã ºi a coeziunii pe suprafaþa de alunecare.

În concluzie, rocile poroase, puþin coezive, bogate în coloizi ºi care au în interiorul lor o serie de crãpãturi, ce favorizeazã pãtrunderea apei, sunt cele mai favorabile alunecãrilor. Din aceasta categorie fac parte argilele ºi marnele. Alternanþa acestor roci cu altele determinã, de asemenea, un potenþial ridicat pentru alunecãri. 120

& Fig. 9.7. Graficele ecuaþiilor Couloumb-Terzaghi.

Relieful, prin declivitatea sa, este o cauzã potenþialã foarte importantã, deplasarea materialelor pe versant fiind determinatã de valoarea unghiului de pantã, în strânsã corelare cu alþi factori, în special antropici (greutatea construcþiilor, excavarea bazei versantului, defriºãri etc.) Dintre factorii determinanþi, declanºatori, cei mai activi sunt cei legaþi de acþiunea apei sub diverse forme. Precipitaþiile atmosferice, prin acþiunea lor îndelungatã, se înscriu în categoria factorilor pregãtitori. Caracterul torenþial, dupã perioade de uscãciune, conduce la declanºarea unor alunecãri de teren. Eroziunea apelor curgãtoare exercitatã asupra bazei versantului duce de asemenea la micºorarea forþelor de rezistenþã prin subminarea punctelor de sprijin a taluzelor. Cutremurele de micã magnitudine, dar cu frecvenþã mare conduc la reducerea stãrii de rezistenþã a versanþilor prin apariþia fisurilor de diferite dimensiuni; cele de magnitudine mare pot declanºa alunecãri, prãbuºiri de dimensiuni apreciabile. Seismul din 4 martie 1977 cu magnitudinea 7,2 ºi epicentrul în Vrancea a reactivat alunecãri vechi, dar a ºi declanºat importante alunecãri noi de teren de amploare deosebitã la Albeºti, Slon, Zãbala, Dumitreºti. Materialele alunecate au barat cursurile unor râuri. De exemplu, pe Zãbala, în amunte de localitatea Nereju s-a format un lac (temporar)de 2 km lungime ºi 4 m adâncime. Dinamica versanþilor a înregistrat paroxisme evidente în relief ºi înregistrate la scurt timp dupã seism (Bãlteanu, 1979). Existã o relaþie directã între apariþia ºi evoluþia alunecãrilor de teren. Cauzele permanente ºi cele temporare reduc rezerva de stabilitate a versantului exprimatã prin coeficientul de siguranþã (h) pânã la pragul limitã, când starea de dezechilibru duce la declanºarea procesului de alunecare de teren. 121

+ Fig. 9.8. Variaþia coeficientului de siguranþã.

Alunecãrile datorate eroziunii bazei versanþilor se propagã de jos în sus, de la baza versanþilor spre partea superioarã fiind combinate de multe ori cu procesele de prãbuºire (alunecãri delapsive). Acþiunea apelor subterane genereazã cele mai frecvente alunecãri de teren. Aceasta se manifestã prin: presiunea apei din pori; presiunea de filtrare a apei subterane; sufoziune; modificarea proprietãþilor fizico-mecanice, reducerea mineralizaþiei apei din pori; ridicarea nivelului apei subterane. Alunecãrile de teren sunt pregãtite, dar pot fi ºi declanºate de diferite activitãþi ale omului, grupate în categoria cauzelor antropice, cum sunt despãduririle (fãrã a fi considerate o cauzã absolutã, ci numai în relaþie cu alte cauze), diferite construcþii, excavarea bazei versanþilor, trepidaþiile etc. În concluzie, rãmân ca importante pentru alunecãrile de teren, ca dealtfel pentru toate procesele de versant, cauzele datorate substratului geologic ºi caracteristicilor climatice, accelerate de intervenþia omului

9.4. Stabilitatea versantului afectat de alunecãri Stabilitatea versantului se exprimã prin coeficientul de siguranþã (h), care reprezintã raportul dintre forþele de rezistenþã ºi cele de alunecare. Forþa de rezistenþã este datã de rezistenþa la forfecare (t) multiplicatã cu mãrimea suprafeþei de alunecare (s) (fig. 9.9) Teoretic, coeficientul de siguranþã, care se considerã faþã de centrul suprafeþei de alunecare (0), este dat de raportul dintre momentul forþelor de rezistenþã (Mr) ºi momentul forþelor de alunecare (Ma), astfel (M.N.Florea, 1979): η = Mr / Ma Valorile Mr ºi Ma sunt date de: Mr = P2 d2 + (τ · s · R) Ma = P1 d1 în care: Mr este momentul forþelor de rezistenþã; Ma – momentul forþelor de alunecare; P1 – forþa de alunecare; P2 – forþa de rezistenþã; 122

&

Fig. 9.9. Estimarea stabilitãþii unui versant afectat de alunecãri: a -schema; b - secþiune printr-o alunecare; 1 - suprafaþa de alunecare; 2 - zona de comprimare; 3 - zona de cedare progresivã; 4 - galerie; 5 - foraj; v - viteza de alunecare.

τ. s – rezistenþa la forfecare multiplicatã cu mãrimea suprafeþei de alunecare; R – raza suprafeþei de alunecare; d1 ºi d2 – braþele forþelor P1 ºi P2. Rezultã urmãtoarele situaþii: Când Mr > Ma atunci η > 1 versantul este în echilibru stabil; Mr = Ma atunci η = 1, stare de echilibru limitã; Mr < Ma atunci η < 1 versantul îºi pierde echilibrul. Principiile generale ale stabilitãþii maselor pe versanþi, respectiv a stabilitãþii versanþilor sunt dependente de unghiul de pantã ß ºi de înãlþimea h, în funcþie de parametrii c ºi Φ. (fig. 9.10). Existã douã moduri în care o masã de pãmânt poate deveni instabilã, denumite: slope failure (distrugerea versantului însuºi) ºi base failure (distrugerea bazei Fig. 9.10. Stãrile Rankiene activã ºi pasivã. versantului). Scheidegger (1970) 123

+

aratã cã slope failure presupune cã porþiunea care se deplaseazã (în stare Rankine activã) poate avea suprafaþa potenþialã a deplasãrii planã (situaþii mai rare) sau curbatã. În primul caz (fig. 9.11), suprafaþa potenþialã a alunecãrii, înclinatã la un

Fig. 9.11. Analiza stabilitãþii unui versant drept (dupã Scheidegger, 1970).

unghi θ = 45° + Φ/2, faþã de orizontalã ºi condiþia de echilibru, greutatea W a mesei alunecate pe unitatea de lãþime este datã de formula: ρgh2 A W = ———————— 2 tg (45° + Φ/2) în care: ρ este densitatea ºi g acceleraþia gravitaþionalã Componenta paralelã a greutãþii W pentru suprafaþa alunecatã este Walunecare = W sin (45° + Φ/2) Componenta normala pentru suprafaþa alunecatã este: W normalã = W cos (45° + Φ/2) Condiþia de echilibru este: ch Walunecare = W sin (45°+?/2) = —————— + W cos (45 + Φ/2) tgΦ sin (45° + Φ/2) Înãlþimea criticã la care masa devine instabilã este: 4c hcr = —— tg (45° + Φ/2) ρg Când suprafaþa alunecãrii este semicerc, atunci cu datele din figura se obþine: W lw – c.la. r = 0 în care la este lungimea arcului Din formulã ºi utilizându-se expresiile de mai sus se calculeazã ºi coeziunea c necesarã menþinerii stabilitãþii: 124

& Fig. 9.12. Stabilitatea versantului pe suprafaþa curbã.

1 c = ρ g h ————— f (α, β,θ) în care h este înãlþimea versantului, β – unghiul de pantã al versantului Dacã c este minim distrugerea versantului apare sub forma: ∆ c / ∆α = ∆ c /∆θ = 0, când β este fix este:

Înãlþimea criticã hcr pentru orice valoare a coeziunii ºi a unghiului de pantã hcr = (c /ρ g) Ns,

în care: Ns este factorul stabilitate, calculat de Fellenius (citat de Scheidegger, 1970) (fig. 9.13., 9.14).

Fig. 9.13. Variaþia factorilor de stabilitate N, în funcþie de unghiul de pantã al versantului (dupã Scheidegger, 1970).

Fig. 9.14. Valorile unghiurilor α ºi θ pentru Φ = 0 (dupã Scheidegger, 1970).

9.5. Evoluþia procesului de alunecare Procesul de alunecare include trei faze: – faza pregãtitoare, de alunecare lentã, incipientã(procese anteprag); – alunecarea propriu-zisã (trecerea peste pragul geomorfologic); 125

+

– stabilizarea naturalã (echilibrarea, procese postprag). Aceastã concepþie a fost exprimatã grafic de Terzaghi (citat de Florea, 1979) Durata ºi viteza de desfãºurare a procesului de alunecare, în cadrul fiecãrei faze, sunt diferite (fig. 9.15). În faza lentã, apariþia procesului de alunecare este rezultatul reducerii coeficientului de siguranþã de la o valoare supraunitarã pânã la mãrimea criticã, respectiv η = 1, când se declanºeazã alunecarea propriu-zisã. Au loc modificãri progresive chiar în versanþi consideraþi stabili, datoritã unor cauze interne sau externe. Viteza de alunecare din faza lentã este un criteriu de apreciere a evoluþiei viitoare a procesului de alunecare fiind în funcþie de cauzele care produc alunecarea, precum ºi de intensitatea acestora. În faza lentã, viteza creºte progresiv. Alunecarea lentã reprezintã procesul incipient de deplasare a materialelor, când începe sã se formeze suprafaþa de alunecare. Alunecarea lentã este datã de segmentul 0a, iar mãrimea deplasãrii prin alunecare de OD1, realizatã în timpul t1. Alunecarea propriu-zisã se desfãºoarã într-un timp mult mai scurt, respectiv t2 – t1, deplasarea fiind foarte mare D1 – D2, în raport cu deplasarea din faza lentã. Evoluþia în timp este reprezentatã de curba ab. Faza postprag este datã de Fig. 9.15. Fazele unei alunecãri de teren curba bc. În faza de stabilizare a (dupã K. Terzaghi). alunecãrii se pot produce unele reactivãri ale alunecãrii. Unele alunecãri se declanºeazã brusc, astfel încât raporturile dintre cele trei faze ale procesului se modificã. În teren se observã elemente ce semnaleazã iminenþa unei alunecãri: crãpãturi (mai ales cele de pe versanþi cu pante mai mari, dispuse perpendicular pe direcþia deplasãrii, fig.), neregularitãþi ale terenului, izvoare, zgomote etc. Declanºarea alunecãrii poate avea loc în diferite poziþii de pe versanþi: în partea superioarã (fiind favorizatã de crãpãturi); spre baza versantului, urmatã de desprinderea materialului ºi din amunte (favorizat de pânza freaticã).

9.6. Viteza de alunecare Viteza de alunecare propriu-zisã variazã în limite foarte mari de la câþiva milimetri pe an la metri pe secundã. De exemplu, dupã unele publicaþii din S.U.A. se admit: v > 0,3 m/s pentru alunecãri rapide;v < 1,5 m/an, alunecãri foarte lente. Dupã Terzaghi, alunecãrile obiºnuite au viteze mai mici de 0,3 m/h. L. Müller (1964) apreciazã cã viteza de alunecare variazã între 0,8 ºi 20 m/s. Dupã viteza 126

medie se admit, în general, trei mari categorii (lente, repezi ºi bruºte), diferenþiate în funcþie de pantã, la care structura materialului ºi viteza sunt neuniforme pe versant. Pe profilul unui versant, viteza de alunecare variazã, de asemenea, de la un punct la altul. În faza alunecãrii propriu-zise, viteza de deplasare este relativ uniforma în partea superioarã a versantului ºi se reduce cu adâncimea spre baza acestuia, datoritã comprimãrii bazei masei alunecãtoare. Alunecãrile tip prãbuºire au viteze de pornire ºi de oprire relativ egale. În secþiune transversalã se constatã cã viteza de alunecare este neuniformã, cu valori maxime în partea centralã ºi minime pe margini. Observaþiile efectuate în areale cu alunecãri asupra variaþiilor diurne ale alunecãrilor de teren aratã o sporire a miºcãrii în timpul zilei ºi o diminuare a acesteia în timpul nopþii.

9.7. Clasificãri ºi tipuri de alunecãri de teren Inginerul francez Al Collin face o primã clasificare a alunecãrilor de teren în anul 1846.Ulterior, preocupãrile s-au diversificat ºi adâncit, fiind impuse de practicã (Heim, 1882; Howe, 1909; Almagia, 1910; Terzaghi, 1925; Ladd, 1935; Savarenski,1937; Sharpe,1938; Emelianova, 1952; Varnes, 1958, citaþi de Zaruba, Mencl, 1974). La sfârºitul anilor 1960 se foloseau deja circa 100 de clasificãri. Aceastã mare varietate a tipizãrilor se datoreazã condiþiilor extrem de diversificate în care se produc, surprinse în diferite regiuni ale globului. Cunoaºterea incompletã a mecanismului alunecãrilor teren, precum ºi varietatea cauzelor ºi formelor rezultate, combinarea diferitelor criterii în funcþie de scopul propus fac ca stabilirea unor criterii unanime de clasificare sã constituie încã un deziderat. Cele mai multe clasificãri au ca scop sistematizarea alunecãrilor cartate în anumite unitãþi teritoriale, de aceea au o importantã localã, dificil de aplicat la alte regiuni. Totuºi, sistematizarea acestor rezultate este deosebit de importantã, ea constituind material faptic pentru generalizãrile pe spaþii extinse. Existã însã ºi ample preocupãri teoretice în acest sens (Surdeanu,1998). Clasificarea alunecãrilor de teren trebuie sã permitã stabilirea potenþialului lor de evoluþie, pe de o parte, precum ºi elaborarea mãsurilor de stabilizare, pe de altã parte. De aceea criteriile de clasificare folosite mai des în practicã, ce conduc la gãsirea soluþiilor de stabilizare, sunt cele mai utilizate ºi mai eficiente. 1. Adâncimea suprafeþei de alunecare ºi caracteristicile materialelor deplasate Stabilirea adâncimii suprafeþei de alunecare este elementul esenþial în gãsirea soluþiilor optime pentru stabilizarea terenurilor afectate de asemenea procese. Atunci când suprafaþa de alunecare este la adâncimi foarte mari, stabilizarea ridicã probleme de proiectare, precum ºi de execuþie ºi chiar financiare. De aceea, se iau în considerare alunecãrile cu suprafaþa de alunecare situatã la câþiva zeci de metri. Dupã Collin (1846) asemenea alunecãri sunt cele de suprafaþã ºi cele adânci. 127

&

+

Savarenski (1937) precizeazã adâncimea în metri, astfel: – alunecãri de suprafaþã < 1 m; – alunecãri de micã adâncime 1 – 5 m; – alunecãri adânci 5 – 20 m; – alunecãri foarte adânci > 20 m. Utilã practicienilor din organizarea, sistematizarea ºi utilizarea terenurilor este îmbinarea acestui criteriu cu cel al tipurilor de formaþiuni antrenate în miºcare (sol, depozite ºi rocã) (Zaruba, Mencl, 1974;Posea ºi colab., 1976 etc.). 1) Alunecãrile în pãtura de sol au aspectul unor ondulãri sau mici brazde formate prin ruperea pãturii înierbate, datoritã umezirii puternice sau dezgheþului pãturii superioare a solului ce se deplaseazã lent pe un substrat fie îngheþat, fie cu alte caracteristici fizico-chimice. În condiþiile climatice de la noi din þarã prezintã frecvenþã mare primãvara ºi toamna. Solifluxiunile (termen introdus de Anderson în 1906 pentru regiunile polare)sunt alunecãrile superficiale, produse în pãtura de sol, intrate în literatura de specialitate ca procese ce desemneazã fie numai procese tipice pentru periglaciar, fie toate procesele de deplasare a materialelor pe versanþi în care apa are un rol hotãrâtor, sau chiar pentru alunecãri în general (în unele lucrãri din literatura francezã, dupã Tufescu, 1966).”Solifluxiunea este deplasarea care afecteazã o masã noroioasã dezlipitã de un substrat stabil. Ea se referã numai la materiale argiloase susceptibile de a se transforma în noroi prin creºterea conþinutului lor în apã lichid㔠(Coque, 2000, p.138). Solifluxiunile intrã în categoria deplasãrilor lente de pe versanþii puþin înclinaþi (se pot produce ºi pe pante de sub 5 grade). 2) Alunecãrile în formaþiunile superficiale, în pãtura de alterãri pot afecta parþial sau total profilul depozitului, reluând în deplasare ºi deluvii vechi de alunecare; sunt destul de rãspândite; ocupã areale iniþial reduse, dar ulterior extinse din ce în ce mai mult, pe pante medii din regiuni colinare. Alunecãrile în pãtura de alterãri (în sens restrâns) prezintã o râpã de desprindere de circa 1 – 3 m, corpul fiind secventat de brazde de alunecare, iar fruntea nu este delimitatã prin abrupturi (fig.) Alunecãrile în deluviile vechi au morfologii ºi morfometrii diferite. 3) Alunecãrile ce afecteazã roca în loc sunt foarte diferite ca formã (vezi Tipurile morfologice ale alunecãrilor)ºi se produc fie numai în strate argiloase situate la suprafaþã, fie în complex de strate care intersecteazã strate marno-argiloase.De aceea se deosebesc: alunecãrile de mai micã adâncime, care au în general forma de limbã, corpul alunecãrii având aspectul unei curgeri sau de trepte, datorate încãlecãrilor din amonte; local se numesc ºi iuþi (Posea ºi colab., 1976);alunecãrile masive de teren caracterizeazã complexele de strate deplasate. Pe baza aceloraºi criterii, ºi pentru a fi cât mai,,utilã inginerilor geologi”, Zaruba ºi Mencl (1974, p.48) realizeazã urmãtoarea clasificare, pentru condiþiile din Cehoslovacia(teritoriul Cehiei ºi Slovaciei de azi), pe care o redãm datoritã similitudinii unor condiþii cu teritoriul României. Alunecãri de depozite superficiale (luturi de pantã, deluviu), datorate în special agenþilor de suprafaþã: – curgeri lente de deluviu sau grohotiº, – alunecãri lamelare, 128

– curgeri de pãmânt, – curgeri torenþiale, lichefieri de nisipuri. Alunecãri în roci pelitice neconsolidate sau parþial consolidate (argile, marne, argilite, ºisturi pelitce), ce se produc în condiþiile: – pe suprafeþe cilindrice, când rezistenþa la tãiere este depãºitã, – pe suprafeþe preexistente sau vechi planuri de separaþie, – prin refularea stratelor moi de desubt. Alunecãri de roci stâncoase: – alunecãri pe suprafeþe preexistente (de strat, de ºistuozitate, planuri de contact sau dislocare); – deformaþii lente de lungã duratã ale versanþilor de munte, – prãbuºiri de roci. Tipuri speciale de alunecãri: – solifluxiune, – alunecãri în argile sensitive, – alunecãri subacvatice 2. Criteriul poziþiei suprafeþei de alunecare faþã de structura geologicã Clasificarea pe baza acestui criteriu a fost elaboratã tot de Savarenski în anul1937.Raportate la structura geologicã, alunecãrile de teren sunt: – alunecãri consecvente; – alunecãri insecvente; – alunecãri asecvente. Alunecãrile consecvente sunt conforme cu stratificaþia (fig.9.16). Sunt incluse ºi alunecãrile de deluvii pe roca de baza. Când deluviul are doar 2 – 3 m, are loc o alunecare lamelarã. În cazul alunecãrilor în roci, acestea se formeazã pe suprafeþe de stratificaþie, pe falii sau linii tectonice, deci pe suprafeþe de separaþie care favorizeazã deplasarea. Forma suprafeþei de alunecare este în general în funcþie de forma suprafeþei de stratificaþie ºi forma reliefului de la contactul deluviului cu roca în loc. Frecventa este forma planã. Alunecãrile insecvente se formeazã în structuri geologice având cãderea stratelor spre versant sau în formaþiuni orizontale (fig. 9.16). Suprafaþa de alunecare intercepteazã stratele sub diferite unghiuri. Când se produc pe versanþi abrupþi, se îmbinã cu procesul de surpare. Alunecãrile asecvente se formeazã în depozite nestratificate, atât în roci moi cât ºi în roci stâncoase. în cazul rocilor dure, alunecarea este favorizatã de fisuraþie. Forma suprafeþei de alunecare este cilindricã-circularã, deci curbilinie ºi este condiþionatã de proprietãþile fizico-mecanice ale rocii. Se observã mai uºor în partea superioarã a versantului ºi mai dificil în cea inferioarã. 3. Criteriul vitezei de alunecare Sharpe ºi Eckel (citaþi în Bãncilã ºi colab., 1981) prezintã urmãtoarele tipuri de alunecãri: – extrem de rapide (v > 3 m/s); 129

&

+

Fig. 9.16. Tipuri de alunecãri stabilite dupã raportarea la structura geologicã: a - consecvente; b - insecvente; c - asecvente.

– foarte rapide (3 m/s – 0,3 m/min); – moderate (1,5 m/zi – 1,5 m/lunã); – lentã (1,5 m/luna – 1,5 m/an); – foarte lentã (1,5 m/an – 0,06 m/an). Curgerile plastice sunt deplasãri de teren extrem de lente. Nu au suprafaþa de alunecare clarã; deplasarea se realizeazã ca deformare plasticã într-o masã cu grosimi mari. 130

4. Criteriul direcþiei de evoluþie a alunecãrii pe versant Stabilirea alunecãrilor dupã modul de propagare a deplasãrii are o deosebitã importanþã practicã, mai ales pentru mãsurile de combatere a eventualelor reactivãri. Alunecãrile delapsive (regressive) încep la baza versantului ºi evolueazã pe versant într-o direcþie opusã celei de deplasare a acumulatului de alunecare; au caracter regresiv ºi se datoreaza în special eroziunii bazei versantului. Alunecãrile detrusive (progressive sau de împingere) se formeazã în partea superioarã a versantului, evolueazã în direcþia de deplasare a acumulatului, spre baza versantului; au caracter progresiv. Uneori suprafaþa de alunecare se gãseºte sub nivelul topografic al bazei versantului ducând la ridicarea fundului vãii prin depozite deluvio-coluviale. Cele mai multe alunecãri rãmân însã suspendate pe versanþi, sub forma deluviilor de alunecare. Comisia Suedezã de Geotehnicã a grupat alunecãrile în funcþie de direcþia de evoluþie a deplasãrii, în alunecãri regresive ºi alunecãri progresive. În Suedia, clasificarea alunecãrilor dupã acest criteriu este folosit ºi astãzi, pentru cã el cuprinde într-o formã limitatã ºi evoluþia alunecãrii, extrem de utilã în special practicienilor, pentru aplicarea lucrãrilor oportune de combatere. 5. Dupã caracterul miºcãrii Alunecãri rotaþionale: se formeazã în depozite omogene, alcãtuite în special din argile sau ºisturi relativ uniforme. Suprafaþa de alunecare poate fi circularã, caz în care masa alunecatã nu este deformatã, sau necircularã, când masa alunecatã este parþial deformatã; au o lungime limitatã ºi se produc pe pante mai abrupte. Alunecãri de translaþie: se dezvoltã pe suprafeþe de stratificaþie sau pe o altã suprafaþã preexistentã; sunt de obicei lungi ºi au loc pe pante line. 6. Criteriul morfologic (forma corpului de alunecare) Alunecãrile sunt prezentate dupã aspectul pe care îl au la suprafaþã, realizat în urma procesului propriu-zis al deplasãrii, în special de cãtre geomorfologi Cu unele mici diferenþieri de la autor la autor, dupã morfologie alunecãrile de teren se încadreazã în urmãtoarele mari tipuri (Tufescu, 1966). Menþionãm cã de cele mai multe ori arealele afectate de alunecãri îmbracã morfologii variate, totuºi ele pot fi grupate dupã tipul predominant. Tipuri elementare Alunecãri în brazde (superficiale) se produc numai în pãtura de sol, la sub 1m adâncime (fig. 9.17); morfografia este de brazde mici, înguste, înierbate, care constituie materialul deplasat; între brazde apar suprafeþe denudate; se deosebesc de,,cãrãrile de oi” prin caracterul haotic. Favorizeazã apariþia unor alunecãri mai profunde prin infiltrarea apei prin arealele fãrã vegetaþie (în condiþii de substrat 131

&

+ Fig. 9.17. Alunecãri superficiale ºi eroziune pe versantul glimeelor de la Bãrcut (foto, 1999)

propice). În condiþii de îngheþ-dezgheþ, la altitudini sau latitudini superioare se dezvoltã solifluxiunile. Producându-se numai în pãtura de sol, nu se datoreazã caracteristicilor rocii din substrat. Alunecãri lenticulare (lupe de alunecare) (loupes de glissement) se produc în roci impermeabile de felul argilelor. Deplasarea antreneazã atât solul cât ºi roca în loc pânã la circa 1 – 5 m, pe pante relativ reduse. Prezintã elemente clasice ale unei alunecãri: corniºa sau râpa de desprindere, corpul este dat de valuri scurte, lenticulare, etajate haotic (fig. 9.18). Deplasarea este lentã ºi în mai multe etape, având deci vârste diferite în acelaºi areal.

a

b Fig. 9.18. Glimeele de la Movile (a) ºi de la Apold (b) (octombrie, 2002)

132

Alunecãri în monticuli, movile sau glimee sunt alunecãri profunde, cunoscute în diferite regiuni ale þãrii sub denumiri locale, dupã forma caracteristicã a unui element: movilã, þiglaie, colinã, monticul, gâlmã, glimee etc.(fig. 9.18). Caracteristice sunt pentru Podiºul Transilvaniei, unde au ºi fost studiate în detaliu. Termenul de glimee a fost introdus în literatura de specialitate, la cel de-al XXI-lea Congres internaþional de geografie (India, 1968) da cãtre Morariu ºi Gârbacea (1968).La majoritatea arealelor cu glimee se conservã elementele caracteristice alunecãrilor: râpa de desprindere, corpul, fruntea etc. prin evoluþia ulterioarã a versanþilor, în unele areale lipsesc sau sunt foarte estompate unele elemente, în special corniºa, astfel încât glimeele se extind pânã spre interfluviu (Gârbacea, Grecu, 1981; Josan, 1979; Grecu, 1983 etc.). Alunecãri în trepte (pseudoterase) sunt alunecãri cu suprafaþa de alunecare la mari adâncimi (5 – 30 m), ce se desfãºoarã pe lungimi considerabile sub formã de trepte, pe pante relativ mari (fig. 9.19). Se pot confunda cu terasele râurilor,

Fig. 9.19. Alunecare curgãtoare: schiþã (dupã Tufescu, 1966) ºi în teren (foto, Grecu): O – oglinda alunecãrii; d – porþiune denudatã; F – fruntea alunecãrii.

133

&

+

datoritã formei caracteristice. Corniºa este bine pusã în evidenþã, masa alunecatã deplasându-se pe o suprafaþã bine înmuiatã, fãrã sã-ºi deranjeze structura internã. Materialele deplasate pot avea duritãþi diferite. Fiind alunecãri profunde, de cele mai multe ori vechi, ele nu prezintã un risc prea mare decât atunci când sunt reactivate, mai ales în partea superioarã, spre corniºa de desprindere. Alunecãri curgãtoare se produc în formaþiuni argiloase – marnoase prin înmuiere puternicã, fãcând trecerea spre curgerile noroioase. Sunt bine puse în evidenþã corniºa, corpul ºi fruntea alunecãrii (fig. 9.19). Corpul alunecãrii se detaºeazã printr-un ºanþ longitudinal pe ambele laturi ºi prezintã numeroase crãpãturi, ºanþuri transversale, cu denivelãri de 1 – 2 m. Alunecãrile-surpãri se produc datoritã eroziunii bazei versantului, când are loc ruperea ºi cãderea verticalã a stratelor, însoþite de o împingere ce favorizeazã alunecarea pe un plan puternic umectat. Se extind în susul versantului; microrelief cu trepte ºi crãpãturi transversale. Sunt provocate ºi de debleerea sau taluzarea terenurilor. În aceastã categorie intrã ºi alunecãrile sufozionale cu frecvenþã mare în depozite loessoide. Tipuri de alunecãri complexe Versanþii de alunecare se caracterizeazã prin suprafaþa mare afectatã de un singur tip de alunecãri sau de mai multe tipuri. De asemenea aceºti versanþi prezintã stadii diferite de evoluþie, o etajarã a alunecãrilor; de cele mai multe ori asemenea versanþi sunt modelaþi de un complex de procese actuale, fiind greu de diferenþiat rolul fiecãruia în dinamica versantului.În arealele cu glimee însã este evident rolul acestor alunecãri ce se desfãºoarã pe sute de hectare în crearea glacisului de alunecare, sau chiar a unor alte forme, cum sunt înºeuãrile sau interfluviile de alunecare (Florina Grecu, 1992; Grecu, Josan,). Alunecãrile de vale (termen introdus de V. Mihãilescu, 1942) sunt alunecãri complexe ce cuprind ambii versanþi, inclusiv obârºia râului; formeazã un organism ce se deplaseazã în lungul vãii; la precipitaþii pot cãpãta aspectul curgerii de noroi. 7. Criteriul vârstei miºcãrii (alunecãrii) Raportate la momentul, timpul, când s-a produs deplasarea, alunecãrile, existente în prezent ca formã de relief, sunt: – alunecãri actuale, contemporane, care sunt în general active; – alunecãri vechi, numite ºi fosile (la zi; acoperite) 8.Criteriul stabilitãþii Determinarea stadiului dinamicii alunecãrii de teren se raporteazã de obicei la prezent, la momentul cartãrii pentru cã multe alunecãri pot fi reactivate. De aceea se trece ºi anul pe hãrþi, pe fotografii sau alte materiale grafice ºi cartografice. Dupã acest criteriu se deosebesc: – alunecãri active, nestabilizate; – alunecãri inactive, stabilizate, fixate. 134

9. Criteriul stadiului dezvoltãrii Acest criteriu poate fi combinat cu criteriile ce vizeazã stabilitatea ºi vârsta. Alunecãrile de teren pot fi: incipiente, avansate ºi epuizate. Concluzii Fiecare clasificare se bazeazã pe un singur criteriu. Fiecare clasificare reprezintã, de fapt, ºi o anumitã proprietate a alunecãrii. De aceea, în stabilirea caracteristicilor alunecãrilor de teren trebuie avute în vedere toate criteriile de clasificare. Definirea tipului simplu de alunecare este greu de realizat, aºa cum s-a observat ºi în prezentãrile pe criterii. De exemplu, o alunecare cu suprafaþa de alunecare la adâncimi mari, sub formã de glimee, prezintã o vitezã de alunecare foarte lentã. S-a format de la baza versantului ºi a evoluat regresiv pânã spre cumpãna de ape, contrar direcþiei de înclinare a stratelor. Este o alunecare consecventã în faza finalã, formatã pe un plan de stratificaþie, este deci o alunecare de translaþie. S-a produs în timpul Pleistocenului deci este o alunecare veche, fixatã, stabilã, pe ansamblu, fiecare glimee însã poate fi afectatã de alunecãri superficiale. Arealul cu alunecãri este modelat în continuare de alte tipuri de procese, în special de torenþialitate, sporind riscul la reactivare.

Torentul de noroi de la Chirleºti (V. Buzãului)

135

&

+

10. DEPOZITELE DE VERSANT

10.1 Caractere generale Formaþiunile de versant ocupã un loc aparte în cadrul formaþiunilor superficiale prin poziþia lor în spaþiu ºi prin faptul cã sunt reluate de diferiþi agenþi (vânt, apã, gheaþã), constituind ulterior materia primã pentru formaþiuni eoliene, fluviale, glaciare ºi altele. Materialele sunt mobilizate pe versanþi dupã o prealabilã pregãtire a rocii prin procesele de meteorizare, iar factorul dinamic esenþial care determinã deplasarea materialelor pe versanþi este gravitaþia (fig.10.1). Depozitele de versant sunt succesiuni de sedimente continentale subaeriene, genetic ºi litologic foarte diferite, acumulate pe versanþi sau la baza versanþilor, nestratificate sau stratificate, formate prin procese în principal gravitaþionale (prãbuºiri, alunecãri), la care se asociazã ºi alte procese (curgeri noroioase, eroziune arealã sau spãlare etc.). Caracteristice sunt pentru depozitele de versant heterogenitatea foarte mare a proceselor ºi agenþilor ºi faptul cã muleazã un relief preexistent, creând la rândul lor microforme. De aceea, este dificil de fãcut o clasificare exhaustivã a depozitelor de versant. Într-o accepþiune foarte largã, dupã poziþia pe versant, depozitele sunt cuprinse în douã mari categorii: deluvii ºi coluvii.

Fig. 10.1. Antrenarea ºi transportul materialelor pe versanþi: 1 - deplasãri în interiorul profilului: formarea solurilor (ac); 2 - deplasãri în afara profilului: 5 - produºi solubili, P, v - procese de versant; A - roca parentalã nealteratã; B - roca parentalã în curs de dezagregare; C - scoarþa de alterare (regolit + sol).

136

Dupã ªanþer 1948 ºi 1965 (citat de Iakab, 1977) toate depozitele de versant formeazã o serie parageneticã numitã seria parageneticã a depozitelor de versant sau seria coluvialã formatã din: grupa gravitaþionalã ºi grupa deluvio-coluvialã.

10.2. Mediul periglaciar (grupa gravitaþionalã) Genetic, aceste depozite sunt rezultatul proceselor periglaciare (crioclastie, solifluxiuni, nivaþie etc.). Deplasarea ºi depunerea lor sunt determinate însã în principal de unghiul de pantã. Aceste depozite nu se confundã cu cele glaciare, deplasate ºi depuse de gheaþã. Condiþia primordialã este deci existenþa versanþilor. Agenþii ºi procesele din regiunile periglaciare sunt de naturã climaticã. Climatul rece continental se caracterizeazã prin temperaturi joase iarna, varã scurtã, oscilaþii termice diurne, precipitaþii reduse ºi vânturi ciclonale puternice. În climatul rece oceanic, de pe insulele latitudinilor mari, amplitudinile termice anuale sunt mai reduse ca în cel continental, caracteristice sunt numãrul mare de cicluri gelivale diurne ºi umiditatea. Climatul rece alpin din zona temperatã se extinde la peste 1800 m sub limita zãpezilor persistente, unde 6-7 luni pe an temperatura se extinde la peste 1800 m sub limita zãpezilor persistente, unde 6-7 luni pe an temperatura este sub 0°C. Precipitaþiile sunt de circa 1000 mm/an; ciclurile gelivale diurne au rol predominant în morfogenezã. În zona tropicalã, climatul rece periglaciar depãºeºte 3000 m altitudine. Se caracterizeazã prin amplitudini termice diurne mari ºi umiditate accentuatã. Condiþiile periglaciare vechi, cuaternare, au afectat 2/3 din America de Nord, toatã Europa Centralã, mare parte a Asiei de Nord ºi Centrale, vestul ºi sudul Americii de Sud, unele masive din Africa etc. De aceea, este greu de separat depozitele periglaciare actuale de cele vechi, în parte fosilizate. 10.2.1. Grohotiºurile În sens larg, grohotiºurile sunt mase de pietre de diferite dimensiuni. Dupã poziþia lor faþã de abrupt ºi forma de relief pe care o creeazã sunt cunoscute cu diferite denumiri: conuri de grohotiº, poalã de grohotiº, câmpuri de pietre, râuri de pietre. Dimensiunile ºi litologia grohotiºurilor sunt determinate de caracteristicile petrografice ºi structurale ale versantului din care au provenit. Conurile ºi poala de grohotiº sunt dispuse la baza abruptului, blocurile cele mai mari la distanþe mari de locul desprinderii decât cele fine care apar cãtre partea superioarã a acumulãrii. În general, grohotiºurile pleistocene sunt acoperite de sol ºi vegetaþie, cele actuale fiind încã mobile (fig.10.2) Râurile de pietre sau torenþii de pietre sunt grohotiºuri desprinse din partea superioarã a versantului ºi orientate pe mici vãiugi. Partea inferioarã poate forma conuri de grohotiº prin unirea cãrora dau naºtere la poala de grohotiº. Apar ca niºte benzi paralele dispuse de la partea superioarã spre baza versantului atunci când numãrul lor este mare ºi când versantul este despãdurit (fig.10.3). 137

&

+

Fig. 10.2. Torenþi, conuri ºi poalã de grohotiº (Munþii Parâng)

138

&

Fig. 10.3. Grohotiºuri într-o vale glaciarã (Munþii Rodnei)

Câmpurile sau mãrile de blocuri (mers de rochers) de naturã periglaciarã acoperã versanþii cu pante mai line. Sunt împrãºtieri de grohotiºuri situate ºi în afara zonelor montane înalte, unele rãmase în loc de la sfârºitul ultimei glaciaþiuni. 10.2.2. Morenele de névé (potcoave nivale) Morenele de névé sunt acumulãri de blocuri de diferite dimensiuni (de la peste 0,5 mm în diametru) ºi particule foarte fine dispuse într-o potcoavã nivalã (bourrelet). Sunt separate de versant printr-o micã depresiune nivalã (protalus rempart). Forma lor este semicircularã; se desfãºoarã pe zeci de metri lungime, câþiva metri grosime ºi lãþime, având o texturã heterometricã. Un rol important în formarea lor îl are zãpada, de unde ºi denumirea de morenã de névé. Materialele desprinse din partea superioarã a versantului se rostogolesc peste zãpada îngheþatã care formeazã un adevãrat placaj pe versant. Deplasarea grohotiºului integrat în zãpadã se realizeazã ºi prin gelifluxiunea matricei înzãpezite. Materialele se acumuleazã la baza versantului, prin cimentarea ºi unirea potcoavelor formându-se tãpºane sinuoase (Gh. Niculescu, 1965) (fig. 10.4). 10.2.3. Gheþarii de piatrã (de grohotiº) Gheþarii de piatrã sunt acumulãri de materiale dezagregate temporar ºi zãpadã sau gheaþã sub forma unor limbi (lungi de câþiva km, late de un km) cu o pantã axialã ce variazã de la câteva grade la 20° ºi grosime de circa 50 m. Prezintã valuri transversale de la baza versantului pânã la fruntea gheþarului de pietre, care prezintã un abrupt de 30-45° (fig. 10.5). 139

+

Fig.10.4. Formarea potcoavelor nivale (A), secþiune printr-o potcoavã nivalã (5): a - potcoavã nivalã; b - grohotiº la baza pantei; c - zona de desprindere a materialului dezagregat; d- lentilã de zãpadã; e- pietre care alunecã pe zãpadã (dupã Niculescu, 1965).

Fig. 10.5. Profil longitudinal printr-un gheþar de piatrã (dupã Campy ºi Macaire, 1989).

Gheþarii de pietre, grohotiºurile ºi morenele de névé apar în climat periglaciar cu precipitaþii reduse. 10.2.4. Grézes-litées Grézes-litées constituie o varietate a grohotiºurilor numite „grohotiºuri ordonate” (A. Cailleux, 1948) sau grohotiºuri stratificate (stratified screes). Sunt acumulate la baza versanþilor cu pantã redusã, fiind formate din materiale de dimensiuni variate, dispuse stratificat (fig. 10.6). Apar sub forma unor succesiuni relativ regulate de strate fine, formate din material heterometric argilos sau pietros ºi de strate grosiere alcãtuite numai din pietriºuri ºi slabe fracþiuni sub 0,5 mm în diametru. Panta stratelor este cuprinsã între 10° ºi 30°. O ciclothemã este formatã dintr-un strat fin (în bazã) ºi unul grosier (deasupra). Grosimea stratelor variazã de la câþiva centimetri la 20-25 cm. Versantul prezintã 140

un profil longitudinal de la partea superioarã spre bazã astfel: cornniºa de desprindere, glacisul de grohotiº, grézeslitées. Grézes-litées tipice provin din substrat calcaros. Ele se pot forma chiar pe substrat alcãtuit din roci vulcanice (în Groenlanda ºi Anzii Chilieni), grauwackes (în Noua Zeelandã), gnaise ºi micaºisturi, Fig.10.6. Secþiune printr-un grézes-litées. roci cristaline. Distribuþia grézes-litées este determinatã de parametrii climatici, putându-se deosebi trei domenii (Campy ºi Macaire, 1989): – domeniul climatului foarte riguros – versanþi cu expunere, S, SE ºi SV care se dezgheaþã în timpul verii ºi favorizeazã solifluxiunea; – domeniul climatului mai puþin riguros – versanþi cu expunere E, NE ºi SE cu numeroase alternanþe de îngheþ-dezgheþ în timpul glaciaþiunilor cuaternare; – domeniul mediteranean – versanþi cu expunere N ºi NV umbriþi, cu gelisol.. Geneza acestor depozite este încã discutatã. Pregãtirea materialului are loc prin crioclastie. Formarea fracþiunii de blocuri calcaroase are loc în numeroase cicluri gelivale. Fracþiunea finalã provine din aporturile eoliene. Problema discutatã este aceea a fixãrii materialelor. Dupã opinia unor cercetãtori existã douã ipoteze: – ipoteza crionivalã, potrivit cãreia acumularea unei ciclotheme se realizeazã prin ºiroire pe un sol îngheþat, datoritã topirii sezoniere a stratului de zãpadã; – ipoteza acþiunii conjugate a congelifluxiunii ºi ºiroirii care presupune cã stratul fin este acumulat dintr-un material alunecat de pe versant îmbibat cu apã. Partea superioarã a stratului fin este îngheþatã cu particule argiloase prin ºiroire. Stratul grosier se formeazã prin spãlarea ºi evacuarea materialului fin ºi apoi reorganizarea materialului grosier în sensul pantei.

10.3. Formaþiuni de versant dupã poziþie (grupa deluvio-coluvialã) Versantul este format din trei segmente: superior, mediu ºi inferior (bazal sau de contact), care se deosebesc dupã structura ºi compoziþia materialelor pe care le suportã ºi dupã modul lor de deplasare. În general, pentru formaþiunile de versant se utilizeazã noþiunile: eluvii, deluvii, coluvii (fig.10.7). Eluvii sunt materialele netransportate, care muleazã suprafeþe interfluviale cvasiorizontale sau cu pante line. Nu sunt deplasate gravitaþional. 10.3.1. Deluviile Sunt materiale coborâte din partea superioarã a versantului ºi rãmase pe versant. Pentru cã sunt materiale alohtone au structurã ºi compoziþie diferitã de cea a rocii pe care sunt amplasate. Cele mai semnificative deluvii din regiunile montane joase ºi deluroase sunt deluviile de alunecare (fig. 10.8). 141

&

+ Fig. 10.7. Formaþiuni de versant (dupã poziþii).

Fig. 10.8. Deluviu de alunecare în Subcarpaþii Prahovei

142

Pantele deluviale, în accepþiunea lui C. Martiniuc (1954) cuprind o zonã eluvialã care alimenteazã partea inferioarã a pantei deluviale ºi o zonã de acumulare deluvialã instabilã, care trece spre baza versantului, în coluvii. Deluviile apar etajat, alternând cu aluviuni de terasã sau cu coluvii, în cadrul vãilor mari. 10.3.2. Coluviile În sens larg, depozitele de versant din regiunile sedimentare de deal, podiº ºi câmpie sunt numite coluvii. Coluviile sunt materiale gravitaþionale, subaeriene, acumulate la baza versanþilor, de obicei la contactul cu luncile sau cu podul teraselor. S-au format în medii periglaciare cuaternare, multe fiind însã transformate antropic în timp istoric, astfel încât grosimea lor variazã de la câþiva decimetri la câþiva metri. Panta suprafeþelor coluviale este linã, caracteristicã glacisurilor coluviale. Deºi atinge repede o pantã de echilibru, coluviile sunt extrem de dinamice datoritã poziþiei la interferenþa proceselor specifice luncilor, teraselor câmpiilor ºi cu cele ale versanþilor. Coluviile nu prezintã o structurã sedimentarã netã, pot avea o stratificare discontinuã, grosierã. Materialele sunt heterometrice, cu matrice predominant finã ºi poligeneticã (elemente provenite din stratele din pãrþile medie ºi superioarã ale versantului).Tipurile de coluvii variazã dupã formaþiunile care le alimenteazã: calcaroase, argilo-marnoase, nisipoase, loessoide, mâluri eoliene, grezoase etc.

10.4. Versanþii granitici Heterogenitatea mineralogicã a granitului (cuarþ, feldspat ºi micã) face ca acesta sã fie mai uºor dezagregat ºi alterat. Materialele formeazã o cuverturã de nisipuri grosiere (d’arénes) pe versanþii mai lini. Ele se suprapun peste materiale alterate în situ sau direct peste rocã, pe care o protejeazã. Sunt cunoscute douã tipuri suprapuse: nisipurile grosiere stratificate ºi nisipurile grosiere mâloase cu blocuri. Modul de formare se aseamãnã cu cel al grézes-litées (Campy ºi Macaire, 1989).

Întrebãri ºi exerciþii de verificare 1. De ce gravitaþia este importantã pentru morfodinamicã? 2. Care sunt subsistemele versantului ºi prin ce tipuri de funcþii, forme, relaþii, depozite se caracterizeazã fiecare? 3. Care este relaþia dintre sufoziune ºi tasare? 4. Desenaþi ºi explicaþi schema evoluþiei alunecãrii de teren. 5. Depozitele de versant – caractere ºi criterii de clasificare?

143

&

+

Albia minorã a Prahovei la contactul Carpaþi-Subcarpaþi

Albia minorã a Putnei (la Cascadã)

144

& Tema IV Procese preponderent hidrice Obiective

Tema îºi propune: ð Prezentarea apei ca agent al modelãrii versanþilor; ð Acþiunea erozivã a apei din precipitaþii ºi a eroziunii torenþiale asupra reliefului; ð Modelarea diferitelor tipuri de albii prin eroziunea ºi acumularea fluvialã.

145

+ Bad-land în Depresiunea Mehadia.

Vulcanii noroioºi de la Pâclele Mici.

146

11. EROZIUNEA HIDRICà PE VERSANÞI Eroziunea hidricã pe versanþi este desprinderea (transportul ºi depunerea) materialelor datorate apei. Trebuie spus cã triada eroziune-transport-acumulare formeazã un sistem în care fiecare subsistem nu poate funcþiona separat. Concret, nu existã transport fãrã eroziune, sau depunere fãrã transport. Mai mult încã, orice material desprins a fost supus în acelaºi timp ºi unui incipient proces de transport. Eroziunea hidricã pe versanþi este un proces extrem de complex, ce se produce evolutiv, în mai multe stadii, de multe ori greu de separat: – eroziunea picãturii de ploaie cu energie cineticã mare – pluviodenudare (impact erosion); – eroziunea prin curenþi peliculari – eroziune în suprafaþã (sheet erosion); – eroziunea prin curenþi concentraþi – eroziune torenþialã (rill erosion, gully erosion). Procesul de eroziune pluvialã, în sens larg, se desfãºoarã în trei etape: – desprinderea particulelor materiale din masa solului sau a rocii de cãtre picãturile de ploaie, când solul nu este acoperit cu vegetaþie, sau de cãtre apa care se scurge pe pante; – antrenarea ºi transportul particulelor de sol sau rocã de cãtre apã; – depunerea materialelor erodate ºi transportate de apã În ceea ce priveºte intensitatea procesului de eroziune, eroziunea pluvialã poate fi acceleratã ºi lentã sau tolerabilã. Dupã volumul de sol erodat, Zachar (1982) clasificã terenurile afectate de eroziune în suprafaþã în: fãrã eroziune (0,5 m3/ha. an), eroziune slabã (0,5–5 m3/ha. an), eroziune moderatã (5–15 m3/ha. an), eroziune puternicã (15–50 m3/ha. an), eroziune foarte puternicã (5o – 200 m3/ha. an), eroziune catastroficã (peste 200 m3/ha./an). Pentru eroziunea în adâncime, valorile sunt: sub 100 m3/km (fãrã eroziune), 100–300 m3/km (eroziune slabã), 300–1.000 m3 /km (moderatã), 1000–3000 m3/km (puternicã), 3000–10.000 m3/km (foarte puternicã), peste 10.000 m3/km (eroziune excepþionalã).

11.1. Eroziunea prin picãtura de ploaie Cele mai agresive asupra terenurilor sunt picaturile de ploaie cu energie cinetica mare, din timpul ploilor torenþiale. Selectarea ploilor torenþiale se face dupã intensitatea medie a ploii pe durata produsa in unitatea de timp: it ≥ 0,254 + 5,08 t -1 147

&

+

it = intensitatea medie pe durata ploii t (mm/min) t = durata nucleului torenþial(min) Intensitatea medie a ploii este invers proporþionalã cu durata, astfel: t(min) 5 it(mm/min) 1,25

15 0,59

30 0,42

60 0,34

Picaturile de ploaie desprind particulele de sol ºi roca în urma impactului cu suprafaþa terestrã ºi le antreneazã împreunã cu stropii de apa pana la înãlþimi de 60-80 cm pe distante de pana la 1 – 1,5 m. Caracteristicile picãturii de ploaie Fotografierea ºi filmarea picãturii de ploaie în momentul impactului au permis stabilirea parametrilor geometrici cu rol în desfacerea agregatelor de materiale în teren. Într-o ploaie mãrimea ºi distribuþia picãturilor sunt foarte variate; diametrele picãturilor variazã în general între 0,2 ºi 6 mm, predominã însã cele de 1 mm. Majoritatea picãturilor din nori înainte de cãdere au dimensiuni de 10…30 microni ºi viteza de înaintare de câþiva centimetri pe secundã (10…20 cm/s). Înãlþimea norului influenþeazã granulometria picãturii de ploaie. Forma ºi mãrimea picãturii de ploaie sunt interdependente. Picãturile relativ mici (cu diametrul sub 2,9 mm) au o forma aproape sfericã. Picãturile cu diametre mai mari de 2,9 mm au o bazã turtitã în partea de jos, datoritã forþei de reacþie a aerului. Picãturile cu diametre mai mari, în cãdere se sparg în picãturi mai mici. Majoritatea ploilor erozive cu caracter torenþial au picãturi cu diametre de 1…4 mm. În timpul cãderii energia potenþialã (p.h) a unei picãturi de greutate (p) aflatã la înãlþimea (h) se transformã în energie cineticã: p.h = m.V 2/2 Viteza de cãdere liberã a picãturii de la înãlþimea h este V= h gh, greutatea picãturii fiind p= m.g, iar lucrul mecanic efectuat (p.h) se scrie: m.g. V 2 /2g = mV2 2, adicã energia cineticã a picãturii de masã m ºi vitezã V. Energia cineticã reflectã agresivitatea ploii. Denudarea datoratã ploii Procesul de eroziune datorat ploii începe cu desfacerea agregatelor prin izbire, apoi are loc distensia ºi, ulterior, dispersia liantului dintre particule. Aceste etape depind evident de caracteristicile chimice ºi fizice ale granulelor, ale liantului ºi de cantitatea de aer ºi apã din sol. Prin urmare, procesul desfacerii particulelor de sol (prin contracþie – umflare), se datoreazã interacþiunii hidromoleculare ap㠖 aer. Particulele de argilã absorb apa datoritã legãturii existente dintre hidrogen ºi oxigen sau hidrogen ºi OH. Structura de condensator a particulelor de argilã realizeazã un câmp electric în spaþiul dintre particule. La desfacerea particulelor de sol contribuie ºi aerul compresat în pori, care reacþioneazã prin efectul de tensiune superficialã (dintre apã ºi aer), precum ºi de tensiune interfaþalã (dintre apã ºi pãmânt).Valorile eroziunii 148

sunt în raport invers cu panta, cu alte cuvinte la pante din ce în ce mai mari, eroziunea este din ce în ce mai micã, astfel: I(%) 5 10 20 30 50 100 500 470 420 400 350 250 eu Pentru condiþiile din România, agresivitatea se apreciazã cu indicatorul rezultat din produsul dintre intensitatea medie pe 15 minute a nucleului torenþial ºi rãdãcina pãtratã a cantitãþii de precipitaþii înregistratã pe durata ploii. I15 = i15 . p0,5 în care: I15 este indicatorul de agresivitate pluvialã; i15 – intensitatea medie a nucleului torenþial, 15 minute (mm/min); p – cantitatea de apã înregistratã pe durata ploii (mm). Erozivitatea pluvialã în timpul anului este datã ºi de indicele de neuniformitate a precipitaþiilor (Kp) dupã formula propusã de Fournier: Kp=p2/P în care: p este cantitatea totalã de precipitaþii cãzutã în ziua cea mai ploioasã din lunã (mm); P – cantitatea totalã medie de ploaie cãzutã în luna respectivã (mm).

11.2. Eroziunea prin curenþi peliculari Pe suprafaþa versantului se formeazã în timpul ploilor torenþiale o peliculã de câþiva milimetri (uneori 20…30mm) din unirea ºiroaielor. Acest strat este încãrcat cu agregatele de sol dezlipite formând un noroi transportat de curenþii cu turbulenþã accentuatã. Antrenarea ºi depunerea materialului pe versanþi sunt similare celor din albii ºi depind de capacitatea de transport a curentului În funcþie de cantitatea de material din curentul de apa ºi capacitatea acestuia, pe versant se delimiteazã urmãtoarele segmente (figura 11.1):

x=0

Ploaie

x = xc

Profilul curgerii de acoperire Material în suspensie

xc Bandã fãrã eroziune Eroziune activã τ R sedimentelor τ = Forþa de eroziune R = Rezistenþa la frecare a suprafeþei solului Fig. 11.1. Variaþia grosimii scurgerii peliculare pe versant

149

&

+

– 1, partea superioarã a versantului, spre platoul interfluvial, cvasiorizontalã, de impact a picaturilor de ploaie; – 2, segment de eroziune în care are loc încãrcarea curentului cu materiale solide, cu aluviuni, în care concentraþia amestecului este mai micã decât capacitatea de transport a curentului de apa; – 3, un segment central, de echilibru dinamic, în care concentraþia amestecului este egalã cu capacitatea de transport a curentului de apa – 4, un segment inferior, spre baza versantului, de depunere, în care capacitatea de transport se diminueazã, concentraþia amestecului fiind mai mare decât capacitatea de transport. Capacitatea de transport (Kt) este dependentã de pantã ºi de debitul lichid: Kt = k.I1,67.QR1,67 în care: k este factor de sol, I = panta, QR = debitul lichid Eroziunea hidricã pe versanþi este controlatã de legea gravitaþiei Pentru estimarea eroziunii s-au utilizat mai multe formule, în funcþie de lungimea de scurgere (L), de panta terenului (I), de intensitatea ploii (i) ºi de durata ploii. Unitãþile de mãsurã ºi limitele de aplicabilitate diferã însã de la o formulã la alta, iar coeficientul k include ºi influenþa altor factori care influenþeazã eroziunea (Moþoc ºi colab., 1975). Astfel de formule au fost elaborate pe baze experimentale, una dintre cele de început fiind a lui Kornev, 1937): E = k. I

0,75

L

1,5 i1,5

Formula universalã a eroziunii (formula Wischmeir, 1960) pentru estimarea eroziunii medii anuale este mai complexã ºi se prezintã astfel: E = k .Lm.In .S.C.Cs în care: k este indicator erozional, S = indicator al erodabilitãþii solului, C = indicator al protecþiei oferite de culturi, Cs= indicator al efectului lucrãrilor antierozionale. Aceastã formulã a fost adaptatã de Moþoc sub forma: E = k . S . C . Cs . L

0,3 1,4

i

în care: E este eroziunea medie anualã (t ha.an), k = coeficientul de agresivitate pluvialã (figura 11.2), S = coeficientul pentru erodabilitatea solului (tabelul nr. 11.1), C= coeficientul privind influenþa vegetaþiei (tabelul nr. 11.2, 11.3), Cs= coeficientul pentru influenþa sistemului de culturã folosit (tabelul nr. 11.3), L = lungimea versantului (m), i = panta medie a versantului (%). 150

& Fig. 11.2. Zonarea agresivitãþii pluviale Tabelul 11.1 Clasificarea solurilor în raport cu erodabilitatea Valoarea coeficentului de corecþie pentru erodabilitãþi în formula de calcul a eroziunii

Clasa

Caracterizarea solurilor

1

Soluri foarte puternic sau excesiv erodate cu coeziune foarte micã, fãrã structurã

1,2

2

Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziune micã, slab structurate

1,0

3

Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziune mijlocie sau slab ºi moderat erodate cu coeziune micã

0,8

4

Soluri puternic sau foarte puternic erodate, cu coeziune mare, bine structurate, profil puternic dezvoltat

0,7

5

Soluri slab sau moderat erodate, cu coeziune mijlocie, profil puternic dezvoltat, rocã mamã friabilã

0,7

6

Soluri slab sau moderat erodate cu coeziune mare, structurã foarte bunã, profil puternic dezvoltat, rocã mamã friabilã

0,6

În cazul eroziunii potenþiale Ep nu se iau în calcul coeficienþii de vegetaþie ºi lucrãrile de amenajare a versanþilor: Ep = k.S.L0,3.i1,4 Gradul de vulnerabilitate a terenului la eroziunea în suprafaþa (Ves) þine cont de eroziunea efectivã ºi eroziunea potenþialã (Grecu, Comãnescu, 1998): Ves = (E / Ep) .100 151

+

Tabelul 11.2 Clasificarea terenurilor dupã valoarea pantei (dupã Motoc ºi colab., 1975) Grupa

Clasa

Simbol

Panta %

Simbol

Panta %

I

0-5

A

0-2

Practic 0

B

2-5

Extrem de slab înclinat

C

5-8

Foarte slab înclinat

D

8-12

Slab înclinat

E

12-18

Mijlociu înclinat

F

18-25

Puternic înclinat

G

25-35

Foarte puternic înclinat

H

35-50

Extrem de puternic înclinat

I

50-70

Abrupt

J

70-100

Foarte abrupt

L

Peste 100

II

Denumirea terenului

5-12

III

12-25

IV

25-50

V

Peste 50

Versant

Extrem de abrupt Tabelul 11.3

Valorile coeficientilor Cs si C Specificaþie

Pante versant (%) 0-5

5-10

Sistemul de cultura

10-15

15-20

20-25

>25

Coeficentul Cs

Culturi anuale din deal în vale

1,00

1,00

1,00

1,00

1,00

1,00

Culturi anuale pe curba de nivel

0,50

0,60

0,70

0,75

0,80

0,85

Culturi în fâºii

-

0,30

0,35

0,40

0,45

0,50

Culturi cu benzi înierbate

-

0,25

0,30

0,35

0,40

0,45

Culturi cu canale, valuri

-

-

0,18

0,21

0,24

0,25

Culturi cu terase bancheta

-

-

0,15

0,18

0,21

0,25

Culturi cu terase în trepte

-

-

0,05

0,08

0,10

0,15

Natura vegetaþiei

Coeficentul C

Ogor negru cu rigole ºi ºiroiri

1,20

Ogor negru

1,00

Cereale pãioase de toamnã

0,15

Cereale pãioase de primãvarã

0,20

Mazãre, fasole

0,30

Porumb, Cartof, Sfeclã

0,70

Culturi de protecþie

0,25

Ierburi perene anul I

0,10

152

Continuare – Tabelul 11.3 Ierburi perene anul II

0,05

Pajiºti puternic degradate

0,80

Pajiºti moderat degradate

0,30

Pajiºti bine încheiate

0,05

Livezi pe terenuri degradate

0,70

Livezi pe curba de nivel

0,50

Vii din deal în vale

0,75

Vii pe curba de nivel

0,30

Pãdure pe terenuri degradate

0,25

Pãdure încheiatã

0,02

11.3. Factorii care influenþeazã eroziunea Morfografia ºi morfometria versantului Prezentarea formulelor de calcul a eroziunii impune luarea în analizã a caracteristicilor de formã a versantului, precum ºi pe cele ce vizeazã în special lungimea ºi gradul de înclinare a acestuia. Forma versantului acþioneazã de fapt tot prin particularitãþi de înclinare, conform legii generale a gravitaþiei. Pentru versanþii complecºi, aºa cum s-a prezentat anterior, eroziunea este diferit dispusã în diferite sectoare, în funcþie de capacitatea de transport a curentului de apã. La cantitãþi mari de precipitaþii, capacitatea de infiltrare a apei în sol se reduce; prin unirea curenþilor bidimensionali ºi a ºuvoaielor se formeazã o peliculã de apã care antreneazã particulele desprinse, spre baza versantului. Pelicula de apã se îngroaºã spre partea inferioarã a versantului, puterea de eroziune fiind amplificatã ºi de curenþii verticali formaþi datoritã microreliefului de pe versant. Grosimea (înãlþimea sau adâncimea) peliculei ºi viteza de scurgere sunt diferite în funcþie de forma versantului ºi de intensitatea ploii. În partea superioarã a versantului, viteza medie a scurgerii superficiale este mai micã decât în aval. Pe versanþii concavi, vitezele sunt mai mari în partea superioarã a versantului, iar pe versanþii convecºi, vitezele sunt scãzute în partea superioarã. Pierderile de sol sunt mai reduse pe versantul concav, unde eroziunea este mai micã, decât pe versantul convex. Pierderile totale de apã au valori opuse celor de sol în raport de forma versantului. Pierderile de sol sunt dependente deci de precipitaþii ºi pantã (figura 11.3). Efectul lungimii versantului asupra eroziunii este mai mare la versantul drept decât la cel convex. Intensitatea eroziunii pe versanþii complecºi depinde de îmbinarea sectoarelor simple; un versant complex se prezintã ca o succesiune de segmente 153

&

+

A

Strat de sol

Rocã la suprafaþã

Rocã

Râu

Rocã la suprafaþã

B

Strat de sol Râu

Coluvii

Rocã

Strat de sol C Rocã la suprafaþã Deluvii Strat de sol Rocã

Râu

Fig. 11.3. Morfografia versanþilor A – versant convex; B – versant concav; C – versant complex Tabelul 11.4 Influenþa formei versantului asupra scurgerii ºi eroziunii Timpul ploii Simulate (min)

Pierderea de apã (scurgerea, mm)

Pierderea de sol. (eroz., t ha)

Concav

Drept

Convex

Concav

Drept

Convex

00-30

-00

0,50

-00

0,80

0,80

1,05

30-60

11,25

7,80

10,00

13,00

13,00

24,05

60-90

16,75

15,30

15,00

20,10

22,80

30,00

90-120

21,00

18,00

17,00

22,08

26,30

28,00

Total

49,00

41,60

42,00

55,3

62,90

83,10

de eroziune ºi de acumulare. La atingerea pantei de echilibru prin formarea unei cuverturi de depozite participã însã ºi procesele gravitaþionale Agresivitatea pluvialã S-a observat din cele expuse anterior cã pentru formarea scurgerii pe versanþi trebuie ca ploaia cãzutã sã fie mai mare decât suma pierderilor, iar intensitatea sã depãºeascã valoarea indicelui de infiltraþie în sol: H > P, iar 154

i > Ö. O ploaie torenþialã sau o ploaie erozivã (eficace) se caracterizeazã printr-o cantitate H > 10 mm ºi printr-o intensitate i > 0,4…0,5 mm/min. Intensitatea din timpul unei ploi poate fi maximã, eficace, optimalã sau medie. Înãlþimea cumulatã a ploii este în funcþie de timp. Expoziþia versantului Expoziþia versantului influenþeazã intensitatea eroziunii prin cantitatea de energie caloricã, cu rol în diferenþierea însuºirilor fizico-mecanice ale solurilor. La latitudinile þãrii noastre, la diferite declivitãþi au fost calculate valorile energiei recepþionatã de suprafaþa terestrã. Indicele de apreciere a eroziunii solului (e) în funcþie de expoziþie are valorile: expoziþia indicele e vesticã 1,00 sudicã 0,93 – 0,95 esticã 0,73 – 0,75 nordicã 0,70 Versanþii cu expoziþie sudicã ºi vesticã sunt mai expuºi eroziunii decât cei cu expunere nordicã ºi vesticã. În general, versanþii nordici sunt mai protejaþi de cãtre vegetaþia arborescentã, datoritã temperaturilor mai scãzute. În plus, pe versanþii sudici, distrugerea agregatelor de sol este acceleratã nu numai insolaþie, ci ºi de frecvenþa ciclurilor gelivale de îngheþ-dezgheþ. Astfel, chiar dacã scurgerile sunt diminuate, eroziunea este mai mare pe versanþii sudici decât pe cei nordici. În plus, expoziþia versantului trebuie corelatã ºi cu tipul de sol ºi cu caracteristicile morfometrice ºi morfografice ale versantului. De exemplu, la acelaºi tip de versant dupã formã (versant drept), cu aceeaºi expoziþie (vesticã), valorile eroziunii sunt diferite pe solurile cernoziomice ºi brune de pãdure. Vegetaþia Vegetaþia cultivatã sau spontanã, ierboasã sau lemnoasã, în funcþie de densitate, consistenþã ºi durata protecþiei influenþeazã direct sau indirect intensitatea eroziunii. Dupã gradul de protecþie, plantele cultivate se împart în: – foarte bune protectoare – leguminoasele ºi gramineele furajere perene, din al doilea an de folosinþã: lucerna, trifoiul, sparceta etc.; – bune protectoare – cereale pãioase, leguminoase ºi graminee furajere, perene, în primul an de folosinþã ºi plantele furajere anuale: grâul, secara, orzul, ovãzul, borceagul etc.; – mijlociu protectoare – leguminoasele anuale: mazãrea, fasolea, soia, bobul, nãutul, etc.; – slab protectoare: prãºitoarele – cartoful, sfecla, porumbul, floarea-soarelui ºi viþa de vie. În cursul unui an, efectul de protecþie a vegetaþiei cultivate diferã în funcþie de fazele de dezvoltare a culturii, pe aceastã caracteristicã se stabileºte de fapt ºi factorul C din ecuaþia universalã a eroziunii. Aceste faze favorizeazã sau nu atât reþinerea unei cantitãþi din precipitaþii, cât ºi extinderea sistemului 155

&

+

Tabelul 11.5 Influenþa expoziþiei ºi formei versantului asupra eroziunii Eroz.pt. L Indicele (e) ºi panta 3 stand. (m )

Tipul de sol

Expoziþia

Forma versantului

Ecuaþia eroziunii

Castaniu deschis

Vesticã

Convexã treimea superioarã

E=7,52L0,52i0,28

3839

1,00

Nordicã

Idem

E=7,76L0,44i0,35

2716

0,70

Cernoziom carbonatic castaniu

Vesticã

Dreaptã

E=7,71L0,51i0,25

4225

1,00

Sudicã

Dreaptã

E=10,40L0,45i0,25

3952

0,93

Cernoziom levigat

Vesticã

Dreaptã

E=5,13L0,60i0,21

Sudicã

Dreaptã

Brun de pãdure

Vesticã Esticã

3939

1,00

E=14,60L

0,43 0,19

i

3766

0,95

Dreaptã

E=0,823L

0,79 0,44

4472

1,00

Dreaptã

E=0,0636L1,21i0,38

3255

0,73

i

radicular. De exemplu, rãdãcinile grâului de primãvarã pãtrund în pãmânt pânã la 2 m, cele de floarea-soarelui pânã la 2,75 m, cele de lucernã pânã la 6 m (dupã 1–2 ani) ºi pânã la 18 m (lucerna de 6 ani). Vegetaþia lemnoasã, ºi ne referim în special la pãdure are acelaºi rol de protector a terenurilor prin sistemul radicular, dar ºi prin particularitãþile sistemului foliaceu, prin structura pãdurii, prin cantitatea litierei. Un rol important îl are pentru reþinerea apei din precipitaþii prin densitatea si dimensiunea frunzelor. Molidiºurile pure reþin circa 37% din cantitatea anualã de precipitaþii, stejãretele 22%, pinetele 13–15%, mestecãniºurile doar 9%. În ecosistemele de fag normal constituite, scurgerile de suprafaþã sunt foarte reduse (sub 2% din cantitatea ploii). Din aceastã cauzã, la fãgetele cu mult ºi strat de litierã continuu, transportul de aluviuni este foarte redus, între 0,006 ºi 0,226 mc pe hectar pe an. Comparativ cu ecosistemele de molid, brad, larice aceste valori sunt mult mai reduse. Proprietãþile fizico-chimice ºi biologice ale solului Solurile care afecteazã infiltraþia, permeabilitatea precum ºi solurile care rezistã la dispersie prin impactul picãturii de ploaie prezintã proprietãþi ce influenþeazã eroziunea. Solurile rezistente la eroziune sunt solurile care au un conþinut ridicat de substanþe organice, de carbonat de calciu, de argilã, solurile cu o bunã permeabilitate ºi o afânare mijlocie. Determinante pentru intensitatea eroziunii sunt procentul de argilã ºi nisip foarte fin, procentul de nisip cu diametrul particulelor mai mare de 0,10 mm, conþinutul de materie organicã în straturile de dezvoltare a plantelor, structura ºi permeabilitatea, pH-ul etc. Solurile cu un conþinut ridicat de praf ºi sãrace în argilã ºi materie organicã sunt slab rezistente la eroziune pentru cã au o cantitate redusã de liant. Aceste caracteristici ale solului influenþeazã valorile infiltraþiei apei în sol. 156

11.4. Impactul asupra populaþiei Spre deosebire de alte procese geomorfologice, pluviodenudarea ºi eroziunea în suprafaþã nu creeazã forme durabile de teren, efectul acestor procese se manifestã însã în eroziunea solului, respectiv în reducerea potenþialului productiv al terenurilor cu efecte semnificative de risc pentru populaþie prin diminuarea producþiei vegetale ºi animale. Din aceastã perspectivã ele sunt fenomene de risc. Pe baza unor criterii fizice ºi economice, potenþialul productiv al terenurilor agricole este grupat în cinci clase (la care se adaugã terenurile neproductive), utilizându-se indicele de fertilitate globalã (tabelul nr. 11.6) (Bãloi, Ionescu, 1986). Tabelul 11.6 Clasificarea potenþialului productiv al terenurilor agricole Elemente caracteristice Terenurile respective au condiþii foarte bune pentru creºterea ºi dezvoltarea plantelor ºi de mecanizarea tuturor lucrãrilor agricole. Pot fi cultivate majoritatea plantelor de culturã din zona bioclimaticã respectivã, cu tehnologiile cele mai moderne, investiþii minime ºi randamente maxime.

Clasa

Clasa de calitate a solurilor

I

Terenuri de calitate foarte bunã, fãrã restricþii F = 100–81

II

Terenuri de calitate bunã cu Terenurile cu soluri care prezintã pericol de degradare, precum ºi cele în fazã incipientã de degradare restricþii mici F = 80–61 (pseudogleizare, gleizare, salinitaze, alcalinizare, acidifiere).Terenuri cu pante mici ºi limitãri minime datorate alcãtuirii granulometrice ºi a ridicãrii nivelului freatic. Sunt necesare lucrãri pentru prevenirea degradãrilor ºi lucrãri agropedoameliorative.

III

Terenuri de calitate mijlocie, Terenurile cu procese evidente de degradare. Sortimentul plantelor de culturã este limitat de cu restricþii mijlocii condiþiile climatice ºi de cele edafice. Sunt necesare F = 60–41 lucrãri de amenajare hidroameliorativã ºi mãsuri agropedoameliorative. Terenul trebuie sa prezinte cel puþin o limitare sau un proces de degradare cu o intensitate mijlocie.

IV

Terenuri de calitate slabã, cu restricþii severe F = 40–21

Terenurile cu soluri afectate de limitãri sau procese de degradare puternice, terenuri cu pante mari, afectate de procese negative de intensitate mare. Terenurile sunt la limita folosirii arabilului, fiind necesare mãsuri ºi lucrãri complexe de amenajare ºi ameliorare, iar pentru a fi mecanizate este necesarã o sistemã de maºini cu tractoare pe ºenile.

V

Terenuri de calitate foarte slabã, restricþii excesive F < 20

Terenuri neindicate pentru a fi arabile cu limitãri foarte severe, cu producþii slabe ºi foarte slabe. Se includ solurile mlãºtinoase, saline ºi alcaline, cele excesiv scheletizate ºi prundiºurile slab solificate. Prezintã limitãri absolute, pante peste 35%, alunecãri active. Pentru amenajare ºi ameliorare comportã investiþii mari, nemaiputând fi ameliorate în condiþii economice.

VI

Terenuri neproductive

Se includ solonceacurile cu crustã, soloneþurile fãrã vegetaþie, cele exclusiv mlãºtinoase, fitosolurile antropice, gropile de împrumut, ravenele, râpele, torenþii

157

&

+

Indicele de fertilitate globalã (F) reprezintã potenþialul productiv al unui teren prin capacitatea naturalã de a furniza condiþii de creºtere ºi dezvoltare normalã plantelor. Pentru o fertilitate optimã F = 100. Indicele de fertilitate globalã mediu ponderat (Fm) se determinã dupã ecuaþia: S1F1 + S2 F2 + …+SnFn S = suprafaþa; F = clasa de fertilitate Fm = S1+ S2 + …+Sn Zonele de fertilitate ecologicã sunt delimitate pe baza indicilor F sau Fm: Zona I de favorabilitate Fm = 81 – 100 Zona II de favorabilitate Fm = 61 – 80 Zona III de favorabilitate Fm = 41 – 60 Zona IV de favorabilitate Fm = 21 – 40 Zona V de favorabilitate Fm = 20 – 0 Existã mai multe clasificãri ale mãsurilor ºi lucrãrilor antierozionale, care trebuie aplicate în complex ºi diferenþiat pe unitãþi naturale, respectiv pe bazine hidrografice. Unele mãsuri au caracter preventiv ºi aici sunt incluse toate mãsurile de organizare a terenurilor pentru diferite utilizãri, iar altele vizeazã lucrãrile de combatere a eroziunii, diferenþiate în funcþie de modul de utilizare ºi de tipul eroziunii (în suprafaþã ºi în adâncime).

11.5. Eroziunea prin curenþi concentraþi (eroziune torenþialã) 11.5.1. Procese elementare ale apariþiei eroziunii torenþiale-ravinaþia Scurgerea pelicularã, în anumite condiþii de pantã se concentreazã de cele mai multe ori în canale (ºanþuri) de diferite dimensiuni care rezistã în timp ca formã de relief; cele cu adâncimi ºi lungimi foarte reduse pot fi desfiinþate prin lucrãri agrotehnice simple. Dupã dimensiuni ºi stadiu de evoluþie aceste canale sunt: rigola, ogaºul ºi ravena. Într-un stadiu incipient al eroziunii se formeazã rigola, care poate fi nivelatã prin arat. Rigola face trecerea între eroziunea pelicularã ºi eroziunea în adâncime. De fapt între aceste tipuri de eroziune, limita este convenþionalã, datã dupã dimensiunile rigolelor. La ploi torenþiale aceasta se adânceºte, trecând într-un nou stadiu de evoluþie – ogaºul (cu adâncimi de pânã la 2-3 m). Ravena reprezintã un stadiu mai înaintat de evoluþie a formei (adâncimi peste 2-3 m). Atât ogaºul cât ºi ravena pot fi simple (cu un singur canal) sau ramificate (cu douã sau mai multe canale) (figurile 11.4, 11.5, 11.6). Ravena simplã este alcãtuitã din: – vârful ravenei (râpa de obârºie)- partea superioarã, cu abrupturi accentuate, extrem de activã prin înaintarea spre amonte pe versant; – malurile ravenei, abrupte, cu procese intense de spãlare ºi surpãri; – fundul ravenei, de cele mai multe ori în trepte, care trãdeazã fie evoluþia pas cu pas în amonte ºi în aval, fie roci cu duritate diferitã. 158

&

con aluvial

Fig. 11.4. Ravena

Ravenã sub formã de bulb

Ravenã liniarã

Ravenã zãbrelitã

Ravenã dendriticã

Ravenã paralelã

Ravenã compusã

Fig. 11.5. Configuraþia în plan a ravenelor

Ravena ramificatã reprezintã un stadiu de trecere spre torent. Poate avea un bazin de recepþie destul de mare (1000–1500 ha). Panta, excesul de precipitaþii ºi caracteristicile rocii impun atât concentrarea apei, cât ºi succesiunea dintre eroziune, transport ºi acumulare în lungul ravenei. Raportul dintre turbiditate ºi capacitatea de transport prezintã un mecanism asemãnãtor cu cel prezentat la eroziunea pelicularã ºi la râuri. 159

+

A

Deleni-Iaºi

Crãeºti-Bujor-Galaþi

B

E D Todireni-Botoºani

C

Belceºti-Iaºi

Crãeºti-Bujor-Galaþi

Suliþa - Botoºani

H

G versant

F

Cepleniþa-Iaºi

versant albie majorã

Fig. 11.6. Tipuri de ravene în Podiºul Moldovei (dupã M. Rãdoane)

Procesul de eroziune capãtã intensitãþi ºi aspecte variate, cea mai activã fiind eroziunea de obârºie sau de la vârful ravenei. Materialele erodate ºi târâte de curentul de apã torenþial sunt redepuse haotic pe patul ravenei, la diminuarea debitului. Astfel, eroziunea de fund se manifestã cu intermitenþã ºi cu intensitate variate în lungul ravenei în funcþie ºi de substratul geologic. Pe malurile abrupte, neprotejate de vegetaþie, eroziunea de mal contribuie la lãrgirea ravenei, dar ºi la apariþia unor praguri în lungul acesteia din materialele provenite de pe maluri. De fapt acest tip de eroziune se combinã cu surpãri provocate de subsãparea prin eroziunea lateralã a curentului de apã torenþialã. Eroziunea de mal favorizeazã apariþia unor rigole care prin evoluþie pot genera noi ravene, afluente, ducând la ramificarea ravenei primare. O caracteristicã a eroziunii prin ravenaþie este 160

dinamica extrem de activã ºi modificarea morfografiei ºi morfometriei. Pe terenurile în roci moi, slab consolidate, ravenele au adâncimi mari ºi un profil transversal în V ascuþit. În rocile dure ogaºele ºi ravenele au adâncime micã ºi deschidere mare, fundul fiind sãpat în rocã (când nu s-a atins stadiul de echilibru). Rocile uºor erodabile,ca nisipurile, loessurile ºi depozitele loessoide, pietriºurile sunt supuse unor procese de eroziune în adâncime rapide, ravenele atingând 20–40 m, adesea asimetrice, cu maluri ce ating 50 m. În rocile mijlociu erodabile (marne, argile, calcare, unele gresii) eroziunea în adâncime este relativ rapidã (pot atinge 15–30 m); deschiderea este egalã sau mai mare decât adâncimea. Pe terenurile formate în roci necoezive, profilul transversal este trapezoidal datoritã depunerii materialelor pe fundul ravenei. 11.5.2. Clasificarea formaþiunilor de eroziune în adâncime Microrelieful, morfografia ºi morfometria formaþiunilor de eroziune în adâncime sunt foarte variate, ceea ce determinã utilizarea diferitelor criterii de clasificare, criterii ce pun în evidenþã exact aceste caracteristici. Dupã criteriul adâncimii ºi a densitãþii se deosebesc: • ogaºele, formaþiunile cu adâncime de 0,2–2,0 m (3,0 m): ogaºe mici, 20–100 cm adâncime, ogaºe mari, peste 100 cm adâncime; Dupã criteriul distanþei: ogaºe rare la peste 30 m distanþã, ogaºe dese la 5–30 m distanþã, ogaºe foarte dese la sub 5 m distanþã; • ravenele, formaþiunile cu adâncimea de peste 2,0–3,0 m. Ravenele se împart tot dupã anumite criterii: – dupã adâncime acestea pot fi: ravene mici cu adâncimea de 2–5 m; ravene mijlocii cu adâncimea de 5–10 m; ravene mari cu adâncimea de peste 10 m; – dupã lungime, ravenele sunt: scurte pânã la 300 m; lungi de 300–1000 m; foarte lungi de peste 1000 m; – dupã mãrimea suprafeþei de recepþie: ravene cu bazine mici, de sub 10 ha; ravene cu bazine mijlocii, de 10–30 ha; ravene cu bazine mari, de 50–100 ha; ravene cu bazine foarte mari, de peste 100 ha; – dupã stadiul de dezvoltare: ravene active în stadiu incipient, ravene active în stadiu evoluat, ravene stabilizate parþial, ravene stabilizate total; – dupã gradul de torenþialitate: ravene netorenþiale cu sub 4 m3/ha .an eroziune specificã medie; ravene mijlociu torenþiale cu 4–32 m3/ha.an eroziune specificã medie; ravene excesiv torenþiale, cu peste 32 m3/ha.an eroziune specificã medie. Micromorfologia creatã de eroziunea în adâncime atât la ogaºe cât ºi la ravene, face ca acestea sã fie: – cu un singur canal de scurgere, drepte, neramificate, orientate pe linia de cea mai mare pantã (pe versanþi de peste 25 grade); – ramificate, pe versanþii ondulaþi, vãluriþi, evolueazã spre torenþi. Alte criterii de clasificare sunt similare cu cele utilizate la râuri: forma profilului transversal, profilul longitudinal, raportarea la structura geologicã etc. 161

&

+

11.5.3. Organismul (sistemul) torenþial Noþiunea de torent vizeazã caracteristici geomorfologice ºi caracteristici hidrologice, ambele dând de fapt conþinut sistemului torenþial. Geomorfologic, torentul reprezintã forma de relief complexã, creatã prin procese de eroziune în adâncime, respectiv o vale îngustã în formã de V ascuþit, cu versanþi abrupþi, vale ce primeºte în partea superioarã afluenþi torenþiali (vãi torenþiale) de diferite dimensiuni (rigole, ogaºe). Hidrologic, torentul este un curs natural de apã cu scurgere intermitentã (rareori cu scurgere tot timpul anului), cu bazin hidrografic redus (sute sau câteva mii de hectare), pante relativ accentuate ce favorizeazã creºterile rapide de debite ºi niveluri la ploi torenþiale. Organismul torenþial formeazã un sistem, în care cele trei acþiuni – eroziune, transport, acumulare – se succed de la izvor spre vãrsare pe secþiuni bine definite în cele trei mari subsisteme componente (figura 11.7): bazin de recepþie

bazin de recepþie

canal de scurgere

con de dejecþie con de dejecþie Fig. 11.7. Sistemul torenþial

– subsistemul bazinul de recepþie este partea superioarã a torentului, în care are loc concentrarea apei în formaþiuni torenþiale elementare; principala funcþie este eroziunea regresivã dar ºi cea de mal sau de fund; funcþia de transport este diseminatã în fiecare formaþiune elementarã; – subsistemul canalul de scurgere este un canal în care s-au concentrat apa ºi aluviunile erodate în subsistemul din amonte; funcþia principalã este de a asigura transportul apei ºi aluviunilor, dar nu se exclud eroziunea ºi unele depuneri; – subsistemul conul de dejecþie (de depunere sau agestru dupã Mihãilescu) reprezintã partea terminalã a sistemului torenþial, în care are loc depunerea materialelor ºi evacuarea apei restante în sistem ºi chiar a unor aluviuni. Astfel, funcþionalitatea sistemului este asiguratã de funcþia subsistemelor care se dispun în cascadã. Analiza prin concepþie sistemicã a 162

formaþiunilor torenþiale simple sau complexe face posibilã separarea organismului torenþial de cel al ravenelor. Geneza, dinamica ºi evoluþia organismului torenþial sunt strâns legate de cele ale formaþiunilor elementare, putându-se deosebi mai multe etape cu limite tranzitorii. 1) Pe versant, în general în anumite puncte de inflexiune, favorizate ºi de unele mici denivelãri (muºcãturi) ºi lipsa vegetaþiei arborescente, are loc într-o primã fazã concentrarea scurgerii de suprafaþã ºi dirijarea ei spre aval, creându-se mai întâi sanþuri cu lungimi reduse. Ogaºul se adânceºte ºi se alungeºte la fiecare ploaie spre amonte ºi spre aval. Spre aval are loc ºi deplasarea continuã a micilor conuri de dejecþie pânã la reducerea pantei când conul devine stabil. În amonte evoluþia se realizeazã prin eroziune regresivã, deasupra punctului de inflexiune apar noi rigole sau ogaºe, eroziunea de mal favorizând apariþia unor ravene afluente. 2) Cele trei subsisteme fiind funcþionale, prin procese complexe de versant ºi albie, organismul se dezvoltã în suprafaþã. Extinderea însã este limitatã tocmai de procesele de depunere din partea inferioarã, concomitent cu reducerea pantei. Torentul îºi realizeazã profilul de echilibru. Evoluþia descendentã continuã spre stingerea torentului; panta de echilibru duce la limitarea eroziunii în adâncime, la dezvoltarea eroziunii laterale ºi deci la lãrgirea fundului, scãderea capacitãþii de transport depunerea materialelor spre amunte, are loc deci aluvionarea canalelor dinspre aval spre amonte, proces invers celui din faza de dezvoltare, concomitent se diminueazã ºi pantele malurilor, organismul intrã în faza pasivã de stingere totalã.

11.6. Alte procese de risc de degradare a solurilor Procesele care conduc la scãderea fertilitãþii solurilor sau la geneza unor soluri nefertile sunt considerate procese de risc pentru cã indirect ameninþã starea de sãnãtate ºi de hranã a populaþiei. Din aceastã perspectivã, pedologic se deosebesc procesele dependente în cea mai mare parte de climã. Lateritizarea are loc în condiþiile climatice cu precipitaþii bogate, temperaturi ridicate ºi vegetaþie forestierã (clima de pãdure umedã ecuatorialã; clima tropicalã cu douã anotimpuri, cel umed mai extins ca timp; clima subtropicalã umedã); datoritã cãldurii ºi precipitaþiilor, activitatea bacterianã intensã duce la distrugerea totalã a vegetaþiei moarte, cu repercusiuni în diminuarea pânã la absenþã a humusului. Oxizii de fier insolubili (Fe2O3) se acumuleazã sub forma argilelor roºii (laterita). Precipitaþiile bogate duc la spãlarea silicei din sol având loc un proces de desilicifiere. Lateritizarea conduce la formarea unui sol cu fertilitate foarte scãzutã în lipsa bazelor ºi a humusului. Gleizarea ºi pseudogleizarea se produce în condiþii de rocã, sol ºi microrelief care favorizeazã stagnarea temporarã sau de duratã mai lungã a apei la suprafaþa terenurilor în urma ridicãrii nivelului apelor freatice aproape de suprafaþã sau chiar apariþia la zi. Sursele excesului de apã sunt: precipitaþiile abundente, revãrsãrile periodice, creºterea nivelului râurilor ºi implicit a 163

&

+

pânzelor freatice care se alimenteazã din ele. Gleizarea este caracteristicã suprafeþelor slab drenate, fiind tipicã pentru climatele umede ºi reci, arealelor mlãºtinoase din climate continentale cu ierni reci. Sub materia organicã acumulatã la suprafaþã (datoritã temperaturilor scãzute) se formeazã un orizont de glei, situat de obicei în zona saturatã cu apã freaticã. Solurile gleice, argiloase, au o fertilitate foarte redusã. Solurile hidromorfe caracterizate prin apariþia ºi dezvoltarea gleizãrii ºi pseudogleizãrii, prin apariþia orizonturilor gleizate ºi pseudogleizate, au fertilitate redusã deoarece în împrejurãrile menþionate substanþele organice nu pot fi descompuse de oxidaþie ºi activitatea bacterianã. Gleizarea ºi pseudogleizarea semnificã formarea ºi acumularea unor produºi de reducere chimicã, în primul rând fierul ºi manganul, care imprimã orizontului respectiv un colorit specific. Solurile gleice, lãcoviºtile ºi semilãcoviºtile, solurile pseudogleice se întâlnesc în câmpiile de subsidenþã, acolo unde apele freatice sunt la mai puþin de doi metri adâncime, în luncile rar inundabile ºi pe terasele inferioare ale marilor râuri, în microdepresiunile de tasarea loessului formate în domeniul interfluvial al câmpiilor. Salinizarea este procesul de acumulare în sol a unor sãruri uºor solubile. Pe glob se asociazã cu regimul climatic de deºert, pe suprafeþe slab drenate ºi cu evapotranspiraþie puternicã. Salinizarea solului se produce însã ºi în areale extradeºertice cu condiþii climatice ºi de relief similare. Salinizarea afecteazã soluri din lunci, câmpii joase, cu apã freaticã situatã deasupra unui nivel critic, încãrcatã cu sãruri provenite fie din regiuni mai înalte, fie din areale cu sare. Majoritatea sãrurilor care se acumuleazã sunt cloruri, sulfaþi, carbonaþi, nitraþi, predominanþi fiind ionii de sodiul, calciul ºi magneziul. Dupã intensitatea salinizãrii existã mai multe clase de salinitate: nesalinizat, slab salinizat, moderat salinizat, puternic salinizat ºi foarte puternic salinizat. Sãrurile solubile sunt foarte agresive, perturbând creºterea plantelor ºi având efecte toxice asupra acestora. Salinizarea ca proces pedogenetic se împarte în douã categorii: salinizarea primarã ºi salinizarea secundarã Salinizarea primarã a solurilor are loc pe formaþiuni salifere (sare ºi brecia sãrii). Solificarea este dirijatã de roca uºor solubilã, evolueazã spre salinizarea puternicã cu clorurã de sodiu a întregului profil, rezultând astfel soluri specifice ca soloneþuri ºi solonceacuri. Salinizarea se transmite ºi asupra terenurilor limitrofe datoritã spãlãrii solurilor ºi infiltrãrii apei în sol, dar ºi asupra solurilor ºi aluviunilor din lunci. Prin salinizarea primarã impusã de rocile carbonatice se formeazã rendzinele ºi pseudorendzinele. Solificarea este dominatã de excesul de ioni de calciu furnizaþi de roca parentalã. Prin concreþionarea periodicã a sãrurilor la suprafaþã se produce ridicarea gradului de calcizare ºi, implicit scãderea fertilitãþii acestora. Salinizarea secundarã a solurilor este rezultatul climatului cu nuanþe semiaride din partea de sud-est a þãrii (precipitaþiile sunt depãºite de evapotranspiraþie, bilanþul hidric este negativ). În aceste condiþii climatice, alterarea rocilor sporeºte conþinutul în sãruri a solului ºi a apelor freatice. Circulaþia capilarã aduce în orizontul superior al solului sau la suprafaþã sãruri care precipitã sub formã de eflorescenþe. 164

Salinizarea secundarã se manifestã în sezonul cald, în perioadele secetoase, pe terenurile supraumectate din lunci ºi terase joase, din microdepresiuni de tasare, din vãile autohtone slab drenate. Intensificarea mineralizãrii, urmatã de salinizarea secundarã, conduce la formarea solurilor salinizate ºi a sãrãturilor (soloneþuri ºi solonceacuri). Desalinizarea ºi degradarea alcalinã a solurilor are loc atunci când nivelul apei freatice coboarã ºi umezirea capilar – freaticã a orizontului superior poate sã înceteze ºi odatã cu aceasta ºi acumularea de sãruri solubile. Conþinutul în sãruri scade, are loc un proces de desalinizare, reacþia solului devine puternic alcalinã. Argila ºi humusul, componente saturate în ioni de sodiu sunt antrenate de apele de infiltraþie în orizontul inferior. Pe mãsura acumulãrii argilei, acest orizont devine mai compact. Este un orizont argiloiluvial natric ºi este specific soloneþurilor. Podzolirea intensã este un proces care contribuie la deprecierea calitãþii solurilor zonale. Pe terenurile mai puþin înclinate din munþi ºi dealuri, din cauza circulaþiei descendente a soluþiei solurilor are loc eluvierea coloizilor ºi a bazelor care înregistreazã o mãrire a conþinutului de silice, ºi deci, a aciditãþii. Iluvierea (acumularea) argilei în orizontul B care devine impermeabil, face ca podzolirea sã fie secondatã de pseudogleizare. Mediul acid în care evolueazã solurile din etajul montan este întreþinut de procesele de descompunere a litierei pãdurii. Podzolirea puternicã caracterizeazã întreaga clasã a solurilor argiloiluviale. Alte influenþe negative asupra solificãrii ºi solului Pe cale naturalã sau antropicã, solificarea ºi pãtura de sol pot fi supuse ºi altor influenþe negative, acestea conducând la întârzierea sau întreruperea pedogenezei, la deformarea proceselor pedogenetice specifice mediului geografic respectiv, la înlãturarea sau amestecarea orizonturilor caracteristice diferitelor tipuri de sol, în final la formarea de soluri cu fertilitate redusã, la apariþia de soluri degradate. În acest mod rezultã solurile neevoluate, trunchiate sau desfundate, solurile organice ºi solurile poluate. Degradãri de soluri produc procesele de eroziune prin apã (pluviodenudarea, ablaþia, ºiroirea ºi ravenarea) ºi prin vânt (coraziunea ºi deflaþia), apoi procesele de acumulare (aluvierea, coluvierea, acumularea eolianã, bioacumularea). Influenþa negativã a omului asupra solificãrii ºi a calitãþii solurilor se manifestã fie direct prin diferite lucrãri tehnice (descopertãri, desfundãri de terenuri, modelãri) ºi prin poluare, fie indirect, prin intensificarea proceselor denudaþionale (eroziunea acceleratã), încât eroziunea depãºeºte ca ritm procesele de formare ºi regenerare a solului. O formã gravã de degradare a solurilor este poluarea, care atrage diminuarea sau anularea însuºirilor utilitare ale acestora. Poluarea solurilor poate sã aibã loc în moduri diferite: prin aplicarea inadecvatã a îngrãºãmintelor chimice ºi a pesticidelor, prin deversãri de substanþe chimice, prin depozitarea necorespunzãtoare a deºeurilor industriale ºi menajere. În legãturã cu utilizarea terenurilor în diferite scopuri se utilizeazã termenii de factori limitativi ori restrictivi, sau mai simplu limitare sau 165

&

+

restricþie care nu trebuie confundatã cu degradarea solurilor. Limitarea (restricþia) este o însuºire nativã a solului care restrânge utilizarea acestuia într-un anumit scop sau pentru o anumitã culturã. În cazul terenurilor cu restricþii trebuie sã se adapteze destinaþia ºi folosinþa terenului, precum ºi cultura dacã este cazul, þinându-se cont de aceºti factori limitativi. Factorii restrictivi pot fi absoluþi (necorectabili) – temperatura joasã, panta mare, caracterul intens bolovãnos al solului sau restrictivi corectabili (care pot fi amelioraþi prin diverse tratamente sau lucrãri (aciditatea ºi sãrãturarea solului, excesul de apã). Spre deosebire de limitare degradarea solului este cauzatã de om care foloseºte solul fãrã a þine seama de restricþiile terenului respectiv ºi deci de riscul de degradare. Nu trebuie confundat un teren nativ slab productiv cu un teren degradat care ºi-a diminuat potenþialul productiv.

11.3. Impactul asupra populaþiei Riscul datorat proceselor geomorfice ºi de degradare a solului (figura 3.22) influenþeazã direct capacitatea de susþinere a populaþiei planetei prin rezervele de hranã. Se preconizeazã cã între 1990 ºi 2030, populaþia planetei va creºte anual cu circa 90 milioane de locuitori (3,6 miliarde în 40 de ani). Ori, la nivel planetar, pierderile anuale din cauza degradãrii solului se înregistreazã atât în sectorul cultivãrii plantelor, cât ºi în cel zootehnic. În acest ultim sector, de exemplu, pierderile anuale în regiunile secetoase se ridicã la circa 23,2 miliarde dolari, la nivel planetar, pe continente, cele mai mari pierderi sunt în Asia (8,3 miliarde dolari) ºi Africa (7,0 miliarde dolari). ªi mai semnificative sunt valorile suprafeþei agricole pe cap de locuitor care va cunoaºte o continuã scãdere. În perioada 1950–1990 reducerea a fost de la 0,23 la 0,13 hectare pe cap de locuitor; în anul 2030 va ajunge la 0,08 hectare (Lester R. Brown, Hal Kane, 1996). În România, circa 7 milioane hectare sunt terenuri afectate de procese de degradare (47% din suprafaþa agricolã). Din aceastã suprafaþã, circa 3,1 milioane hectare prezintã un risc de la mediu la foarte puternic. La acestea se adaugã 1,6 milioane hectare de terenuri cu pajiºti montane cu risc mare la procese de eroziune (S.A. Munteanu, 1991).

166

167

Cu risc foarte mare la eroziune hidrologicã

Cu risc mare la eroziune hidrologicã

Cu risc mediu la eroziune hidrologicã

Cu risc mic la eroziune hidrologicã

Fãrã risc la eroziune hidrologicã

Legendã

Fig. 11.7

HARTA RISCULUI LA EROZIUNE HIDRICÃ

&

+

Fig. 11.8. Risc mare detaºat alunecãrilor de teren – Breaza

Fig. 11.9. Crãpãturi în pereþii caselor datorate unui substrat instabil (Breaza)

168

&

Fig. 11.10. Stabilizarea râpei de desprindere a unei alunecãri (Breaza), (Se observã riscul la care sunt expuse casele)

Fig. 11.11. Reactivarea unor alunecãri vechi ºi (crãpãturi în deluviu) degradarea solului

169

+

12. DINAMICA ALBIILOR DE RÂU

Procesele fluviatile sunt procesele rezultate din acþiunea apei curgãtoare (permanente sau intermitente) asupra suprafeþei terestre. Procesele de albie se referã strict la cele care sunt determinate de râuri. Esenþa proceselor fluviale constã în erodarea suprafeþei terestre, transportul ºi acumularea, procese în urma cãrora se creeazã forme de relief ºi depozite fluviale. Morfodinamica fluvialã este extrem de complexã pentru cã include apa, ca agent ºi relieful de albie(topografia creatã de apele curgãtoare), analizat în plan, în profil longitudinal ºi în secþiune (în profil transversal), depozitele transportate ºi acumulate. La aceste elemente, care þin de albie, se adaugã cele ce vizeazã bazinul morfohidrografic, inclusiv cele geomorfometrice. Astfel, formarea, dinamica ºi evoluþia albiilor de râu sunt rezultatul interacþiunii permanente dintre apã ºi substratul geologic, în relaþie directã cu acþiunea forþei gravitaþionale, respectiv cu panta. Elementele morfometrice ale albiei sunt efectul acþiunii apei, dar ºi cauzã a proceselor de albie (fig. 13.1). Albia râului reprezintã patul de scurgere al apei curgãtoare. În funcþie de suprafaþa ocupatã de apã la debite ºi niveluri medii sau maxime, se deosebesc: talvegul sau canalul de etiaj, albia minorã ºi albia majorã. Talvegul (sau „firul apei”) prezintã lãþimea cea mai redusã la debite medii. În plan, prezintã în general deplasãri laterale, iar în profil longitudinal poate avea praguri, în funcþie de rocã ºi de stadiul de evoluþie al profilului. Fig. 13.1. Energia potenþialã ºi cineticã a curentului Albia minorã, delimitatã prin maluri, este în fapt ceea ce se înþelege prin albia unui râu; în funcþie de particularitãþile morfometrice ºi morfografice ºi morfogenetice se deosebesc mai multe tipuri de albii(drepte, meandrate, sinuoase etc.). Albia majorã, numitã ºi lunca râului, se formeazã prin procese complexe de meandrare, fiind afectatã de apa curgãtoare doar la viituri. Este o formã de echilibru a râului. Scoaterea râului din echilibru ºi eroziunea în adâncime a râului duce la detaºarea luncii ca nivel de terasã. 170

12.1. Dinamica apei râurilor (hidrodinamica) Dinamica apei râurilor se supune legilor generale ale dinamicii fluidelor, cu ajustãrile impuse de particularitãþile patului albiei (rocã, morfometrie, morfografie etc.).Apa este un fluid netowian vâscos, la care rata eforturilor ºi deformãrilor creºte proporþional cu forþele la care este supus fluidul. Vâscozitatea apei variazã în funcþie de temperaturã, astfel: Tabelul 12.1 Temperatura (°C)

Vâscozitatea dinamicã ì (g cm-1 s –1)

Vâscozitatea cinematicã í (cm2 s-1)

0

0,01800

0,0180

10

0,01310

0,0131

20

0,00998

0,0100

Se observã uºoare diferenþieri între vâscozitatea dinamicã (mãsuratã ca forþã pe suprafaþã; necesitã menþinerea unei rate de tensiune între liniile paralele curentului pe unitatea de distanþã) ºi vâscozitatea cinematicã (mãsuratã în unitate de suprafaþã ºi timp), calculate pentru curgerea laminarã a apei. Când apa conþine sedimente în suspensie mai mari decât 5% din greutate nu mai acþioneazã ca un fluid newtonian. Astfel, în cazul curgerii turbulente, vâscozitatea aparentã este mai mare decât cea dinamicã, ºi variazã în funcþie de rata de curgere (Richards, 1985). 12.1.1. Starea curgerii Rol important în dinamica proceselor de albie revine curgerii apei, respectiv distribuþiei presiunii în canal. Linia de curgere este o linie imaginarã la care vectorul local de vitezã este tangenti. Divergenþa sau convergenþa liniilor de curent rezultã din variaþiile valorilor vitezei, astfel încât distribuþia presiunii nu este staticã. În albiile cursurilor de apã, curgerea cu suprafaþã liberã se produce datoritã energiei curentului. Energia potenþialã (Ep) este lucrul mecanic consumat pentru învingerea forþei gravitaþionale la ridicarea unui volum de apã (vol) de masã m = ñ (vol), la înãlþimea h, exprimatã astfel (fig.12.2): Ep = mgh= ñ g (vol) h în care ñ este densitatea apei, iar g acceleraþia gravitaþionalã.

Fig.13.2. Terminologia convenþionalã în descrierea râurilor: d - adâncimea; w - lãþimea; A – secþiunea transversalã; P – perimetrul udat; V – viteza; L – lungime albiei; e - elevaþia patului. Panta S = (e, – e2 )/L, debitul Q – Aiyi = A2V2, raza hidraulicã R = AJP (dupã R.J. Rice, 1977).

171

&

+

Presiunea dinamicã rezultã deci din miºcarea apei ºi reprezintã energia cineticã (Ec)pe care o are o masã de apã (m), fiind egalã cu ½ mv2. Dar energia utilizatã pentru acþiuni morfogenetice este doar o parte din energia totalã într-o secþiune a unei curgeri cu nivel liber care este datã de formula: v2 Et = z + h + á —— 2g în care: v = viteza, g = gravitaþia, h = adâncimea curentului, z = cota absolutã a patului secþiunii. Energia potenþialã iniþialã convertitã în energie cineticã se diminueazã în direcþia curgerii datoritã rezistenþei de frecare. Astfel, energia specificã E, realizatã între linia de echilibru a energiei ºi adâncimea dintre ea ºi patul curentului, depinde în final de debit (fig.12.3). Activitatea curentului de apã rezultã deci din raporturile complexe dintre aluviuni ºi fluxul energetic. La un excedent de energie are loc eroziunea, la un minus de energie, depunerea materialelor transportate. Starea curgerii, laminarã sau turbulentã, este definitã de numerele adimensionale: numãrul Reynolds (Re) ºi numãrul Froude (Fr) (fig.12.4).

Fig. 13.3. Aplicarea ecuaþiei lui Bernoulli la curgere ºi derivarea condiþiilor subcritice ºi supracritice de curgere. Pentru un debit dat existã atât adâncimi critice ºi supracritice, cât ºi viteze. La adâncimea criticã d3=Q2/g, atunci Q = dV, d3 = (d2 · V2)/g, d = V2/g, V = g · d.

Fig. 13.4. Clasificarea tipului de curgere dupã numãrul lui Reynolds ºi numãrul lui Froude: 1 - subcritic laminar; 2 - supracritic laminar; 3 - subcritic turbulent; 4 -supracritic turbulent.

172

Deplasarea paralelã a ºuviþelor de apã, cu vitezã maximã spre suprafaþã ºi minimã la fund constituie curgerea laminarã. Ea are loc în canale drepte ºi la viteze reduse. Frecvent însã, curgerea apei în canale naturale este turbulentã ºi se realizeazã la creºterea debitelor ºi vitezelor. Trecerea de la curgerea laminarã la cea turbulentã este indicatã de numãrul Reynolds: v. D Re = ————————––– Vâscozitatea dinamicã În care v este viteza, D = adâncimea Obiºnuit, valoarea de 2000 a numãrului Reynolds indicã pragul de trecere dintre cele douã tipuri de curgere. În sectoarele cu viteze mari provocate de caracteristici ale patului sau de îngustarea secþiunii de curgere, se produc modificãri în modul de miºcare a apei, devenind agitatã, de unde ºi denumirea de curgere turbulentã agitatã. Aºadar, curgerea turbulentã poate fi de douã feluri: curgere turbulentã liniºtitã ºi curgere turbulentã agitatã. Numãrul adimensional Froude marcheazã pragul de translare dintre ele ºi poate fi calculat cu relaþia: Fr =

v g·D

în care g este gravitaþia, D = adâncimea. Când Fr < 1, curgerea este subcriticã sau liniºtitã Când Fr > 1, curgerea este supracriticã sau rapidã, agitatã. În general numãrul Froude are rar valori ce trec de 0,5 în canale naturale cu albii mobile(Ricards, 1985). În regim uniform curgerea lichidã se caracterizeazã prin constanþa în timp ºi spaþiu a debitului, secþiunii udate, adâncimii medii ºi vitezei medii de curgere în toate secþiunile dintr-un sector de albie, prin paralelismul liniei suprafeþei libere a apei, a liniei patului ºi a liniei energetice pe toatã lungimea curgerii. Adâncimea curgerii uniforme sau adâncimea normalã poate fi mai mare, mai micã decât adâncimea criticã sau egalã cu adâncimea criticã. Într-un curent turbulent uniform, viteza medie v este direct proporþionalã cu produsul dintre raza hidraulicã, panta energeticã ºi coeficientul de rezistenþã hidraulicã a albiei. Conform ipotezei lui Chézy, forþa de rezistenþã (ô0) pe unitatea de suprafaþã a albiei este proporþionalã cu pãtratul vitezei de curgere: ô 0 = kv2, în care k este un coeficient de rezistenþã. Clasica formulã a lui Chézy ce defineºte viteza medie a curgerii turbulent uniforme cu suprafaþã liberã este v=C R

în care: R = raza hidraulicã; S = panta longitudinalã a curgerii; C=

S,

ρgk , coeficientul Chézy de rezistenþã hidraulicã a albiei. 173

&

+

Formula Chézy-Bazin pentru viteza medie a apei într-o secþiune (m/s) este: vm = C R · I în care: R = raza hidraulicã (m) I = panta suprafeþei apei (m/km) C este coeficientul de debit calculat astfel: C=

87 1+ γ R

în care: ã este coeficient de microrugozitate dat în tabele. O altã formulã de calcul a vitezei medii este cea propusã de Manning:

R2 I n în care n este coeficient de rugozitate dat în tabele. 3

vm =

12.1.2.Viteza criticã de eroziune Viteza criticã (vcr) a curentului este viteza capabilã sã antreneze particulele de fund. La jumãtatea secolului al XVIII-lea (1753), Brahms (citat de Bravard ºi Petit, 2000) dãdea urmãtoarea relaþie: vcr= k 6 W în care: k este un coeficient, w = greutatea particulelor. Mai târziu, Hjulstrom (1935) a stabilit tot empiric curba dragãrii critice, separând domeniile unde apar eroziunea, transportul ºi acumularea (fig. 12.5). Aceastã curbã aratã cã viteza medie cea mai redusã are loc pentru nisipuri bine sortate de 0,2...0,5 mm, în timp ce viteze critice mai mari sunt necesare pentru pietriº, ºi argile coezive. În literatura de specialitate se apreciazã cã utilizarea curbelor lui Hjulstrom prezintã anumitã confuzie, pentru ca variabilele luate în analizã nu sunt întotdeauna bine definite (Bravard ºi Petit, 2000). Studiile mai recente utilizeazã noþiunile de forþã tractivã de fund (óm) sau forþã de dragare (Mac, 1986). Numeroase experimente au avut în vedere determinarea valorii absolute a vitezei critice, dificil de aplicat în medii atât de complexe ca dinamicã. Fig. 12.5. Diagrama lui F. Hjulström. 174

12.2. Transportul (miºcarea) particulelor Transportul aluviunilor reprezintã miºcarea sedimentelor în albii, datoritã presiunii exercitate de apã asupra patului aluvial. Este vorba de transformarea energiei disponibile în activitate de transport. Variabilele importante fiind deci viteza de curgere ºi calitatea ºi cantitatea materialului. Existã mai multe tipuri de transport în albiile de râu, ºi anume: transportul mecanic, transportul chimic, când apele curgãtoare au caracterul unor soluþii (fig. 12.6).

Fig. 12.6. Transportul aluviunilor prin intermediul apelor curgãtoare.

Transportul mecanic este asemãnãtor transportului eolian cu deosebirea cã apa poate transporta o cantitate mai diversificatã de sedimente; dupã dimensiunile acestora, transportul mecanic poartã anumite denumiri: transportul de fund a unor particule mai grosiere (debit solid târât) transportul de particule fine, în suspensie (debitul solid în suspensie). Transportul de fund se realizeazã pentru materialele de pe patul albiei. În cursuri naturale, iniþierea miºcãrii depinde nu numai de intensitatea curgerii, ci ºi de caracteristicile particulelor. Deci intensitatea curgerii care controleazã miºcarea iniþialã a particulei ºi rata de transport a sedimentelor este dependentã de forþa de forfecare, viteza sau puterea cursului ºi viteza criticã, adicã intensitatea minimã capabilã de a iniþia miºcarea unui anumit sediment. Competenþa curgerii este datã de mãrimea maximã a particulei transportabile, astfel încât la iniþierea miºcãrii sedimentelor, curgerea este criticã pentru sediment, iar mãrimea sedimentului este competenþa curgerii. Competenþa de a menþine miºcarea sedimentului este mai mare decât cea care iniþiazã miºcarea sedimentului (Richards, 1985).Deci competenþa exprimã mãrimea celei mai mari particule care poate fi deplasatã de cãtre cursul de apã într-un anumit loc ºi la un anumit moment, astfel râul atinge destul de repede pragul limitã al competenþei. Capacitatea râului este redatã de cantitatea totalã de materiale, inclusiv în soluþie ºi în suspensie ce poate fi transportatã. Particulele sunt nemiºcate la valori reduse ale forþelor ce acþioneazã asupra albiei. Forþa tractivã criticã marcheazã momentul deplasãrii particulelor. 175

&

+

Deplasarea materialelor pe fund se realizeazã prin târâre, rostogolire, salturi (individuale sau în pânze). Pentru dinamica profilului longitudinal ºi cel transversal al râului dimensiunea aluviunilor are o deosebitã importanþã. În timpul transportului, morfometria particulelor aluviunilor se modificã, ele sunt în acelaºi timp ºi indicatori ai mediului de provenienþã, de transport ºi de depunere. Transportul în suspensie este transportul materialelor fine, cu un diametru de pânã la 0,8 mm. Are loc în cadrul miºcãrii turbulente a apei, de unde ºi denumirea de transport prin turbulenþã. Turbiditatea este cantitatea de suspensii mãsuratã în kilograme pe unitatea de volum, adicã kg/m3. Transportul chimic (transportul în soluþie) se realizeazã pentru materialele dizolvate, ca sarea, carbonatul de calciu etc.

12.3. Morfodinamica în secþiune ºi în plan a albiei fluviale Mecanismele dinamicii albiilor fluviale prezintã unele diferenþieri pentru albiile cu patul din roci dure, numite albii de eroziune ºi albiile cu pat aluvial sau albii mobile. Existã ºi o a treia grupã de albii, ºi anume cele semicontrolate de roca în loc, respectiv existenþa unor sectoare în rocã ºi sectoare formate în depozite aluviale. Formele de echilibru ale albiei rezultã din interacþiunea dintre variabilele forþelor impuse de apa curgãtoare ºi rezistenþa la eroziune a substratului. Albiile formate în sedimente necosolidate se adapteazã mai uºor schimbãrilor din curgerea râului. 12.3.1. Modelarea albiilor cu pat rezistent Modelarea albiilor în rocã implicã mai întâi fragmentarea rocilor din patul albiei ºi apoi desprinderea ºi deplasarea acestora. Aceste procese, în ansamblu, sunt ireversibile, în sensul cã fragmentele preluate nu sunt depuse în acelaºi loc, în timp scurt. Procesele caracteristice albiilor fluviale sunt: coroziunea, adicã acþiunea corozivã a apei datoritã unor compuºi chimici, o anumitã „agresivitate” chimicã, datoratã ºi unor elemente chimice încorporate; coraziunea care reprezintã acþiunea de roadere efectuatã de apa încãrcatã cu material în suspensie sau cu ajutorul particulelor târâte (pietriº, nisip etc.). Forþa de ºlefuire (de curãþire) a albiei trebuie sã învingã rezistenþa de frecare staticã. Viteza criticã capabilã sã deplaseze particulele de fund depinde de densitatea particulelor ºi a fluidului, de dimensiunea particulelor, de numãrul Reynolds. 12.3.2. Modelarea albiilor aluvionate Modelarea acestor albii ridicã probleme deosebit de complexe, motiv pentru care multe rezultate sunt obþinute pe cale experimentalã, rezultate ale unor cercetãri empirice sau teoretice. În albiile aluvionate procesele esenþiale sunt dependente de redistribuirea materialelor mobile sau a celor uºor mobilizate. În esenþã, albiile sunt uºor modificate, forma lor depinzând tocmai de dinamica aluviunilor, din 176

acest motiv se mai numesc ºi albii mobile. Structura ºi dispunerea pãturii de aluviuni joacã rol esenþial în formarea ºi menþinerea profilului longitudinal de echilibru al râurilor. Formele albiilor aluviale, numite ºi „auto-formate”, sunt rezultatul interacþiunii mediu-apã-sedimente. Eroziunea în suprafaþã pe versanþi, eroziunea linearã a râului produc o cantitate de sedimente pe care râul le transportã din aria sursã spre cea de depunere, respectiv bazine marine, oceanice etc. O parte din materialele erodate, în funcþie de particularitãþile topografice, morfometrice ale versanþilor ºi albiilor (pantã, lãþimea ºi adâncimea albiei etc.) ºi hidrologice (debit, vitezã etc.) rãmân pe versanþi sau în albii. Când aluviunile sunt depuse într-un punct din patul albiei, apa eliberatã de încãrcãturã va poseda suficientã energie pentru a acþiona asupra rocii din patul albiei, pânã când aceasta se va acoperi cu un strat de sedimente. Ca ºi în cazul albiilor cu pat rezistent, procesele sunt determinate de viteza de eroziune criticã ºi de forþa de tracþiune criticã, termenul critic referindu-se la valoarea minimã a vitezei ºi forþei tractive necesare pentru a pune în miºcare o cantitate de particule. Unele cercetãri au evidenþiat faptul cã cel mai uºor material deplasabil are un diametru de 0,25 mm la vitezã criticã de 0,2 m/s. În plan (orizontal), eroziunea, transportul ºi acumularea conduc la crearea unor forme de de eroziune, de acumulare ºi de echilibru (cunoscute din geomorfologia general㠖 geneticã). Forma pe care o iau albiile în plan topografic este rezultatul interacþiunii dintre apã ºi substratul geologic, în funcþie de mediul morfogenetic. Astfel se deosebesc: albii rectilinii (drepte); albii despletite (sau împletite); albii meandrate (Leoplod ºi colab., 1957). Unele clasificãri stabilesc ºi alte tipuri de albii, tipuri care sunt fie de tranziþie, fie derivate din cele de bazã. În esenþã se þine cont de combinarea douã criterii: sinuozitatea ºi gradul de multiplicare a talvegurilor (fig.12.7, 12.8).

Fig. 12.7. Tipuri de canale fluviale (dupã Braward, Petit, 2000).

177

&

+

Fig. 12.8. Tipuri de albii minore (dupã Brice, 1975).

Dupã primul criteriu, Brice (1964) propune urmãtoarea clasificare: – canale rectilinii cu indice de sinuozitate Is > 1,05; – canale sinuoase 1,05 1,50. Schumm (1968) deosebeºte la râurile cu mai multe canale douã tipuri: râuri cu canale anastomozate ºi râuri cu canale în tresã. În alte studii, Schumm (1977) diversificã tipurile de albii aluviale, în funcþie de debit, tip de sedimente, pantã, deosebind (fig.12.9): 178

& Fig. 12.9. Tipuri de albii fluviale (dupã A.S. Schumm, 1977).

– albii drepte cu ondulaþii de nisip transversale, lãrgime stabilã, panta talvegului de 0,3%; – albii uºor meandrate, bare de aluviunialipite malurilor, panta talvegului 0,3-0,5%; – albii cu talveg puternic meandrat, bare la maluri, bancuri între ºuviþe de apã, panta talvegului de 0,5 – 1,2%; – albii cu talveg meandrat, cu despletiri uºoare, panta talvegului între 1,2 ºi 1,5%; – albii despletite, cu mai multe talveguri între care sunt bare izolate, panta de circa 1,5%. Tipurile de albii expuse dupã topografie se caracterizeazã printr-o dinamicã specificã, concretizatã în morfometria depozitelor ºi a microformelor create. Astfel morfologia ºi textura formelor elementare din albie completeazã criteriile de mai sus (vezi cap. Depozitele aluviale). 12.3.3 Albiile rectilinii Albiile drepte sunt relativ puþine ºi sunt considerate a avea caracter temporar, pentru cã albiile evolueazã spre altã stare, frecventã în naturã, cea meandratã. Se considerã albii drepte cele care depãºesc (în linie dreaptã) de cel puþin de 10 ori lãþimea albiei minore, sau albiile care au un indice de sinuozitate sub 1,1. Deºi albia în plan se prezintã rectilinie, la nivelul talvegului poate avea un traseu sinuos, mecanismul formãrii ºi succesiunii vaduri-adâncituri supunându-se aceloraºi legi ca la râurile meandrate. Evident cã la menþinerea, chiar ºi pentru scurt timp, a sectoarelor rectilinii, variabilele definitorii sunt panta ºi factorul de frecare care au valori mai ridicate comparativ cu albiile meandrate (Ichim ºi colab., 1989). De aceea, datoritã potenþialului eroziv redus, pentru scurt timp, albiile rectilinii sunt într-un relativ echilibru morfologic, energia disponibilã eroziunii fiind limitatã. Materialele din patul albiei sunt în general grosiere (depind evident de distanþa de la aria sursã ºi de duritatea rocii) ºi formeazã frecvent, prin depunere, bare laterale. 179

+

12.3.4. Albiile de râu meandrate Albiile de râu meandrate au fost observate ºi cercetate la începutul secolului trecut, primele observaþii datorându-se lui Davis (1902) ºi Jefferson (1902). Meandrarea este un proces complex în naturã caracteristic curgerii unui lichid pe o suprafaþã planã, deci nu numai albiilor de râu, ci ºi râurilor de pe gheþari, curenþilor oceanici etc. Morfologia de ansamblu a unui meandru este datã de elementele sale morfometrice ºi cele ale buclei de meandru (fig. 12.10, 12.11). Întrucât fiecare segment de albie se poate înscrie într-o curburã, se considerã buclã de meandru atunci când coarda este mai mare decât înãlþimea curburii cu cel mult de ºapte ori

a

b

Fig. 12.10. Elementele meandrului (a) ºi calcularea elementelor unui meandru (b): L1,L2- lungimea meandrului; AUA2- amplitudinea meandrului; r - raza medie de curburã; ω - unghiul maxim dintre traseul meandrului ºi direcþia medie spre aval a acestuia.

Fig. 12.11. Exemple de mãsurare a unghiurilor de schimbare a direcþiei râului în raport cu direcþia principalã.

180

(fig.12.12). Lungimea meandrului sau lungimea de undã (L sau ë) este distanþa dintre capetele a douã bucle, mãsuratã în linie dreaptã, iar amplitudinea (A) sau lãþimea fâºiei active este distanþa mãsuratã perpendicular pe lungimea mendrului. Buclele apar ºi separat fãrã a se înscrie într-un meandru, de aici ºi denumirea de bucle individuale. În funcþie de fizionomia segmentelor de curburã, buclele pot fi: simple-simetrice (cu un segment de curburã constant); simple – asimetrice (cu douã segmente de curburã constante, dar cu o lungime a corzii mai micã decât raza); bucle compuse (includ douã sau mai multe curbe simple) (fig.12.13).

Fig. 12.12. O metodã de delimitare a buclelor de meandru pe direcþia principalã a râului (dupã Brice, 1973).

Fig. 12.13. Clasificarea buclelor de meandru în raport cu forma (dupã Brice, 1974).

În analiza morfometricã se utilizeazã, pe lângã lungime ºi amplitudine, urmãtorii parametri (fig.12.10, 12.14) (tabelul 12.1): – lungimea L sau λ; – amplitudinea A; – raza de curburã rm datã de formula rm = k Q / s , în care k este o constantã, Q - debitul râului, s - panta albiei; – lungimea talvegului T; – lãþimea albiei meandrului l; – sinuozitatea meandrului P = T/L; – unghiul maxim dintre traseul meandrului ºi direcþia medie spre aval a acestuia W; 181

&

+

Fig. 13.14. Dinamica albiei Jiului ºi morfometria sa (tabelul 13.2).

– adâncimea albiei d; – panta albiei s; – lungimea totalã pe meandru M. – între aceºti parametri existã o serie de relaþii: – între lungimea meandrului L ºi raza medie de curburã rm: L = = 4,7 · rm0,98; – între raza medie a curburii rm ºi lãþimea albiei l: rm = (2...3) · l; – între amplitudinea meandruiui A ºi lãþimea albiei l: A = 18,6 · l0,99; A = 4,5 · l; – între indicele de sinuozitate P ºi adâncimea albiei d: P = 3,5 · d = 0,27. Morfologia albiei meandrate evidenþiazã o serie de forme de relief adiacente albiei: 182

Dinamica albiei Jiului în 100 de ani Parametrul

Tabelul 12.2

Harta din 1897

Harta din 1974

Lãþimea medie a albiei majore

3,5 km

3,5 km

Lungimea albiei majore

12,5 km

12,5 km

0,14

0,12

12,5 km

12,5 km

21 km

16,25 km

1,60

1,30

- meandrul 1

90°

90°

- meandrul 2

90°

90°

- meandrul 3

90°

90°

- meandrul 4

90°

90°

- meandrul 1 (Ai)

1,35

1,7

- meandrul 2 (A2)

1,5

1,85

- meandrul 3 (A3)

1,25

1,25

- meandrul 4 (A4)

1,35

0,85

- meandrul 5 (A5)

1,30

1,25

1,29

1,44

- meandrul 1 (Ai)

1,85

2

- meandrul 2 (A2)

1,8

2,1

- meandrul 3 (A3)

2,25

1,7

- meandrul 4 (A4)

1,6

2

1,87

1,95

- meandrul 1 (Si)

2,5

3,85

- meandrul 2 (S2)

3

2,95

- meandrul 3 (S3)

4,8

4

- meandrul 4 (S4)

4

3,2

3,57

3,5

- meandrul 1

1,34

1,925

- meandrul 2

1,60

1,41

- meandrul 3

2,13

2,4

- meandrul 4

2,16

1,6

Asimetria secþiunii transversale Lungimea în linie dreaptã Lungimea sinuoasã Coeficientul de sinuozitate Unghiul de schimbare a direcþiei meandrului

Amplitudinea meandrului

Amplitudinea medie

A 1 + A 2 + A 3+ A 4 + A 5 5

Lungimea meandrului

Lungimea medie

L 1 + L 2 + L3 + L 4 4

Lungimea sinuoasã

Lungimea medie

S 1 + S 2 + S3 + S4 4

Coeficient de sinuozitate a meandrului (S/L)

183

&

+

- lobul (suprafaþa delimitatã în interiorul buclei de meandru); - pedunculul meandrului (gât de lebãdã) - secþiunea cea mai îngustã a lobului. Meandrele pot fi considerate unde oscilatorii armonice (se repetã înainte ºi înapoi în timp ºi spaþiu) de la – ∞ la + ∞ (fig. 12.10, b). Meandrele ca unde armonice se caracterizeazã prin: – amplitudinea A egalã cu unitatea; – direcþia meandrelor θ; – frecvenþa k, care este numãrul de unde pe interval de bazã; – intervalul de bazã în care oscileazã unda θn = 2π/n; - lungimea de undã sau perioada 2π; unghiul de fazã ϕk; - schimbarea de fazã ϕk/k ce mãsoarã distanþa la care se aflã de prima creastã. Meandrele pot fi considerate serii de tip Fourier, adicã funcþii alternative de sin ωt ºi cos ωt: ∞

y=

∑ k =0

(ak sin kθ + bk cos kθ)

unde: ak = Ak sin θk; bk= Ak cos θk; Ak – amplitudinea meandrului; θk – faza unghiului. Oscilaþia descrisã este o curbã sinusoidalã, care rezultã din descrierea simplã a buclelor individuale de meandru. Dacã meandrul descrie o curbã sinusoidalã perfectã, el ar trebui sã aibã un singur vârf ascuþit la o frecvenþã l/l. Dacã meandrul nu descrie o curbã sinusoidalã perfectã, atunci el are vârfuri multiple. Asimetria secþiunii transversale a albiilor meandrate: S=

Ad – As A

sau

S=

2(d max – d ) A

unde: Ad, As reprezintã secþiuni transversale la stânga ºi la dreapta liniei centrale a albiei; A=Ad + As este suprafaþa totalã a albiei; dmax – adâncimea maximã; d – adâncimea medie. Coeficientul de sinuozitate al râului: ks =

Ls Ld

unde: Ls este lungimea realã (sinuoasã); Ld - lungimea în linie dreaptã. Coeficientul de sinuozitate este întotdeauna mai mare decât 1. Dacã coeficientul este mai mare de 1,5, albia este meandratã. 184

Tipologia meandrelor Tipurile de meandre sunt dependente de particularitãþile meandrãrii, respectiv de procesul care determinã cursul sinuos al râului sau al vãii. Stadiul de evoluþie, succesiunea în spaþiu a meandrelor sunt principalele criterii ce stau la baza tipizãrii; evident aceste criterii reflectã ºi condiþiile morfogenetice locale, în special cele litologice, tectonice etc. Ca ºi în cazul altor forme de relief, tipologia meandrelor a preocupat pe specialiºti (geomorfologi, hidrologi, geologi), exponenþi ai diferitelor ºcoli ºtiinþifice (americanã, englezã, francezã, rusã, australianã etc.), fiecare reliefând unul sau mai multe criterii. Dupã morfografia în plan ºi genezã, se acceptã douã mari tipuri de meandre: meandre încãtuºate ºi meandre libere; la acestea se adaugã un tip de meandre intermediar – ancrés (Bravard ºi Petit,2000), sinonim în parte cu meandrul forþat (meandrare forþatã) (Ichim ºi colab., 1989). Meandrele încãtuºate se mai numesc ºi meandre de vale pentru cã morfografia meandrului, respectiv sinuozitãþile râului, sunt identice cu cele ale vãii. Cursul meandrat al râului s-a format anterior încastrãrii în rocile actuale, de aceea se mai numesc ºi meandre moºtenite (Baulig, 1948, citat de Posea ºi colab., 1970). Se deosebesc: meandre înscrise (entrenched meandres) care s-au adâncit în loc ºi meandre sculptate (ingrown meanders) care aratã o pendulare lateralã a concavitãþii albiei în timpul adâncirii, având un mal concav, abrupt ºi unul convex, în roci dure. Între lungimea undei de meandru (ë în metri) ºi suprafaþa bazinului (A în kilometri pãtraþi) s-a stabilit relaþia: ë = 70 A0,5 Acest fapt demonstreazã mãrimea apreciabilã a meandrului. Meandrele libere, numite ºi meandre divagante sau de câmpii aluviale, sunt modelate în depozite aluvionare exclusiv prin procese fluviale de eroziune lateralã ºi transport, nefiind influenþate de versant. Evoluþia acestora duce la crearea albiei majore. Aceste meandre sunt tipice pentru ceea ce se înþelege în general prin noþiunea de meandru ºi cea de meandrare, pentru cã se parcurg toate etapele genetice ºi evolutive, de la stadiul incipient pânã la cel de autocaptare. Cele douã tipuri de meandre se supun aceloraºi legi, fapt demonstrat de unele date morfometrice: – meandre încãtuºate ë /l = 10,844; ë = 4,27 r – meandre libere ë/l = 1 l; ë = 4,7 r0,98 O categorie aparte o formeazã meandrele râurilor cu scurgere pe calcare, în care un rol important în genezã îl are eroziunea chimicã, impusã de gradul de solubilizare a rocii. Procesul meandrãrii Geneza, dinamica ºi evoluþia meandrelor sunt datorate eroziunii laterale a râului ºi procesului de autocaptare a meandrelor. De altfel aceste procese creeazã în final forma elementarã de relief a râului, respectiv albia minorã. Prin eroziune 185

&

+

lateralã se formeazã malul concav. Acumulãrile de pe malurile opuse le conferã o formã convexã. Meandrele sunt sinuozitãþile, buclele, create de râu prin eroziunea lateralã, alternantã cu acumulãrile laterale. Astfel, în profil transversal albia va prezenta un mal concav ºi unul convex. Morfologia patului albiei neechilibrate este datã de prezenþa adânciturilor, pragurilor ºi bancurilor de pietriº, nisip, mâluri etc. În zonele de convergenþã, eroziunea creeazã adâncituri (mouilles), iar materialele sunt depuse, formând praguri (seuil) în zonele de divergenþã ale curentului de apã, unde forþa de tracþiune este redusã; la râurile sinuoase, pragurile se prelungesc spre aval formând bancuri laterale, iar la cele meandrate formeazã bancuri de convexitate (fig.12.15, 12.16). La râurile meandrate, adânciturile sunt localizate la baza concavitãþii, existând deci o alternanþã a adânciturilor ºi pragurilor, intervalul dintre douã praguri sau douã adâncituri este de ë / 2, iar spaþiul dintre un prag ºi o adânciturã este de ë / 4 (ë este lungimea undei de meandru) (Bravard, Petit, 2000).

Fig. 12.15. Modelul iniþierii meandrãrii în laborator. a, b, c, d, e - fazele de dezvoltare a pseudomeandrelor ºi de trecere de la o albie rectilinie la o albie sinuos meandratã.

În albii rectilinii, circulaþia helicoidalã (transversalã) a apei se manifestã diferit la cele douã maluri (în tendinþa atingerii echilibrului). Cantitatea de material erodatã este depusã pe malul convex, astfel, curentul de apã, eliberat de încãrcãtura sedimentelor, va avea suficientã energie pentru a acþiona asupra malului opus (concav) prin eroziune, însã forþa curentului va fi maximã spre aval faþã de punctele anterioare (fig. 12.17, 12.18). În felul acesta are loc atât o eroziune lateralã cât ºi în aval. Meandrarea excesivã conduce la reducerea pantei meandrului ºi a 186

& Fig. 12.16. Trei stadii posibile în dezvoltarea meandrelor (Richards, 1985).

Fig. 12.17. Forme elementare de acumulare în canalele fluviale (dupã Bravard, Petit, 2000): a - în formã de meandru; b - în formã de tresã.

competenþei curentului de apã de a transporta încãrcãtura de fund. Astfel prin autoreglare curentul de apã îºi creeazã un nou curs, prin autocaptare, capabil sa transporte încãrcãtura de materiale. Aceastã pendulare a curentului de apã într-o parte ºi înalta ºi autocaptãrile formeazã în final albia minorã în care se pot reconstitui vechile meandre (meandre pãrãsite, numite ºi belciuge sau braþe moarte), iar în interiorul acestora martori de eroziune (când prezintã o anumitã altitudine), denumiþi popine sau grãdiºte. Meandrele se dezvoltã deci fie simetric faþã de axul principal al râului, ca meandre regulate, fie neregulat (meandre neregulate), caracteristice pentru albiile 187

+

Fig. 12.18. Dezvoltarea morfologicã rezultatã din formarea de creste alternante (dupã Ferguson, 1987) (a) ºi dezvoltarea crestelor laterale ºi sinuozitatea incipientã într-un canal amenajat artificial (dupã Lewin, 1976) (cf. Bravard, Petit, 2000) (b): 1 - maluri iniþiale; 2 - creste în canalul de nivel minim al râului; 3 - depozite de prundiºuri vechi; 4 - depozite de prundiºuri recente; 5 - depozite de spãrturi de piatrã înmagazinate; 6 - depozite nisipoase.

formate în roci sedimentare; în cuprinsul aceleaºi bucle se pot dezvolta generaþii de meandre, numite meandre întortocheate sau compuse. În literatura de specialitate le întâlnim ºi cu denumirea de meandre triple (méandres triples), fiind rezultatul unor procese hidraulice. Din cele prezentate rezultã cã principalii factori, determinanþi, în procesul de meandrare sunt scurgerea ºi acþiunea mecanicã asupra substratului geologic. Din modul cum se îmbinã ºi cum se autoregleazã aceºtia rezultã ºi alþi factori, derivaþi, care rezidã în elementele geomorfometrice ale albiei, ca pantã, lãþime, adâncime etc. De fapt este vorba de puterea pe care o posedã curentul de apã pentru eroziune, în anumite condiþii. Meandrele libere se întâlnesc la râuri cu putere de la 10 la 100W.m-2 (Ferguson,1981, citat de Bravard, Petit, 2000). Rolul factorului litologic în geneza ºi dinamica meandrelor a fost semnalat de Miller la sfârºitul secolului XIX (1883, citat de Mac, 1986). Cercetãrile au încercat sã stabileascã chiar anumite relaþii matematice între litologie ºi meandrare. 188

De exemplu, pentru depozitele cu praf ºi argilã, favorabile meandrãrii râurilor, Schumm (1963, 1977) gãseºte relaþia: P = 0,94 M 0,25 în care P este indicele de sinuozitate; M = conþinutul de praf-argilã al malurilor. Concluzia autorului este cã la 60% praf-argilã, coeficientul de sinuozitate este mai mare de 1,5, deci râul este meandrat. Lungimea de undã a meandrului ë variazã însã ºi în funcþie de debitul de umplere a albiei Q b (m3.s –1), pentru care Schumm (1977) dã relaþia: ë = 618Q b 0,43 M – 0,74 Debitul lichid influenþeazã dimensiunea meandrelor, dar la aceleaºi valori ale debitului, râul poate meandra sau poate sã-ºi creeze o albie despletitã sau rectilinie. Panta redusã a albiei râului este de asemenea consideratã cauzã a meandrãrii. Panta însã nu este factor determinant, pentru ca la aceleaºi valori ale pantei dar la debite diferite râul are o dinamicã diferitã. Existã însã anumite valori critice care marcheazã trecerea spre diferite tipuri de albii: trecerea de la un sector rectiliniu la un sector sinuos corespunde valorii de 0,4%, maximul de meandrare realizându-se la valori de 1,2...1,3%, când se trece la albii despletite (Ichim ºi colab.,1989). Cercetãrile efectuate în teren ºi laborator pun evidenþã coexistenþa mai multor factori în procesul meandrãrii. 12.3.5. Râurile cu albii împletite ºi anastomozate Noþiunea de albie împletitã se utilizeazã atât pentru albiile împletite în sens strict cât ºi pentru albiile anastomozate. Existã însã studii care separã cele douã tipuri de albii (Bravard, Petit, 2000). Pentru desemnarea acestor tipuri de albii se mai utilizeazã ºi alþi termeni, cum sunt albii cu mai multe braþe, albii multiple, albii ramificate, albii despletite. În realitate cele douã noþiuni vizeazã acelaºi obiect, respectiv un râu care curge prin mai multe canale, dar ca procese sunt diferite. Împletirea are loc la albiile cu pante ceva mai accentuate, când debitul solid de fund se acumuleazã în ostroave inundabile la ape mari, iar anastomozarea la albiile stabile, adâncite în depozite fine, cu transport de aluviuni în suspensie (fig. 12.19). Principalele caracteristici ale acestor albii care le ºi deosebesc unele de altele sunt prezentate schematic în tabelul urmãtor (tabelul 12.2). Albiile împletite sunt rezultatul acþiunii simultane a mai multor factori, dintre care mai importanþi sunt: - existenþa unui debit solid abundent ºi depus, rezultat mai ales din bazinele torenþiale de versant sau din alte surse; împletirea se realizeazã pe mãsurã ce curentul abandoneazã, prin sortare, o parte din materialele ce nu le poate transporta, în general materiale grosiere, mãrind în felul acesta ºi panta râului; 189

&

+

Fig. 12.19. Împletirea ºi anastomozarea unui râu (dupã Bravard, Petit, 2000): a - râu principal; b - râu afluent; c - afluent torenþial. Tabelul 12.2 Caracteristici ale albiilor împletite ºi anastomozate Elemente de identitate

Albii împletite

Albii anastomozate

Factorii de control

Din amonte

Din avale

Textura depozitelor

Prundiºuri fluvio-glaciare

Depozite fine de albie majorã

Stabilitatea albiei

Albie instabilã

Albie stabilã

Transport aluviuni

Dominant debit târât

Dominant debit în suspensie

Proces de depunere

Bancuri în albie

Acumularea peste maluri din apele de viiturã

Tendinþe de sedimentare verticalã

Mai grosier spre amonte

Mai fin spre amonte

Tipul de agradare a „insulei” de depozite

Mai subþire spre aval

Mai subþire spre amonte

Vegetaþia

Deloc sau temporarã

Iarbã ºi tufiºuri dese

- existenþa unei pante accentuate este strâns legatã de existenþa aluviunilor grosiere; la pante mari ºi aluviuni grosiere, râul îºi împarte albia în mai multe canale formând adevãrate „delte continentale”; când panta se reduce, aluviunile devin din ce în ce mai fine, iar râul îºi adunã apele într-un singur canal de scurgere; este exemplul râurilor subcarpatice de la noi din þarã; - variaþiile mari ºi rapide ale debitului lichid permit abandonarea unor materiale ºi formarea unor bancuri centrale submerse din particule grosiere depuse la ape mari, acesta evoleazã spre ostrov, la ape mici; - maluri uºor erodabile, care sã favorizeze extinderea în lãþime a albiei active. 190

Fig. 12.20. Sector de râu împletit.

&

191

+

Din cele expuse rezultã cã regimul aluviunilor, ca rezultat al mai multor factori, este rãspunzãtor de împletirea albiei. Indicele de împletire redã raportul dintre suma lungimii fiecãrui canal (mãsurat paralel cu axa bandei active) ºi lungimea L suprafeþei active de împletire (în linie dreaptã) (fig. 13.20, 13.21): Iî = (L1 + L2 . Ln) / L Se poate lua ºi numai o lungime de referinþã, cel mai indicat fiind 1 km. Albiile anastomozate au fost identificate ºi denumite astfel de Schumm (1968) Fig. 12.21. Calculul indicelui de împletire pentru a le deosebi de cele împletite prin lt ºi gradul de sinuozitate al canalului caracterul lor stabil. Aceastã partimijlociu Ts, (dupã Bravard, Petit, 2000). cularitate rezidã în încrustarea în depozite fine (tabelul 12.3). Anastomozarea prin agradare este impusã de condiþii geomorfologice, tectonice ºi climatice, cum sunt regiunile afectate de miºcãri subsidente, de modificãri ale nivelului local de bazã, regiuni cu climat umed, favorabil alterãrii puternice, ºi deci formãrii sedimentelor fine.

12.4. Acumularea - depozitele aluviale 12.4.1. Caractere generale Formaþiunile fluviale sunt sedimentele rezultate din transportul ºi acumularea de cãtre apele curgãtoare a materialelor erodate în cadrul bazinelor (pe versanþi sau în albia râului). Sunt foarte rãspândite în general pe continente, la baza munþilor, pe fundul vãilor ºi mãrilor. Formaþiunile fluviale se numesc aluviuni. Sunt bine cunoscute în literatura de specialitate pentru importanþa lor, atât pentru reconstituiri paleogeografice, cât ºi pentru societate. Într-un sistem fluvial de ordin superior, factorii care condiþioneazã depunerea variazã de la izvor la vãrsare, în cadrul celor trei secþiuni: superioarã, medie ºi inferioarã (fig. 12.22 ºi 12.23).

Fig. 12.22. Schema generalizatã a unui sistem fluvial (dupã Schumm, 1977, cu modificãri).

192

193 Fig. 12.23. Sistemul fluvial în funcþie de stadiul de evoluþie, altitudine ºi climã (dupã Chorley ºi colab., 1984).

&

+

Stratificaþia aluviunilor rezultã din depunerea particulelor în pãturi succesive, preluând forma substratului unde sunt depuse (fig. 12.24). • Stratificaþia orizontalã sau paralelã este caracteristicã unui curs de apã liniºtit sau în repaus; stratele formate sunt paralele între ele. • Stratificaþia oblicã este specificã sedimentelor fluviale, în condiþiile modificãrii vitezei de depunere a curenþilor de apã. Când viteza de sedimentare se menþine ridicatã un timp îndelungat în condiþiile schimbãrii sensului de transport rezultã o stratificaþie încruciºatã (fig. 12.22). Aluviunile se caracterizeazã printr-o mare varietate granulometricã, morfometricã ºi structuralã.

Fig. 12.24. Morfologia ºi structura internã a unui rid de curent (ripple-marks).

Formaþiunile fluviale pot fi prezentate în trei mari grupe, dupã poziþia în cadrul formelor fluviale ºi dupã dimensiunea ºi gradul de stabilitate (tabelul 12.4): Tabelul 12.4 Caracteristicile depozitelor de albie Locul depunerii Canal, albie minorã

Nume

Caracteristici

Depozite tranzitorii de canal

Umpluturi de canal ºi insule aluvionale

Depozite laterale Albie majorã

Aluviuni prin grinduri Depozite de luncã; depozite de terasã

Poala muntelui (denivelãri)

Vãrsare

Conuri aluviale: - torenþiale; - fluviatile; - noroioasã (aluviuni în evantai) Câmpii de nivel de bazã Delte (se analizeazã la formaþiunile litorale)

194

Aluviuni în patul râului; o parte poate fi conservatã în canale sau lateral în albie Aluviunile formate iniþial din depunerea unor sedimente grosiere cu depozite mai fine deasupra; o trãsãturã dominantã a canalelor despletite Point-bar pe malul convex al meandrelor ºi bar-urilor marginale care pot forma o secvenþã alternantã de-a lungul canalelor drepte Acumulãri locale de material predominant nisipos, format la inundaþii Acumulãri heterogene, de obicei cu material fin deasupra; includ mâl natural ºi depozite mlãºtinoase Formate de cursuri efemere sau perene; sedimentele descresc în mãrime cu distanþa de la centrul conului; câteva conuri se pot uni pentru a forma o câmpie aluvialã (bajada) Sunt formate acolo unde un curs îºi depune încãrcãtura la intrarea în mare sau în alt fel de apã stãtãtoare; sunt caracteristice trei seturi de structuri sedimentare

- aluviuni din albia minorã ºi albia majorã; aluviuni de terasã; aluviuni bazale; bancuri, ostroave, renii sau bare arcuite (point bar), canale colmatate ºi pãrãsite; pânze aluviale, grinduri de viiturã, mlaºtini în arii cu ape stagnante; - aluviuni din conuri de dejecþie (alluvial fan) ºi piemonturi; - aluviuni din câmpii de nivel de bazã. 12.4.2. Aluviunile din albia minorã Majoritatea acestor aluviuni au o poziþie în spaþiu efemerã ºi sunt ca vârstã holocene sau actuale. Ele se formeazã în condiþii de pantã redusã, când râul divagheazã formându-ºi meandre, cu maluri concave (în care erodeazã) ºi maluri convexe (în care depune) (fig. 12.25). Depunerile au loc ºi în talveg ºi peste maluri (în luncã) la inundaþii.

Fig. 12.25. Geneza stratificaþiei oblice plane (a) ºi a celei oblice imbricate (b).

Aluviunile bazale din canalul de scurgere (channel floorlag) variazã ca grosime (în general 1-2 m); sunt discontinue ºi formate din elemente grosiere (pietriº, nisip), depuse la viteze reduse ale apei; în cursul inferior al râurilor mari, depozitele de canal sunt nisipos-argiloase, cu resturi organice; la suprafaþa straturilor de nisip apar „valuri” ºi ondulaþii de curent. Meandrele pãrãsite sunt umplute cu sedimente nãmolos-argiloase laminate, care formeazã mlaºtini cu acumulãri de turbã (în climat temperat sau rece ºi umed). - Aluviunile laterale (renii sau bancuri arcuite - point bar) sunt construite prin acumularea sedimentelor la marginea canalului, în special pe malurile 195

&

+

convexe. Depozitele au o pantã linã (de la margini spre centrul albiei) ºi pot atinge 10–20 m grosime. Sunt formate din nisipuri bine sortate (dominantã fiind componenta nisipoasã), cu resturi organice. La partea superioarã pot apãrea straturi nisipo-mâloase sau argiloase rubanizate. Se prezintã sub forma unor corpuri tabulare cu stratificaþie oblicã, ce trec spre centrul canalului în stratificaþie paralelã ºi grosime din ce în ce mai redusã.

Fig. 12.26. Evoluþia meandrelor unui râu ºi acumularea aluviunilor.

– Aluviunile axiale (bancuri sau dune; ostroave, insule - barre de chenal). Aluviunile din lungul canalului sunt specifice albiilor despletite (fig.12.27, 12.28). Poziþia ºi suprafaþa emersã evolueazã în funcþie de viteza ºi debitul apei râului, cu precãdere deci la viituri. Petrografic ºi granulometric, aluviunile sunt heterogene. Pe distanþe mari se constatã o descreºtere a diametrului aluviunilor spre aval, unde indicele de rotunjire este mare. Local, granulometria poate fi diferitã datoritã aportului lateral de aluviuni ale afluenþilor. Grosimea aluviunilor poate atinge 10-15 m la râurile mari ºi creºte din amunte spre aval pe mãsurã reducerii pantei talvegului. 196

& Fig. 12.27. Morfologia ºi formaþiunile unui curs de apã împletit. Poziþia ostroavelor faþã de direcþia de curgere: I - longitudinalã; 2 - transversalã; 3 - diagonalã; 4 - formaþiuni de fund de albie; 5 - formaþiuni de ostroave.

O secvenþã completã prezintã urmãtoarea succesiune (de la bazã spre partea superioarã): nisip ºi pietriº cu stratificaþie oblicã; nisip fin cu stratificaþie oblicã ºi cu lamine sinuoase ºi drepte, nivele argiloase-nãmoloase cu laminaþie orizontalã (fig. 12.29).

Fig. 12.28. Poziþia aluviunilor în albie ºi formarea ostroavelor. Sãgeþile aratã direcþia de curgere a apei.

Fig. 12.29. Structura internã a unui ostrov.

12.4.3. Aluviunile din albia majorã În sens restrâns, aluviunile din albia majorã sunt doar cele depuse de o parte ºi alta a râului, în timp istoric - aluviunile din grinduri. Albiile majore ºi terasele sunt formate din depozite de albii minore, ce au însã anumite particularitãþi ºi sunt cunoscute ca depozite de luncã ºi depozite de terasã. 197

+

Aluviunile din grinduri sunt rezultatul depunerilor în apropierea malurilor la inundaþii, datoritã reducerii vitezei curentului de apã (fig. 12.30). Acumularea intensã de materiale creeazã adevãrate diguri naturale de o parte ºi de alta a albiei minore. Aluviunile din grinduri sunt alcãtuite din alternanþe de nisipuri grosiere cu siltite ºi fracþiune argiloasã. Grindurile dau luncii în profil transversal un aspect bombat, supraaluvionat cãtre albia minorã. Depozitele de luncã sunt depuse peste roca în loc ºi reprezintã de fapt vechi depozite din albii majore, detaºate ulterior ca terase (fig. 12.31). Stratul

Fig. 12.30. Succesiunea depunerii aluviunilor.

Fig. 12.31. Poziþia aluviunilor din albia minorã în diferite etape de evoluþie a râului.

198

de aluviuni este format din pietriº rulat (numit pietriº de terasã) peste care uneori se aflã argilã finã aluvialã. Depozitele piemontale sunt constituite din suprapunerea ºi îngemãnarea conurilor aluviale, în consecinþã ele prezintã, în general, caracteristicile acestora. Aluviunile piemontale sunt pietriºuri de diferite dimensiuni amestecate cu nisipuri ºi pãturi sau lentile de argilã în structurã încruciºatã. Pietriºurile piemontane au un grad diferit de rulare, adesea cu blocuri colþuroase care indicã o scurgere torenþialã. Granulometria materialelor scade din amonte spre avale ºi de la bazã spre partea superioarã. In piemonturile vechi, nefuncþionale, alterarea este destul de avansatã, putând apãrea cruste feruginoase, argile ºi nisipuri (din alterarea pe loc), Astfel, structura iniþialã de tip torenþial este puternic modificatã. Grosimea stratelor de pietriº diferã în funcþie de tectonica regiunilor pe care le racordeazã. Subsidenþa activã a regiunilor de la baza muntelui determinã grosimi apreciabile, de peste 200 m. Schimbãrile climatice ºi paroxismele tectonice se regãsesc în pânze de pietriºuri piemontane (Gr. Posea ºi colab., 1970). 12.4.4. Aluviunile din câmpiile de nivel de bazã La gura de vãrsare a unor fluvii în ape stãtãtoare se acumuleazã cantitãþi mari de materiale datoritã reducerii vitezei apei. Condiþiile hidrodinamice ale colectorului determinã acumularea la þãrm sau redistribuirea aluviunilor pe platforma continentalã. Când aluviunile sunt distribuite pe suprafeþe întinse se formeazã câmpii aluvionare. Panta depozitelor este foarte linã, pentru cã sunt alcãtuite din materiale fine, argile ºi nisip. În structura pe verticalã, o deltã prezintã peste depozitele marine vechi, cu stratificaþie paralelã, o alternanþã din nisipuri ºi argile fluviale, depuse lenticular, cu stratificaþie încruciºatã, cu sedimente marine; spre partea superioarã apar fracþiunea nisipoasã, predominant fluvialã, ºi depozitele de mlaºtinã (argile cu plante). Datoritã condiþiilor de formare impuse de poziþie, aceste depozite se trateazã de obicei la cele litorale.

Întrebãri ºi exerciþii de verificare 1. Explicaþi trecerea de la eroziunea prin picãtura d eploaie la eroziunea torenþialã. Care dintre tipurile de curgere în albie au acþiune dinamicã severã asupra albiei? 2. Desenaþi ºi explicaþi noþiunile asupra albiei? • con de dejecþie – proluviu; • coluviu – glacis – con de grohotiº; • albii meandrate; • albii anastomazate; • albii împletite. 2. Care sunt caracteristicile morfocinetice ºi morfografice ale depozitelor din conurile de grohotiº ºi conurile de dejecþie? 199

&

+

Depozite aluviale în Delta Dunãrii.

Albia minorã a Prahovei la confluenþa cu Gura Beliei.

200

Tema V Dinamica glaciarã Obiective

Tema îºi propune: ð Prezentarea principalelor forme de relief create de gheþari montani ºi cei de calotã prin procesele de eroziune ºi acumulare; ð rolul bilanþului glaciar în dinamica gheþarilor.

201

&

+ Dunãrea la Feteºti în aprilie 2006.

Acumulãri biogene la þãrmul Mãrii Negre, la Eforie Sud.

202

13. Acþiunea morfodinamicã a gheþarilor Formele de relief create de gheþari sunt grupate în (fig 13.1): – forme de eroziune; – forme de acumulare (de depunere). Aceste forme fac obiectul de studiu, în principal, al geomorfologiei; glaciologia pune accent pe mecanismele lor de formare, ca urmare a agentului modelator principal – gheaþa. Sunt situaþii când eroziunea ºi acumularea acþioneazã simultan, forma creatã putându-se cu greu atribui unui anumit proces (cazul morenelor glaciare). Deºi geomorfologic morenele sunt considerate forme de acumulare, totuºi este greu de delimitat rolul eroziunii de cel al acumulãrii în formarea lor.

Fig 13.1. Morfologia montanã glaciarã (forme de eroziune ºi forme de acumulare).

203

&

+

13.1. Eroziunea glaciarã 13.1.1. Factori care influenþeazã eroziunea glaciarã Mecanismele eroziunii glaciare sunt strâns legate de: stadiul de evoluþie a masei gheþarului, în raport direct cu variaþiile bilanþului specific; localizarea potenþialului optim al eroziunii în masa gheþarului; caracteristicile suprafeþei subiacente (preexistente). Dinamica masei gheþarului redatã de bilanþul specific necesitã observaþii îndelungate. De asemenea, pentru studiile contemporane se iau în seamã nu atât investigaþiile din anii cu bilanþ normal, cât cele din anii excepþionali, cum sunt cei foarte secetoºi ºi cu temperaturi ridicate. În general, se admite cã la bilanþul nul suprafaþa gheþarului este neschimbatã. În realitate, observaþiile efectuate în ultimul secol au demonstrat cã la un bilanþ nul, fruntea limbii gheþarului poate sã se retragã, în timp ce zona de acumulare se extinde. Înaintãrile ºi retragerile frunþii gheþarilor nu sunt sincrone, chiar la gheþarii situaþi la aceeaºi latitudine, datoritã fie unor cauze locale, fie altitudinii lor diferite. Existã un decalaj între variaþiile dintre zona de acumulare ºi cea de ablaþie ºi dinamica gheþarului, urmãritã în variaþiile frunþii acestuia. Ridicarea temperaturii, la altitudini joase, poate diminua acumularea ºi accelera ablaþia datoritã precipitaþiilor sub formã de ploaie. La altitudini ridicate, sporeºte gradul de umiditate ºi, implicit, acumularea. Dintre factorii locali care determinã asincronizarea înaintãrii ºi retragerii gheþarilor se citeazã erupþiile vulcanice, avalanºele, factori ce conduc inclusiv la fenomenele de „captare” glaciarã. Gheþarii în creºtere au o dinamicã activã. Cantitatea de material erodat este în funcþie de natura rocii, de gradul ei de fisurare ºi de diaclazare. Gheþarii cu bilanþ pozitiv (în creºtere) au un potenþial eroziv ridicat dacã prezintã o morenã de fund. Capacitatea de eroziune ºi transport a gheþarilor este strâns legatã deci de fluctuaþiile anuale ale frunþilor. În timpul verilor, fruntea este descoperitã, iar gheþarul regreseazã, pentru ca în timpul iernii sã înainteze ºi sã se acopere cu zãpadã. Potenþialul morfodinamic al gheþarului este diferit în profilul sãu transversal. Existã o eroziune subglaciarã realizatã de „torenþi” ºi o eroziune efectuatã de masa gheþarului în miºcare, ambele forme sunt stimulate însã de eroziunea periglaciarã. Eroziunea torenþilor subglaciari explicã vãile adânci ºi marmitele sãpate de apa turbionarã de sub gheþari. La marginea inlandsisurilor, eroziunea subglaciarã formeazã diferite forme de relief. Dupã Woldstedt, torenþii subglaciari formau o reþea de 50–80 km pe toatã bordura meridionalã a inlandsisurilor cuaternare. Cantitatea de sedimente transportatã de torenþii subglaciari este diferitã de la un gheþar la altul. Pornindu-se de la volumul acestuia s-a cãutat sã se stabileascã intensitatea eroziunii glaciare. 204

Acþiunea de eroziune a gheþarilor este greu de departajat de cea a torenþilor subglaciari sau cea de pe versanþii bazinului glaciar fãrã gheaþã. În general, însã, eroziunea glaciarã a unui gheþar staþionar este extrem de redusã (L. Lliboutry dã 0,05 mm/an, eroziunea glaciarã medie fiind de circa 20 de ori mai puternicã). Eroziunea gheþarilor în miºcare este puternicã sub limbile de gheaþã în cazul gheþarilor de vale, iar în cazul inlandsisurilor gheþarii nu au modificat decât foarte puþin sau chiar au protejat regiunile centrale, gheaþa fiind practic imobilã. În jurul inlandsisurilor eroziunea este maximã. Materialele erodate sunt transportate ºi sedimentate sub forma unor coline (vezi capitolul „Acumularea glaciarã”). Intensitatea proceselor de eroziune glaciarã este dependentã de duritatea rocilor, de gradul de fisurare ºi diaclazare ale acestora, dar ºi de forma pe care s-a suprapus gheþarul, inclusiv panta reliefului ºi cea a gheþii. Sectorul subglaciar este cel mai expus proceselor de eroziune. Acestea sunt mai active la gheþarii temperaþi decât la gheþarii reci, datoritã prezenþei apei subglaciare în anumite perioade ale anului. 13.1.2. Evoluþia teoriilor privind eroziunea glaciarã Acþiunea morfologicã a gheþarilor este abordatã în principal de cãtre geomorfologi, care pornesc de la studiul formelor de teren pentru a deduce procesele de eroziune a gheþii ºi apoi, prin procese, explicã formele. Confruntarea permanentã a rezultatelor cercetãrii formelor de relief cu cele ale proceselor care le creeazã pare a fi pentru geomorfologi abordarea indispensabilã explicãrii eroziunii glaciare (J. Tricart, A. Cailleux, 1962). De la primele observaþii asupra fenomenelor de eroziune ºi pânã în prezent s-au confruntat douã grupe de teorii; una exacerbând rolul gheþarilor în modelarea reliefului, iar alta minimizându-l. Teoria ultraglacialistã este cea mai veche, afirmatã la sfârºitul secolului al XIX-lea, mai ales de geomorfologi. Cu unele modificãri ea este acceptatã ºi astãzi de cãtre unii cercetãtori. Conform acestei teorii, gheþarii sunt cei mai activi dintre agenþii de eroziune continentalã. Ei modificã total relieful preexistent, transportând ºi depunând apoi mase impresionante de grohotiº. Cercetãrile s-au efectuat în special în America de Nord ºi în nordul Europei (Scandinavia, Polonia), iar concluziile ultraglacialiste se bazeazã pe interpretarea unilateralã a grosimii mari a morenelor ºi pe adâncimea apreciabilã a unor vãi glaciare din Alaska ºi Columbia Britanicã. „ªcoala vãii glaciare” atribuie gheþii rolul principal în sculptarea formei, comparându-le cu vãile fluviatile. Ca ºi râul, gheþarul îºi modeleazã patul în funcþie de dinamica sa. Aceastã concepþie a fost aplicatã în Munþii Alpi de cãtre A. Penck ºi Brukner ºi de cercetãtorii ªcolii de la Grenoble. Teoria antiglacialistã apare la sfârºitul secolului al XIX-lea, concomitent cu teoria ultraglacialistã, ca o reacþie la aceasta; ea a fost amendatã pe mãsura obþinerii unor noi observaþii asupra dinamicii gheþarilor. Potrivit glacio205

&

+

logilor-geologi, gheþarii favorizeazã conservarea reliefului, de unde ºi denumirea de teoria gheþarilor protectori. Treptat, teoria antiglacialistã, în aceastã formã, a fost abandonatã. Teoria antiglacialistã modernã nu neagã rolul gheþarului în modelarea reliefului, admiþând existenþa unui relief tipic glaciar. De asemenea, gheþarii modeleazã formele preexistente, cãrora le dã o amprentã glaciarã. Teoriile „tranzacþionale” admit capacitatea gheþarului de a eroda ºi transporta materialele erodate, modelându-ºi în acest fel valea pe o vale schiþatã anterior (J. Tricart ºi A. Cailleux, 1962). Teoria lui Emm. De Martonne susþine cã relieful preglaciar este cel care faciliteazã morfodinamica gheþarului. Ea a fost aplicatã la gheþarii de munte din Alpi. Dupã autorii citaþi meritul teoriei lui Emm. De Martonne constã în faptul cã a sesizat combinarea proceselor succesive a douã sisteme de eroziune diferite. Ea nu a fost aplicatã însã în domeniul glaciaþiunii inlandsisurilor, ci doar reliefului tipic montan. La concluzii asemãnãtoare au ajuns ºi alþi autori. De exemplu, Flint, fãrã a emite o anumitã ipotezã, îºi expune principalele idei asupra rolului geomorfologic al inlandsisurilor într-un capitol din tratatul sãu, creând în America o ºcoalã în acest sens. Dupã Flint, alþi autori americani au demonstrat cã rolul morfogenetic al gheþii se manifestã prin debitaj ºi abraziune, primul proces fiind preponderent. Abraziunea rezultã din frecarea gheþii încãrcate cu pietriºuri. Ambele procese au o anumitã intensitate în funcþie de caracteristicile suprafeþei preexistente: gradul de alterare, gradul de diaclazare, crãpãturi etc. Abraziunea dominã pe contrapantã, iar debitajul este intens pe suprafeþe înclinate, spre aval. Acþiunea morfogeneticã a gheþii este cu atât mai mare cu cât gheaþa are încorporatã o cantitate mai mare de grohotiº. În acest fel se explicã faptul cã eroziunea inlandsisurilor a fost mai importantã pe marginile calotei glaciare. Atât Martonne cât ºi Flint, precum ºi alþi autori, insistã asupra raporturilor dintre gheþar ºi suprafaþa preexistentã (relief, litologie, tectonicã). Fiecare dintre teoriile enunþate au valabilitatea lor, ele nu se exclud, ci se completeazã una pe alta. În urma analizei fãcute, J. Tricart ºi A. Cailleux (1962) ajung la unele concluzii care se regãsesc ºi astãzi în preocupãrile glaciologilor, domeniul glaciar al Pãmântului constituind în multe privinþe un laborator inepuizail ca problematicã. – Mecanismele eroziunii glaciare sunt încã discutate, ele sunt diferite la gheþarii locali, temperaþi, faþã de cele ale gheþarilor de calotã, fiind determinate de condiþiile locale ale fiecãrui tip de gheþar. – Dinamica gheþii ºi caracteristicile ei morfogenetice nu depind numai de masa de gheaþã, ci ºi de litologie, relaþie care trebuie privitã în dublu sens. – Pentru studiile glaciologice sunt deosebit de importante analizele concrete pe termen lung ºi încercarea de sintetizare pe baza acestor rezultate. Aderarea la una din teoriile prezentate se face numai în urma acestor cercetãri, efectuate de cele mai multe ori colectiv ºi pe gheþari tipici. 206

13.1.3. Formele de relief Circul glaciar. În 1823, Charpentier observã circurile ca forme de relief, dar abia în 1837 Gastaldi le atribuie, pentru prima datã, eroziunii glaciare. Ca formã de relief este abordatã de specialiºtii geomorfologi ai regiunilor glaciare ºi periglaciare. Glaciologic, circurile glaciare sunt în primul rând rezultatul acþiunii erozive a gheþii asupra scoarþei terestre. Circul glaciar este o microdepresiune semicircularã sau circularã cu fundul relativ plat ºi versanþi abrupþi care a fost sau este ocupatã de gheþar. Asupra genezei circurilor glaciare s-au purtat ample discuþii, pãrerile fiind grupate în douã mari categorii: ultraglacialiste ºi antiglacialiste. Dupã teoriile ultraglacialiste, circurile glaciare sunt rezultatul acþiunii névé-ului asupra substratului. Teoriile antiglacialiste considerã cã circurile glaciare sunt rezultatul proceselor complexe de gelivaþie, nivaþie ºi eroziune fluvialã anterior existenþei gheþii. Aceasta din urmã contribuie la modelarea ulterioarã a unor microdepresiuni preexistente. Conform teoriilor antiglacialiste, în geneza circurilor se disting trei faze: incipientã, de névé ºi de evoluþie glaciarã a circurilor (J. Tricart ºi A. Cailleux, 1962, fig. 13.2). În faza incipientã are loc acumularea unor cantitãþi mari de

Fig. 13.2. Evoluþia circurilor glaciare (dupã J. Tricart ºi A. Cailleux, 1962).

zãpadã pe o suprafaþã uºor concavã, cu denivelãri situate fie la obârºia unei vãi, fie pe accidente structurale. În a doua fazã, zãpada stratificatã începe sã se transforme în névé ºi în gheaþã simultan cu mãrirea excavaþiei prin procese de gelivaþie. Când grosimea névé-ului ºi a gheþii depãºeºte coeficientul de frecare începe sã alunece peste prag, cãutându-ºi drum spre altitudini mai coborâte. Dinamica gheþii în cadrul circului este susþinutã ºi de rimaye, respectiv de fanta existentã între gheaþã ºi pereþii circului, la care nu aderã perfect datoritã plasticitãþii ºi vâscozitãþii. În ultima fazã are loc modelarea puternicã a circului, atât a versanþilor, cât ºi a fundului sãu, transformându-se 207

&

+

în depresiuni de diferite dimensiuni, uneori atingând diametre apreciabile. Prin intersectarea crestelor care separã circuri alãturate, apar fie circuri complexe, fie creste cu altitudini reduse. De sub masa de gheaþã se iveºte roca în loc sub forma nunatak-urilor. Când se unesc circuri glaciare de pe mai mulþi versanþi opuºi, în relief rãmân vârfuri piramidale cunoscute sub numele de hornuri. Custurile (karlingurile) se formeazã prin evoluþia versanþilor circurilor alãturate ºi se prezintã sub forma unor culmi ascuþite. Porþiunile mai coborâte ale custurilor se numesc înºeuãri de transfluenþã, atunci când masa de gheaþã dintr-un circ situat la altitudini mai mari poate sã treacã într-un circ cu altitudini mai coborâte decât primul. Valea glaciarã este forma de relief prin care se deplaseazã limba gheþarului, formã ocupatã sau nu de gheaþã (în prezent). Ca ºi în cazul circurilor glaciare, în formarea vãilor s-au confruntat susþinãtorii teoriilor ultraglacialiste ºi antiglacialiste, dominând un timp aºa-numita „ºcoalã a vãii (patului) glaciare”. Aceasta susþinea cã gheþarii au o putere erozionalã capabilã sã modifice total topografia anterioarã instalãrii gheþii. Davis a atras atenþia asupra faptului cã nu trebuie sã se piardã din vedere cã gheaþa acoperã doar patul (fundul) vãii. Versanþii vãii sunt modelaþi de procese periglaciare. Ca ºi râul, gheaþa îºi amenajeazã patul în funcþie de dinamica curgerii. Indiferent de acceptarea sau nu a ipotezelor eroziunii glaciare (vezi ºi „Evoluþia teoriilor privind eroziunea glaciarã”), este de înþeles cã limba gheþarului se instaleazã acolo unde relieful preexistent îi este favorabil prin denivelãri negative mai mult sau mai puþin adânci. Ulterior, acestea sunt modelate de gheþari, astfel încât ele sunt rezultatul unor procese complexe de modelare a scoarþei terestre, tipice regiunilor cu climat rece. Morfologia alpinã cu vãi glaciare este un indiciu al existenþei gheþarilor cuaternari. În profil transversal valea glaciarã are în general forma literei U. Asemenea vãi se gãsesc însã ºi în zonele tropicale, formate în condiþii climatice specifice acestor regiuni, fãrã nici o legãturã cu modelarea glaciarã. De asemenea, vãile glaciare pot avea ºi forma literei V, cum sunt unele vãi glaciare din Marea de Gheaþã. Uneori au ºi un profil complex, respectiv sub formã de V ºi de U. În profilul transversal apar adesea umeri de vale, dovezi fie ale fazelor glaciare succesive, fie ale evoluþiei periglaciare (fig. 13.3).

Fig. 13.3. Profil transversal printr-o vale glaciarã (dupã A. N. Strahler, 1973).

208

Profilul longitudinal al unei vãi glaciare prezintã o succesiune de trepte (praguri) ºi cuvete sau bazine situate în amonte de praguri, rezultate prin procese de subsãpare glaciarã (fig. 13.4). Adâncirea cuvetelor din spatele pragurilor este însoþitã ºi de o creºtere în grosime a gheþii, ce are o acþiune erozivã mai intensã în contrapantã. Dupã topirea gheþarilor aceste cuvete, ca ºi circurile glaciare, sunt ocupate de lacuri glaciare.

Fig. 13.4. Profil longitudinal prin Valea Bucurei (Munþii Retezat, dupã I. Piºota, 1971).

În Alpii Transilvaniei (Carpaþii Meridionali), acest tip de relief modelat de gheþari are caractere proprii (fig. 13.5). Cele peste 150 de lacuri glaciare, formate în circuri ºi în lungul vãilor glaciare, situate în cea mai mare parte la o altitudine medie de 2000 m, au fost studiate sub aspect hidrologic (I. Piºota, 1971). Un exemplu de lacuri situate în lungul vãilor este complexul glaciar Bucura-Lia din Munþii Retezat, unde se aflã urmãtoarele lacuri: Bucura, Tãul Agãþat, Tãul Porþii, Florica, Viorica, Ana, Lia, cu o suprafaþã totalã de 9,7 km2 (I. Piºota, 1971, pag. 35).

Fig. 13.5. Circuri glaciare ºi vãi glaciare în Munþii Godeanu (dupã Gh. Niculescu, 1965).

209

&

+

Pe baza analizei umerilor din vãile glaciare ºi a corelãrii cu condiþiile locale structurale ºi topoclimatice, Grigore Posea (1981) considerã cã glaciaþiunea cuaternarã a afectat Carpaþii Româneºti (Munþii Fãgãraº) numai într-o singurã fazã, ºi anume în Würm. Fiordurile sunt vechi vãi glaciare acoperite de apã. Ele apar sub forma unor golfuri alungite puternic ºi ramificate, pe þãrmurile accidentate ale unor þinuturi muntoase acoperite cu gheþari. Apariþia ºi evoluþia fiordurilor sunt dependente de preexistenþa unor vãi fluviale în care s-au instalat gheþarii. Fiordurile reprezintã ultima fazã a acestei evoluþii, cea de golf extrem de alungit ºi ramificat (Sogne, 1.200 m). Rocile mutonate (roches moutonnées) sunt rezultatul eroziunii glaciare ºi apar sub forma rocilor ºlefuite ovale sau circulare, cu unghiuri tocite. ªlefuirea rocilor provine dintr-o uzurã a asperitãþilor rocilor. Numele este considerat de mulþi autori a fi provenit în urma asemãnãrii lor cu o turmã de oi culcate. Dupã L. Lliboutry (1964), analogia se face cu o perucã din secolul al XVIII-lea, bine rotunjitã. Pe rocile mai puþin dure se observã striuri, uneori adâncite spre aval. Prezenþa striurilor presupune existenþa gheþarilor ºi cu ajutorul lor se poate determina vechea direcþie de scurgere a gheþii ultimei faze glaciare din Cuaternar, în cazul gheþarilor de calotã. Fjeld-urile, câmpii sau podiºuri dezvoltate pe un strat dur, au fost netezite în parte de cãtre gheþarii de calotã. Asemenea câmpii apar în Scandinavia, Peninsula Kola, partea nordicã a Munþilor Ural, Siberia de Est, Canada. Suprafaþa acestei câmpii este ondulatã, cu spaþii depresionare acoperite de turbã, mlaºtini sau lacuri.

13.2. Acumularea glaciarã 13.2.1. Formaþiunile glaciare Formaþiunile superficiale rezultate din depunerea gheþarului sunt cunoscute sub douã denumiri: morene ºi tilluri. Formele de relief create din aceste depozite sunt, de asemenea, diversificate în funcþie de tipul gheþarilor: de munte sau de calotã. Formaþiunile glaciaþiei recente ocupã circa 35% din suprafaþa Europei, ºi anume: Europa de Nord (peninsula Scandinavia, Finlanda), Europa Mijlocie (nordul Poloniei, Germaniei ºi Olandei), precum ºi zona montanã începând din vest cu Pirineii, Masivul Central Francez, Munþii Jura, Munþii Vosgi ºi continuând, spre est, cu Munþii Alpi, Munþii Carpaþi, Munþii Caucaz. Ele se gãsesc pe spaþii întinse în America de Nord (Canada, nordul Statelor Unite), la diferite altitudini în toatã Cordiliera Pacificã, din Alaska pânã în Insula Þara de Foc, în Asia Centralã Înaltã etc. Prezenþa lor este legatã de extinderea gheþarilor cuaternari ºi a celor actuali. Suprafaþa apreciabilã justificã interesul specialiºtilor pentru studiul lor. 210

Termenul de morenã se pare cã îºi are originea în limba latinã, murana desemnând o îngrãmãdire de pietre. Dupã Lliboutry (1965) el poate proveni ºi de la murus, sens apropiat cu cel de zid, perete. Terminologia anglo-saxonã foloseºte noþiunea de till, introdusã se pare de Flint. În literatura de specialitate din România se întâlnesc ambii termeni: în general, geomorfologii folosesc noþiunea de morenã (mai ales pentru gheþarii montani), iar geologii pe cea de till, pentru sediment, ortho-tilluri pentru formaþiuni glaciare remaniate. Una dintre primele clasificãri a morenelor a fost fãcutã de Comisia Internaþionalã a Gheþarilor în 1989 ºi se bazeazã pe poziþia pe care o au morenele în raport cu gheþarul. Potrivit acestei clasificãri se deosebesc: morene mobile (laterale sau mediene); morene depuse (riverane, mediane, frontale, de fund). Cu unele modificãri clasificarea este folositã ºi astãzi (fig. 13.6).

Fig. 13.6. Formarea morenelor mediene: A-A’, B-B’, C-C’ – morenele mediane ºi profilurile lor longitudinale; a-a’, b-b’ – profiluri transversale prin limba gheþarului (dupã L. R. Serebreannâi ºi A. V. Orlov, 1985).

211

&

+

Clasificarea geneticã propusã de Lliboutry (1965) se bazeazã de fapt tot pe cea din 1899, cãreia i-a adus unele completãri ºi, aºa cum afirmã acesta, înglobeazã ºi alte forme, adeseori confundate cu morenele. Morenele mobile sunt reprezentate de: – morene stratificate care provin din diferite procese subglaciare; iniþial sunt morene inferioare, dar pot fi înglobate în masa gheþarului în urma confluenþei mai mult gheþari; – morene de grohotiº, laterale, mediene sau în pânzã, care se formeazã din grohotiºul cãzut de pe pante; pot deveni interne fãrã a fi însã stratificate datoritã poziþiei lor în stratele superioare ale gheþarului; – morene de ablaþie care provin fie de la o morenã stratificatã inferioarã, fie din pânzele de grohotiº în urma procesului repetat de ablaþie. Morenele depuse prezintã urmãtoarele tipuri: – morene riverane sau laterale; – morene de ablaþie (ablation till) – provin din morenele de ablaþie mobile dupã topirea completã a gheþii; – morene frontale sau stadiale – provin din morenele de ablaþie, prin acumulãri repetate în fruntea gheþarului; – morene de împingere – provin din remanierea morenelor frontale în urma împingerilor exercitate de gheþar; – gheþarii stâncoºi – depozite interstratificate de zãpadã, gheaþã ºi grohotiº. Morenele de fund numite ºi „terenuri mobile subglaciare” sunt reprezentate prin: – argilã compactã cu blocuri (lodged till); este o suprafaþã devenitã compactã datoritã gheþarului; nu este o morenã în sens strict; – urme (dâre) morenice ºi drumlinuri care se formeazã sub gheþar fie din lodged till (argilã compactã cu blocuri), fie din morene inferioare. Depozitele fluvio-glaciare (stratified drift) rezultã din sedimentarea materialelor transportate la periferia gheþarilor. Se deosebesc de morene prin stratificare, ele prezentând alternanþe de pietriº, nisip, mâl. Alternanþa anualã permite datarea vârstei depozitului prin metoda varvelor. Cercetãrile efectuate în cadrul INQUA (International Union for Quaternary Research), bazate pe compararea formaþiunilor gheþarilor actuali cu ale celor vechi, cuaternari, au adus noi precizãri asupra structurii, texturii ºi morfologiei lor. Formaþiunile glaciare sunt „sedimente transportate apoi depuse de un gheþar activ sau depuse prin topirea gheþarului ºi care au putut suferi, dupã depunerea lor, deformãri, dar nu remanieri importante” (M. Deynoux, 1980, citat de M. Campy ºi J. J. Maciare, 1989, pag. 166). Dupã particularitãþile genetice, formaþiunile glaciare sunt curpinse în douã mari tipuri: tilluri de fund, depuse la baza gheþarului, formate din blocuri striate, heterometrice, compacte datoritã greutãþii gheþarului; tilluri de ablaþie, formate prin acumularea progresivã a materialelor în timpul topirii gheþii, mai puþin compacte. 212

Tillurile de fund, dupã gradul de fixare, cuprind (G. Seret, 1985, citat de M. Campy ºi J. J. Macaire, 1989): – lodgement till (morene de „placaj”) sunt materiale detritice sudate de gheaþa bazalã, se deplaseazã în lungul penelor de forfecare; între gheaþã ºi substrat, forþele de frecare duc la placarea elementelor detritice, element cu element sau în bloc; materialul mobil, sudat în dezordine pe suportul glaciar, poate atinge câþiva metri cubi; axa mare a lor este orientatã în direcþia de deplasare a gheþii; – melt-out till (morene de topire sub presiune) se formeazã din elementele sudate de gheþar; datoritã ºuvoiului de apã de la baza gheþarului, elementele devenite mobile, mai ales cele fine, sunt supuse unei spãlãri ºi depuse apoi într-o structurã complexã, formatã din mâluri ºi bolovani de diferite dimensiuni. Fluctuaþiile condiþiilor subglaciare se regãsesc în faciesurile interstratificate. – dislodgement till (morene de dislocare) apar în regiunile unde roca prezintã diaclaze, crãpãturi, blocurile fiind dislocate de gheþar. Tillurile de ablaþie (ablations tilles) se formeazã la periferia gheþarului, unde topirea gheþii are loc treptat, punând în loc materialele detritice pe care le conþine. Structura lor este influenþatã de apele de topire, materialele fiind uneori nestratificate, necompactate ºi lipsite de fracþiuni fine. Pe lângã aceste douã mari categorii genetice, alte clasificãri mai prezintã: – flow tills (tilluri de curgere), formate pe suprafaþa gheþarului; sunt bine descrise pe gheþarii actuali din insulele Svalbard ºi Islanda; – waterlain tills (tilluri subacvatice) rezultate din materialele transportate de gheþarii cu frunte marinã sau lacustrã; aceste morene sunt interstratificate în sedimente lacustre periglaciare cunoscute sub denumirea de varve. În anotimpul de varã datoritã aportului râurilor se depuneau nisipurile, iar în anotimpul de iarnã se depuneau argilele rãmase în suspensie în apa lacurilor. Vârsta absolutã a cuvetelor este dedusã dupã numãrul varvelor perechi (argiles à varves, varved clays). Metoda este folositã ºi pentru datarea glaciaþiunilor. Cantitatea de materiale erodate, transportate ºi depuse de un gheþar sunt dependente de mecanismele topirii ºi reîngheþului de la baza gheþarului. Gheþarii reci apar acolo unde temperatura se aflã sub punctul de topire a gheþii ºi, în consecinþã, nu existã apã liberã în sistemul glaciar sau aceasta este extrem de redusã cantitativ. În zonele care trec peste punctul de topire se formeazã gheþarii temperaþi, cu apã liberã în sistem. Zona de contact a gheþarului cu domeniul periglaciar este caracterizatã de procese de interferenþã, din care rezultã sedimente glacio-fluviale, glacio-lacustre sau glacio-marine. Una dintre problemele disputate în literatura de specialitate este prezenþa aluviunilor în masa de gheaþã, respectiv a mecanismelor existente între gheaþã ºi roca în loc. În literatura anglo-saxonã studiul pãturii de gheaþã aluvionatã este denumit cu o expresie comun㠖 stratul de gheaþã bazal (Basal Ice Layers – B.I.L.). 213

&

+

Prezenþa aluviunilor în masa de gheaþã este atribuitã mecanismelor de naturã climaticã ºi mecanicã, fãrã a se ºti însã cu exactitate rolul preponderent al unora dintre acestea, de fapt ele se aflã în relaþii de interdependenþã. Echelmeyer ºi Zhongxiang (1987, citat de R. Souchez ºi J.-L. Tison, 1993) pun accent pe mecanisme mecanice. Pe baza observaþiilor directe asupra deplasãrii stratului de gheaþã bazal la temperaturi sub îngheþ, considerã cã alunecarea ºi forfecarea par sã fi conlucrat la „pãtrunderea” aluviunilor locale. Acest fapt se explicã prin alternanþa stratelor de gheaþã bogate în aluviuni cu cele de gheaþã relativ curatã. Forajele efectuate în marginea calotei antarctice, ºi anume în Þara Adeli (Morena Prudhomme), aratã posibilitatea pãtrunderii mecanice a aluviunilor în gheaþa bazalã, respectiv prin forfecare, la temperaturi de subîngheþ, confirmându-se în acest fel rolul proceselor mecanice ºi climatice în formarea morenelor (R. Souchez ºi J.-L. Tison, 1993). 13.2.2. Formele de relief create de gheþarii de calotã Formele de relief create prin acumularea gheþarilor de calotã sunt privite prin prisma sedimentologilor ca formaþiuni glaciare parþial remaniate. Dupã rolul gheþii în formarea lor ºi dupã poziþia faþã de sursa glaciarã se disting douã mari tipuri: formaþiuni glaciare propriu-zise (ice-contact drift) ºi formaþiuni de la contactul cu domeniul periglaciar. Drumlinurile sunt coline alungite în sensul deplasãrii gheþarilor, mai masive în amonte decât în aval, cu dimensiuni ce ating 2–3 km lungime, 1 km lãþime ºi 20–30 m înãlþime. Formeazã câmpuri la marginea gheþarilor de tip calotã sau piemont, fiind adesea situate pe un dâmb pietros preexistent (fig. 13.4). Spre amonte par a fi forme de eroziune, iar spre aval forme de acumulare realizate din morena de fund. Eskerurile (öesar, asar) sunt forme alungite, sinuoase, cu dimensiuni ce pot atinge câþiva kilometri lungime, 50 km lãþime ºi 20 m înãlþime. Pare cã s-au format prin sedimentare subglaciarã a canalelor tunel parcurse de apele de topire (M. Campy ºi J. J. Macarie, 1989). Sunt mai lungi ºi mai sinuoase decât drumlinurile. Prezenþa lor este legatã de ablaþia activã din gheþarii în curs de îmbãtrânire. Distribuþia spaþialã este independentã de relieful preexistent, intersectând vãi, lacuri, interfluvii (fig. 13.7). Sunt alcãtuite din material stratificat orizontal sau oblic. Kamele sunt forme pozitive cu aspect de movilã în centrul vechii vãi glaciare sau sub formã de terasã pe versant (terasã kame) (M. Champy ºi J. J. Macarie, 1989). Au înãlþimea relativã de 5–70 m, diametrul de 100–2.000 m, fiind formate din nisipuri argiloase ºi nisipuri cu stratificaþie orizontalã. Ca ºi eskerurile, formarea lor este legatã de ablaþia gheþarilor pasivi. Salpauselka ºi pradolinele sunt forme rezultate din morena frontalã a gheþarilor de calotã, urmare a înaintãrii ºi retragerii lor succesive. Salpauselka reprezintã forme pozitive cu aspect de coline alungite pe sute de kilometri, paralele cu fruntea gheþarului. Înãlþimea medie nu depãºeºte 100 m. Pot fi urmãrite în relieful Finlandei. 214

& a

b Fig. 13.7. Drumlinuri în Wisconsin – harta topograficã (dupã Emm. De Martonne, 1926) (a) Reprezentarea fotograficã a drumlinului (b)

Pradolinele (urstromtäler) sunt forme negative cu aspect de culoare depresionarã între valurile de morene frontale. Sandrele sau câmpurile de sandre sunt forme glacio-fluviale formate din aluviunile apelor curgãtoare de la periferia gheþarilor. Au fost construite din conuri de dejecþie juxtapuse ale torenþilor glaciari. Panta generalã a câmpurilor de sandre este de câþiva metri la 1 kilometru, iar suprafaþa reprezintã din loc în loc microforme pozitive, dune, formate din nisipuri fine ºi löessuri, ºi microforme negative numite zolii. În concluzie, ritmul ºi intensitatea morfodinamicii glaciare sunt variate în raport de subsistemele glaciare: subsistemul subglaciar de la contactul cu substratul geologic (eroziune ºi acumulare intense); subsistemul supraglaciar, de la suprafaþa gheþarului (sub incidenþa climei); subsistemul intraglaciar (endoglaciar) care corespunde masei gheþarului (cu forme în gheaþã de ablaþie ºi reîngheþ); subsistemul proglaciar, din faþa calotei glaciare ºi a gheþarilor montani, unde predominã ablaþia ºi depunerile glacio-fluviale, glacio-lacustre, glacio-marine. 215

+ a

b

Fig. 13.8. Morfologia generalã creatã de cãtre gheþarii de calotã (a) esker (b)

Fig. 13.9. Sistemul glaciar

Subsisteme

Tip genetic de till

Funcþii

Fig. 13.10. Funcþiile subsistemelor dintr-un gheþar

216

& Fig. 13.11. Gheþarul Mer de Glace (vara)

Fig. 13.12. Morfologia glaciarã alpinã

a Fig. 13.13. Schiþa topograficã a gheþarului Mer de Glace (a). Profilul longitudinal al gheþarului Mer de Glace (b)

217

b

+

a

Fig. 13.14. Gheþari Bossons ºi Taconnaz (suspendaþi pe versant) (a) Fruntea gheþarului Bossons cu crevase (b)

b 218

13.3. Bilanþul glaciar 13.3.1. Acumularea, ablaþia ºi bilanþul glaciar Acumularea P reprezintã cantitatea totalã de precipitaþii solide mãsuratã pe o suprafaþã ºi poate fi: acumulare relativã ºi acumulare totalã. Acumularea relativã reprezintã cantitatea totalã de precipitaþii solide dintr-un anumit punct, mãsuratã cu pluviometrul, în grame pe centimetru pãtrat. Acumularea totalã reprezintã acumularea relativã multiplicatã cu suprafaþa totalã a bazinului de versant al gheþarului (bazinul-versant), se mãsoarã în centimetri cubi. Ablaþia A este cantitatea totalã de apã (zãpadã sau gheaþã) care iese din masa gheþarului. Existã ºi o cantitate de apã de topire care reîngheaþã, numitã de unii cercetãtori acumulare internã. Atât acumularea, cât ºi ablaþia se pot mãsura. Pe gheþari se diferenþiazã douã zone (sectoare): – zona de alimentare (în care predominã acumularea); – zona de ablaþie (în care predominã pierderile de apã). Aceste zone sunt separate de linia de echilibru. Acumularea ºi ablaþia suferã modificãri în timp ºi spaþiu, reflectate în bilanþul glaciar. Bilanþul glaciar exprimã starea dinamicã a gheþarului ºi se exprimã cumulativ; în general prezintã urmãtoarele caracteristici: – în zona de alimentare: P > A → bilanþ glaciar pozitiv; – în zona de ablaþie: P < A ← blanþ glaciar negativ; – în linia de echilibru: P > A → bilanþ nul. Mãsurãtorile efectuate în multe regiuni cu gheþari au permis sublinierea concluziei cã în secolul nostru, dar mai ales în ultimele douã decenii, dimensiunile gheþarilor se reduc, fiind în concordanþã cu clima actualã. Bilanþul glaciar este influenþat de temperaturã ºi precipitaþii. În timpul unei veri rãcoroase, bilanþul poate fi pozitiv. Condiþiile favorabile pentru bilanþul pozitiv sunt cele cu ninsori abundente ºi temperaturi care sã diminueze ablaþia. În general, atunci când echilibrul dintre ablaþie ºi acumulare este dereglat, acesta se restabileºte fie prin lãrgirea zonei ablaþiei, fie prin lãrgirea zonei de acumulare (fig. 13.15). Unii gheþari înainteazã în aceste situaþii mult pe vãi, pentru a se restrânge în alte condiþii climatice. Când bilanþul este negativ grosimea ºi suprafaþa gheþarilor se reduc, cu timpul putând dispãrea. Pentru întregul gheþar se determinã balanþa sau bilanþul net care reprezintã diferenþa dintre cantitatea de zãpadã ºi de gheaþã acumulatã ºi cea care se pierde la sfârºitul unui an bugetar. Bilanþul net bn al ariei de acumulare Sc reprezintã cantitatea de gheaþã ºi zãpadã acumulatã la sfârºitul anului bugetar, în puncte ale ariei de acumulare. 219

&

+

Fig. 13.15. Schimbãri în volumul ºi bilanþul glaciar al unui gheþar din zona temperatã (modificãrile sunt supradimensionate): a – profilul longitudinal la sfârºitul verii; b – acumularea în timpul anului urmãtor (mai ales iarna); c – ablaþie în cursul aceluiaºi an (mai ales vara); d – rezultatul acumulãrii ºi ablaþiei în timpul anului corespunde balanþei nete; e – miºcarea continuã a gheþarului ºi pãstrarea profilului longitudinal (dupã T. Stenborg, 1974).

Bilanþul net bn al ariei de ablaþie Sa reprezintã cantitatea de gheaþã ºi zãpadã pierdute prin topire, în puncte ale ariei de ablaþie. Bilanþul net Bn pentru întregul gheþar este determinat de relaþia (W.S.B. Paterson, 1969): Bn =

∫ b ddSS + ∫ b ddSS n

Sc

n

Sa

Se poate determina ºi bilanþul de iarnã, rezultat din mãsurãtori. Bilanþul de varã rezultã din diferenþa dintre bilanþul de iarnã ºi bilanþul net. Determinarea poziþiei liniei de echilibru este deosebit de importantã pentru bilanþul glaciar, dar ºi deosebit de dificil de trasat. Penck ºi Bruckner (citaþi de Lliboutry, 1965), folosind metoda hipsometricã, considerã cã aria de acumulare/aria de ablaþie = ¾, deci linia de echilibru este pe primul sfert al curbei hipsometrice cumulate. A fost folositã pentru gheþarii cuaternari, dar nu este concludentã pentru toþi gheþarii actuali (la Malaspina, de exemplu, zona ablaþiei este mai extinsã decât zona acumulãrii). Metoda lui Reid se bazeazã pe analiza morenelor mediane ºi studiul bilanþului specific la diferite altitudini cu ajutorul balizelor montate pe gheþar; s-a ajuns la anumite formule de calcul. 220

Linia de echilibru nu se confundã cu linia limitei zãpezilor persistente, deºi la unii gheþari, în funcþie de condiþiile locale, acestea pot sã coincidã. La gheþarii din zonele temperate, prin zboruri de recunoaºtere cu avionul sau pe aerofotograme, ambele de la sfârºitul verii, se poate identifica linia de echilibru, care coincide în general cu linia zãpezii (de la sfârºitul verii). 13.3.2. Factorii bilanþului glaciar Existenþa ºi persistenþa masei glaciare depinde, dupã cum s-a vãzut, de: – cantitatea de precipitaþii; – existenþa temperaturii negative. Aceste variabile cunosc o variaþie atât altitudinalã, cât ºi longitudinalã în funcþie de poziþia pe glob, conform legii zonalitãþii fenomenelor geografice, ºi de poziþia în altitudine, conform legii etajãrii fenomenelor geografice. Se considerã cã existã o perioadã de acumulare ºi o perioadã de ablaþie într-un ciclu anual considerat an bugetar. Perioadele respective sunt greu de delimitat, pentru cã în timpul anului ele diferã atât în timp, cât ºi ca extindere în diferite regiuni cu gheþari. De aceea, noþiunile respective trebuie considerate pentru un anumit punct, pentru o altitudine datã. Se ºtie cã temperatura aerului scade cu altitudinea conform gradientului altimetric al temperaturii de 0.53°C la 100 m. Pe gheþar, gradientul altimetric al temperaturii este diferit. Iarna, spre exemplu, este de 0,8°C/100 m (faþã de 0,5°C/100 m în afara gheþarului). Dacã: x este spaþiul parcurs de aer; f – presiunea vaporilor saturaþi de apã în aer; θ – temperatura aerului; h – altitudinea, atunci: df =

d dd dd d df d = f ⋅ è ⋅ h d ddx dx dè d dh d

unde: df / dθ reprezintã variaþia presiunii vaporilor saturaþi cu temperatura; scade rapid când temperatura scade; dθ/dh – gradientul temperaturii în atmosferã, constant, în general. Maximul de precipitaþii este pe flancul munþilor unde dh/dx este maxim, dependent de df / dθ. De exemplu, în Antarctica, cu regiuni permanent reci, vântul are un rol mai important decât altitudinea. Vântul catabatic rece, care bate dinspre interiorul Antarctidei spre periferie, duce zãpada spre exterior. În plus, termenul df / dθ face ca alãturi de vânt, în interiorul Antarctidei, precipitaþiile sã fie foarte reduse cantitativ. Modificãrile produse în masa gheþarului sunt cunoscute ºi ca energie a glaciaþiei sau indice de activitate a gheþarului. Dupã cum s-a vãzut, schimbãrile în masa gheþarului sunt dependente de altitudine ºi respectiv de mãrimea acumulãrii ºi ablaþiei, explicate de P.A. ªumski (1946). Gradientul vertical al bilanþului specific al masei gheþarului reprezintã suma gradienþilor creºterii ºi descreºterii anuale a gheþii, determinatã de regulã, la limita de alimentare (V.M. Kotleakov, 1984). Notând cu γc – gradientul 221

&

+

vertical al acumulãrii ºi γa – gradientul vertical al ablaþiei, atunci energia glaciaþiei Eg, exprimatã în mm (strat de apã) la 1 m (fig. 13.16), este: E g = γc + γ a Valoarea acumulãrii ºi ablaþiei la limita de alimentare Sca, în g/cm2, este proporþionalã cu energia glaciaþiei, relaþia empiricã fiind: Eg = 0,004 S2ca + 0,02 Sca

Fig. 13.16. Schema energiei glaciare: 1 – acumularea; 2 – ablaþia; 3 – bilanþul glaciar; 4 – suprafaþa acumulãrii; 5 – suprafaþa ablaþiei; L.A. – linia alimentãrii (dupã V.M. Kotleakov, 1984)

În ansamblu, valorile lui Eg cresc de la poli spre Ecuator ºi de la regiunile din interiorul continentelor spre margini. De exemplu, în Alaska Eg = 20...22 mm/m, în Podiºul Tibet Eg = 2...3 mm/m, în Severnaia Zemlea E = 2...4 mm, în Islanda Eg = 9...1 mm/m. 13.3.3. Metode de determinare a bilanþului net Determinarea bilanþului net se poate face în mai multe moduri. Mãsurarea directã pe gheþar a bilanþului net în puncte reprezentative pe suprafaþa gheþarului este una dintre primele metode folosite. În aria de acumulare, aceastã metodã constã în sãparea unor puþuri pânã la atingerea suprafeþei zãpezii anterioare, care a fost marcatã prin vopsire. Se mãsoarã grosimea ºi densitatea stratului depus. În aria de ablaþie, procedeul constã în montarea unor stâlpi în puþurile sãpate. Se mãsoarã distanþa dintre vârful stâlpului ºi suprafaþa gheþii la începutul ºi la sfârºitul anului bugetar. Diferenþa între ele se înmulþeºte cu 0,9 pentru a transforma cantitatea de gheaþã în apã. 222

Numãrul punctelor depinde de variaþiile care au loc în aria de acumulare ºi cea de ablaþie; el este de ordinul zecilor ºi chiar al sutelor pe kilometru pãtrat. Dupã câþiva ani de observaþii, numãrul punctelor se poate reduce la câteva puncte tipice. Metoda hidrologicã este folositã pentru bilanþul net al întregului gheþar. Mãsurãtorile se fac pe întregul bazin de drenaj în care se aflã gheþarul ºi se efectueazã pentru: cantitatea totalã de precipitaþii P, scurgerile totale din bazin R, evapotranspiraþie E: Bn = P – (R + E) Metoda fotogrammetricã constã în interpretarea aerofotogramelor efectuate la începutul ºi sfârºitul anului bugetar. Modificãrile în conturul gheþarului se transformã în modificãri de volum. Metoda este folositã pentru bilanþul net al întregului gheþar, nu pentru puncte semnificative. Fluctuaþiile liniei zãpezilor de la sfârºitul verii, care coincide în general cu linia de echilibru, pot da unele informaþii asupra bilanþului net. Ele se pot observa pe aerofotograme sau prin zboruri repetate cu avionul. De exemplu, o linie a zãpezii clarã, situatã la altitudini coborâte, cu gheaþã curatã, indicã faptul cã bilanþul net este pozitiv. Dacã limita este clarã, dar situatã la altitudini înalte, se deduce faptul cã a avut loc o acumulare dupã câþiva ani de bilanþ negativ. O linie a zãpezii separatã de gheaþã curatã de o linie de firn indicã faptul cã bilanþul net este mai negativ decât cei din anii precedenþi. La gheþarii arctici localizarea liniei de echilibru este mai dificilã. La sfârºitul verii, linia de echilibru este mai joasã decât linia zãpezii. Metoda modelãrii foloseºte tehnica modernã ºi date furnizate de sateliþi. Modelarea constã în elaborarea unei reprezentãri simplificate (un model) care pãstreazã doar trãsãturile esenþiale ale fenomenului real ºi în studierea modelului pentru a cunoaºte obiectul sau fenomenul reprezentat. Componentele de bazã ale bilanþului glaciar sunt acumularea ºi ablaþia. Principalul parametru care le influenþeazã este temperatura. Ph. Huybrechts (1993), luând în considerare temperatura la suprafaþa gheþii antarctice, calculatã la Institutul de Cercetãri Polare Scott (Cambridge, Marea Britanie), pe un model-grilã de 40 km, elaboreazã un model pentru bilanþul glaciar al Antarcticii. Variaþia medie a temperaturii de la suprafaþa gheþii δ T este dependentã de încãlzirea climei θ (t) ºi de altitudine: δ T=γ

δ

H + θ (t)

unde: γ = 5,1°C/km, dacã H ≤ 1500 m; γ = 14,3°C/km, dacã H > 1500 m; Relaþia între temperatura suprafeþei Ts ºi temperatura de formare a precipitaþiilor Tf este: Tf = 0,67 Ts + 88,9 în care Tf ºi Ts sunt grade Kelvin (0°C = 273K). 223

&

+

Rata de acumulare pentru o anumitã stare climaticã impusã se obþine din produsul valorii de referinþã actual ºi raportul derivatelor presiunii vaporilor saturaþi pe o suprafaþã planã de gheaþã pentru stãrile de referinþã actual ºi impus. Dupã Lorius ºi colaboratorii (1985, citat de Ph. Huybrechts, 1993) rezultã:   T0 M[Tf(t)] = M[Tf (prezent)] ·exp·  222,47   Tf (prezent) 

2

T0     Tf (prezent)  2 2  ·  2 Tf(t)   Tf(t)   

unde: T0 = 273K = 0°C. Ratele de acumulare pentru gheaþa antarcticã, în condiþiile de temperaturã date, diferã cu un factor 2 la o variaþie de 10°C a temperaturii. Ablaþia la suprafaþa Antarcticii este micã, sau lipseºte, în prezent. Dacã temperatura creºte, ablaþia va avea loc în regiunile joase ºi la periferia continentului, în condiþii similare Groenlandei. Între numãrul anual de zile-grade pozitive ºi rata de ablaþie la marginea gheþii în Groenlanda de Vest existã o mare corelaþie (Brainthwaite ºi Olesen, 1989, citaþi de Huybrechts, 1993). Relaþia între temperatura de varã, în grade Celsius (media pentru decembrie ºi ianuarie), amplitudinea anualã a temperaturii, în grade Celsius, ºi latitudinea geograficã φ, în grade, este: Tvarã = 25,11 – 0,39φ + γH (r = 0,84) Aan = – 30,74 + 0,59φ (r = 0,91) unde r este coeficientul de corelaþie, considerat de autorul citat suficient de mare. Rezultã cã energia potenþialã pentru topire PDD este: PDD [°C zi] = (58,259 – 2,201 Aan + 0,038 Aan2) + + (50,263 – 2,265 Aan + 0,045 Aan2) Tvarã + + (12,326 – 0,788 Aan + 0,019 Aan2) T2varã unde Tvarã este de –3... + 10 ºi Aan de 7... 22°C. Pe baza corelaþiilor fãcute, Ph. Huybrechts (1993) ajunge la urmãtoarele concluzii privind bilanþul glaciar la suprafaþã din Antarctica (fig. 59): – în climatul actual pierderile sunt deja neglijabile, dar cresc progresiv cu temperatura ºi cu extinderea anotimpului de ablaþie; – la creºteri ale temperaturii sub 5,3°C, bilanþul este pozitiv, acumularea prevaleazã asupra creºterii ablaþiei; în acest stadiu acumularea totalã este de 32,75 · 1011 m3 din care 8,7% se pierde vara. Situaþia se aplicã la bilanþul de suprafaþã totalã. Modelul spaþial depinde însã ºi de altitudine; – pentru a pãstra bilanþul actual, temperatura ar trebui sã creascã cu 8,3°C; 224

& Fig. 13.17. Dependenþa balanþei masei Antarcticii de temperatura relativã din prezent. Pentru o creºtere de 5,3°C, balanþa masei va fi mai mare decât în prezent (dupã Huybrechts, 1993).

– la o creºtere a temperaturii de 11,4°C, bilanþul total este negativ; dacã aceasta ar dura mii de ani, ºelfurile s-ar topi, pe continent ar apãrea o bandã largã fãrã gheþari, asemãnãtor Groenlandei; – în climatele mai reci decât astãzi, schimbãrile în bilanþul glaciar sunt determinate de schimbãrile ratei de acumulare.

Întrebãri ºi exerciþii de verificare 1. Corelaþi procesul de eroziune glaciarã cu dinamica masei gheþarului. 2. Care dintre formele de relief create prin eroziune glaciarã sunt mai puternic influenþate de relieful preexistent ºi de ce? 3. Care este diferenþa dintre morene ºi tilluri? 4. Care este diferenþa dintre formele de acumulare create de gheþarii de calotã ºi de cei montani? 5. Care sunt elementele bilanþului glaciar? Cum influenþeazã bilanþul glaciar dinamica gheþarului?

225

+

226

ORIENTÃRI BIBLIOGRAFICE

Armaº Iuliana (2006), Risc ºi vulnerabilitate. Metode de evaluare aplicate în geomorfologie, Ed. Universitããþii, Bucureºti Abramson, L. W., Lee, T. Sik-chuen, Sharma, S., Boyce, Glenn (1996), Slope Stability and Stabilization Methods, John Wiley &Sons Ltd., Chichester, England. Ahnert, F. (1970), A Comparison of Theoretical Slope Models with Slopes in the Field, în Slope Morphology, 1973 (Schumm, Mosley ed.). Ahnert, F. (1994), Equilibrum, scale and inheritance in geomorphology, Geomorphology, 11. Allison, R. J. (ed.)(2002), Applied Geomorphology, John Wiley &Sons Ltd., Chichester, England. Ananiev, G. S., Simonov G., Spiridonov, A. N. (sub. red.) (1992), Dinamicescaia gheomorfologhia, Moscva (în l. rusã). Anastasiu, N. (1988), Petrologie sedimentarã, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Avena, G. C., Giuliano, G., Lupia Palmieri, E. (1967), Sulla valutazione quantitative della gerarchizzazione ed evoluzione du reticoli fluviatili, Boll. Soc. Geolog. Ital., 86 Badea L., Bãcãoanu V., Posea Gr. (coord.) (1983), Relieful, în Geografia României, vol. I, Geografia fizicã, Edit. Academiei, Bucureºti. Bally, R., Stãnescu, P. (1977), Alunecãrile de teren ºi stabilitatea versanþilor agricoli, Edit. Ceres, Bucureºti. Baulig, H. (1940), Le profile d’équilibre des versants, în Essais de Géomorphologie, 1950, Paris. Baulig, H. (1959), Morphométrie, Ann. Geogr., LXVIII, 369, sept. -oct. Bãcãoanu, V., Donisã, I., Hârjoabã, I. (1974), Dicþionar geomorfologic, Edit. ªtiinþificã, Bucureºti. Bãloi, V., Ionesu, V. (1986), Apãrarea terenurilor agricole împotriva eroziunii, alunecãrilor ºi inundaþiilor, Edit. Ceres, Bucureºti. Bãloiu, V. (1980), Amenajarea bazinelor hidrografice ºi a cursurilor de apã, Edit. Ceres, Bucurºti. Bãlteanu, D. (1983), Experimentul de teren în geomorfologie, Edit. Academiei, Bucureºti. Bãlteanu, D. (1984), Relieful – ieri, azi, mâine, Edit. Albatros, Bucureºti. Bãncilã, I. (coord.) (1980 – 1981), Geologie inginereascã, vol. I ºi II, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Bergson H. (1996), Materie ºi miºcare, Edit. Polirom, Iaºi. Bertalanfy von, Ludwig (1956), General system theory, Gen. Syst. Yearbook, nr. 1. Birot, P. (1960), Le cycle d’érosion sous les differents climats, Rio de Janeiro. Bogdan O., Niculescu E. (1999), Riscurile climatice în România, Institutul de Geografie, Bucureºti. Bojoi, I., Apetrei, M., Vârlan, M. (1998), Geomorfometria luncilor. Model de analizã în bazinul superior al Jijiei, Edit. Academiei, Bucureºti. Botnariuc, N. (1976), Concepþie ºi metodã sistemicã în biologia generalã, Ed. Academiei, Bucureºti. BouligandY. ºi colab. (1994), Les sciences de la forme aujord’hui, Edit. du Seuil, Paris. Boutot, A. (1996), Inventarea formelor, Edit. Nemira, Bucureºti. Bravard J. -P., Petit F. (2000), Les cours d’eau. Dynamique du système fluvial, Armand Colin, Paris. Brunet, R. (1970), Les phenomenes de discontinuite en géographie, Mem. doc., 7, 1967, Paris. Brunet, R., Ferras, R., Thery, H. (1998), Les mots de la géographie. Dictionnaire critique, Reclus, Paris. Busch M. Richard (1993), Laboratory Manual in Physical Geology, Macmillan Publ. Com., New York. Buzilã L., Munteanu L. (1997), Alunecarile de teren de la Saeº (Podiºul Hartibaciului), Comunicari de geografie, Edit. Univ. Bucuresti, vol. I.

227

&

+

Campy, Michel, Macaire, Jean-Jeaques (1989), Géologie des formations superficielles, géodynamique- faciés- utilisation, Edit. Masson, Paris. Carson, M. A., Kirkby, M. J. (1972), Hillslope. Form and Processes, Cambridge, Univ. Press. Cenuºe, Zoica (1998), Termodinamicã chimicã, Edit. Universitãþii Bucureºti. Chardon, M. (1990), Quelques reflexions sur les catastrophes naturelles en montagne, Rev. Geogr. Alpine, LXVIII, nr. 1, 2, 3. Chorley, R. J. (1964), The Nodal Position and Anomalous Character of Slope, în Slope Morphology, 1973. Chorley, R., J., Kennedy, B. A. (1971), Physical Geography. A System Approach, Prentice Hall., London. Cioacã, A., Bãlteanu, D., Dinu, M., Constantinescu, M. (1993), Studiul unor cazuri de risc geomorfologic în Carpaþii de la Curburã, Studii ºi cercetãri de geografie, t. XL. Coque, R. (2000), Géomorphologie, A. Colin, Paris. Constantin, Mihaela (2001), Landslide Control – a JapaneseApproach, Institutul de Geografie, Bucureºti. Cornea I., Drãgoescu I., Popescu M., Visarion M. (1979), Harta miºcãrilor crustale verticale recente pe teritoriul R. S. România, St. cerc. geol., geofiz., geogr., Geofizicã, 17, 1. Coteþ P. (1978), O nouã categorie de hãrþi – hãrþile de risc – ºi importanþa lor geograficã, Terra, X(XXX), 3. Crozier, M. J. (1973), Techiniques for the morphometric analysis of landslips, Z. Geomorph., 17. 1. Cruden, D. M., Varnes, D. J. (1992), Landslaide Types and Processes, în Landslides: Investigation and Mitigation, Washington, D. C., Transp. Research Board. Culling, W. E. H. (1963), Soil creep and the development of hillside slopes, J. Geol, 71. Dalrymple, J. B., Blong, R. J., Conacher, A. J. (1968), A hypothetical nine-unit landsurface model, Z. Geomorph., 12. Davis, W. M. (1899a), The geographical cycle, Geogrl. J., 14. Davis, W. M. (1899b), The peneplain, Am. Geologist, 23. Davis, W. M. (1902), Base-level, grade, and peneplain, J. Geol., 10. Dinu, Mihaela (1999), Subcarpaþii dintre Topolog ºi Bistriþa Vâlcii. Studiul proceselor actuale de modelare a versanþilor, Edit. Academiei, Bucureºti. Dauphine, A. (1995), Chaos, fractales et dynamiques en geographie, Reclus, Paris. De La Noe, G., Margerie, E. de (1888), Les formes du terrain, în Slope Morphology, 1973. Derruau, M. (1956), Precis de géomorphologie, Masson, Paris. Derruau, M. (1969), Les formes du relief terrestre, Masson et Cie Ed., Paris. Donisã, I., Boboc, N. (1994), Geomorfologie, Edit. Lumina, Chiºinãu. Dramis, Francesco, Bisci, Carlo (1998), Cartografia geomorfologica, Pitagora Editrice, Bologna. Drimba, O. (1984), Istoria culturii ºi civilizaþiei, vol. I, Edit. ªtiinþificã ºi Enciclopedicã. Dylik, J. (1968), Notion de versant en géomorphologie, Bull de l’Acad. Polonaise des Sciences, Série des sc. géol et géogr., vol XVI, nr. 2. Fair, T. J. D. (1948), Slope. Form and Developement in the Interior of Natal, South Africa, în Slope Morphology, 1973 (Schumm, Mosley, ed.). Fãrcaº, I. (1981), Contribution au probleme de la variation solaire derecte sur les surfaces avec differentes orientations et inclinations aux latitudes moyennes, Revue roumaine de géologie, géophysique, géographie, Géographie, t. 25, nr. 2. Florea, M. N. (1979), Alunecãri de teren ºi taluze, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Florea, M. N. (1996), Stabilitatea iazurilor de decantare, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Florea, N., Ianovici, V. (1963), Tipurile de scoarþã de alterare ºi rãspândirea lor pe teritoriul României, Studii tehnice ºi economice, Seria C, nr. 11. Florea, N., Bãlãceanu, V., Rãuþã, C., Canarache, A. (!987), Metodologia elaborãrii studiilor pedologice, Partea a III-a – Indicatorii ecopedologici, ICPA, Bucureºti. Florea, N., Vespremeanu, Rodica, Parichi, M., Orleanu, C. (1999), Soil erosion in Romania by type of land use, în vol. Vegetation land use and erosion processes, Institute of Geography, Bucharest. Florescu, M. (1993), Teoria haosuluideterminist, Edit. Chiminform Data S. A., Bucureºti. Florian, M. (1992), Indrumare în filosofie, Edit. ªtiinþificã, Bucureºti. Forester, J. W. (1979), Principiile sistemelor. Teorie ºi autoinstruire programata, Ed. Tehnicã, Bucureºti.

228

Gares, P., Scherman, D., Nordstrom, K. (1994), Geomorphology and natural hazards, Geomorphology, 10. Gârbacea V. (1964), Alunecarile de teren de la Saschiz (Podi;ul Hartibaciului), Studia Univ. Babeº- Bolyai, Cluj, Series geolog- geogr., t. VIII, fasc. 1. Gârbacea V. (1992), Harta glimeelor din Campia Transilvaniei, Studia Univ. Babeº-Bolyai, Geographia, Anul XXXVII, nr. 1-2. Gilbert, G. K. (1880), Geology of the Henry Mountains, ed. II, (I ed. 1877), în Slope Morphology, 1973. Gleik, J. (1991), La theorie du chaos. Vers une nouvelle science, Flammarion, Paris. Grecu, Florina (1980), Modelul morfometric al lungimii reþelei de râuri din bazinul Hârtibaciu, Studii ºi cercetãri de geologie, geofizicã, geografie – geografie, XXVII, nr. 2. Grecu, Florina (1981), Modele morfometrice ale suprafeþelor ºi perimetrelor din bazinul hidrografic Hârtibaciu, Studii ºi cercetãri de geologie, geofizicã, geografie - geografie, XXVIII. Grecu, Florina (1992), Bazinul Hartibaciului. Elemente de morfohidrografie, Edit. Academiei, Bucureºti. Grecu Florina (1994), Concepþie si metodã sistemicã în ºtiinþe ale naturii, Anal. Univ. Bucuresti, Geografie, Anul XLIII. Grecu Florina (1997 a), Fenomene naturale de risc-geologice ºi geomorfologice, Edit. Universitãþii Bucureºti. Grecu Florina (1997 b), Gheaþã ºi gheþari. Introducere în glaciologie, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Grecu, Florina (1997 c), Sistemul global al formaþiunilor superficiale, Anal Univ. Bucureºti, Geografie, Anul XLVI. Grecu, Florina (1999 a), Teoriile morfologice – semnificaþia reliefogenã, Comunicãri de geografie, vol. III, Edit. Universitãþii din Bucureºti. Grecu, Florina (1999 b), Podiºul Grânari. Caractere geomorfologice, Anal. Universitãþii Bucureºti, Geografie, Anul XLVIII. Grecu, Florina (2000), Repere ale gândirii în geografie, Edit. Universitãþii din Bucureºti Grecu, Florina (2002 a), Risk-Prone lands in hilly regions, în Applied Geomorphology, R. J. Allison ed. Grecu, Florina (2002 b), Mapping geomorphic in Romania: small, medium and large scale representations of land instability, Géomorphologie. Relief, Processus, Environnement, nr. 2, avril-juin. Grecu, Florina (2006), Hazrde ºi riscuri naturale, ed. III-a, ed. Universitarã, Bucureºti. Grecu, Florina (2007), Glaciologie, Ed. Credis, Bucureºti. Grecu, Florina, Demeter, Traian (1997), Geografia formaþiunilor superficiale, Edit. Univ. Bucureºti. Grecu, Florina, Comãnescu, Laura (1998 a), Studiul reliefului, Indrumator pentru lucrari practice, Edit. Universitãþii din Bucureºti, Bucureºti Grecu, Florina, Comãnescu, Laura (1998 b), Dynamic slide-affected slopes in the Prahova Valley Subcarpathian Sector, in The III rd Romanian – Italian Workshop on geomorphology, Analele Universitãþii din Oradea, Seria Geografie-Geomorfologie, tom VIII-A. Gregory, K. J., Walling, D. E. (1973 ºi ed. 1976), Drainage Basin. Form and Process. A Geomorphological Approach, Edward Arnold, London. Grigore, M. (1979), Reprezentarea graficã ºi cartograficã a formelor de relief, Edit. Academiei, Bucureºti. Grigore, M., Popescu, N., Ielenicz, M. (1987), Harta proceselor geomorfologice actuale, în Sinteze geografice, II, TUB. Gueremy, P. (1987), Géomorphologie et risques naturels, Rev. de géomorphologie dynamique, 34. Hack, J. T. (1960), Interpretation of erosional topography in humid temperate regions, Am. J. Sci. 258A. Hammond, R., Mc Cullagh S. (1977), Quantitative techniques in geography. An Introduction, Clarendon Press Oxford. Horton, R. E. (1945), Erosional development of stream and their drainage basins: hydrophysical approach to quantitative morphology, Bull. geol. Soc. Am., 56. Hugget, R. J. (1985), Earth Surface Systems, Springer Verlag, Berlin.

229

&

+

Ichim I., Bãtucã, D., Rãdoane Maria, Duma, D. (1989), Morfologia ºi dinamica albiilor de râuri, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Ichim, I., Rãdoane Maria (1986), Efectul barajelor în dinamica reliefului, Edit. Academiei, Bucureºti. Ichim, I., Rãdoane Maria, Dumitru, D. (2000), Geomorfologie, Edit. Universitãþii Suceava, Suceava. . Ielenicz, M. (1998), Le concept de discontinuté en géographie, Rev. roumaine de géographie, tome 42. Ielenicz, M. (2000), Geografie generalã. Geografie fizicã, Edit. Fundaþiei “România de Mâine”, Bucureºti. Ioniþã, Ion (2000), Formarea ºi evoluþia ravenelor din Podiºul Bârladului, Edit. Corson, Iaºi. Irimus I. -A. (1998), Relieful pe domuri ºi cute diapire în Depresiunea Transilvaniei, Presa Univ. Clujeanã, Cluj-Napoca. Jahn, A. (1963), Importance of Soil Erosion for the Evolution Slopes in Poland, în Slope Morphology, 1973 (Schumm, Mosley, ed.). Josan, N. (1986), Relieful în continuã transformare, Edit. Sport-Turism, Bucureºti. Josan N., Grecu, Florina (1981), Contribution a la connaissance des processus de versant du Plateau du Hârtibaciu, Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Géographie, t. 25. Josan, N., Petrea, Rodica, Petrea, D. (1996), Geomorfologie generalã, Edit. Univ. Oradea, Oradea. King, L. C. (1957), The Uniformitarian Nature of Hillslopes, în Slope Morphology, 1973 (Schumm, Mosley ed.) King, L. C. (1962), The morpholojy of the Earth, Edinburgh-London. Kirkby, M. J. (1971), Hillslope process-response models based on the continuity equation, Trans. Inst. Br. Geogr., Special Publ., 3. Korvin, G. (1992), Fractals Models in Earth Sciences, Edit. Elsevier, Amsterdam. Lãzãrescu, V. (1980), Geologie fizicã, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Leopold, L. B., Wolman, M. G., Miller, J. P. (1964), Fluvial Processes in Geomorphology, London. Lliboutry, L. (1964 - !965), Traité de Glaciologie, vol. I, II, Masson, Paris. Lloyd, G. (1994), Metode ºi probleme în ºtiinþa Greciei antice, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Lyotard, J. -F. (1997), Fenomenologia, Edit. Humanitas, Bucuresti. Lupei, N. (1979), Dinamica terestrã, Edit. Albatros, Bucureºti. Mac, I. (1986), Geomorfologie dinamicã, Edit. Academiei, Bucureºti. Mac, I. (1996), Geomorfosfera ºi geomorfosistemele, Presa Universitarã Clujeanã, Cluj-Napoca. Marcov, K. (1957), Probleme fundamentale ale geomorfologiei, Litografia ºi Tipografia Înv., Bucureºti. Marga, A. (1992), Introducere în metodica si argumentarea filosoficã, Edit. Dacia, Cluj-Napoca. Marinescu, C. (1988), Asigurarea stabilitãþii terasamentelor ºi versanþilor, EditTehnicã, Bucureºti. Martiniuc, C. (1954), Pantele deluviale. Contribuþii la studiul degradãrilor de teren, Probleme de geografie, vol. I. Martonne, Emm de (1935), Traité de Géographie Physique. Le relief du sol, A. Colin, Paris Mehedinti, S. (1931), Terra. Introducere în geografie ca stiintã, Bucureºti, ed. II în 1994, Vol. I ºi II. Edit. Enciclopedicã, Bucureºti, sub îngrijirea acad. V. Tufescu. Mehedinþi, S. (1967), Opere alese, Edit. ªtiinþificã, Bucureºti. Mihãilescu, V. (1968), Geografie teoreticã. Principii fundamentale, orientare generalã în ºtiinþele geografice, Edit. Academiei, Bucuresti. Morariu T., Diaconeasa B., Garbacea V. (1964), Age of land-slidings in the Transylvanian tableland, Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Géographie, t. 8. Morariu T., Garbacea V. (1968), Dèplacements massifs de terrain de type „glimee” en Roumanie, Revue roumaine de géologie, géophysique et géographie, Géographie, t. 12. Morariu, T., Velcea Valeria (1971), Principii si metode de cercetare în geografia fizicã, Edit. Academiei, Bucuresti. Morisawa, Marie (1962), Quantitative geomorphology of Some Watershed in the Appalachian Plateau, Bull. Geol. Soc. Am., 73.

230

Moþoc, M. (1991), Protecþia solului împotriva eroziunii în agricultura tradiþionalã ºi modernã, Discurs de recepþie, Edit. Academiei, Bucureºti. Moþoc, M., Munteanu, S., Bãloiu, V., Stãnescu, P., Mihai, Gh. (1975), Eroziunea solului ºi metodele de combatere, Edit. Ceres, Bucureºti. Munteanu, S. A. (coord.)(1991, 1993), Amenajarea bazinelor hidrografice torenþiale prin lucrãri silvice ºi hidrotehnice, vol. I, II, Edit. Academiei, Bucureºti. Mureºan, D., Pleºa, I. (1992), Irigaþii, desecãri ºi combaterea eroziunii solului, Edit. Didacticã ºi Pedagogicã, Bucureºti. Nãstase, A., Osaci-Costache, G. (2001), Topografie, Cartografie, Edit. Fundaþiei “România de Mâine”, Bucureºti. Palmieri Lupia, E., Ciccaci S., Civitelli G., Corda Laura, D’Alessandro L., De Monte M., Fredi, P., Pugliese, Fr., (1995), Geomorfologia quantitativa e morfodinamica del territorio abruzzese. Il bacino idrografico del Fiume Sinelo, Geografia fisica e dinamica Quaternaria, 18. Panã, Ioana (1987), Geologie marinã, Tipografia Universitãþii din Bucureºti. Panizza, M. (1995), Geomorfologia applicata, La Nuova Italia Scientifica, Roma. Paucã-Comãnescu, Mihaela (sub red.) (1989), Fãgetele din România, Edit. Academiei, Bucureºti. Pech, P. (1998), Géomorphologie dynamique, L’érosion á la surface des continents, A. Colin, Paris. Penck, W. (1924), Die Morphologische Analyse, Stuttgart. Petrea Dan (1998), Pragurile de substanþã, energie ºi informaþie în sistemele geomorfologice, Edit. Universitãþii din Oradea, Oradea. Piºota, I., Zaharia, Liliana (2001), Hidrologie, Edit. Universitãþii din Bucureºti, Bucureºti. Pînzaru, T. G. (1967), Câteva considerente cu privire la folosirea noþiunilor de pantã ºi versant, Lucr. ºt. Inst. Ped. Oradea, nr. 1. Poincaré H. (1998), ªtiinºã ºi metodã, Edit. ªtiinþificã, Bucureºti. Popesu, N. (1990), Þara Fãgãraºului. Studiu geomorfologic, Edit. Academiei, Bucureºti. Posea, Gr. (2001), Vulcanismul ºi relieful vulcanic. Hazarde, riscuri, dezastre. Relieful vulcanic din România, Edit. Fundaþiei România de Mâine, Bucureºti. Posea, Gr. (2002), Geomorfologia României, Edit. Fundaþiei România de Maine, Bucureºti. Posea, Gr. (coord.)(1986), Geografia de la A la Z, Edit. ªtiinþificã ºi Enciclopedicã , Bucureºti. Posea, Gr., Ilie, I., Grigore, M., Popescu, N. (1970), Geomorfologie generalã, Edit. Didacticã ºi Pedagogicã, Bucureºti. Posea, Gr., Popescu, N., Ielenicz, M. (1976), Geomorfologie, Ed. Didacticã ºi Pedagogicã, Bucureºti. Prigogine, Ilya, Stengers, Isabelle(1980), Metamorfoza ºtiinþei. Noua alianþã, Edit Politicã, Bucureºti. Prigogine, I., Stengers, Isabelle(1997), Între eternitate ºi timp, Edit. Humanitas, Bucureºti. Rãdoane, Maria, Ichim, I., Rãdoane N., Surdeanu, V. (1999), Ravenele. Forme, procese, evoluþie, Ed. Presa Univ. Clujeanã, Cluj-Napoca. Richards, K. (1985), Rivers. Form and Process in Alluvial Channel, Methuen, London and New York. Roach, D. E., Fowler, A. D. (1993), Dimensionality analysis of patterns: fractal measurements, Computers and Geosciences, vol. 19, nr. 6. Roºu, Al., Ungureanu, Irina (1977), Geografia mediului înconjurãtor, Edit. Didacticã ºi Pedagogicã, Bucureºti. Roºu, Al. (1987), Terra- geosistemul vieþii, Edit. ªtiinþificã ºi Enciclopedicã, Bucuresti. Sandu, Maria (1998), Culoaruldepresionar Sibiu–Apold. Studiu geomorfologic, Edit. Academiei, Bucureºti. Savigear, R. A. G. (1952), Some Observations on Slope Development in South Wales, în Slope Morpholpgy, 1973 (Schumm, Mosley ed.). Scheidegger, A. E. (1970), Theoretical Geomorphology, Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, New York (vezi ºi ed. din 1991). Scheidegger, A. E. (1994), Hazards: singularities in geomorphic system, Geomorphology, 10. Schumm, S. A., Lichty, R. W. (1965), Time, space and causality in geomorphology, Am. J. Sci., 263. Schumm, S. A. (1977), The Fluvial System, John Wiley &Sons Ltd., London.

231

&

+

Schumm, S. A. (1979), Geomorphic thresholds: the concept and its applications, Trans., 4. Schumm, S. A. (1985), Paterns of alluvial rivers, Ann Rev. Earth Planet, Sci., 13. Schumm, S. A. (1991), To interpret the Earth. Ten Ways to the Wrong, Cambridge Univ. Press. Schumm, S. A., Mosley, M. P. (ed.) (1973), Slope Morphology, Dowden, Hutchinson & Ross, Inc. Stroudsburg, Pennsylvania. Selby, M. J. (1985), Earth’s Changing Surface. An Introduction to Geomorphology, Clarendon P., Oxford. Seliverstov, I. P. (1986), Problemâ hiperghennoi gheomorfologhi, Izd. Univ. Leningrad (în l. rusã). Smiraglia, C. (1992), Guida ai ghiacciali e alla glaciologia. Forme, flutuazioni, ambienti, Ed. Zanichelli Bologna. Stewart Ian(1999), Numerele naturii, Edit. Humanitas, Bucureºti. Strahler, A. N. (1950), Equilibrium theory of ersional slopes. Approached by frequency Distribution analysis, în Slope Morphology, 1973. (Schumm, Mosley ed.). Strahler A. N. (1952), Dynamic Basin of G eomorphology, Geol. Soc. Am. Bull., 63. Strahler, A. N. (1973), Geografie Fizicã, Edit. ªtiinºificã, Bucureºti. Surdeanu, V. (1998), Geografia terenurilor degradate, Presa Univ. Clujeanã, Cluj-Napoca. Teodorescu, V. (2001), Morfodinamica versanþilor din bazinele hidrografice mici, Edit. Fundaþiei România de Mâine, Bucureºti. Terzaghi, K. (1950), Mecanism of Lansslides. Application of geology to engineering practice, Geol. Soc. America, Berkley. Tricart, J. (1962), L’épiderme de la Terre. Esquisse d’une géomorphologie appliquée, Paris. Trufaº, V., Popescu, N., Pãtroescu, Maria (1988), Chemical erosion and denudation in Romania’s territory, Rev Roum. Géol., Géophys., Géogr., Géographie, tome 32. Tufescu, V. (1966), Modelarea naturalã a reliefului ºi eroziunea acceleratã, Ed. Academiei, Bucureºti. Turcotte, D. (1992), Fractals and Chaos in Geology and Geophysics, Cambridge Univ. Press. Urdea P. (2005), Ghe?arii ?i relieful, Ed. Universitã?ii de Vest, Timi?oara. Vallario Antonio (1999), Frane e territorio. La frane nella morfogenesi dei versanti e nell’uso del territorio, Liguori Editore, Napoli. Varnes, D. J. (1978), Slope Movement Types and Processes, Landslides and Engineering Practice, H. R. B., Spec, Rep., nr. 29. Vâlsan, G. (1945), Procese elementare în modelarea scoarþei terestre, Bucureºti. Vâlsan, G. (1971), Opere alese, Edit. ªtiinþificã, Bucureºti. Vespremeanu, E (1987), Probleme de geomorfologie marina, Universitatea din Bucureºti. Young, A. (1963), Some field observation of slope form and regolith and their relation to slope development, Trans. Inst. Br. Geogr., 32. Young, A. (1972), Slopes, Oliver & Boyd, Edinburgh. Zachar D. (1970), Erózia pôdy, Slov. Akad. Vied, Bratislava. Zaruba, Q., Mencl, V. (1974), Alunecãrile de teren ºi stabilizarea lor, Edit. Tehnicã, Bucureºti. Zãvoianu, I. (1978), Morfometria bazinelor hidrografice, Edit. Academiei, Bucureºti. Zãvoianu, I. (1985), Morphometry of Drainage Basins, Edit. Elsevier, Amsterdam. Zãvoinu, I., Walling, D. E., ªerban, P. (ed.)(1999), Vegetation Land Use and Erosion Processes, Institute of Geography, Bucharest. + + + (1972), Mic dicþionar enciclopedic, Edit. Enciclopedicã, Bucureºti. + + + (1975), Dicþionarul explicativ al limbii române(DEX), Ed. Academiei, Bucureºti. + + + (1992), Internationally Agreed Glossary of Basic Terms Related to Disaster Management, United Nation, Departement of Humanitarian Affair, IDNDR, DHA, Geneva, 83 p. Pentru elaborarea lucrãrii au fost consultate articole din reviste de geomorfologie, lucrãri ale unor simpozione, informaþii înscrise pe INTERNET, care, din motive de spaþiu, nu au fost inserate în aceastã listã bibliograficã. Volumul Slope Morphology, 1973, cuprinde 32 de articole fundamentale, apãrute prima datã, în diferite publicaþii, la sfârºitul secolului XIX ºi în secolul XX (pânã în 1970).

232