CURS 11

.4. Relieful vulcanicRelieful vulcanic se caracterizeaza prin doua tipuri majore de forme, muntii

vulcanici si podisurile vulcanice.Muntii vulcanici sunt reprezentati de conurile vulcanice care nu au fost intens

erodate. Muntii vulcanici apar sub forma de catene vulcanice - când conurile vulcanice sunt aliniate pe una sau mai multe linii de facturi: masive vulcanice grupate - cu cratere amplasate pe fracturi concentrice si masive vulcanice excentrice - caracterizate printr-un complex de conuri ca urmare a unor zone de fracturi apropiate.

Conul vulcanic , partea proeminenta a aparatului vulcanic se caracterizeaza prin depresiunea centrala a craterului ocupata de obicei de apa unui lac si reteaua hidrografica externa dispusa radiar.

Vaile acestea radiare poarta denumirea de barrancos si separa pe suprafata conului o serie de suprafete înclinate de forma triunghiulara sau trapezoidala numite planeze. Prin eroziunea regresiva, marginea craterului este stirbita si lacul vulcanic este drenat (Fig. 65).

Conul vulcanic este distrus treptat de eroziune si în locul lui apare o depresiune circulara, cu cueste dezvoltate pe aglomerate si care privesc spre interior iar în cosul vulcanic ramâne numai un stâlp numit nek. In felul acesta se ajunge la inversiunea de relief specifica regiunilor vulcanice foarte evoluate sub raport sculptural (Fig.66).

Podisurile vulcanice se formeaza în urma eruptiei lavelor bazaltice care fiind foarte fluide se extind pe suprafete foarte mari. Curgerile de lava corespunzatoare unei faze eruptive se suprapun, asemenea straturilor sedimentare, peste orizonturile mai vechi, transversal sau monoclinal.

Datorita racirii crusta externa poate fi bombata de presiunea gazelor din magma lichida subiacenta determinând aparitia unor movile pe suprafata podisului.

Fig. 65. Relieful vulcanic: Pv-etajul podişurilor; C-etajul aparatelor

(conurilor) vulcanice (Cr-crater; B-barracanos; P-planeze; D-dyke)

Fig. 66. Inversiunea de relief în structura vulcanică: c-cueste; n-neck

Sub actiunea eroziunii platourile vulcanice sunt fragmentate, aparând elemente morfostructurale reprezentate prin : inversiuni de relief, suprafete structurale, cueste, horsturi vulcanice tectonice.

Relieful vulcanic de la noi în tara prezinta mari diferentieri: M-tii Oas - Gutâi si M-tii Metaliferi sunt puternic erodati, cu suprastructurile pe alocuri complet distruse. Au luat nastere platouri secundare, fragmentate de vai puternic adâncite iar numeroase corpuri intruzive (dikuri, nekuri, stâlpi gonflati) au fost dezvelite si apar în relief. In lantul muntos Caliman-Gurghiu-Harghita, relieful depaseste 1500-1700 m altitudine si se disting doua etaje morfologice: al conurilor vulcanice si al platourilor de aglomerate. Conurile pastreaza formele vulcanice tipice: cratere si caldere în diferite stadii de evolutie, barrancosuri si planeze.

2.5. Relieful complexelor vulcanogen sedimentare

Depozitele vulcanogen sedimentare reprezinta materialul de umplutura al unor bazine lacustre pliocen-cuaternare. In fazele de liniste si dupa încetarea activitatii culcanice, apele permanente sau temporare au erodat, transportat si depus fragmente andezitice provenite din distrugerea aparatelor, a curgerilor de lava sau a altor formatiuni vulcanice primare. In general, în depozitele vulcanogen-sedimenatre se diferentiaza trei niveluri: nivelul inferior, alcatuit din roci piroclastice depuse în conditii submarine; nivelul intermediar - rezultat din acumularea subacvatica, alcatuit din conglomerate vulcanice cu liant de natura cineritica si mai rar din piroclastite si nivelul superior, constituit aproape numai din depozite grosiere, cu rare orizonturi de ciment la care se adauga brecii si conglomerate.

Pe formatiunile vulcanogen sedimentare s-au modelat forme de relief cu trasaturi distince cum sunt: piemonturi, terase, relief rezidual.

Piemonturile acumulative din partile nordice si vestice a depresiunii Sarului (Tara Dornelor) sunt constituite din conglomerate vulcanice a caror sedimentare a început la sfârsitul sarmatianului, dupa punerea în loc a masivului eruptiv Caliman. Piemonturile acumulativo-sculpturale sunt strabatute de o retea hidrografica radiala, care a determinat aparitia unor culmi prelungi, interfluvii usor convexe ce se îngusteaza treptat spre amonte, latindu-se catre periferie, asemenea unor planeze; vaile sunt simetrice cu versanti abrupti specifici conglomeratelor.

In depresiunea Gheorgheni, piemonturile acumulative si erozive, formate din depozite vulcanogen-sedimentare de bazin au aspectul unor câmpii înalte legate genetic de rama montana înconjuratoare. Relieful este evoluat, iar interfluviile cu aspect de coline, coboara constant catre centrul depresiunii.

Terasele au luat nastere în lungul râurilor ce strabat depozite vulcanogen-sedimentare. Astfel, în Depresiunea Toplitei, podul cele mai înalte terase a Muresului este alcatuit din depozite vulcanogen-sedimentare. Aceasta terasa a fost pusa în evidenta în timpul pleistocenului inferior, când apele bazinului au fost drenate în urma defileului Muresului.

Relieful rezidual ia nastere în urma modelarii diferentiate a aglomeratelor vulcanice, exercitata de dezagregare si alterare, apa din precipitatii, vânt. Se întâlnesc numeroase forme cu aspect de ciuperci, coloane, stâlpi, piramide, blocuri sferice, saltele eoliene. Frumoase forme de relief rezidual se întâlnesc în M-tii Calimani.

2.6. Relieful fluviatil

Relieful fluviatil a luat nastere prin actiunea apelor curgatoare. Reteaua actuala de vai este relativ noua, ea datând în cea mai mare parte, din cuaternar desi formarea si ordonarea ei în actuala configuratie s-a facut printr-o evolutie îndelungata. Ea a aparut, s-a extins si s-a definitivat treptat pe masura formarii si adaugirii unitatilor de relief periferice în jurul lantului carpatic, de la sfârsitul mezozoicului si pâna în prezent.

Reteaua hidrografica veche, din cretacicul superior si pâna în eocen a suferit modificari radicale în timpul ororgenezei de la sfârsitul oligocenului si începutul tortonianului. Din aceasta etapa s-au mentinut unele rudimente de vai din M-tii Apuseni, M-tii Banatului si Carpatii Meridionali.

Una din caracteristicile esentiale ale reliefului carpatic o constituie numarul mare al vailor, total sau partial transversale. Daca la vaile transversale propriu-zise se mai adauga si culoarele transversale de vale (Timis - Cerna, Bistra - Poarta de Fier a Transilvaniei, Rucar - Bran, Oituz etc. ) avem o imagine si mai clara a fenomenului de divizare transversala a Carpatilor, cu toate consecintele lui.

Aparitia acestor vai transversale a fost explicata fie prin instalarea râurilor în lungul faliei, sau pe discontinuitati geologice importante, fie prin adâncire antecendenta, fie prin captare. Spre exemplu, formarea Crisului Repede prin captare, reprezinta o certitudine ca de altfel pentru majoritatea râurilor din jumatatea de vest a tarii în timp ce antecedenta s-a impus în cealalata jumatate a teritoriului.

Formele de relief create de apele curgatoare pot fi împartite în forme de eroziune si forme de acumulare. Forma principala de eroziune a unui râu este albia minora iar pe masura ce râul intra în stadiul de echilibru apar luncile si terasele.

Formele de acumulare pot fi subdivizate în forme mici din cadrul albiei cum sunt grindurile si ostroavele si forme mai satbile (conuri de dejectie, glacisuri, piemonturi si pedimente, câmpii de nivel de baza si delte).

2.6.1. Relieful fluviatil de eroziune

Albia minora (sau albia propriu-zisa) reprezinta canalul de scurgere al unui râu de debite medii si malurile care îl delimiteaza. Albia minora este deci fâsia vaii în care râul îsi exercita si consuma întrege lui forta în cea mai mare parte a anului. Latimea sa este în functie de debit, de natura vaii, de panta terenului etc.

Relieful albiei minore este format dintr-o alternanta de aluviuni de diferite grosimi cu aflorimente de roci în loc.

Lunca sau albia majora se întâlneste la râurile care au ajuns la profil de echilibru, unde preponderenta devine eroziunea laterala. Ea este reprezentata de suprafata din lungul vaii ocupata de ape numai periodic, în timpul viiturilor.

In raport cu gradul de dezvoltare al luncii exista vai fara lunca, cele al caror fund se confunda cu albia minora, vai cu lunca moderat dezvoltata care se întâlnesc la râurile mici si cu vai cu lunci larg dezvoltate, care apar la râurile mari: Dunarea, Prutul, Siretul, Oltul, Muresul, Jiul, Ialomita, Dâmbovita etc.

In cuprinsul luncilor pot aparea anumite denivelari pozitive, cum ar fi grindurile de nisip, fâsii înguste convexe care urmaresc malurile albiei majore pe lungimi mari si apar ca rezultat al acumularilor din timpul viiturilor mari, conuri de dejectie, formate de afluentii sai si negative (microdepresiuni) ocupate de lacuri sau mlastini.

Fig. 67. Lunca şi subdiviziunile ei: a-lunca internă; b-lunca centrală; luca externă; fa-facies de albie; fl-facies de luncă

In cuprinsul unei lunci în raport cu microrelieful sau pot fi separate trei portiuni distincte si anume (Fig.67).

lunca interna , zona de lânga albia râului care se ridica deasupra nivelului mediu al apelor cu cca.1-3 m, datorita prezentei grindurilor prealabile.

lunca centrala sau zona mijlocie care este cea mai neteda. lunca externa, situata la contactul cu terasele de unde si numele de

lunca de sub terasa, cu nivelul cel mai coborât si de regula ocupta de mlastini. Ea se afla sub influenta apelor freatice care apar sub forma de izvoare la piciorul terasei.

In zona externa a luncii, se întâlnesc întinse conuri de dejectie, formate de râurile afluente.

Geneza luncilor este strâns legata de actiunea eroziunii laterale, care prin meandrare îsi largesc vaile pâna la câtiva zeci de kam, cum este cazul Dunarii în baltile Ialomitei si Brailei.

Luncile au un rol hidrologic important, acela de regularizare a apelor în timpul revarsarilor si viiturilor.

Depozitele aluviale din luci sunt alcatuite dintr-un strat bazal grosier, format din bolovanisuri, pietrisuri si nisipuri grosiere de 1-3 m, rezultat din transportul în lungul albiei minore si altul superior mai fin argilo-nisipos, gros de 1-3 m, denumit si faciesul de lunca rezultat prin depunerea mâlurilor în timpul apelor revarsate.

La noi în tara luncile sau albiile majore ale râurilor sunt forme de relief recente. Fizionomia, extinderea si structura lor sunt conditionate de modificarile raportului dintre debitul solid si debitul lichis al regimului de scurgere al râurilor. Extinderea si fizionomia lor se diferentiaza pe trepte de relief.

Astfel, în regiunea montana, luncile au o dezvoltare redusa si apar discontinuu sub forma unor fâsii înguste, de la câtiva metri înaltime, la 30-50 m. Râurile mari care strabat Carpatii Orientali (Suceava, Moldova, Moldovita, Bistrita, Trotusul) au lunci bine dezvoltate care se extind pâna la 100-200 m latime.

In sectoarele de îngustare a vailor, datorita rezistentei rocilor, luncile aproape dispar, pentru ca în depresiunile intracarpatice acestea sa se dezvolte puternic, ocupând pâna la 1/3 din suprafata acestora. Asa se întâmpla în cazul luncilor râurilor din Depresiunile Giurgeului, Cicului, Brasovului si Beiusului, afectate de usoare miscari de subsidenta, unde luncile se confunda cu însasi suprafata depresiunilor.

In Subcarpati, râurile si-au format de regula lunci largi, diferentiate local pe varietatea petrografica si de neotectonica.

La traversarea anticlinalelor, luncile se îngusteaza ajungând la fâsii înguste. Aceleasi strangulari au loc si la traversarea faciesurilor litologice mai rezistente (gresii, conglomerate etc.).

In zona podisurilor si piemonturilor, râurile si-au format de asemenea lunci largi cu latimi de 2-5 km.

In Câmpia Româna si în câmpia Banato-Crisana, luncile au de asemenea o larga dezvoltare, ocupând aprope în întregime fundul vailor. Panta longitudinala a luncilor este cuprinsa între 0,5-0,6 m/km la râurile principale si 0,7-1,5 m/km la cele secundare. Luncile Jiului, Oltului, Argesului, Ialomitei, Buzaului si Prutului ajung la latimi de 4-8 km iar în lungul Siretului inferior chiar de 10-11 km. In ariile de subsidenta, toate râurile si-au format lunci întinse, care de fapt corespund cu însasi câmpia.

In regiunea de munte, luncile au o dezvoltare alternativ monolaterala cu 1-2 trepte aluvionare de pâna la 1-5 m înaltime. In sectoarele de vale mai largi si depresionare, lunca este mai dezvoltata taorita glacisurilor coluvio-proluviale întinse si conurile de dejectie îmbucate.

Plantele reduse, izvoarele si mustirile la baza teraselor sau a versantilor, faciliteaza dezvoltarea mlastinilor ca de exemplu în Depresiunea Ciuc - Giurgeu - Brasov.

In lungul vailor mari din Podisul Moldovei si al Transilvaniei, luncile au cele 4 fâsii bine individualizate. Dezvoltarea grindurilor marginale înalte de 2-5 m care nu pot fi strapunse de afluentii mai mici, impun acestora cursuri paralele prin aceeasi lunca pe zeci de km, ca de exemplu Bistrita cu Siretul, Jijia cu Prutul, etc.

Pe vaile mai mici autohtone, lunca prezenta înca din cursul superior, domina albia minora îngusta cu 1-3 m. Trecerea catre versanti se face prin intermediul glacisurilor coluvio-proluviale.

In general, în lunci, grosimea depozitelor aluviale variaza în medie de la 2-4 m la 10-15 m. La cele mai multe lunci, baza aluviunilor se gaseste sub talvegul actual al acestora.

Indiferent de extinderea luncii si de grosimea aluviunilor se gaseste sub talvegul actual al acestora.

Indiferent de extinderea luncii si de grosimea aluviunilor, la toate apare o evidenta succesiune a doua orizonturi deosebite sub raport litologice si granulometric: un orizont inferior grosier si un orizont superior alcatuit din depozite mai fine. In orizontul inferior predomina pietrisurile si nisipurile iar în orizontul superior formatiile psamo-pelitice. Trecerea de la acumularile grosiere de albie ale orizontului inferior la cele fine de inundatie din orizontul superior corespunde detasarii luncii ca treapta morfologica de relief. Neomogenitatea litologica a acestui ultim orizont (intercalatii grosiere, lentile argiloase, luturi) reflecta schimbarile de regim, revarsarile de proportii si repetate sau pendularea cursurilor de apa în cadrul patului aluvial (Gr.Posea s.a. 1978).

Dupa vârsta aluviunilor se poate aprecia ca atât sculptarea albiei si aluvionarea cât si detasarea luncii si a treptelor din cuprinsul ei sunt procese ce s-au desfasurat diferentiat de la o unitate de relief la alta, începând cu sfârsitul würmianului si pâna în prezent.

In general se admite ca luncile carpatice si subcarpatice au o vechime mai mare, aluvionarea relizându-se în timpul tardiglaciarului si holocenului inferior. Depozitele aluviale de lunca din zona podisurilor si câmpiilor sunt mai recente, ele datând din atlantic-subboreal.

Terasele fluviatile sunt trepte care se formeaza de-a lungul apelor curgatoare. Ele reprezinta ramasitele unor vechi sesuri aluvionale (albii majore sau lunci), aflate la o anumita altitudine deasupra nivelului actual al vaii (Fig. 68,69).

Terasele apar ca rezultat al intensificarii eroziunii verticale a râului datorita, fie cresterii debitului apelor fie coborârii nivelului lor de baza, fie unor miscari de ridicare a bazinului râului.

In formarea unei tersae se pot recunoaste trei faze: faza de eroziune, faza de sedimentare si faza de formare a terasei propriu-zise. In faza de eroziune se formeaza albia majora a râului, în cea de sedimentare se formeaza sesul aluvionar, iar în cea de formare a terasei se reia fenomenul de eroziune si de transport a materialului aluvionar depus în faza precedenta ramânând astfel la altitudine initiala resturi din vechiul ses aluvionar care nu reprezinta decât însusi terasa. (Fig. 70).

In evolutia unui curs de apa, acest ciclu de eroziune se poate relua de mai multe ori, aparând astfel mai multe terase la nivele diferite, terasa superioara fiind cea mai veche.

In profilul transversal la o terasa se deosebesc urmatoarele elemente morfometrice componente: fruntea terasei (f), podul terasei (pd), muchia terasei (m) si tâtâna (t) (Fig.71).

Fig. 68. Terase pe o vale

Fig. 69. Terase pe interfluviu

Fruntea terasei reprezinta planul înclinat care face legatura între podul terasei cu lunca sau cu podul altei terase.

Podul terasei cu lunca sau cu podul altei terase.Podul terasei reprezinta partea cea mai întinsa si înalta. Muchia terasei

reprezinta partea superioara a formatiei prin care se face legatura cu podul terasei si piciorul sau partea de jos a terasei. Baza sau patul terasei reprezinta partea pe care se sprijina terasa, constituita din roci mai vechi decât depozitele aluviale ale terasei.

Terasele pot aparea pe ambele maluri, deci pot fi bilaterale sau numai pe un mal deci unilateral. Cele bilaterare pot fi simetrice sau asimetrice (Fig.72).

In functie de altitudine, terasele fluviatile se împart în terase inferioare (cele situate la 8-10 m si 10-20 m deasupra albiei minore) terase medii, situate la 30-35 m altitudine relativa, si terase superioare cele situate la 55-60 m si 80-100 m deasupra.

Fig. 71. Terasă fluviatilă şi elementele ei

Fig. 70. Formarea teraselor: a-faza de eroziune; b-faza de acumulare; c-faza de

formare a terasei; d-formarea mai multor nivele de terase

Fig. 72. Tipuri de terase după evoluţia cursului apei

In raport cu geneza se disting trei tipuri de terase , terase în roca sau de eroziune, taiate numai în roca de baza sau cu o slaba cuvertura de pietrisuri, terase de acumulare sau imbricate, taiate în propria cuvertura de depozite aluvionare si terase mixte, la care depozitele aluvionare apar în trepte ce au la baza rocile mai vechi.

In raport cu miscarile tectonice suferite, se disting: terase normale sau nedeformate si terase deformate, terase convergente si divergente

Terasele piemontane sunt cele dezvoltate în evantai care dispar treptat în aval, au înclinare longitudinala accentuata si sunt taiate în depozite aluvio-proluviale ale conurilor de dejectie asa cum e cazul teraselor Argesului de la Pitesti în jos.

Cele mai multe terase ce apar de-a lungul cursurilor de apa în tara noastra sunt de vârsta cuaternara. Terasele mai vechi s-au pastrat mai rar deoarece în majoritatea cazurilor au fost erodate.

Cele mai extinse terase de la noi sunt terasele Dunarii din Câmpia Româna, care formeaza un sistem bine studiat, constituit din 6 terase situate la înaltimile t1 = 5-6 m, t2 = 8-10 m; t3 = 18-20m; t4 = 30-35 m; t5 = 55-60 m si t6 = 80-100 m, care se pierd treptat începând de la Drobeta Turnu Severin spre Braila.

Studiul teraselor a urmarit cu precadere determinarea efectelor actiunii râurilor si prin acesta, geneza si evolutia releifului fluviatil în cuaternar, întrucât terasele sunt martorii cei mai reprezentativi si concludenti ai tectonicii în raporturile ei cu actiunea factorilor modelatori.

Pe baza cercetarilor efectuate s-a acreditat ideea predominarii seriilor de 3-5 terase. Urmarind seriile de terase se detaseaza clar sisteme de terase de pe clina exterioara a Carpatilor de cele de la interiorul lor.

Spre exemplu, terasele de pe dreapta Prutului, formeaza un sistem de 7 nivele cu înaltime relativa, pâna la 130-150 m (V. Bacaoanu, 1978). Valea Siretului prezinta un sistem de terase mult mai variat datorita conditiilor geologice specifice subcarpatilor si Podisului Moldovei. Prin deplasarea sa spre vest, valea a capatat o asimetrie pronuntata cu desfasurarea celor 11-12 terase, mai ales pe dreapta. La întâlnirea sa cu afluentii principali de pe dreapta (Moldova, Suceava, Bistrita, Trotus) terasele de confluenta formeaza adevarate câmpii de terase. Cele 12 nivele cu altitudine relativa de pâna la 200-210 m, apar fragmentar pe stânga, iar mai jos ajung sa formeze poduri foarte largi care alcatuiesc câmpia de terase a Tecuciului si Covurluiului.

Toate râurile din partea de nord a Câmpiei Române, dintre Trotus si Dâmbovita, prezinta terase numai în bazinul superior si mijlociu, dupa care dispar si se confunda cu câmpia de divagare.Argesul, ca si Dâmbovita prezinta 7-9 nivele de terase care odata cu trecerea în câmpia piemontana se reduc ca numar si se pierd în câmpia de divagare Titu-Potlogi.

Vaile Jiului si Oltului prezinta 7-9 terase în sectoarele montane si subcarpatice si în partea nordica a Podisului getic, care se reduc ca numar pe masura apropierii de Dunare.

Cea mai mare extensiune o au terasele din lungul râurilor importante - Siretul, Prutul, Oltul, Muresul, Somesul, dar diferentiat pe trepte de relief.

In mod obisnuit, terasele sunt paralele cu directia de curgere a râurilor, având o dezvoltare mono sau bilaterala, dar la contactul dintre piemonturi si câmpii si dintre depresiuni si rama montana (ex. Depresiunea Brasovului, Hategului, Fagarasului, Sibiului etc.) terasele au o desfasurare în evantai, nivelele disparând unul dupa altul în câmpie.

Numarul si extinderea teraselor sunt o expresie directa a modului în care a decurs evolutia regiunii respective în cuaternar. Formarea teraselor dela exteriorul Carpatilor a depins de nivelul de baza pontic aflat în continua deplasare catre est. Scaderea treptata a numarului de terase ale Dunarii, din Câmpia Olteniei pâna în Câmpia Brailei este o dovada în acest sens.

2.6.2. Relieful fluviatil de acumulareFormele principale de acumulare create prin activitatea fluviatila sunt:

ostroavele, grindurile, deltele, conurile de dejectie, glacisurile, piemonturile si pedimentele.

a) Ostroavele sunt acumulari de materiale în albia minora a râului care formeaza mici insule. Asemenea ostroave apar pe Dunare, Olt, Somes, Mures (Ostrovul Mare, Ostrovul Corbului, Ostrovul Calimanesti).

b) Grindurile fluviatile sunt acumulari de mâl, nisip si pietris sub forma unor coame paralele pe marginea albiei minore si ele apar cu deosebire pe râurile ce strabat regiuni de stepa sau silvoctepa.

c) Deltele sunt forme de acumulare fluvio-marina prin depunerea de aluviuni la punctul de varsare al râului în mare sub forma unui con de dejectie.

Prin depunerea continua de aluviuni, conul se ridica deasupra nivelului marii si treptat se acumuleaza cantitati mari de material, dând nastere la o forma de relief ce aminteste litera greceasca (delta) de unde si numele acestor forme de relief. Vârful ascutit al deltei se afla spre cursul fluviului iar baza spre lac, mare sau ocean.

Deltele se formeaza numai acolo unde fundul marii sau oceanului la varsarea flubiilor are o înclinare mica, litoralul sa nu prezinte curenti marini puternici, regiunea sa nu fie afectata de miscari oscilatorii iar marea sa nu fie supusa fenomenelor mareelor.

Prin formarea deltelor, uscatul înainteaza în mare. Teritoriul olandez este în cea mai mare parte alcatuit din reunirea deltelor formate la varsarea Rhinului, Meusei, Escautului în mare. Sedimentarea care favorizeaza formarea deltelor este înlesnita si de salinizarea ridicata a apelor marine, care determina coagularea coloizilor si depunerea rapida a materialului din suspensie.

In functie de înclinarea fundului marii, de prezenta curentilor si a valurilor si de cantitatea de aluviuni, deltele pot lua forme diferite, rasfirate, cu numeroase brate care se ramifica caracteristic fluviului care se varsa în mari închise (delta fluviului Volga), digitiforme, frecvente la marile marginale care au fundul bazinului ceva mai adânc (ex. Delta fluviului Mississippi); palmate care se formeaza prin umplerea unor golfuri cu aluviuni (ex. Delta Nilului si a Dunarii) si delte lacustre care se formeaza la varsarea râurilor în lacuri, sau la traversarea acestora (cele mai cunoscute fiind deltele lacustre ale Rhonului la varsarea în lacul Geneva si a Rhinului si la varsarea în lacul Constanta).

Delta Dunarii, ca delta plamata, reprezinta un vechi golf al Marii negre al carui fund pe alocuri era cu circa 180 m jos la nivelul marii. Se pare ca în pleistocen linia de tarm era de la Isaccea de astazi. Din pleistocen pâna in prezent delta a înaintat în mare ajungând sa acopere o suprafata de cca. 3600 km2. Un rol important în formarea deltei l-au avut cordoanele litorale formate la gurile Dunarii sub actiunea valurilor si a curentilor marini. Viteza de crestere a deltelor este variabila, Delta Dunarii între anii 1800 si 1861 a crescut cu 22 km2, delta fluviilor Mississipi, creste cu 80 km2/an. Cele mai importante Delte sunt: Delta Gangelui si Brahmaputrei cu o suprafata de cce.120.634 km2. Delta fluviului Mississippi cu o suprafata de 96.000 km2. Delta Volgai cu 12.000 km2, a Amu-Dariei cu 10.000 km2.

Datorita vitezei diferite a apei si a volumului de aluviuni transporate, depunerea si sedimentarea în delte se face neregulat, atât din punct de vedere geometric cât si din punct de vedere al dimensiunilor materialului.

Depozitele au o stratificatie încrucisata, asemanatoare dunelor sau depozitelor litorale. Sedimentele deltaice prezinta variatii granulometrice si geometrice atât în plan orizontal cât si vertical, deci atât în profil transversal cât si logitudinal. In profil longitudinal apare o sortare a materialelor de la vârf spre baza în sensul ca materialul mai grosier (pietris, nisip) este depus spre vârf lânga tarm, iar cel fin spre baza. Lânga tarm, stratele au o înclianre de 20-30o apoi scade treptat spre baza.

d) Glaciesurile sunt piemonturi în formare, sau fazele initiale ale formarii piemonturilor la care este vizibil contactul între conurile de dejectie.

Glaciesurile au înfatisarea unor suprafete usor înclinate la baza unor denivelari (structurale, petrografice, sau de eroziune) si sau format prin procese de denudare si acumulare în conditii de climat temperat periglaciar. Ele constituie suprafete de racord, acoperite cu depozite deluviale ajunse la o panta generala de echilibru dinamic. Prin geneza si înfatisare, glaciesurile pot prezenta faze incipiente fie de pedimentatie, fie de formare a unor piemonturi locale. In prezent se mai pastreaza numai glaciesurile formate la sfârsitul pliocenului si in cuatrenar.

Glaciesurile pleistocene s-au format datorita proceselor periglaciare si a celor din perioadele interglaciare.

Fig. 73. Profile de glacisuri: A-la contactul deal-câmpie; B-la contactul munţi-depresiune; C-glacisuri de terasă; D-glacis structural sub cuestă calcaroasă; E-glacis în depresiune; F-glacis sub abruptul petrografic

Dupa pozitie si aspect, glaciesurile apartin la doua mari trepte de relief, una superioara (carpatica, mai extinsa) unde glaciesurile iau forma de pedimente si a doua, la contactul dintre relieful mai înalt si câmpii, depresiuni sau vai. Cele carpatice s-au format în acelasi timp cu suprafetele de eroziune aflate sub nivelul pediplenei carpatice adica a platformei Râul Ses si apoi, a celor de tip Gornovita. Glaciesurile din depresiunile intracerpatice si subcarpatice urmaresc cu fidelitate abrupturile dar sunt

mult diferentiate în functie de conditiile geomorfologice locale. In general, rocile mai friabile si interfluviile mai putin înalte au permis o mai rapida retragere a versantilor, asa încât s-a ajuns la aparitia unor suprafete de glacis mai întinse si mai accentuat nivelate (Fig. 73).

Intinse suprafete de glacis s-au format în interglaciarul riss-wurm la tâtâna si sub fruntea teraselor principale cursuri de apa, glacisuri care au rolul de a domoli trecerea de la interfluviu la fundul vailor. Asemenea glacisuri apar pe terasele înalte ale Dunarii, Oltului, Jiului, Argesului, Siretului si Bistritei. Glacisurile de pe rama depresiunilor sunt bine reprezentate pe latura sudica a culoarului depresionar Fagaras-Sibiu-Apold, în depresiunea Hategului si Brasovului si în depresiunea subcarpatica a Olteniei.

La contactul câmpiilor si depresiunilor cu subcarpatii sau cu muntii (ca de exemplu cea dintre Câmpia Banato-Crisana si munti sau cele dintre Subcarpatii de Curbura si Câmpia Româna) s-a format un tip de glacisuri cu panta redusa si au aparut acolo unde nu s-au putut forma piemonturi. Ele se prezinta în fâsii paralele - una superioara, mai înclinata, extinsa mult pe versantul în dauna caruia s-a format si alta inferioara, cu panta redusa, ce se pierde treptat în câmpie.

In afara acestora, pot aparea si glacisuri de lunca sau de vale care dau vailor aspectul unei copai largi.

e) Piemonturile sunt forme de relief primare care apar la contactul dintre catenele montane (alpine) si câmpiile subalpine (piemontane).

Deci piemonturile (de la fr.pied du mont = piciorul muntelui) sunt forme de relief cu suprafete ce se înclina usor din amonte spre aval, rezultate prin acumularea depozitelor proluviale si coluviale erodate din zona montana si transportate de torenti la baza muntilor. Uneori, pantele lor sunt concave iar liniile generale ale suprafetei piemontului sunt asemanatoare profilelor de echilibru ale vailor.

Suprafetele piemontane alcatuiesc prispe continui la periferia lanturilor montane, ele dezvoltându-se pe latimi de zeci sau chiar sute de km, asemenea unor podisuri (ex. Piemontul Getic). In profil transversal, piemonturile prezinta o serie de trepte care coboara spre aval, dispuse perpendicular pe directia vailor. Aceste trepte sunt alcatuite din pânze de depozite proluviale, corespunzatoare diferitelor serii de conuri (Fig. 74).

Fig. 74. Structura şi dispunerea etajată sau terasată a piemontului de acumulare

Reteaua hidrografica initial divergenta, prin captari se poate transforma în una dendritica si mai rar longitudinala. Piemonturile joase, formate din pietrisuri si nisipuri proluviale si aluviale permeabile, contin importante rezerve de apa din precipitatii si din scurgeri subterane din zona montana.

Piemonturile rezulta deci prin acumulare, prin justapunere si suprapunere a conurilor de dejectie si prin netezirea acestora, prin depozitele deluviale si coluviale aduse de apele din precipitatii. De multe ori acestea alterneaza cu materiale provenite din nisipuri, alunecari si rostogoliri determinate de gravitatie mai ales în imediata apropiere a catenelor montane.

Aceste depozite proluviale pot fi antrenate în miscarile tectonice, astfel ca orogeneza înainteaza în vorland, ca de exemplu zona de curbura a subcarpatilor unde cutarea s-a deplasat treptat în detrimentul Câmpiei Române prin înaltarea în villafranchian a stratelor de Cândesti cu peste 1000 m (Magura Odobesti, 1000 m).

Formarea si evolutia piemonturilor începe deci cu acumualrea unor depozite proluvial, urmata apoi de o detasare a acestora de rama montana prin sculptarea depresiunilor de contact (periferice) si apoi a dealurilor de eroziune (de ex. Piemontul Getic) si transformarea piemonturilor într-o zona deluroasa (Subcapatii Getici) si apoi transformarea sa în piemont de eroziune (Fig.75).

Fig. 75. Evoluţia unui piemont aluvial: 1-faza de glacis; 2-faza de fragmentare în suprafeţe larg extinse sau sub formă de benzi; 3-câmpie de eroziune presărată cu martori din fostul piemnont

Fig. 76. Piemontul Getic şi piemonturile vestice

Un ciclu piemontan complet cuprinde deci toate fazele, începând cu acumularea piemontana si terminând cu distrugerea totala a piemontului aluvionar, urmata de nivelarea prin denudare si formarea piemontului peneplenizat si apoi fragmentarea sa pe verticala. Desfasurarea unui ciclu piemontan, presupune realizarea sincrona a mai multor conditii - tectonica, bioclimatica, hidrologica si de nivel de baza. In evolutia sa, relieful României dupa ridicarea Carpatilor, a dispus de conditii favorabile formarii piemonturilor în doua cicluri: unul în miocen si altul în pliocen-cuaternar. Din ciclu din miocen se mai pastreaza urme ale piemonturilor în Dealul Feleacului, la poalele M-tilor Trascaului si în Depresiunea Hateg-Orastie si Petrosani. In ciclu pliocen-cuternar s-au format predominant prin acumulari submerse piemonturile laturii vestice a M-tilor Banatului si M-tilor Apuseni si Piemontul Getic, la acesta din urma dominante fiind acumularile subaeriene (Fig.76).

Formarea si evolutia ulterioara a piemonturilor extracarpatice au fost influentate direct de trasaturile ramei carpatice. Astfel, cele din estul Carpatilor Orientali se prezinta sub forma unui relief colinar, cu altitudinea de 450-500 m, marginit de câmpii piemontane cu altitudini de 100-300 m.

Piemonturile dintre Trotus si Buzau (Piemontul Râmnicului), apar sub forma unei fâsii continue si largi mai putin afectata de eroziune. La vest de Buzau, apar mai multe feciesuri si câmpii piemontane. Cele mai dezvoltate sunt piemonturile getice care se pastreaza ca podisuri piemontane desprinse de munte, fragmentate în cicluri paralele a caror suprafata topografica corespunde cu suprafata piemontana initiala. Piemonturile intracarpatice apar atât în depresiunile intramontane cât si cele din interiorul Transilvaniei (ex. Piemontul Sacele, Piemontul Oasului, Piemontul Sohodolului, sau Piemonturile de Depresiune ale Fagarasului, Sibiului si Salistei.

d. Pedimentele sunt suprafete netede sau usor înclinate (1-7o), modelate în roci la poalele unor regiuni muntoase cu versanti abrupti. Prin distrugerea totala a masivului muntos se ajunge la pediplena.

Pentru ca acest relief sa nu se confrunte cu cel de glacis, el trabuie privit într-o scara evolutiva în care glacisul, pedimentul si peniplena reprezinta trei stadii succesive în lantul evolutiv de fragmentare si nivelare a unei regiuni.Spre deosebire de glacisuri care sunt nivelari incipiente marginale, pedimentele apar odata cu modelarea interioara si formarea inselbergurilor iar pediplena se realizeaza în stadiul avansat al disparitiei majoritatii inselbergurilor.Un exemplu tipic de pedimente cu inselberguri si cupole, apare în Dobrogea de Nord si Centrala unde s-au format prin fragmentarea aproape completa a podisului si a Muntilor Hercinici si partiala a Dobrogei centrale de est.

Pedimentele din Dobrogea sunt deci suprafete de nivelare usor înclinate, dispuse în jurul unor inselberguri, pe alocuri reunite si înclinând într-o singura directie. Inselbergurile ca de exemplu, Dealul Marii sau Denistepe, sunt netede, sub forma de cupole sau reduse la cioturi cau ace ca si M-tii Macinului. Cel mai avansat proces de pedimentatie se constata în depresiunea Nalbert care înconjoara inselbergul Delul Mare (270 m altitudine). La vest, pedimentele patrund în Podisul Niculitel iar pe latura nordica apar depresiuni golf.

Unii autori, ca Gr. Posea, Gh. Pop sau P. Cotet, considera ca si suprafetele de nivelare din complexul sculptural Râul Ses pot fi consecinta unui îndelungat proces de pedimentatie iar suprafata Borascu poate fi considerabila o pediplena.

2.7. Relieful glaciar si periglaciar2.7.1. Relieful glaciar

Relieful glaciar apare ca rezultat al actiunii ghetarilor care la altitudinea tarii noastre s-au format în timpul glaciatiunii pleistocene Riss si Würm.

Fig. 77. Elemente glaciare şi periglaciare pleistocene pe teritoriul României; 1-masive muntoase înalte cu relief glaciar; 2-curgeri de pietre; diferite alte criostructuri periglaciare (P. Coteţ, 1970)

Conformatia generala a Carpatilor si fragmentarea lor în masive bine individualizate au facut ca aceste glaciatii pleistocene sa aiba un caracter insular. Glaciatia pleistocena a fost mai puternica în Carpatii Meridionali unde relieful atinge 2400-2500 m altitudine (Fig.77).

Cele mai reprezentative forme de relief glaciar sunt circurile si vaile glaciare. Adeseori, circurile sunt asociate cu întinse suprafete de nivelare ale complexului sculptural Borascu în M-tii Tarcu, Godeanu si Iezer. Alteori, ghetarii au afectat martorii de eroziune transformându-i în "custuri" si vârfuri piramidale despartite de sei adânci care apar frecvent în Retezat, Parâng si Fagaras.

Inaltarea reliefului de la sfâsitul pliocenului si începutul cuaternarului, precum si racirea climei au favorizat instalarea zapezilor perene si aparitia ghetarilor, astfel încât

Fig. 78. Lărgirea circurilor nivale (c-c) şi transformarea lor în circuri glaciare

(1-1’, 2-2’, 3-3’)

sistemul de modelare pluvio-fluvial din pliocen a fost înlocuit la altitudinile mari ale Carpatilor de modelarea glacionivala si glaciara. S-au format mai întâi nise de nivatie pe suprafetele platformei Borascu si la obârsia vailor (Fig. 78). De aici, ghetarii formati au invadat vaile fluviatile. Acest fenomen s-a produs cu precadere pe versantii de nord, est si sud-est adapostiti fata de directia dominanta a vânturilor din vest. Vaile au fost largite prezentând profile transversale în forma de U, iar de-a lungul talvegurilor au aparut trepte si praguri. Procese crionivale au avut un rol important în eliberarea unui imens material detritic transportat de ghetari si depus sub forma de morene, cele mai numeroase fiind cele frontale. Aceste morene sunt alcatuite din blocuri mari si putin rulate, pietrisuri, nisipuri grosiere si un procent redus de argila.

Actiunea unor torenti subglaciari este atestata pe alocuri de prezenta unor depozite stratificate la capatul unor circuri sau vai glaciare.

Pe masura acumularii masei de gheata, vaile glaciare s-au largit ajungând la 600-800 m latime. Raportata la prezenta umerilor glaciari care însotesc circurile glaciare, se pare ca ghetarii au putut atinge grosimi de la 100 - pâna la 200 m.

Oricât de intensa a fost eroziunea glaciara, ea nu a reusit întotdeauna sa stearga unele trasaturi morfostructurale ale relliefului periglaciar. Acest lucru este atestat de asimetria unor circuri si vai glaciare subsecvente, mai ales acolo unde formatiunile sedimentare se asociaza cu cele cristaline (Tarcu, Bucegi, Parâng).

Relieful glaciar se caracterizeaza deci prin prezenta circurilor glaciare care în toponimia locala sunt cunoscute sub numele de : caldari, gauri, groape, scoabe, hîrtoape, catunuri, zanoage etc. si a vailor glaciare .

Circurile glaciare în raport cu forma lor pot fi simple, dispuse frecvent pe marginea suprafetelor de nivelare în care sunt sculptate, alungite si complexe (conjugate) (Fig.79). Circurile simple apar în Tarcu, Godeanu, Parâng, Bucegi, Rodna si pe versantii sudici al Iezerului si Fagarasului. Circurile complexe, care evidentiaza un grad mai înaintat de modelare, apar cu precadere la altitudini de peste 2300 m, în Retezat, Parâng si Fagaras (Bucura-Retezat), Gaurile si Rosiile din Parâng etc.).

Vaile glaciare se întâlnesc în prelungirea circurilor si se caracterizeaza prin ulucuri în forma de U, bine conturate de umeri glaciari (Fig.80).

Fig. 79. Tipuri de circuri glaciare: 1-simple; 2-alungite; circuri complexe (conjugate); 4-complexe de circuri

Fig. 80. Valea glaciară şi specificul ei morfologic: A-comparaţie cu valea fluviatilă; B-umerii văii glaciare (U)

In profil longitudinal ele prezinta rupturi de panta, uneori de natura litologica si structurala. Capatul inferior al vailor glaciare este marcat de cele mai multe ori de praguri si morene relativ bine conservate la altitudini de 1500-1350 m (fig. 81). In Carpatii Meridionali, ghetarii au invadat o buna parte din vaile evoluate, apartinând complexului sculptural Râul Ses. Vaile glaciare sunt cele mai bine reprezentate pe versantii nordici si estici, exceptie facând Masivul Fagaras unde, abruptul nordic nu a permis ghetarilor sa se dezvolta în lungime, pe când cei sudici, mai domoli si prelungi, au favorizat formarea unor ghetari de vale, de 6-8 km lungime.

Formele de relief elementare (microrelieful) de eroziune glaciara sunt reprezentate de trepte glaciare, etajate în circuri si în lungul ulucurilor (fig.81).

In cuprinsul acestor trepte apar depresiuni de subsapare, asociate în aval cu praguri sau zavoare care constituie cuvetele lacurilor glaciare (Bucura, Zanoaga în Retezat, Bâlea, Podragu, Capra si Caltun în Fagaras, Rosiile si Câlcescu în Parâng, Lal si Buhaescu în Rodna, etc. Treptele de eroziune glaciara sunt separate de praguri cu înaltimi de la câtiva metri pâna la 200 metri facând racordul între circurile suspendate si ulucurile vailor glaciare sau racordul între vaile glaciare si vaile fluviatile actuale. De cele mai multe ori, pragurile si treptele glaciare coincide cu formatiuni de roci dure, având caracter litologic-structural.

Berbecii glaciari apar frecvent pe treptele glaciare sau în portiunea pragurilor. Pe culmile ce despart circurile si vaile glaciare se pot observa sei de transfluenta glaciara ca de exemplu în M-tii Parâng între Vaile Urdele si Muntinu sau în Bucegi, între Vaile Malaiesti si Tiganesti.

Formele de acumulare sunt reprezentate prin morene frontale, de cele mai multe ori distruse de eroziunea postglaciara. Forme arcuite ale valurilor de acumulare a morenelor, apar în Valea Ialomitei-Bucegi, Valea Pietrele-Retezat, Soarbele si Olanului-Godeanu, Capra, Buda, Zârna-Fagaras.

Microrelieful vailor este alcatuit din valuri morenice, dispuse haotic sau din blocuri eratice mari, pe fundul vailor ca de exemplu în M-tii retezat.

In afara formelor glaciare tipice apar si forme mixte glacio-nivale ca rezultat al acumularilor de zapada si neveuri la nivelul zapezilor perene.

Fig. 81. Praguri glaciare în profil longitutidal. P1, P2, P3 –praguri, S1, S2, S3 – zone de subsăpare

2.7.2. Relieful periglaciar

Releiful periglaciar se refea la relieful format în pleistocen, la periferia calotelor de gheata, unde solul eera un regim permanent de înghet (permafrost), ca urmare a unui climat continental rece, cu temperaturi medii anuale în jur de 0o C.

In domeniul extracarpatic, vânturile puternice au favorizat acumularea depozitelor de loess din Dobrogea, sudul Moldovei si din partea de est a Câmpiei Române precum si formarea dunelor de nisip din estul si vestul Câmpiei Române.

In domeniul carpatic, versantii abrupti, neacoperiti de zapada au fost puternic afectati de procese de gelviatie care au dus la formarea unei coverturi întinse de grohotisuri (Fig.82). Ca rezultat al acestor procese crionivale s-au format cele mai multe depozite eluviale de pe suprafetele de nivelare Borascu.

Fig. 82. Microrelief periglaciar de congeliflucţie: a-terase de soliflucţie; b-mări de pietre;

c-torenţi de pietre

La altitudini mai mici, versantii au fost modelati prin procese de solifluxiune, determinate de alternanta înghetului si dezghetului, ceea ce a favorizat nasterea unui microrelief valurit sau terasat. Solifluxiunea a avut astfel un rol determinant în modelarea reliefului (Fig.83).

Fig. 83. Fazele formării circurilor nivale

Depresiunile intramontane (Maramures, Giurgeu, Ciuc, Brasov, Hateg si altele) au avut un regim morfogenetic aparte. Aici, inversiunile termice au favorizat un permafrost continuu, dovedit de prezenta penelor de fisuratie si a structurilor poligonale în depozitele superficiale.