CAPITOLUL 4

B A Z E L E G E N E R A L E A L E M O R F O G E N E Z E I

Sursele globale de energie în morfogeneză: energia solară şi cascada energiei solare; energia gravitaţională; energia geotermică; schimbări în nivelul de energie (energia de mediu). Morfogeneza ca buclă a cascadei de materie (circuitul rocilor): compoziţia şi structura scoarţei; cascada de materie (circuitul rocilor, cascada geofizică şi cascada denudaţională, relaţii între cele două cascade şi problema compensaţiei izostazice). Evoluţia globală a reliefului subaerian: modele de evoluţie ciclică: teoria ciclului de eroziune normală şi a peneplenei (W. M. Davis); teoria nivelelor de denudaţie şi problema - gipfelflurului - (A. Penck); teoria treptelor de piedmont - piedmonttreppen (W. Penck); teoria pediplenei (L.C. King); dubla planaţie şi problema suprafeţelor tropicale trunchiate (J.Büdel); nivelele geomorfologice (K.K. Markov); teoria dezvoltării stadiale a reliefului (I.P. Gherasimov); dezvoltarea reliefului ca relaţie: mişcări tectonice - eroziune în adâncime – denudaţie (R. W. Kennedy); teoria echilibrului dinamic (J. T. Hack); neoevoluţionismul (S. Schumm). Prezenţa unui capitol distinct cu această titulatură înainte de a aborda tipurile morfogenetice şi particularităţile de dezvoltare a reliefului, este motivată de necesitatea înţelegerii unor teorii şi ipoteze privind evoluţia globală a reliefului. Astfel, el constituie legătura intrinsecă între metageomorfologie şi geomorfologia explicativă.

Un scop major al geomorfologiei este acela de a înţelege cum imensa dar difuza energie a radiaţiei solare este convertită în lucru mecanic care modelează relieful. Putem imagina procesul în termenii unei maşini geomorfologice în care o maşină cu aburi întreţinută de soare pune în mişcare o serie de fierăstraie, pile, ventilatoare, jeturi hidraulice care contribuie la reducerea reliefului

A.Bloom, 1969

Morfogeneza, deci apariţia şi dezvoltarea formelor de relief, în general, ca orice proces

genetic, implică două repere fundamentale: materia, în cazul de faţă scoarţa Pământului, în ansamblu, şi energia, respectiv sursele de energie. Consecinţa interacţiunii între ele, la nivelul suprafeţei scoarţei, o constituie relieful cu întreaga lui comportare şi evoluţie. Din această cauză, morfogeneza reprezintă în acelaşi timp un important segment al cascadei de materie (circuitul

17

rocilor) în dinamica globului terestru. Astfel, o prezentare distinctă a principalelor aspecte cu implicaţii în morfogeneză, privind cele două categorii menţionate (surse de energie şi cascada materiei) este cât se poate de necesară. Aceasta şi pentru a da conţinutul real sintagmelor - forţe endogene - şi - forţe exogene - des folosite fără o bază cantitativă, măcar la nivel global.

4.1. Sursele globale de energie în morfogeneză Principalele surse de energie implicate în morfogeneză sunt: energia solară (1025 Jouli/an),

energia geotermică (1021 Jouli/an), energia vulcanică (1018 Jouli/an), energia undelor seismice (1018 Jouli/an) la care se adaugă forţa gravitaţională, forţele de gravitaţie extraterestre şi energia latice a mineralelor (fig. 4.1).

4.1.1. Energia solară şi cascada energiei solare În ierarhia mărimii surselor globale de energie, energia solară este de cca 7000 ori mai mare

decât energia geotermică, cu toate că Pământul interceptează doar 0,5 x 109 din cantitatea totală de energie emisă de Soare. Din aceasta, pe o suprafaţă normală cad anual 0,83 x 105 J/m2/s, cu variaţii sezoniere de până la 7% (Embleton, Thorne, 1979). Se spune că “este cea mai disponibilă putere pentru schimbările geomorfologice, furnizând cca 99,98% din energia care intră într-un sistem geomorfologic“ (cf. Bloom, 1989). Opinia poate fi înţeleasă însă, dacă se are în vedere rata de conversie la suprafaţa Pământului a acestei energii ce pătrunde în sistem sub forma radiaţiei solare (fig. 4.1). De asemenea, energia solară pătrunde în sistem cu o rată de 4000 ori mai mare ca a celeilalte surse. Distribuţia ei este în funcţie de latitudine, altitudine, sezoane, contraste uscat - mare care se exprimă până la variaţia diurnă şi aceasta având un rol evident în morfogeneză, mai ales în regiunile situate dincolo de izoterma anuală de 00C.

4.1.2. Energia gravitaţională Forma de energie care domină în univers este gravitaţia (Dyson, 1971). Aceasta, după cum

se ştie, reprezintă o combinaţie de forţe, şi anume: forţa de atracţie gravitaţională (G) a Pământului şi faţă de alte corpuri (prin definiţie, acţionează vertical radiar deasupra nivelului mării, sau a unei suprafeţe în prelungirea acesteia); forţa centrifugă ce acţionează dinspre Pământ spre exterior în timpul rotaţiei (reprezintă 0,4% din G) şi efectul atracţiei dintre Pământ şi alte corpuri (de exemplu, cu Soarele, cu Luna) reprezintă 0,00001% din G. Se poate uşor deduce că avem de a face în principal, cu gravitaţia terestră. Ce înseamnă aceasta pentru morfogeneză ?

Dacă ne gândim că există o variaţie a gravitaţiei cu latitudinea, iar aceasta este între 978 gali (1 gal = 10-2 m/s-2) la ecuator şi 983 gali la poli, diferenţierea în morfogeneză este greu de sesizat. De asemenea, variaţia în înălţime înregistrează o descreştere cu 1 gal la cca 3000 m, deci pentru înălţimile de pe glob nu se înregistrează nici măcar variaţia dintre ecuator şi poli. Există însă un alt aspect, legat indirect de gravitaţia terestră, şi anume: prin înălţarea reliefului deasupra nivelului general al mărilor şi oceanelor se creează energia potenţială a reliefului. Aceasta este adevărata energie de relief sau energia de înălţime sau energie de poziţie şi este dată de produsul dintre gravitaţie, masă şi înălţime (g⋅ m ⋅ h), ultima fiind în raport cu nivelul mării. Aici î şi are sorgintea enorma energie cinetică a apelor curgătoare. In context, dacă volumul mediu anual al scurgerii de apă pe ariile continentale este de cca 36.000 - 37.000 km3, el produce o energie anuală de cca 9 x 109 KW. Aceasta este puterea forţei exogene care eroade terenurile planetei.

Cât priveşte gravitaţia extraterestră, respectiv forţa de atracţie a Lunii, Soarelui şi altor planete, ea este cheltuită în general, ca energie de frecare în hidrosfera şi litosfera Pământului, producând maree. Energia mareelor, la rândul ei, în proporţie de cca 15%, contribuie la încălzirea litosferei, iar în rest este consumată în modelarea ţărmurilor. Mai trebuie să adăugăm că o anume cantitate a gravitaţiei extraterestre este cauza ciclicităţii activităţilor gheizeriene şi vulcanice.

18

Deocamdată s-a identificat că un asemenea ciclu se repetă la 18,6 ani (Shaw et al., 1971; Rheinhart, 1972).

4.1.3. Energia geotermică Un fapt bine cunoscut este că, în interior, Pământul este mai cald decât în exterior şi că

temperatura creşte cu adâncimea. Se înregistrează o creştere în medie cu 200C/km. În acest sens sunt mărturie cele mai adânci mine de pe glob care au ajuns până la aproape 10 km adâncime. Această căldură proprie este generată în principal de radioactivitate (rezervă acumulată în perioada pregeologică). Căldura geotermică aprovizionează cu energie activitatea vulcanică, seismele, construcţia munţilor şi menţinerea câmpului electromagnetic al Pământului. Energia calorică ce evadează din interior spre suprafaţa Pământului este evaluată la cca 1021 Jouli/an, din care activitatea vulcanică consumă doar cca 0,2%. Ceea ce trebuie să subliniem, pentru înţelegerea efectului în morfogeneză, este că principala variaţie se remarcă în spaţiu. Astfel “crestele” cordilierilor oceanici sunt “petele fierbinţi” cu o rată de energie calorică de peste 300 J/m2/s, în timp ce rata medie pe planetă este de 62,79 ±6,3 J/m2/s. Faptul că interiorul Pământului este fierbinte şi mobil constituie cauza fundamentală a activităţii tectonice la suprafaţă. Evidenţa geologică arată că mişcările crustale verticale, opuse gravitaţiei, pot realiza în acelaşi loc o masă muntoasă cu înălţime până la 3000 m şi mai mult, în cca 20 - 30 milioane ani, în timp ce mişcările orizontale pot atinge zeci de km în acelaşi interval. Bott (1971) a estimat că energia undelor seismice ajunge la 1018 J/an, iar ridicarea la 1 m înălţime a unui “masiv” (roci) cu duritate de 2,8 de dimensiuni de 10 km × 10 km, implică cheltuirea unei energii de 2,7 × 1015 J. Cu alte cuvinte energia geotermică stă la originea forţelor endogene şi este fundamentală pentru geneza configuraţiei sau morfologiei Pământului. Aceasta şi pentru că ridicarea reliefului deasupra suprafeţei nivelului general al mărilor oferă oricărui punct o anumită energie potenţială sau energie de poziţie. In plus, un aspect deloc lipsit de interes, fluxul caloric intern spre suprafaţă, producând o infinitizimală topire a gheţarilor în bază, permite uşoara alunecare a acestora.

4.1.4. Schimbări în nivelele de energie (energie de mediu) Considerând cele trei principale surse de energie cu rol fundamental în morfogeneză, trebuie

să cunoaştem şi variabilitatea lor în timp şi spaţiu şi respectiv transmiterea efectelor directe în morfogeneză.

Spre exemplu, se spune “constanta solară”, dar este foarte probabil că intrarea energiei solare în sistemul fluctuaţiilor Pământului a variat considerabil şi constituie cauza majoră a schimbărilor climatice. Asemenea fluctuaţii au perioade de la cele minore de ordinul 10 - 100 ani, măsurabile în timp istoric, la cele de scară medie, cca 1000 ani (oscilaţiile din Holocen sau ultima parte a Pleistocenului), la ordinul 10 4 - 105 ani, cât măsoară perioadele glaciare şi interglaciare, şi până la 106 şi mai mult, de ordinul erelor geologice.

Spre deosebire de energia solară, celelalte două surse de bază: gravitaţia şi căldura geotermică, în termenii timpului geologic recent, au avut fluctuaţii nesemnificative pentru morfogeneză. În acest context relaţiile lor cu procesele geomorfologice actuale trebuie considerate constante, dar trebuie avută în vedere variaţia distribuţiei în spaţiu a ratei fluxului caloric pentru că energia geotermică este inegal distribuită la suprafaţa Pământului, încât unele regiuni sunt tectonic sau vulcanic mai active ca altele. Structura răspândirii unor astfel de arii arată că unele s-au ridicat cu o rată mai mare sau au devenit mai stabile în anumite perioade sau au fost denudate când rata denudaţiei a depăşit rata ridicărilor tectonice. Este un aspect foarte important căci de raporturile între rata denudaţiei şi rata ridicării tectonice depinde variaţia energiei de poziţie. Prin urmare, este necesar să se identifice legăturile dintre sursele de energie de bază şi procesele geomorfologice.

Schimbări ale energiei de poziţie se pot datora şi ridicărilor tectonice dar şi evenimentelor

19

climatice. În ambele cazuri, ele afectează tipul şi rata proceselor geomorfologice. De exemplu, la un moment dat, o regiune poate fi caracterizată printr-o rată mare a proceselor geomorfologice şi se spune despre ea că este o regiune cu mare energie de mediu. Despre o altă regiune, care are o rată mică a activităţii geomorfologice, se spune că este o regiune cu mică energie de mediu. Iată două cazuri extreme: în Karakorum - Himalaia există o înaltă rată a ridicării tectonice (deci a forţei endogene) şi o rapidă adâncire a văilor. Aceasta pentru că ariei cu ridicări tectonice foarte active i se suprapune abundenţa precipitaţiilor din sezonul musonic şi acţiunea gheţarilor, ambele legate de regimul climatic ş.a. Pe de altă parte, Sahara, caracterizartă printr-un relief neglijabil (ca energie) şi o intensă ariditate, are o joasă energie de mediu. Energia disponibilă pentru activitatea geomorfologică se schimbă în timp şi se poate realiza un feedback climatic, în care reducerea altitudinii diminuează cantitatea de precipitaţii. Există măsurători care arată că în Himalaia sunt zone cu o rată a înălţărilor de peste 50 mm/an, ceea ce arată o înălţare a celor 8000 m în cca 160.000 ani (echivalentul unei perioade glaciare) şi, prin urmare, o menţinere a unui regim bogat în precipitaţii.

Activitatea tectonică poate afecta nu numai nivelul mărilor, ci şi forma bazinelor lor. De asemenea şi schimbările climatice pot determina poziţia nivelului mărilor şi implicit forma bazinelor acvatice ale acestora. În ambele cazuri au loc schimbări în energia de poziţie. Intre cele trei surse principale de energie, cel puţin la nivelul expresiei lor cu semnificaţie geomorfologică în timp, se realizează relaţii de feedback. Este ceea ce asigură echilibrul morfologiei planetei, în sensul că una şi aceeaşi regiune, în timp geologic lung are “şansa” de a “traversa” o istorie a principalelor morfologii sau procese genetice. De exemplu, de la fund de mare, la creasta alpină, de la o arie supusă glaciaţiei continentale la o arie de deşert fierbinte. Este cazul Saharei, care în Permian a fost sediul unei calote glaciare, iar astăzi întregul ei landşaft se află la antipodul acestei morfogeneze climatice şi este o zonă de deşert fierbinte.

4.2. Morfogeneza ca segment al cascadei de materie (circuitul rocilor) Suprafaţa superioară a scoarţei constituie sediul tuturor proceselor morfogenetice, dar afluxul

de materie asupra căreia acţionează aceste procese este preponderent din scoarţă - cu deosebire în domeniul continentelor şi preponderent din manta în domeniul oceanelor. In acest context, pentru cunoaşterea mecanismelor generale ale genezei reliefului prezentarea elementelor generale ale sistemului scoarţei terestre este indispensabilă. Se au în vedere, pe cât posibil, acele elemente cu incidenţă majoră în morfogeneză ca fenomen şi nu pentru un anume tip de proces geomorfologic sau o anumită morfologie.

Scoarţa terestră reprezintă o parte infimă (1,55%) din volumul total al Pământului care reprezintă restul planetei (White et al. 1984, p.107). Totuşi această “infimă parte” din volumul globului, care formează “haina exterioară”, are un rol covârşitor în morfogeneză, în primul rând, ca suport material dat de cele peste 3000 de minerale şi peste 700 tipuri de roci ce o alcătuiesc. In proporţie de 35% scoarţa este mai veche de 200 milioane ani (Bloom, 1978), fiind în general mai nouă în domeniul oceanic (cele mai vechi sedimente sunt jurasice) şi mai veche în domeniul continental, unde, se păstrează şi roci mai vechi de 3 miliarde de ani (în Groenlanda s-au identificat roci de 3,9 miliarde de ani, deci din scoarţa primară). O asemenea situaţie constituie un argument clar că scoarţa formează un sistem dinamic deschis şi se află într-un continuu proces de reciclare, de regenerare.

In afară de sursele de energie, constituţia mineralogico - petrografică a scoarţei are, fără îndoială, un rol primordial în fenomenele de regenerare a acesteia şi evident, în morfogeneză; în acelaşi timp, nu se poate face abstracţie de starea dinamică a părţii superioare a mantalei, la contactul cu litosfera (dat de suprafaţa de discontinuitate Mohorovich) şi de interfaţa cu domeniul fluid (atmosfera şi hidrosfera). Pornind de la aceste considerente, abordarea sistemului scoarţei presupune a face referiri la cascada de materie, care cuprinde două mari bucle: cascada geofizică şi cascada denudaţională.

20

4.2.1. Compoziţia şi structura scoarţei terestre Scoarţa este alcătuită din minerale şi roci. Mineralele sunt substanţe naturale, solide,

anorganice, omogene din punct de vedere fizic şi chimic, cu o mare stabilitate, alcătuite din elemente native S, Fe, Au, Pt, mai des din două, sau mai multe elemente. Rocile sunt agregate sau asociaţii de minerale în stare cristalină sau amorfă ce formează corpuri bine individualizate (sub aspect chimic).

Până în prezent se cunosc peste 3000 minerale, dar cca 99% din partea superioară a scoarţei este alcătuită, în principal, din 12 minerale: ortoză, feldspaţi, plagioclazi, cuarţ, muscovit, biotit, hornblendă, olivină, calcit, dolomit, caolinit şi oxizi de fier. Combinaţiile chimice care formează mineralele sunt în general compuşi oxigenaţi ai următoarelor elemente: siliciu (reprezintă 27,7% din scoarţă), aluminiu (8,1%), fier (5,0%), calciu (5,6%), sodiu (2,8%), potasiu (2,6%), magneziu (2,5%) ş.a. De altfel, oxigenul reprezintă aproape 50% din compoziţia litosferei, şi el asigură formarea unei game largi de minerale, aspect foarte important în evaluarea atât a proceselor de la contactul manta - scoarţă cât şi la interfaţa scoarţă - atmosferă.

Cunoaşterea acestor stări sau proprietăţi ale rocilor ne ajută foarte mult în înţelegerea

controlului geologic asupra morfogenezei, atât dinspre interiorul scoarţei în cadrul cascadei de materie, cât şi în condiţiile prezenţei lor la zi. In primul caz este de maximă importanţă comportarea rocilor la fenomenele de deformare tectonică ca efect al cascadei geofizice.

Factorii care controlează deformarea tectonică sunt: presiunea litostatică (greutatea coloanei de roci situate deasupra unui punct dat), temperatura, adâncimea, anizotropia rocilor (variaţia proprietăţilor rocilor cu direcţia impusă de stratificaţie, şistozitate ş.a.).

Faptul că cca 35% din scoarţă este mai veche de 200 milioane de ani, aşa cum s-a menţionat, denotă fără îndoială că ea se află într-o permanentă stare de nelinişte, de reciclare a rocilor care o compun. Aceasta este expresia cascadei de materie din scoarţă pentru care în mod curent se foloseşte şi denumirea de circuitul rocilor. Intregul proces se desfăşoară concomitent cu fluxul de energie. Se disting două mari segmente ale cascadei de materie, unul în interiorul scoarţei, antrenând şi partea superioară a mantalei, este aşa numita cascadă geofizică şi unul la suprafaţa scoarţei, respectiv cascada denudaţională sau cascada sedimentelor.

Geologii americani Garrels şi Mackenzie (1971), pentru a exprima cât mai sugestiv elementele generale ale circuitului rocilor, au imaginat că totul are loc într-o fabrică uriaşă (se înţelege, de dimensiuni planetare) formată din două uzine legate între ele printr-o conductă (fig.4.4).

In prima “uzină” sunt produse rocile primare magmatice, prin răcirea magmei generată în lungul timp al diferenţierii structurii Pământului. Sursa de energie pentru generarea magmei o reprezintă dezintegrarea radioactivă a elementelor U, Th, K din interiorul Pământului. Printre produsele primare se află şi gaze acide şi apă care intră în reacţie, găsind drum spre suprafaţă şi generând produse de alterare. Reacţia rocilor primare magmatice cu gazele şi apa, produce în timp geologic masa de roci sedimentare ce ajunge în oceane.

In a doua “uzină” sedimentele, rezultat al fenomenelor cataclastice, piroclastice şi pirocloritice, sunt consumate prin înhumare. Ele se afundă şi ajung în zonele profunde cu temperaturi şi presiune mari, se deformează, se porţionează şi se transpun în roci metamorfice, în magmă. In aceste procese generate de aceleaşi elemente radioactive au loc ridicări spre suprafaţă, spre domeniul meteorizaţiei şi denudaţiei, întregul complex de roci, imaginat ca o imensă “conductă” de alimentare a denudaţiei cu roci reciclate. Concomitent, gazele şi apa produse în timpul metamorfismului ies la suprafaţa unde participă la meteorizaţie şi denudaţie. Intre cele două uzine, cea care pregăteşte rocile primare şi cea care trimite spre suprafaţă roci reciclate, este oceanul care se comportă ca un bazin de decantare şi evaporator unde se depun nisipuri, mâluri, evaporite.

21

Această “fabrică” este operativă de cca 4 miliarde de ani şi nu i se întrevede sfârşitul activităţii.

4.3. Evoluţia sistemelor geomorfologice

“Orice vale va fi înălţată (n.n. prin agradare) orice munte şi

orice deal va să fie plecat (n.n. prin degradare), coastele să se prefacă în câmpii şi strâmtorile în vâlcele”

Biblia, Isaia 40 - 4 Se are în vedere în acest capitol o prezentare generală, în exclusivitate, a principalelor

ipoteze sau “teorii” cu privire la evoluţia globală a reliefului uscatului, care să depăşească elementele particulare impuse de anumiţi factori de control, chiar dacă aceştia au un caracter regional sau planetar. Aceste ipoteze şi teorii se pot grupa în următoarele categorii:

- modele ciclice care au la bază, chiar dacă nu se afirmă în mod expres, gândirea evoluţionistă a lui Darwin, transpusă la condiţiile reliefului, precum şi al doilea principiu al ternodinamicii;

- teoria echilibrului dinamic care se bazează tot pe un principiu al fizicii ce guvernează dinamica lumii materiale, şi anume: tendinţa spre consum minim de energie şi tendinţa de a se efectua un lucru mecanic minim;

- modele neoevoluţioniste care încearcă să explice relieful în termenii conflictului ireductibil dintre evoluţie şi echilibru dinamic.

4.3.1. Modele ciclice Esenţa teoretică a modelelor de evoluţie ciclică a reliefului se poate exprima astfel: în timp

lung o anumită regiune poate urma o evoluţie care să ducă la revenirea ei în condiţii relativ asemănătoare cu cele din faza iniţială luată ca reper. Aproape fără excepţie s-a considerat faza iniţiala sau finală ca un relief de foarte joasă energie, asemănător unei câmpii uşor ondulate.

Întrucât asupra unuia sau altuia dintre modelele conceptuale ce vor fi aduse în discuţie s-au exprimat de-a lungul timpului şi numeroase rezerve sau chiar critici vehemente sunt necesare două precizări, una cu privire la noţiunea de model, cea de a doua cu privire la sintagma model ciclic.

In accepţia lui Strahler (1981) şi Hugget(1985), sistemul există în lumea reală şi posedă atribuţii unice, în timp ce modelul este o încercare de a descrie, analiza, “simplifica” sau exprima un sistem. Nici un model nu poate fi identic cu sistemul, oricât de concret l-am realiza, căci sistemul nu poate fi niciodată cunoscut exact. De aceea este nevoie să intuim modelul lui. În acest fel, modelul este una din ipotezele asupra felului cum o parte din realitate se include în întreg. Validitatea lui poate fi testată. Modelul nu poate fi decât “o imagine mentală” (n.n. cerebrală) asupra fenomenului natural. Aşadar, Davis are marele merit de a fi propus primul model conceptual global asupra evoluţiei reliefului, model cu un mare grad de abstractizare şi profund filozofic.

Referindu-se la un model ciclic în general, mulţi geologi şi geografi, au luat exprimarea ad-literam, socotind-o contrară conceptului de evoluţie. Nimic mai păgubitor decât o asemenea interpretare simplistă şi mecanicistă (a se vedea în capitolul 3 conceptul de “ciclu geomorfologic”).

4.3.1.1. Ciclul eroziunii normale sau teoria davisiană a peneplenei (W. M. Davis) Davis şi-a elaborat bazele conceptuale ale teoriei sale între anii 1894 - 1899. Până atunci,

22

câteva noţiuni fundamentale necesare în dezvoltarea acestei teorii, erau deja câştigate pentru ştiinţă şi anume: relieful poate fi explicat ca o succesiune de stadii (Desmarest, 1725 - 1815); principiul uniformitarismului şi noţiunea de “repetare” (ciclu) în geologie (Hutton, 1785); sistemul râurilor îşi ajustează variabilele care-l compun (Playfair, 1802); mişcările scoarţei accelerează eroziunea (Lyell, 1830); nivelul de bază (Powell, 1875); râurile graded şi echilibru dinamic (Gilbert, 1877) ş.a. Pe acest fond de cunoaştere şi abstractizare a evoluţiei reliefului W. M. Davis a emis ipoteza că: evoluţia generală a reliefului se face sub controlul absolut al nivelului de bază general, reprezentat de nivelul mărilor şi oceanelor. Şi că o regiune dată, după înălţarea tectonică, parcurge trei stadii până la revenirea reliefului în condiţiile energetice iniţiale. Acestea sunt: tinereţea, maturitatea şi bătrâneţea, ultimul, sub aspect morfologic, fiind exprimat de un relief de câmpie de denudaţie, larg ondulată, denumită şi peneplenă, ceea ce în traducere înseamnă: aproape de câmpie. Principalul coordonator, dacă se poate spune, al întregului ansamblu de procese îl constituie reţeaua hidrografică, nivelul de bază general. Aceasta i-a sugerat autorului şi denumirea de “ciclul eroziunii normale” pentru întreaga lui teorie. În afara nivelului de bază general sau permanent, Davis a luat în consideraţie şi nivelele locale de bază pe care le-a denumit şi nivele de bază temporare. El considera că evoluţia se iniţiază printr-un intens proces de ridicare tectonică, după care urmează o lungă perioadă de eroziune; dominarea celor două categorii de procese alternând în timp.

Sub aspect morfologic, cele trei stadii ale ciclului davisian pot fi caracterizate succint după cum urmează (fig. 4.6):

- Stadiul tinereţe prezintă un relief care se remarcă prin relativa conservare a suprafeţei iniţiale, sub forma unui podiş de înălţime sau interfluvii largi, puţin drenate, cu păstrarea unor lacuri. Râurile sunt scurte, au numeroase cascade la interceptarea rocilor dure, albiile majore aproape că lipsesc, meandrarea este, în linii mari, de tip antecedent, păstrând tiparul meandrării de pe suprafaţa iniţială, fapt pentru care sunt caracteristice meandrele încătuşate. In lumina legii ratei proceselor, este stadiul cel mai scurt din întregul ciclu şi corespunde timpului de relaxare a sistemului care, în cazul de faţă, a fost scos din relativa stare de echilibru, prin accelerarea ratei mişcărilor diastrofice, deci cu un mare consum de energie geotermică.

- Stadiul de maturitate se caracterizează printr-un relief dominat de văi: cumpenele de apă se îngustează considerabil şi se formează creste: este o mare densitate a fragmentării reliefului; se păstrează elemente din faza anterioară (cascade, ruperi de profil ş.a.) în lungul principalelor râuri formează câmpii de albie majoră, care încep să ocupe un mare procent din aria văilor; apar şi se dezvoltă meandrele libere; există maximum de energie de relief posibilă din întregul ciclu de evoluţie; topografia este dominată nu atât de fundul văilor şi platouri, cât mai ales de versanţi. Este stadiul în care dezvoltarea descendentă a reliefului este o tendinţă categorică şi aceasta se datorează cascadei energiei solare şi cascadei sedimentelor, care domină cascada geofizică.

- Stadiul de bătrâneţe se caracterizează prin scăderea vigorii reliefului; afluenţii devin mai puţin numeroşi decât în faza precedentă, dar sunt mai mulţi ca în stadiul de tinereţe; văile sunt extrem de largi şi cu pante uşoare; au mare dezvoltare câmpiile de inundaţie, iar râurile sunt larg meandrate; interfluviile sunt reduse ca înălţime şi cumpenele de apă au o formă larg rotunjită; versanţii au înclinări foarte reduse şi sunt modelaţi, în principal, prin procese de mişcare în masă şi eroziune difuză; ariile cele mai extinse din întreaga regiune aflată în acest stadiu au energia de poziţie foarte aproape de nivelul de bază general al eroziunii. Spre partea finală a stadiului, care are şi cea mai lungă desfăşurare în timp, regiunea capătă aspectul unei câmpii de denudaţie, larg ondulată, care în concepţia lui Davis nu este altceva decât peneplenă. Pe peneplenă se pot păstra resturi ale fazei iniţiale, sub forma unor martori (înălţimi izolate), denumite “monadnockuri” după numele Muntelui Monadnock de lângă New Hampshire1

1Numele de monadnock, menţionat prima data în 1632 de guvernatorul de Massachuttes, este de origine algonchină, şi

înseamnă “loc de netrecut “. Muntele cu acest nume are 965 m înălţime şi domină orasele Jaffery şi Dublin din Noua Anglie. De pe acest munte, în zilele cu cer senin, se vede Oceanul Atlantic, la 104 km, oraşul Boston, Munţii Albi. Este alcătuit din roci metamorfice şi se consideră ca s-a format la conjuncţia (coliziunea) în Devonianul târziu a plăcii

23

Fig. 4.6. Ciclurile de eroziune propuse de Davis, sintetizate de E.Raisz (cf. Chorley et al., 1984) Evoluţia versanţilor în parcurgerea stadiilor menţionate se face prin retragere însoţită de

diminuare a înclinării, în dezvoltarea unor largi convexităţi în partea superioară şi concavitate în partea inferioară (Davis, 1899, p.4975)(fig. 4.7). Contrar unor obiecţii care i s-au adus, potrivit cărora Davis ar fi luat în consideraţie doar rolul eroziunii fluviale, în sens strict, trebuie precizat că el a acordat o mare atenţie rolului tuturor proceselor morfogenetice care îşi au sediul în afara ariilor acoperite cu gheţuri sau în pustiurile cu dune.

Nord-Americane şi a celei Africane (Rydant, Bayr, 1992). Davis (1894) l-a numit “martor rezidual ce se ridică deasupra câmpiei de denudaţie” (p. 991).

24

Potrivit lui Davis, în primele două stadii ale ciclului, eroziunea are rolul principal în lărgirea văilor şi reducerea ariilor interfluviale, iar procesele de mişcare în masă sunt mai importante decât eroziunea laterală. Dimpotrivă, mai târziu Johnson (1931) şi Crickmay (1933) au considerat că în lărgirea văilor rolul prim revine eroziunii laterale. In context, cel de al doilea autor “canadianul rebel” cum singur s-a numit, a introdus termenul de “panplenă” sau “panplanaţie” în loc de peneplenă, pentru a evidenţia rolul unor asemenea procese. Davis a încorporat în modelul lui şi conceptul “condiţiei de râu graded” a lui Gilbert, exprimat, prin deducţia, că profilul longitudinal al râurilor ca şi al versanţilor, tinde să fie o curbă cu un grad mai mare de netezire spre vărsarea râurilor şi concavitate mai mare spre obârşie. Nu a dezvoltat însă suficient acest concept din cauză pentru care nu apare demonstrat cu claritate rolul fenomenelor de “graded” în “ciclul normal de eroziune”.

Cu acest model, Davis a pus bazele evoluţionismului în geomorfologie şi a încorporat în teoria sa gândirea filozofică a sfârşitului sec. XIX, dezvoltând primul model coerent al schimbării în timp a reliefului (asemenea organismelor). Pentru el evoluţia a însemnat accepţia largă a ireversibilităţii proceselor şi schimbărilor produse, în cadrul cărora, formele timpurii (iniţiale) pot fi stadii în progresul spre forma finală. Trecerea timpului este imprimată în schimbarea progresivă a geometriei reliefului. Altfel spus, timpul capătă o valoare fundamentală în evaluarea reliefului.

4.3.1.2. Nivele de înălţimi egale şi problema gipfelflurului (A. Penck) Albrecht Penck care a fost contemporanul lui Davis, şi, mai apoi, al întregii pleiade de

geomorfologi care au abordat problema modelelor de evoluţie ciclică a reliefului, căci el s-a săvârşit din viaţă în 1954 cu numai 4 ani înainte de a deveni centenar. El s-a remarcat nu numai prin cercetările asupra glaciaţiei din Alpi, ci şi prin aducerea în discuţie a unor limite între care se desfăşoară denudaţia2.

Fig. 4.8. Nivele de înălţimi egale în concepţia lui A. Penck, planul tangent al crestelor acestora putând fi similar unei peneplene (ca stadiu de evoluţie). A. “Nivelul crestelor” determinat printr-o serie de văi echidistanţe şi egal adâncite; B. Coborârea generală a altitudinilor reliefului prin retragerea succesivă şi intersectarea versanţilor la nivele din ce în ce mai coborâte: 1,2,3,4 - stadii succesive de evoluţie de evoluţie descendentă a reliefului sub influenţa denudării; C. Formarea gipfelflur-ului în condiţii ideale: rocă omogenă, văi de aceeaşi generaţie etc. 1,2,...4 - stadii succesive în adâncirea văilor conjugate cu retragerea versanţilor şi coborârea treptată a altitudinii reliefului (A. Penck, 1919).

Fascinat de teoria lui Davis a mers mai departe şi a pus problema susţinut că în evoluţia reliefului se atinge un stadiu al “nivelelor de înălţimi egale” (fig. 4.8) care pot fi resturi de peneplene formate la diferite nivele de bază în mai multe cicluri succesive. In acelaşi timp, el s-a

2 Termenul denudaţie, folosit între primii de Dana (1850) în faimoasa lucrare “On denudation în the Pacific“ este folosit

în literatura de specialitate în două variante: lato senso, denudatie înseamnă totalitatea proceselor care îndeparteaza depozitele de pe un relief pozitiv; stricto senso, denudatia inseamna numai procesele care asigura mişcarea areală în suprafaţa depozitelor de pe versanţi (ex. eroziunea în suprafaţa, procesele de mişcare în masă etc).

25

opus teoriei lui Davis, considerând că aceste “înălţimi egale” pot rezulta şi din simpla ridicare a masei muntoase, fundul şi înclinarea văilor fiind aproximativ la nivele egale, interfluviile de asemenea, probând că derivă din aceeaşi suprafaţă de veche peneplenă.

In 1919, în lucrarea: “Die Gipfelflur der Alpin” publicată sub auspiciile Academiei din Berlin, a considerat că eroziunea are o limită superioară pe care a numit-o “nivel superior de denudare” (oberes denudationsniveau). In opinia lui, indiferent de rata înălţării munţilor, relieful nu poate depăşi o anumită limită, din cauza intensei degradări prin dezagregarea rocilor care duce la o rapidă intersectare a versanţilor (fig. 4.8). Nivelul superior al crestelor sau gipfelflur constituie expresia ultimă a denudaţiei, în raport cu înălţimea. Pentru realizarea acestuia este nevoie: a) de mişcări tectonice pozitive puternice, în urma cărora prin adâncire, văile să formeze versanţi prăpăstioşi; b) de intense procese de dezagregare (fig.4.8.c). Validitatea unui asemenea punct de vedere pentru munţii joşi este privită cu multă rezervare. La noi în ţară ideea a fost îmbrăţişată în mod deosebit de Sârcu (1916 -1988). Lucrările lui au avut însă un mai mare impact asupra geomorfologilor după Simpozionul organizat în 1934 de Von Engeln (1941).

4.3.1.4. Teoria treptelor de piedmont (piedmontreppen) (W. Penck) Walter Penck (1888 - 1923) fiul lui Albrecht Penck a murit înainte de a-şi publica opera,

lucru pe care avea să-l facă tatăl său, tipărind în 1924, la Stuttgart, un volum al lucrărilor lui Walter, intitulat “Die morphologische Analyse”. Aici sunt cuprinse şi opiniile lui, vizavi de teoria lui Davis. Ideile teoriei lui W. Penck pot fi rezumate succint după cum urmează :

- Relieful trebuie interpretat ca având o stare “autodinamică” , un aspect foarte interesant, care trimite la noţiunea de “conexiune inversă”, ceea ce la Davis nu este exprimat foarte clar. In fig. 4.9 se demonstrează, că la nivel conceptual el stăpânea cunoaşterea principalelor reacţii dintre procese şi forme.

- Autorul teoriei presupune o suprafaţă iniţială de echilibru pe care o numeşte “Primarrumpf”. Aceasta este ridicată prin mişcări tectonice, la început mai lente, apoi mai accelerate, după care urmează o decelerare a ridicării şi apoi o liniştire. Pe măsura înălţării tectonice există o compensare a acesteia prin eroziune.

- La periferia zonei muntoase se formează suprafeţe de nivelare, denumite trepte de piedmont, pe seama retragerii masei muntoase sub acţiunea eroziunii regresive. Inălţarea continuând concomitent cu eroziunea, suprafaţa anterioară este înglobată masei muntoase şi înălţată, formându-se o altă treaptă de piedmont. Se crează imaginea unui dom dispus în trepte (fig. 4.10). Suprafaţa finală rezultată a fost numită de autor endrumpf.

Fig. 4.10. Sculptarea succesivă (II, III,…VI) a unor trepte de piemont în suprafaţa iniţială (I) paralel cu înălţarea zonei şi evoluţia concomitentă a văilor şi versanţilor (după Pecsi, Szilard, 1959).

26

- Versanţii nu ajung la bătrâneţe, ca în cazul teoriei lui Davis, ci se retrag paralel cu direcţia flancurilor văii. In privinţa semnificaţiei morfologiei versanţilor el a sesizat că versanţii cu înclinare uniformă relevă un echilibru de forţe, când au forma concavă domină denudaţia, iar când au forma convexă, domină mişcările tectonice pozitive sau creşterea nivelului de bază general.

4.3.1.5. Teoria pediplenei (L. C. King) Lester C. King a fost ultimul mare clasic al geomorfologiei de sorginte davisiană. Prima

lucrare a publicat-o în 1930 (mai trăia marele Davis şi foarte probabil să-l fi întâlnit) asupra geomorfologiei litorale din partea de nord a Noii Zeelande. În 1941 şi-a început seria lucrărilor privind Africa de Sud, ţinutul statului natal, el fiind profesor la Universitatea din Durban. În 1948 a publicat lucrarea “O teorie a bornhardtului (“inselberg”)” de numai 4 pagini cu care a început revizuirea concepţiei lui W. M. Davis dintr-un alt unghi decât predecesorii şi contemporanii săi. El şi-a expus teoria pe larg în tratatul Morfologia Pământului, încununând 12 ani de eforturi susţinute pentru a da o interpretare unitară, pe baza unei concepţii proprii, asupra reliefului uscatului întregului glob.

King (1907 - 1989) şi-a denumit teoria “ciclul de eroziune epigenetică standard sau pediplanaţia” (1967, p.159). Punctul de plecare în demonstraţia sa a fost evoluţia unui versant ca entitate morfologică fundamentală, a cărui dinamică se face prin retragere, în aproape toate condiţiile morfoclimatice de pe glob. Cele patru elemente ale versantului, denumit de King “versantul standard”, sunt (fig. 4.11):

- Culmea (creasta) este un segment aflat, de regulă, în zona de alterare, a cărei lungime este de la o porţiune infimitizimală, până la cca 1/2 din lungimea totală a versantului. In faza iniţială este convexă şi controlată de creep. Ea se identifică până la o distanţă, faţă de linia imaginară ce reprezintă cumpăna de ape, unde puterea apei depăşeşte rezistenţa solului la eroziune (aşa cum a demonstrat Horton, 1945). Aceasta este denumită distanţa critică.

- Abruptul (povârnişul) este partea versantului, aflându-se de regulă, în partea superioară, cea mai activă. Evoluează printr-o permanentă retragere (care se face prin acţiunea curgerii turbulente, spălării în suprafaţă şi procese de mişcare în masă). Twidale (1978, 1992) consideră de primă importanţă în evoluţia acestuia alterarea din baza abruptului. Împreună cu Milnes (1983) el a sugerat următorul mecanism de retragere a unui versant (fig. 4.12). “Concentrarea la baza versanţilor reprezintă cauza întregii meteorizaţii (alterare - dezagregare). Subminarea prin emergenţa apei subterane cauzează subminarea şi regradarea întregului versant.

Fig. 4.11.

Elementele morfologice ale unui versant format sub acţiunea apei curgătoare şi procese de mişcare în masă (King, 1967).

Alternativ, meteorizaţia şi eroziunea preferenţială a bazei abruptului poate cauza din nou degradarea şi retragerea acestuia şi el este locul eroziunii care determină comportarea întregului versant. Concentrarea “atacului” în baza abruptului, indiferent de context, asigură menţinerea versantului cu o înclinare mare egală cu stabilitatea” (Twidale, 1922, p. 496).

27

- Segmentul de acumulare deluvio-proluvială este în continuarea şi imediat în baza abruptului, fiind primul sediu al depozitelor rezultate din distrugerea abruptului. Materialele din care este alcătuit se mişcă gravitaţional, sau prin alterare se fracţionează şi sunt preluate de scurgerea în pânză, şiroire şi creep. Acest segment de versant evoluează prin retragere ca şi abruptul.

- Pedimentul este definit de King (1967) ca “o suprafaţă cu panta larg concavă, netezându-se de la contactul cu segmentul anterior până la nivelul albiei de râu de forma unei curbe hidraulice cu înclinare la maturitate de la 70 la 1/20” (p. 140), maximum poate ajunge la 130 dar, de regulă este mai mic de 50. Unghiul de racord cu versanţii munţilor denumit şi unghi de pediment este în medie de 220, schimbarea de la înclinarea pedimentului la cea a versantului producându-se pe cca 100 m lungime. Referitor la semnificaţia segmentului de versant numit pediment, se impun unele precizări, pentru că este, înainte de toate, o noţiune în jurul căreia pivotează întreaga teorie a pediplenei.

Pedimentele sunt cel mai bine exemplificate pentru regiunile aride şi semi-aride în condiţiile rocilor dure, dar tot King arată că “pedimentele sunt elemente fundamentale ale versanţilor, formate sub acţiunea fizică a apei curgătoare, şi de aceea apar cu o mare mare sau mai mică proeminenţă în toate regiunile denudaţiei epigene”. Dezvoltarea pedimentelor şi extinderea lor în suprafaţă, duce la conjugarea lor şi formarea unor suprafeţe cu o înclinare uşoară dinspre martorii eroziunii rămaşi pe aria fostei regiuni muntoase (se numesc “inselberguri” sau “bornhardts”). Această suprafaţă se numeşte pediplenă, altfel spus: câmpia formată prin pedimentaţie .

Fig. 4.16. Schiţa unui relief de inselberguri (după Jessen, 1936, cf. Twidale, 1992). Ca o concluzie generală ce poate reliefa elemente comune, dar şi de deosebire conceptuală a

modelelor lui Davis, Penck şi King, poate fi considerată ilustrarea grafică şi interpretarea temporală a acestora de către Brunsden şi Thorne (1977) (fig. 4.17). Mai întâi, se poate constata elementele comune şi anume:

- expresia evoluţiei ciclice a reliefului, diferenţa categorică între timpul de înălţare sau tinereţe a reliefului, foarte scurt şi timpul foarte lung al perioadei de “bătrâneţe” ;

- toţi trei acceptă o înălţare iniţială a suprafeţei “originale”, indiferent de ritmul acesteia, după care procesele exogene (denudaţionale) domină, ca rata de desfăşurare, procesele de ridicare tectonică;

- înregistrarea simultană a decăderii energetice a reliefului, la nivelul cuplului interfluvii - fund de vale.

28

Fig.4.17. Sinteza principalelor modele ciclice (A - D) în raport cu evoluţia reliefului, arătând relaţiile între ridicare şi timp (cu reprezentarea schematică a profilelor versanţilor), presupunând un nivel de bază stabil: A. Modelul lui Davis (1909); B. Modelul lui W.Penck (1924); C. Modelul lui W. Penck interpretat de von Engeln (1942); D. Modelul lui King (1967) (cf. Thorne, Brunsden, 1977).

Bibliografie selectivă

BLOOM, A.L. (1978), Geomorphology. A Systematic Analysis of Late Cenozoic Landforms,

Prentice-Hall, Inc.

29

CARSON, M.A., KIRKBY, M.J. (1972), Hillslope Form and Processes, Cambridge Univ. Press. CHORLEY, R.J., KENNEDY, BARBARA (1971), Physical Geography, Prentice-Hall

International, Londin CHORLEY, R.J., SCHUMM, S.A., SUGDEN, D.E. (1985), Geomorphology, Methuen, London. COATES, D.R., VITEK, J.D. (1980), Thresholds in geomorphology, Allen and Unwin, London DAVIS, W.M. (1909), Geographical Essays, Boston, Ginn. DERRIAUX, M. (1965), Precis de Geomorphologie, Masson et Cie, Paris. GILBERT, G.K. (1877), Report on the Geology of the Henry Mountains, Washington, DC, US

Department of Interior. GREGORY, K.J. (ed) (1977), River Channel Changes, Chichester, Wiley. HACK, J.T. (1960), Interpretation of erosional topography in humid temperate regions, American

Journal of Science, 258A. ICHIM, I., RĂDOANE, MARIA, (1986), Efectul barajelor în dinamica reliefului, Ed.Academiei,

Bucureşti. ICHIM, I., BATUCĂ, D., RĂDOANE, MARIA, DUMA, D. (1989), Morfologia şi dinamica

albiilor de râu, Editura tehnică, Bucureşti. KING, L.C. (1967), Morphology of Earth, Edingburg, Ollier & Boyd. PENCK, W. (1924), Die Morphologische Analyse, Stuttgart. RĂDOANE, MARIA, ICHIM, I., RĂDOANE, N., DUMITRESCU, GH., URSU, C.(1996),

Analiza cantitativă în geografia fizică, Editura Universităţii Iaşi. RITTER, D.F. (1986), Process Geomorphology, WCB, Dubuque, Iowa. SCHUMM, S.A. (1977), The Fluvial System, New York, Wiley. SCHUMM, S.A., LICHTY, R.W. (1965), Time, space, and causality in geomorphology, Am.

Journ. Sci., 263. SUMMERFIELD, M. (1992), Global Geomorphology, Longman. THORNBURY, W.D. (1969), Principles of Geomorphology, New York, Wiley. THORNES, J.B., BRUNSDEN, D. (1977), Geomorphology and Time, London, Methuen. TRICART, J. (1965), Principes et methodes de la geomorphologie, Ed. Mason, Paris. WALLING, D.E., (1983), The sediment delivery problem, J. of Hydrology, 65. YATSU, E., 1992), To make geomorphology more scientific, Transactions, Japanese Geomorph.

Union, 13 , 2. YOUNG, A. (1972), Slopes, Oliver & Boyd, Edingburg.