16_sisteme_morfoclimatice

5/17/2018 16_sisteme_morfoclimatice - slidepdf.com

http://slidepdf.com/reader/full/16sistememorfoclimatice 1/14

CAPITOLUL 16

S I S T E M E

M O R F O C L I M A T I C E

Conceptul de geomorfologie climatică; regiunile morfoclimatice aride sisemiaride; tropical - umedă; tropicală cu alternane umed - uscat;continentală; umedă de latitudini mijlocii; glaciară si periglaciară;schimbările climatice şi relieful poligenetic.

«… felul cum ar ăta relieful în faza ini ială a genezei sale tectonice şi felul cum arat ă ast ă zi,după o îndelungat ă evolu ie complexă (…) este ceva asemănător cu fotografiile unui om în

copilărie, tinere e, maturitate, bătrâne e. Persoana este aceea şi dar via a a schimbat-o; căci

pentru în elegerea şi aprecierea personalit ă ii umane interesează nu numai originea ei ci, maimult, fazele modelării corpului şi spiritului »

Vintilă Mihăilescu (1977)

16.1. Conceptul de geomorfologie climatică.

Geomorfologia climaticã studiazã relieful în raport cu rolul climei, de fapt studiazã rãspunsulreliefului la anumite dominane climatice. Această orientare a fost fundamentatã de şcoala germanãde geomorfologie, respectiv de Budell (1948, 1982) şi Louis (1957) şi consacrată apoi de Tricart şiCailleux (1965, 1972). Variabilitatea condiiilor climatice pe Terra, împreună cu rolul factorilorclimatici de a influena natura şi rata de aciune a proceselor geomorfologice au determinat pe uniigeomorfologi să aprecieze că diferite climate sunt asociate cu asamblaje diferite de forme de relief.Mai exact, s-a argumentat că anumite condiii climatice au un efect asupra proceselorgeomorfologice suficient pentru a contracara influena tectonicii, structurii şi litologiei. Aceastaconstituie esena geomorfologiei climatice, stabilirea naturii formelor de relief în relaie curegimuri climatice distincte şi identificarea combinaiilor specifice de procese geomorfologice carele generează. Arealele caracterizate printr-un relief asociat cu un anumit mediu climatic se numesc

zone morfoclimatice (sau regiuni).

Pe de altă parte, există geomorfologi care arată că există puine dovezi pentru o relaiestrânsă între climat şi relief, exceptând contrastele climatice extreme. Citându-l pe Summerfield(1992), unul dintre susinătorii acestei opinii, este suficient să se arate că, în afară de formele de



457

relief care au timp de relaxare scurt, cele mai multe elemente de peisaj geomorfologic sunt în afaraechilibrului cu factorii climatici din cauza rapidităii şi magnitudinii schimbărilor climatice globale

care au avut loc, în special, în ultimile 2 – 3 milioane de ani. Există unele regiuni, cum ar fiAustralia centrală sau Africa central-sudică dominată de forme de relief relicte, dezvoltate în alteclimate, diferite de cele de astăzi.

Cu toate acestea, o mare parte din suprafaa Globului este controlată de aciunea climatelor,astfel încât să putem vorbi de ceea ce am definit mai sus, regiuni morfoclimatice.

16.2. Regiuni morfoclimatice

Regiunile morfoclimatice sunt mari unităi areale în care acionează asociaii distincte deprocese geomorfologice (de exemplu, meteorizarea, aciunea îngheului, mişcările în masă,aciunea apelor curgătoare sau aciunea vântului), tinzând către o stare de echilibru morfoclimatic,unde formele de relief reflectă climatele regionale. Este folosit de asemenea şi termenul de regiune

morfogenetică, dar el este discutabil, întrucât termenul implică faptul că factorii climaticicontrolează singuri geneza formelor de relief. Cercetări în acest domeniu au fost realizate de Büdel(1948, 1982), Peltier (1950), Birot (1968), Tricart şi Cailleux (1972). Este important de arătat că numărul mediu de regiuni morfoclimatice este mai mic decât numărul mediu de regiuni climaticemajore. Aceasta arată că sunt necesare diferene climatice mari pentru a genera forme de relief specifice.

Clasificările care au fost propuse s-au bazat pe valorile prag de temperatură, precipitaii şisezonalitate. Una dintre clasificările care îmbină mai multe preocupări în acest domeniu estereprezentată în fig. 16.1 şi a fost propusă de Chorley et al (1984). În acest caz sunt delimitate optregiuni morfoclimatice ale Globului, împărite în două grupe:

Fig. 16.1. Regiunimorfoclimatice actuale alelumii clasificate conformtemperaturii medii anuale(Co), precipitaii mediianuale (mm), numărulmediu de luni umede (> 50mm) şi temperatura mediea lunii celei mai calde (Co)(Chorley et al., 1984).

Regiunile morfoclimatice de ordinul întâi sunt: glaciară, aridă şi ecuatorială umedă. Acestease caracterizează prin procese care nu sunt controlate de sezonalitate şi în general au rate mici dedesf ăşurare. Ele dein zonele extreme ale diagramei triangulare şi au tendina de a se grupa în zonalatitudinilor extreme (90o, 25o şi 0o).

Regiunile morfoclimatice de ordinulul al doilea sunt: tropicală umedă - uscată, semiaridă,excesiv continentală, temperat continentală şi periglaciară. Acestea se caracterizează prin proceseputernic controlate de sezonalitate şi au rate relativ mari de eroziune. Acest al doilea ordin poate fi

împărit în două grupe:

-climate mai calde (subtropicale şi semiaride) unde procesele geomorfologice diferă semnificativ în funcie de lungimea sezonului umed;



458

-climate mai reci (excesiv continentale, temperat continentale şi periglaciare) unde proceselegeomorfologice diferă în funcie de tempraturile de vară, precum şi în ce priveşte cantităile de

precipitaii.În cele ce urmează sunt trecute în revistă pe scurt caracteristicile fiecărei regiunimorfoclimatice. Distribuia actuală a acestor opt tipuri regionale morfoclimatice este arătată în fig.16.2., iar descrierea lor este f ăcută pe baza contribuiilor aduse de Büdel (1948, 1982), Peltier(1950) şi Tricart şi Cailleux (1972).

Fig. 16.2. Repartiia generalizată a climatelor ce corespund regiunilor morfoclimatice arătate în fig. 16.1.(Tricart, Cailleux, 1972, cit. Summerfield, 1992).

16.2.1. Regiunea morfoclimatică glaciară

Alte denumiri date acestei regiuni, în întregime sau parial, este de subglaciară, iar după clasificarea lui Köppen, EF.

Procesele geomorfologice caracteristice sunt. gelifracia (max), meteorizarea mecanică (moderat), meteorizarea chimică (min), deplasări în masă(min), procese fluviale (min), exaraia(max), aciunea vântului (max).

Forme de relief specifice: creste ascuite, hornuri, circuri şi văi glaciare, suprafee deeroziune glaciară, nunatak-uri, diverse tipuri de morene, drumlinuri, eskere, kame etc. Abordarea

pe larg a morfologiei create de gheari este redată la capitolul XII.



459

16.2.2. Regiunea morfoclimatică arid ă

Alte denumiri: deşert, deşert fierbinte, iar după clasificarea Köppen, regiunea BWh.Procesele geomorfologice caracteristice sunt: gelifracia (min), meteorizarea mecanică (max), meteorizare chimică (min), deplasări în masă (min), procese fluviale (min, în specialravenare şi spălări în masă), aciunea vântului(max).

Forme de relief specifice: dune, playa, pedimente, inselberguri, bazine de deflaie, ventifacte,yardanguri etc. Toate aceste morfologii sunt tratate pe larg la capitolul privind sistemulmorfoclimatic eolian (capitolul XIV).

16.2.3. Regiunea morfoclimatică ecuatorial ă umed ă

Alte denumiri: selva, pădure virgină, zona intertropicală, iar după clasificarea Köppen, Af şiAm.

Procese geomorfologice: meteorizare mecanică (min), meteorizare chimică (max, rezultândcuverturi groase chiar şi pe versani înclimai), deplasări în masă (max, episodice şi neregulate detipul curgerilor de pământ şi prăbuşilor); procese fluviale (moderat).

Forme de relief specifice: râuri cu pante energetice reduse, albii majore largi, netede,versani înclinai (frecvent peste 40o) ce se înală abrupt de pe fundul văilor, stabilizate prinvegetaie densă, dar susceptibilă la alunecări infrecvente; culmi ascuite meninute de retragereaparalelă a versanilor.

Zona ecuatorială umedă se caracterizează prin absena temperaturilor joase, amplitudinea devariaie anuală fiind sub 10oC. Intensitatea precipitaiilor este mare, în special în aria munilortropicali; de exemplu, la El Salvador intensităile de 5 mm/min sunt obişnuite. Rapiditatea reciclăriinutrienilor şi intensitatea meteorizării chimice în zona tropicală umedă a fost arătată în cadrulcapitolului de meteorizare. Rocile nude sunt aproape absente, arătând că în timp scurtdescompunerea este mai rapidă decât transportul. Unul din efectele majore ale acestei aciunichimice accentuate este că produce levigare excesivă, inclusiv aceea a cuarului. Această levigareproduce cca 2 m de regolit nisipos imediat sub covorul de humus în pădurile tropicale; nutrieniitind să se acumuleze în partea superioară a stratului meteorizat, astfel că rădăcinile arborilor rareorise adâncesc mai mult de 2 m, ceea ce face ca arborii de mari dimensiuni să fie instabili.Tendina generală pentru formele de relief din această regiune sunt văile largi cu fundul plat, încare coboară versani abrupi (depăşind 45o şi chiar 70o în zonele de obârşie) şi bine împădurii; la

partea superioară versanii se termină cuculmi ascuite. Cauza o constituie, înprincipal, reducerea drastică a scurgeriide suprafaă şi a creep-ului datorită

vegetaiei. Pe versani, cele maiimportante procese sunt deplasările înmasă catastrofice şi cu frecvenă redusă.În ciuda rolului inhibator al vegetaieipentru scurgerea de suprafaă, înregiunea tropical umedă densităile dedrenaj sunt în general mai mari decât înregiunile temperat umede (fig. 16.3),atingând valori de 23 km/km2 ca în vestulMalaieziei.

Fig. 16.3. Relaia între densitatea dedrenaj şi precipitaiile medii anuale (Gregory,1976).



460

Activitatea râurilor în regiunile umede contrastează puternic cu celelalte regiunimorfoclimatice. Debitul solid transportat este în suspensie, alcătuit din cuar şi minerale argiloase;

râurile sunt în general lipsite de aluviuni grosiere datorită eficacităii meteorizării chimice. Albiilemajore frecvent inundate, sunt lipsite de terase, fiind prezente doar microforme depoziionaleprecum grindurile; contactul între fundul văii şi versani se face tranşant sau printr-o pantă detranziie de peste 10o.

16.2.4. Regiunea morfoclimatică tropical ă umed ă- uscată

Alte denumiri: savana, savana tropicală, iar după clasificarea Köppen, regiunea Aw.Procese geomorfologice: meteorizare mecanică (min. moderat), meteorizare chimică (max.

sezonieră, rezultând duricruste), deplasări în masă (moderat-max), procese fluviale (moderat –max., viituri sezoniere puternice, şiroiri şi ravenări), aciunea vântului (min. moderat).

Forme de relief : versani înclinai cu formă neregulată care se retrag paralel prin meteorizare

chimică bazală şi viituri catastrofale; suprafee largi de planaie (sub 3,5o) mărginite de versaniabrupi şi inselberguri; badlands-uri pe marne şi alte roci impermeabile. Caracteristicile formelor derelief din această regiune nu sunt diferite de cele ale regiunii semiaride în aparen ă, dar diferă în cepriveşte geneza proceselor.

Zona tropicală umedă-uscată face tranziia între zona semiaridă şi cea ecuatorială umedă;pedimentele şi inselbergurile din prima se integrează cu văile cu versani abrupi şi cu albii majorelargi din a doua. Distincia geomorfologică majoră între zona tropical umedă şi cea adiacentă rezultă în principal din procese, existând pe de o parte un covor de vegetaie prea sărăcăcios pentrua preveni eroziunea de suprafaă activă şi, pe de altă parte, o meteorizare chimică extrem deadâncă, în special, în arealele depresionare. Adâncimea meteorizării descreşte de la 25 m în savanamai umedă la circa 6 m în arealele mai uscate.

Un important efect geomorfologic al regimului sezonal de precipitaii şi fluctuaiile niveluluihidrostatic în regiunea subtropicală şi tropicală este producerea de duricruste. Acestea sunt strate

întărite la suprafaă sau în apropierea suprafeei solului prin concentrarea locală a ionilor mobili dealuminiu, fier, silice sau calcită.

16.2.5. Regiunea morfoclimatică semiarid ă

Alte denumiri: zona marginală a deşerturilor fierbini, deşeturi marginale, semi-deşert, stepesemiaride, zona mediteraneeană sau zona subtropicală cu vară uscată (parial numai latitudinileinferioare); regiunile BS, BW şi Cs (parial) după Koppen.

Procese geomorfologice: gelifracie (min., exceptând latirudinile mari); meteorizaremecanică (min. moderat), meteorizare chimică(min. moderat), deplasări în masă (moderat, dar

infrecvente), procese fluviale(max., dar episodice sub formă de spălări areale, ravenare şi aciunearâurilor efemere, dând cea mai mare rată de eroziune), aciunea vântului (max.).Forme de relief : abrupturi montane intens fragmentate de sisteme de albii efemere şi

badlands-uri acolo unde sunt expuse la suprafaă formaiuni marnoase; pedimente, suprafee cumică înclinare (1o – 4o), având roca expusă la zi sau acoperită cu un strat subire de debris. Acestesuprafee se dezvoltă la marginea abrupturilor montane sau a munilor reziduali; înălimi reziduale(inselberguri, mesas, butte etc) cu versani abrupi deasupra pedimentelor; suprafee de mică pantă (sub 2o) acoperite de materiale erodate şi care se află în continuarea pedimentelor; playa suntsuprafee netede alcătuite din materiale fine, depuse în lacuri efemere din zona deşertică.

16.2.6. Regiunea morfoclimatică excesiv continental ă

Alte denumiri: zona de stepă; stepe semiaridă, stepe degradate, deşerturi extratropicale. După Köppen, regiunile BSk şi BWk.



461

Procese geomorfologice: gelifracie (min. – moderat), meteorizare mecanică(min. –moderat), meteorizare chimică (min. – moderat), deplasări în masă (moderat, dar cu activitate

sezonală importantă); procese fluviale (moderat – max., în special sub forma eroziunii fluvialesezonale şi ravenare), aciunea vântului (moderat).Forme de relief : versani abrupi acoperii de taluzuti de grohotişuri; ravene, badlandsuri

organisme toreniale, conuri aluviale, arroyos.

16.2.7. Regiunea morfoclimatică temperat continental ă

Alte denumiri: zone oceanice şi continentale ale solurilor mature; regiunea marină şicontinentală temperată; subtropical umedă; temperat umedă; regiuni Köppen Cf, Da, Db, Cs(parial) şi Dc (parial).

Procese geomorfologice: aciunea îngheului (min. max., în special la latitudini mari şi în ariicontinentale de tranziie spre regiunea periglaciară); meteorizare mecanică min. moderat);

meteorizare chimică (moderat); deplasări în masă (moderat, max., dominat de creep); procesefluviale (moderat); aciunea vântului (min).

Forme de relief : versani puin înclinai, acoperii de groase depozite cu sol, culmi şi văi,râuri cu o mare variaie granulometrică.

16.2.8. Regiunea morfoclimatică periglaciară

Alte denumiri: tundra, zona subpolară, zona de pădure cu permafrost; boreală; zona solurilormature cu permafrost, regiuni Köppen ET, Dd şi De (parial).

Procesele geomorfologice: aciunea îngheului (max.), meteorizare mecanică (max., înspecial nivaie); meteorizare chimică min.), deplasări în masă (max, talus creep şi solifluxiune),procese fluviale (moderat), exaraie (min, cu excepia zonei montane), aciunea vântului (moderat –max.).

Forme de relief : pante de taluz (~ 25o), versani cu solifluxiune (15 – 20o) şi suprafee decrioplanaie (< 5o) cu martori reziduali deasupra lor; terasete de solifluxiune, soluri poligonale,loess şi dune.

Pe lângă zonarea morfoclimatică latitudinală, specialiştii au mai selectat o regiune denumită regiune morclimatică azonală, specifică variaiei altitudinale a reliefului, unde tipul şi rataproceselor geomorfologice variază cu altitudinea în mod semnificativ. Acest tip de regionare a fostlarg aplicat de geomorfologii români pentru Carpai (Ielenicz, 1998).

16.3. Schimbările climatice şi relieful poligenetic

16.3.1. Schimbă rile climatice

Există opinia exprimată de geomorfologi că preocupările asupra efectului variaiilorclimatice au fost neglijate şi aceasta din mai multe motive: schimbările climatice au fost continui şirelevante la diverse scări de spaiu şi timp în toată istoria pământului; mecanismele schimbărilorclimatice – extraterestre, globale, regionale şi locale – acionează într-o manieră foarte complexă şieste dificil să se propună un singur model general pentru schimbarea climatică globală, chiar dacă aceasta a avut o cauză singulară. Recunoaşterea importanei schimbării climatice ridică anumite

întrebări fundamentale pentru geomorfologi.O primă întrebare este: Ce perioade de timp sunt necesare pentru ca ansambluri de forme de

relief să se adapteze la noile regimuri climatice? Răspunsul la această întrebare este nuanatdatorită complexităii răspunsului la variaia climatică. Ratele de eroziune actuale cele mai mari au

loc unde caracterul sezonier al precipitaiilor inhibă o stabilizare a covorului vegetativ şi permite oscurgere puternică de primăvară şi vară. Una dintre cele mai senzitive relaii cu factorul climatic



462

este aceea a produciei de aluviuni ale bazinelor hidrografice. Problema a fost cercetată de Wallingşi Webb (1988) pe baza a cca 1500 de puncte de măsurare din bazine cu dimensiuni cuprinse între

1000-10000 km2

de pe tot Globul. Rezultatul a fost o hartă pe care noi am prezentat-o în fig. 4.5(cap. IV) a produciei de aluviuni globale în t/km2 /an. Produciile maxime de aluviuni sunt înrelaie cu erodabilitatea terenurilor (podişul de loess al Chinei unde produciile de aluviunidepăşesc 10000 t/km2 /an), dar şi cu erozivitatea climatică, respectiv, în regiunile semiaride şiexcesiv continentale.

Abordarea de pionierat a lui Schumm (1975) în aplicarea relaiei între producia anuală dealuviuni şi precipitaiile efective propuse de Langebein şi Schumm (1958) a fost larg comentată şiutilizată. Această relaie înf ăişată în fig. 16.4 a fost convingător explicată în termenii interacieidintre energia erozivă şi densitatea vegetaiei. Producia maximă de aluviuni se produce la oprecipitaie efectivă anuală de aproximativ 300 mm (adică zonele semiaride). În arealele cupracipitaii efective ce depăşesc 300 mm, dezvoltarea vegetaiei determină o protecie a terenurilor

împotriva eroziunii.

Fig. 16.4. Relaia întreproducia de aluviuni şiprecipitaiile medii anuale(Langbein, Schumm, 1958).

Dacă se are în vedere că schimbarea densităii de drenaj, de exemplu, se produce în cca 104 ani, celelalte modificări de relief necesită un timp de 106 ani de a se adapta la condiiile climatului

temperat. În condiiile climatului periglaciar, multe forme de relief pre-existente se păstrează, ceeace permite aprecierea exsitenei unui palimpsest de forme moştenite dintr-o succesiune de climateanterioare.

O a doua întrebare este : În ce situa ie formele de relief constau dintr-un palimpsest deansamblaje de forme de relief mo ştenite dintr-o succesiune de climate diferite, astfel încât să se

producă relief poligenetic?Multe zone au fost declarate ca având relief poligenetic şi geomorfologia climatică pe acest

fapt şi-a dezvoltat concepiile şi metodele. Următoarele exemple vin să întărească asemenea opinie.- procesele ecuatoriale umede sunt operaionale în prezent în zonele care anterior au fost în

regiunea morfoclimatică tropicală umedă-uscată (cu două sezoane), cum ar fi de exemplu, Coastade Fildeş, Zair, Guineea.

- procesele geomorfologice ale zonei ecuatoriale umede sunt supraimpuse pe conurile

proluviale semiaride ale ărmului Lacului Maracaibo, Venezuela.



463

- condiiile tropicale umede-uscate prezente la 2500 – 3500 m în nordul Peru s-au instituitpe un relief ecuatorial umed ce prezintă versani abrupi, creste ascuie şi mari alunecări

fosile.- regiunile aride şi semiaride prezintă numeroase forme de relief fosile din perioadeclimatice mai umede.

- multe regiuni din zona temperată prezintă o evoluie fluvio-denudaională instalată peforme de relief glaciare şi periglaciare.

- mare parte din regiunea actuală periglaciară a fost anterioar dominată de condiiiglaciare.

- din punct de vedere morfoclimatic, regiunile actuale din zona morfoclimatică temperatumedă şi temperat continentală (inclusiv teritoriul ării noastre) sunt caracterizate prinforme de relief poligenetice.

Informaia paleoclimatică este disponibilă pentru geomorfologi dintr-o varietate de surse.

Sedimentele lacustre bianuale (varvele) şi inele anuale ale arborilor oferă indicaii detaliate pentrumulte mii de ani în urmă. Polenul şi macrofosilele oferă indicaii pentru reconstituirea asociaiilorde plante. Resturile de faună, în special din râuri, lacuri şi mări reflectă temperaturile apei şi altecondiii ecologice. Raporturile O18 /O16 din carbonatul de calciu al resturilor fosile dă indicaiiasupra temperaturii mediului în care trăiesc diverse creaturi marine. În plus, există o gamă largă deindicatori climatici de natură geomorfologică şi geologică, mult mai vagi, cum ar fi till-urile şimorenele, diferite nivele ale vechilor lacuri, dune fosile, structuri periglaciare fosile etc. Datăriarheologice asupra viiturilor, nivelelor albiilor majore, stratelor de cultivare ale solurilor se unesc

în cadrul înregistrărilor istorice asupra paleofenomenelor geomorfologice. Mult mai exacte sunt înregistrările climatice detaliate care s-au realizat în câteva localităi în ultimii 200 ani.Interpretarea geomorfologică pe baza acestor înregistrări nu este lipsită de probleme. În tabelul16.1 sunt selectate cele mai precise metode de datare pe bază de izotopi.

Tabel 16.1. Metode de datare pe bază de izotopi radioactivi (Goudie, 1977)

Izotopul Perioada de datare (ani înainte de prezent)

Material databil(exemple)

Timp de înjumătăire(ani)

Radiocarbon (C14) 0 – 50 000 Turbă, sedimente, lemn,scoici etc

5730 ± 40

Toriu (Th230) 0 – 400 000 Sedimente de mareadâncă, corali, moluşteetc

75 000

Uraniu U234) 50 000 – 1 000 000 Corali, moluşte marineetc

250 000

Potasiu/argon (K40) > 20 000 Roci vulcanice 1,3 × 109

16.3.2. Schimbă ri climatice ter iare

La sfârşitul Cretacicului (acum 65 milioane de ani), climatul Pământului era mult mai puinvariat spaial decât astăzi, iar gradienii meridionali de temperatură erau mult mai mici. Nivelulmării era cu cca 100 mai ridiciat decât astăzi, temperatura apei mării era cu 100 mai ridicată şiglaciaia continentală nu era semnificativă. Europa şi Africa erau la mai mult de 100 latitudine maispre sud decât astăzi, Podişul Decan al Indiei era la sud de Ecuator, Australia tocmai se separase deAntarctica, iar America de Nord şi Sud erau separate şi se aflau mai la est decât astăzi. Schimbăriclimatice semnificative au avut loc în Teriar, datorită combinaiei cauzelor legate de Soare,mişcarea planetară, tectonica în plăci şi mecanismele tectonice regionale.

În timpul Paleogenului (65 – 22,2 milioane de ani înainte de prezent) au avut loc fluctuaii detemperatură, cu perioade calde, întrerupte de căderi mari, abrupte, succesive de temperatură, ceea



464

ce a condus la un declin general al temperaturii globale (fig. 16. 5). Odată cu aceste schimbări detemperatură, a avut loc o creştere generală a umidităii la latitudinile mari. Începând cu Oligocenul

inferior (acum 35 milioane de ani), precipitaiile globale erau maxime. Odată cu Oligocenul mediu(acum 30 de milioane de ani) s-a sfârşit şi cu climatele “subtropicale” de la latitudini mari, iarmanifestările glaciare au început să apară în câteva regiuni, astfel că se conturează varietateazonelelor climatice de astăzi. Începând cu Oligocenul superior (acum 25 milioane ani)temperaturile globale au fost mult mai constante decât până atunci şi a avut loc o descreştere aprecipitaiilor la altitudini mai mari.

Fig. 16.5. Schimbări climatice continentaleşi oceanice din Cretacic încoace: A. deplasareagenerală spre sud a izotermelor lunii februariepentru Pacificul de Nord, deoarece climatulgeneral a devenit mai rece; B. temperaturi mediianuale din Cretacic pentru patru regiuni alelumii (Goudie, 1977).

În timpul Neogenului (Miocen, Pliocen, Pleistocen şi Holocen) climatul a continuat să serăcească, dar cu oscilaii importante şi complexe; de exemplu, încălzirea în Miocenul inferior(acum 20 milioane de ani) şi în Miocenul superior (7 milioane de ani în urmă) şi răcirea înMiocenul mediu (14 milioane de ani în urmă) şi Pliocenul superior (2,5 milioane în urmă).

Generalizările globale devin dificile ; de exemplu, în timpul Miocenului inferior a existat o încălzire în vestul SUA, răcire în Japonia, mică schimbare în Europa şi formarea Deşertului Sahara.În Miocenul mijlociu umiditatea a crescut şi, în consecină, şi debitul solid al râurilor. În timpulprimei jumătăi a Miocenului nivelul mării a crescut, după care a scăzut din nou în Miocenulsuperior. Odată cu Miocenul inferior (6 milioane în urmă) Marea Mediterană a fost izolată prinscăderea nivelului mării sau prin mişcări tectonice, conducând la o uscăciune regională; înPliocenul mediu glaciaia a ocupat Oceanul Arctic şi ghearii au început să se formeze în Anzii desud.

16.3.3. Schimbă ri climatice pleistocene

Ideea celor patru glaciaii similare şi sincrone în toată lumea a fost amendată în ultimii ani,

deoarece s-a dovedit că stadiile conin ele însele importante oscilaii climatice, în special ultimaglaciaie (Wurmian sau Weichselian în Europa, Wisconsin în America de Nord). Curbele de



465

temperatură generate pentru diferite localităi arată un nesincronism clar (Bowen, 1978). Uniiautori cred că glaciaiile pentru America de Nord au fost mai puin intense, în timp ce alii spun că

interglaciarele europene succesive au fost progresiv mai reci. Nu există nici o îndoială că anumiteinterglaciare au avut temperaturi în general mult mai mari decât în prezent. S-au f ăcut estimăridestul de precise asupra condiiilor globale în timpul verii maximului Wisconsin (sau Würm) -acum 18000 ani - care întrucâtva pot fi comparate cu cele actuale. Astfel, temperatura globală maximă a fost cu 30 până la 60C mai coborâtă decât în prezent, temperatura mării mai coborâtă cu 2– 30C; nivelul mării mai scăzut cu cel puin 85 m; calotele glaciare depăşeau 4000 m grosime înAntarcica şi 3000 m în emisfera nordică; continentele erau substanial mai reci şi mai uscate decât

în prezent, ocupate de stepe şi deşerturi; pădurile tropicale umede erau prezente doar ca resturi încadrul unor suprafee extinse de savană. Condiiile contrastează izbitor cu extinderea foarte mare apădurilor tropicale umede din interglaciare şi în special, din Teriar. La sfârşitul ultimei glaciaii aexistat o revenire a răcirii globale în interstadialul Allerød (12000 – 11000 ani).

Fig. 16.6. Variaia temperaturii aeruluipentru inuturile joase ale Angliei centrale (lunide vară şi luni de iarnă). Liniile continuireprezintă medii pe 1000 ani; ovalele arată

amplitudinea de variaie. Estimările se bazează pedatări cu radiocarbon (Barry şi Chorley, 1982).

Teritoriul ării noastre a fost supus întregului ciclu climatic care a cuprins întreaga Europă în Pleistocen. În Gunz (1,5 –1,8 milioane ani) a fost un climat riguros, cutemperaturi medii anuale negative pe întregteritoriul ării. La peste 1500 m, în Carpai,

temperaturile erau mai mici de –80C, ceea cear corespunde unui climat de tundră pentru

întreaga arie carpatică. Interglaciarul Günz-Mindel s-a caracterizat printr-un climat cald,

uscat, cu diferenieri anotimpuale evidente. Clima rece din Mindel reduce regimul de modelareperiglaciar cu cel puin două stadiale. În Munii Rodnei a fost posibilă instalarea ghearilor.Interglaciarul Mindel-Riss s-a manifestat printr-un climat mai cald ca cel actual, cu precipita ii maibogate, favorabil formării de păduri mixte în Dobrogea în care dominau Ulmus şi Quercus. În Risss-a instalat cel mai riguros climat din întreaga perioadă cuaternară. A fost un climat rece şi umed,ceea ce a permis instalarea ghearilor în Carpai. Interglaciarul Riss-Würm a fost cel mai scurtdintre toate interglaciarele (cca 10 000 ani), iar condiiile climatice se asemănau cu cele actuale.Pentru Würm (acum 18 000 ani), datările sunt mai exacte. Astfel, teritoriul ării era cuprins încirculaia atmosferică polară; biocenozele de tundră au avansat până la ărmurile Mării Adriatice şi

în sudul Peninsulei Balcanice. Marea Neagră, cu nivelul mai coborât cu peste 100 m, prezenta



466

actualul şelf ca o suprafaă pe care se acumula loess, iar Insula Şerpilor era legată de CâmpiaRomână. Condiiile de la ărmul Mării Negre par a fi fost asemănătoare cu cele actuale din

fiordurile norvegiene.

16.3.4 . Schimbă ri climatice holocene

Perioada care a urmat ultimului stadiu glaciar de la latitudinile medii a fost una de amelioraregenerală a temperaturilor cu 8 – 100C. Această ameliorare a condus la realizarea unui optimclimatic (8000 – 5000 ani în urmă) pentru Europa şi America de Nord, urmat de o răcire şi ocreştere a umidităii (fig. 16.6). La tropice, precipitaiile erau maxime, în Sahara de sud şi cea maimare parte din Africa tropicală, acestea erau cu 25 – 85 % mai mari decât în prezent.

În ara noastră, analizele polinice şi morfoclimatice detaliate a permis reconstituirea etajelorşi zonelor morfoclimatice. O astfel de analiză aplicată în Munii Rodnei pune în evidenă odinamică a etajelor morfoclimatice (fig. 16.7). Se constată că cel mai important salt de temperatură

a avut loc între Tardiglaciar şi Preboreal. Curba temperaturii din Holocen are o alură asimetrică,marcând încălzirea rapidă din postglaciar şi apoi o răcire continuă din faza atlantică, aproximativdin jurul anilor 5800 – 6000, când etajul forestier a ajuns în Munii Rodnei mai sus de 2000 m. Cea

mai însemnată coborâre a temperaturii a avutloc acum 2000 – 2200 ani, când s-a produs orăcire bruscă, resimită atât în dinamicaeustatică, cât şi în avansarea ghearilor în Alpi.

Fig. 16.7. Dinamica etajelor morfoclimaticepostglaciare din Munii Rodnei (Ichim, Rădoane,Rădoane, 1979)

16.3.5 . Schimbă ri climatice istorice

Schimbările climatice istorice sunt acelea obinute fie, direct sau indirect, ca rezultat al

aciunilor umane şi unele informaii sunt disponibile încă din vremea Egiptului Antic. Înregistrăriledirecte sunt cele instrumentate sub patronajul ageniilor guvernamentale, înregistrările fotografice,



467

hările şi documentele istorice. Între înregistrările indirecte ale variaiilor climatice medii anuale se înscrie dendrocronologia, varvele glaciare şi izotopii radioactivi.

În literatura de specialitate se discută cazul fluviului Nil, asupra căruia există cea mai lungă înregistrare instrumentată (de peste 1300 ani). Este vorba de observarea aproape neîntreruptă avariaiilor nivelului apei fluviului, de foarte mare interes pentru succesiunea perioadelor de lucrăriagricole (fig. 16.8 A). Interpretarea înregistrărilor arată un prag la anul 1550 apărut datorită,probabil, schimbării nivelului de referină a măsurătorilor şi a doua este în legătură cu tendina decreştere a nivelului fluviului datorat probabil agradării accelerate a albiei. Pentru Europa esterelevantă figura 16.9 B care arată variaia temeraturii medii anuale timp de 1000 de ani; este deremarcat prezena Optimului Climatic Medieval în perioada 1000-1200, când temperatura era mairidicată cu 0,40C şi Mica Glaciaie (1600-1900), când temperatura medie anuală a scăzut cuaproape 10C. După această perioadă, tendina generală este cea de încălzire a climei sau ceea cegeneric se cunoaşte sub numele de Schimbarea Globală a Climei. Se apreciază că în ultimul secols-a înregistrat cea mai rapidă încălzire de la ultima perioadă glaciară. Cei mai calzi 10 ani din

ultimii 130 ani au fost deceniile ‘80 şi ’90. Secolul XX a fost cel mai cald din ultimii 600 ani. Ceimai muli experi apreciază că pentru secolul XXI temperatura medie globală va creşte cu un gradpână la 3,50C, ceea ce înseamnă o temperatură medie globală de 18 – 190C, faă de 15,50C cât este

în prezent.Încălzirea observată este puin probabil să fie datorată în întregime unor cauze naturale.

Influena cea mai mare pe care o are factorul uman asupra climatului este emisia de gaze cu efectde seră (CO2) în atmosferă provenită din arderea combustibililor fosili. Creşterea temperaturii vaconduce la schimbări în multe aspecte ale vremii, cum ar fi tipurile de vânturi, cantitatea şi tipurilede precipitaii, tipul şi frecvena unor fenomene climatice extreme. Asemenea schimbări climaticeau consecine greu de predictat în domeniul mediului, dar şi în cel social şi economic.

Fig. 16.8. Măsurători asupraschimbării climatice în ultimii 1000 de ani:A. nivelul Nilului la staia Roda, Cairo; B.temperatura medie anuală pentru Islanda(Hurst et al., 1965).



468

16.4. Efectele geomorfologice ale schimbării climei

Schimbările climatice majore din trecut au avut efecte importante asupra proceselorgeomorfologice şi ritmul lor de aciune. Influenele climatice asupra reliefului se exercită într-unmod complex, fiind implicate scurgerea lichidă şi vegetaia. Există, astfel, un parametru care are oputere de diagnoză mare asupra dinamicii reliefului şi anume, produc ia de aluviuni sau, altfelspus, volumul de aluviuni care este erodat dintr-un bazin hidrografic. Aluviunile care sunt evacuatedin bazin formează efluen a aluvionar ă. Cunoaşterea acestor parametri pentru fiecare bazinhidrografic în parte permite o evaluare corectă asupra efectelor schimbării climei, dar şi aimpactului creat de aciunile omului. Relaiile între producia anuală de aluviuni şi temperatura şiprecipitaiile atmosferice pentru bazine hidrografice de peste 3500 km2 din SUA sunt discutate înliteratură ca un exemplu concludent pentru a evalua efectul climatic. Una dintre aceste relaii esteilustrată în fig. 16.9

Fig. 16.9. Variaia produciei de aluviuni în funcie de precipitaiile efective (precipitaiile totale minuspierderile prin evapotranspiraie) (Langbein, Schumm, 1958).

Astfel, la 100C temperatură medie anuală, producia de aluviuni este maximă la precipitaiicuprinse între 250-500 mm, cu un vârf la 300 mm. Variaia produciei de aluviuni cu precipitaiilepoate fi explicată prin interaciunea precipitaiilor şi vegetaiei cu scurgerea lichidă şi eroziunea. Cucât precipitaiile cresc peste zero, cu atât producia de aluviuni creşte, întrucât creşte scurgerealichidă care poate contribuie la detaşarea unei cantităi mai mare de sol. Opusă acestei tendine estevegetaia care devine mai abundentă cu cât cantitatea de precipitaii creşte. La peste 300 mmprecipitaii, producia de aluviuni descreşte datorită dezvoltării stratului protector al vegetaiei.

Schimbările climatice din Cuaternar au influenat în cea mai mare măsură versanii şi albiilede râu. Formele tipice ale acestor categorii de relief în diferite medii climatice au fost în detaliuprezentate în capitolele X şi XI. Este vorba de procesele de modelare a versanilor în climateleglaciare, periglaciare, temperate şi aride care determină profile de versant distincte pentru fiecareclimat, de tipurile de fragmentare a reliefului date de coeficientul de drenaj, de tipul de depozite deversant, de asemenea, caracteristice fiecărui climat. Dar modificările cele mai spectaculoase le-asuferit morfologia râurilor prin apariia teraselor fluviale. De asemenea, în zona ărmurilor,

fluctuaiile nivelului mării au determinat schimbări majore în tipurile şi morfologia ărmurilor,problematică abordată în capitolul XV.



469

În concluzie, formele de relief reprezintă complexe sau ansambluri de sisteme aflate îninterconexiune care au diferite evoluii în timp. Asemenea ansambluri pot fi caracterizate ca având

următoarele extreme : a) pe de o parte, forme de relief labile, care răspund la aciunea unor procesegeomorfologice de mică putere şi prezintă o rezistenă redusă la schimbare. Acestea sunt formelede relief care se dezvoltă la scară mică şi care rămân aproape de echilibru în ce priveşteschimbarea climatică ; b) forme de relief « indiferente » la schimbarea climatică şi posedă marerezistenă la aciunea factorilor climatici. Ele răspund extrem de lent la modificarea climatică şirăspund doar la acele schimbări care au loc pe timp lung şi sunt importante. Efectul schimbărilorclimatice asupra unui asemenea complex de reliefuri determină o ierarhie de sisteme, fiecaredifereniat după mediul climatic şi fiecare caracterizându-se printr-o moştenire istorică. Timpul derelaxare al unui sistem de forme de relief este scurt (de exemplu, acela care implică geometriahidraulică sau morfologia plajei) ; pentru altele este mai lung (de exemplu, densitatea de drenaj) ;dar pentru altele este foarte lung (de exemplu, reducerea în altitudine a unui relief granitic). Astfel,un anumit peisaj geografic poate fi alcătuit din sisteme cu o comportare diferită, astfel încât totul

poate fi văzut ca un palimpsest de sisteme (cf. Chorley et al., 1984) a căror aciune este interrelată,dar a căror istorie este suprapusă.

Bibliografie selectivă

BALTEANU, D. (2000), Present day geomorphological processes and environmental change inthe Romanian Carpathians, in Geomorphology of the Carpatho-Balkan Region, editat de D.Bălteanu et al. (2000), Bucureşti.

BDEL, I. (1982), Climatic Geomorphology, Princeton University Press.CÂRCIUMARU, M. (1999), Evolu ia omului în Cuaternar , Lumina Lex, Bucureşti.ICHIM, I., RADOANE, MARIA, RADOANE, N. (1979), Dinamica etajelor morfoclimatice

postglaciare din Mun ii Rodnei. Ocrotirea Naturii, t. 23.IELENICZ, M. (2000), Morphodynamic systems in the CarpathiansRomania), in Geomorphology

of the Carpatho-Balkan Region, editat de D. Bălteanu et al. (2000), Bucureşti.PELTIER, L.C. (1950), The geographic cycle in periglacial regions as it is related to climatic

geomorphlogy, Annals of the Ass. of American Geographers, vol. 40.RADOANE, MARIA et al. (1995), Analiza cantitativă în geografia fizică , Editura Univ. Iaşi.TRICART, J., CAILLEUX, A. (1972), Introduction to Climatic Geomorphology, London,

Longman.

16_sisteme_morfoclimatice

Documents

Transcript of 16_sisteme_morfoclimatice