1. RELIEFUL PETROGRAFIC

Orice formă de relief este constituită dintr-un anumit tip de rocă. Rocile au fost clasificate de geologi în trei mari grupe: sedimentare, eruptive şi metamorfice.

Rocile sedimentare sunt provenite din distrugerea rocilor eruptive, metamorfice sau sedimentare, prin precipitare chimică sau create de organisme vii.

Rocile sedimentare se pot clasifica şi după dimensiunile granulelor componente: blocuri, galeţi, pietrişuri, nisipuri grosiere, nisipuri fine, luturi, argile. Ele pot fi necimentate sau cimentate.

Rocile sedimentare se caracterizează prin stratificare şi variaţii verticale şi laterale de facies.

Rocile eruptive sunt nestratificate, cristaline şi formate din mai multe elemente minerale. Rocile eruptive au fost clasificate în: holocristaline - constituite din cristale mari (granitul,

dioritul, gabroul) microcristaline - cu cristale de dimensiuni mici (porfirul) şi roci amorfe, necristaline (obsidianul). În funcţie de compoziţia chimică, rocile eruptive sunt împărţite în acide (granit, diorit) şi bazice (bazalt, gabrou).

Rocile metamorfice sau cristalofiliene sunt în general roci sedimentare care au suferit un proces de metamorfism rezultat al acţiunii temperaturilor şi presiunilor foarte mari din interiorul scoarţei terestre.

Influenţa litologiei asupra modelării reliefului Diferitele tipuri de roci reacţionează în mod variat la acţiunea agenţilor externi. Rocile

sedimentare sunt mai rezistente la alterare, şi mai puţin rezistente la eroziune. Cele eruptive şi metamorfice sunt mai rezistente la eroziune, dar mai uşor dezagregate şi alterate. Rocile cristaline microgranulare şi monominerale sunt mai rezistente la dezagregare şi alterare decât cele poliminerale şi macrogranulare. Granitul, o rocă poliminerală, se alterează mai intens decât cuarţitul, ce este o rocă monominerală. Rocile acide sunt mai rezistente la alterare decât cele bazice.

Procesele de dezagregare şi alterare sunt influenţate de gradul de conductibilitate termică şi căldura specifică a rocilor.

Permeabilitatea rocilor influenţează procesele de eroziune. Cele permeabile reduc scurgerea superficială, versanţii păstrându-şi mai mult timp profilul iniţial. Versanţii alcătuiţi din roci impermeabile sunt supuse eroziunii. Alternanţele de roci permeabile şi impermeabile determină dezvoltarea alunecărilor.

Solubilitatea rocilor are importanţă în procesele carstice.

1.1. Relieful dezvoltat pe roci cristaline. Relieful granitic În categoria rocilor cristaline se includ rocile magmatice şi cele metamorfice. Procesele de dezagregare şi alterare a rocilor cristaline depind de gradul de

conductibilitate termică, de coeficienţii diferiţi de dilatare termică a mineralelor constituente, de prezenţa fisurilor prin care pătrunde apa. Penetrarea apei în aceste roci are loc prin diaclaze, prin spaţiile dintre cristale şi prin spaţiile rezultate în procesele de dezagregare.

Forme de relief Prin alterarea mineralelor se formează argilă şi o masă alcătuită din fragmente grosiere,

mai ales cristale de dimensiunea nisipului grosier. Ea mai este denumită grus granitic sau arenă granitică. Această formaţiune poate avea grosimi până la câţiva metri, acoperind mai ales poalele versanţilor sau suprafeţele plane sau slab înclinate alcătuite din roci cristaline.

“Căpăţânile de zahăr”. Ele sunt formate în condiţiile climatului tropical cu un anotimp ploios. Au formă de monticoli, cu înălţimi de 2-300 m, aspectul lor fiind datorat de procesul descompunerii sferice. Alterarea are loc pe diaclaze, determinând desprinderea de blocuri, ale căror margini şi colţuri se rotunjesc pe loc.

1

Blocurile sferice. O primă ipoteza admite că s-au format la suprafaţă prin acţiunea de eroziune subaeriană care fasonează colţurile şi muchiile. A doua ipoteză specifică că blocurile sferice s-au format în interiorul scoarţei, ele fiind înconjurate de o masă friabilă cu porozitate mare rezultată prin alterarea granitului. Exhumarea lor se face mai uşor în regiunile cu climat periglaciar, unde materialul alunecă uşor, antrenând şi blocurile sferice.

Taffonii reprezintă cavităţi concave de la câţiva centimetri la câţiva metri. Formarea lor se datorează proceselor de exfoliere şi dezagregare granulară sub acţiunea agenţilor externi. Apar mai ales în climate calde semiaride.

În regiunile montane înalte, cu climat de tip periglaciar sau crionival apar forme cu aspect ascuţit: creste înguste şi fierăstruite, vârfuri piramidale, ace, blocuri suspendate, îngrămădiri de blocuri etc.

Relieful format pe roci cristaline prezintă anumite trăsături condiţionate de regimul climatic. În climatul cald şi umed, alterarea rocilor cristaline duce la crearea unei morfologii cu linii

semeţe, cu obeliscuri, căpăţâni de zahăr, ce au poalele îngropate în detritus. În climatul temperat relieful granitic prezintă trăsături mai estompate, reprezentate prin

forme ovoidale domoale. În climatul rece predomină dezagregarea fizică, ca urmare a alternanţei îngheţului şi

dezgheţului cu formarea de îngrămădiri de blocuri. În România relieful format pe roci cristaline este întâlnit în Munţii Carpaţi şi în Dobrogea.

1.2. Relieful dezvoltate pe gresii şi conglomerate Gresiile şi conglomeratele sunt constituite din particule cimentate. Gresiile provin din

nisipuri care au o compoziţie granulometrică relativ omogenă, iar conglomeratele rezultă din cimentarea unor particule foarte diferite, de la nisipuri la pietrişuri, galeţi şi uneori blocuri.

Forme de relief dezvoltate pe gresii Gresiile sunt roci compacte, rezistente, cu permeabilitate variabilă în funcţie de coeziunea

particulelor. Există gresii dure, compacte, omogene, bine cimentate şi puţin diaclazate (Gresia de Kliwa) şi gresii friabile, mai puţin cimentate, întâlnite mai ales în bazinele prealpine.

În funcţie de natura cimentului există gresii calcaroase, silicioase, argiloase, glauconitice etc.

În funcţie de mărimea granulelor se întâlneşte o gamă variată, de la gresia argiloasă (foarte fină) la gresia conglomeratică, cea mai grosieră. Gresiile fine şi omogene se desfac în fragmente mari, asemenea granitului, pe când cele eterogene, cu granule mari sunt uşor atacate de eroziune. Bancurile grezoase sunt alcătuite din alternanţe de strate dure şi unele mai friabile. Uneori conţin şi intercalaţii argiloase sau conglomeratice.

În Munţii Vrancei, succesiunea de gresii dure de Kliwa cu gresii mai moi, ca cele de Tarcău a dat un relief diferenţiat altimetric. Vârfurile sunt constituite aproape întotdeauna din gresie de Kliwa, iar înşeuările din gresie de Tarcău.

Văile săpate în gresii prezintă rupturi de pantă, atât în profilul longitudinal cât şi în cel transversal. Unde se înterpun strate dure, pot apărea poliţe sau trepte locale. Dacă gresia este dură, poate apărea un relief masiv, ce evoluează pe calea dezagregării fizice. La baza versanţilor se acumulează grohotişuri sau tăpşane nisipoase. Gresiile calcaroase pot duce la apariţia de forme de tip carst, lapiezuri, doline, chei, grote etc. Gresiile argiloase şi marnoase pot da alunecări. Gresiile determină formarea de reliefuri trapezoidale, coloane uriaşe sau stâlpi cu flancuri abrupte, datorită stratelor mai rezistente. Pe gresii apar şi forme de eroziune de tip taffoni. Ele au aspect de alveole şi sunt întâlnite pe versanţii puternic înclinaţi.

Forme de relief dezvoltate pe conglomerate Duritatea diferită a elementelor componente cât şi natura cimentului alcătuiesc factorii care

condiţionează comportarea diferenţiată a conglomeratelor. Întrucât cimentul care le uneşte este, adesea, mai puţin rezistent decât fragmentele de rocă, el este distrus prin variaţiile termice, prin dizolvare de apele de infiltraţie, iar fragmentele eliberate se deplasează sub acţiunea gravitaţiei.

Nefiind plastice, conglomeratele sunt puternic fisurate datorită tensiunilor tectonice care au dus la înălţarea maselor muntoase. Acest fapt le determină o permeabilitate ridicată, astfel că, ele nu favorizează scurgerea de suprafaţă, rămânând în relief şi dominând regiunile vecine care 2

sunt alcătuite din alte tipuri de roci. De aceea, masivele constituite din conglomerate prezintă abrupturi marginale.

Neomogenitatea granulometrică şi petrografică şi cea a liantului permit o distrugere diferenţiată a rocii cu apariţia de forme foarte variate şi uneori bizare. Rămân astfel în relief forme de clăi, turnuri, piramide, ciuperci etc. Alternanţa unor orizonturi mai dure cu unele mai puţin dure, fac ca pe versanţi să apară poliţe sau brâne. La poala versanţilor se formează ample trene de grohotiş, rezultat prin dezagregare. În partea superioară a maselor de conglomerate se formează suprafeţe structurale, suprapuse pe orizonturile mai rezistente.

Forme caracteristice apar în Munţii Bucegi, Ciucaş, Ceahlău etc.

1.3. Relieful dezvoltat pe roci argiloase şi marnoase Rocile argiloase şi marnoase sunt constituite din particule minerale foarte fine,

predominant sub 0,002 mm diametru. Ele se caracterizează prin impermeabilitate, duritate mică, rezistenţă redusă faţă de eroziune, plasticitate mare la îmbibarea cu apă etc.

Impermeabilitatea favorizează scurgerea de suprafaţă, cu realizarea unei reţele hidrografice dense, care duce la modelarea unui relief foarte fragmentat. Văile au o pondere mare, interfluviile fiind adesea înguste, sub forme de creste sau dealuri izolate. Eroziunea pe astfel de roci este foarte activă, versanţii văilor sunt ei înşişi brăzdaţi de ogaşe, ravene şi alte forme de eroziune. Uneori, terenurile sunt aşa de fragmentate de ravene încât nu mai pot fi utilizate economic, sunt denumite “pământuri rele” sau “badlands” - denumire luată din statul Dakota, SUA.

Eroziunea este foarte puternică pe rocile argiloase şi marnoase, mai ales în zonele semiaride, care nu permit dezvoltarea unui înveliş vegetal protector, ploile torenţiale, provoacă o scurgere superficială foarte abundentă şi ca efect, se dezvoltă o eroziune pe măsură.

Trăsătura cea mai caracteristică a morfologiei dezvoltate pe argile şi marne este dată de alunecările de teren. Ele au fost caracterizate şi explicate la capitolul privind deplasarea materialelor pe pante. Declanşarea alunecărilor dovedeşte intrarea versantului într-o fază de dezechilibru. Restabilirea echilibrului se realizează când alunecările îşi reduc simţitor acţiunea, până ajung să nu mai funcţioneze, ca urmare a dispariţiei cauzelor.

1.4. Relieful dezvoltat pe loess şi depozite loessoide Loessul este o rocă detritică, nestratificată, afânată, străbătută de pori, constituită

predominant din particule prăfoase (30-50%), nisipoase fine şi argiloase. El conţine cuarţ, minerale argiloase şi carbonat de calciu.

După cei mai mulţi cercetători, loessul s-a format în timpul cuaternarului, prin acţiunea vântului care a transportat praful fin, provenit din alterarea rocilor, la distanţe mari.

Sunt mai multe teorii despre formarea loessului. Teoria deluvială - arată că materialul rezultă în urma spălării depozitelor friabile de pe

pante este transportat şi depus în câmpii piemontane, câmpii joase sau văi largi. Teoria pedologică sau eluvială arată că loessul este produsul prefacerii intense pe care o

suferă scoarţa de alterare în procesul de solificare, formându-se în prezenţa carbonaţilor o structură afânată şi poroasă.

Teoria fluvio-glaciară - consideră că loessul s-a format din acumulările fluvio-glaciare de la periferia calotelor de gheaţă.

Ţinând cont de geneza diversificată a loessului, s-au stabilit următoarele tipuri de loess: eolian, aluvial, fluvio-glaciar, deluvial, proluvial şi eluvial. Aceste tipuri de loessuri prezintă caractere proprii, fiind rezultatul condiţiilor distincte în care s-au format, dar şi a prefacerilor care au avut loc după depunerea lor. A fost deosebit un loess primar, un loess secundar sau remaniat şi un loess degradat sau levigat.

Depozitele loessoide sunt materiale asemănătoare loessului, dar conţinând particule fine mai multe sau predominând particulele nisipoase. În depozitele loessoide se găsesc fosile de apă dulce şi resturi de vegetaţie.

3

Datorită texturii prăfoase şi porozităţii ridicate, loessul absoarbe apa cu multă uşurinţă, făcându-l să fie mai rezistent la eroziune. Loessul prezintă o serie de însuşiri datorate componentelor sale de bază. Cuarţul contribuie la ridicarea gradului de permeabilitate, argila cimentează uşor particulele, făcându-l mai rezistent la eroziune, iar CaCO3, prin dizolvările sale, creează spaţii libere în rocă.

Principalele procese în geneza şi evoluţia reliefului format pe loess şi depozite loessoide sunt tasarea şi sufoziunea.

Formele de relief Ape curgătoare creează pe loessuri văi strâmte şi adânci, de tip chei. Aceasta datorită

faptului că versanţii văilor se prăbuşesc şi se surpă vertical. Ca urmare a sufoziunii, se formează pâlnii de sufoziune şi râpe de sufoziune, iar la baza

loessului apar canale şi hrube subterane. Datorită circulaţiei lesnicioase a apei, are loc levigarea carbonaţilor, modificarea structurii loessului şi formarea de crovuri. La baza loessului se formează concreţiuni calcaroase numite “păpuşi de loess”.

Pe loessurile mai compacte pe versanţi se formează coloane sau piramide, datorită şiroirilor.

Loessurile şi depozitele loessoide sunt răspândite pe o suprafaţă de cca. 13 milioane km2, cu răspândire largă în climatul arid şi semiarid. Ele se întind din China prin Asia Centrală şi Asia Mijlocie, sudul Câmpiei Europei de Est, Câmpia Română, Câmpia Panonică etc. Grosimea lor variază de la câţiva metri, la 100-300 m în Podişul de Loess din China.

1.5. Relieful dezvoltate pe nisipuri Nisipul este o rocă sedimentară necimentată, cu mare mobilitate şi permeabilitate. Nisipul

este constituit din particule minerale cu dimensiuni cuprinse între 0,02 şi 2 mm. Ele provin din distrugerea altor roci, în general sunt silicioase, cuarţul fiind un mineral mai rezistent la alterare.

Datorită permeabilităţii foarte mari, modelarea reliefului se face într-o mică măsură prin intermediul apelor curgătoare. Pe nisipuri se dezvoltă în general un relief instabil, cu forme plate, energie mică şi pante reduse. Văile au versanţii lini cu poalele înecate în material nisipos alunecat din părţile superioare. Adesea sunt seci, şi doar în cazul unor precipitaţii abundente se umplu cu apă.

Infiltraţia apelor în nisipuri condiţionează formarea prin cimentare a unor concreţiuni. Se formează uneori, mai ales în vecinătatea unor ape freatice, orizonturi cu duritate mare sub formă de bancuri sau sub formă sferică, ultimele numite trovanţi. Unii din ei ajung la peste 1 m diametru. Apar în zona Pucioasa, Colinele Tutovei, Dealul Feleacului şi pe valea Timişului în Banat.

Prin acţiunea modelatoare a vântului, pe câmpiile nisipoase se formează dune. Sunt larg răspândite în zonele aride ale globului. Ele apar şi în lungul marilor râuri, pe ţărmurile mărilor sau lacurilor, acolo unde există nisipuri în stare de mobilitate. Pe nisipuri se formează o structură cu aspect ondulatoriu constituită din creste paralele şi regulat distanţate - numită “riple-marks”. Se întâlnesc pe nisipurile plajelor, în deşerturi sau pe depozitele fluviatile nisipoase.

În România relieful nisipos este prezent în Oltenia, Câmpia Vestică, Lunca Dunării, litoralul Mării Negre, Delta Dunării etc.

1.6. Relieful dezvoltat pe roci solubile. Relieful carstic Relieful carstic este un complex de forme ce apar şi de dezvoltă în urma proceselor de

dizolvare a rocilor solubile. Dizolvarea rocilor se produce de către apele pluviale, apele nivale, subterane şi de apele marine.

Grupa rocilor solubile cuprinde: calcarul, dolomitul, gipsul şi sarea gemă. Cele mai solubile sunt sarea şi gipsul. Dar răspândirea cea mai largă pe glob o au calcarele, deci relieful carstic format pe calcare este cel mai răspândit.

Dizolvarea calcarului se produce atunci când în apă este prezent dioxidul de carbon care poate proveni din atmosferă, din descompunerea substanţelor organice, din procesele vitale ale

4

microorganismelor din sol şi roci etc. La dizolvarea rocilor carbonatice pot contribui şi acizii, mai ales cei humici sau cei sulfurici, rezultaţi din oxidarea piritelor sau a hidrogenului sulfurat din apele subterane.

În afară de aceste condiţii, procesul de carstificare mai este influenţat de: - Relief - pe suprafeţele plane, de regulă, formele carstice apar şi se dezvoltă mai intens,

în comparaţie cu versanţii puternic înclinaţi. - Compoziţia rocilor - calcarele omogene, microgranulare se carstifică mai intens faţă de

calcarele cochilifere. - Puritatea şi grosimea stratului de calcar. Stratul de calcar cu cât este mai pur şi are o

grosime mai mare, cu atât mai intens este supus proceselor de carstificare. - Clima - temperatura şi caracterul precipitaţiilor atmosferice influenţează procesele de

dizolvare, iar îngheţul persistent frânează acest proces, împiedicând pătrunderea apei în roci. - Permeabilitatea rocii - permite declanşarea procesului de carstificare la suprafaţă şi în

interiorul rocii, prezenţa fisurilor determină pătrunderea mai uşoară a apei în interior. În fiecare regiune carstică se pot deosebi trei etaje sau zone, după regimul hidrologic: - Zona superioară, sau zona de aeraţie, sau zona circulaţiei verticale, cuprinde masivul

până la nivelul apelor freatice. - Zona mijlocie, sau mezocarst, sau zona de saturaţie periodic completă în care au loc

oscilaţii considerabile şi bruşte ale nivelului apelor subterane. Circulaţia lor este cvasiorizontală şi se pare, cu cel mai intens proces de carstificare.

- Zona inferioară, sau zona de saturaţie constantă, este delimitată de nivelul minimal al apelor freatice în partea superioară, iar în partea inferioară de suprafaţa stratului impermeabil. Această zonă mai este cunoscută ca nivel de bază carstic sau bază de carstificare.

După locul unde se declanşează procesele de carstificare se deosebesc două categorii de forme: de suprafaţă - exocarst; de adâncime - endocarst.

Formele de relief exocarstice Pe terenurile calcaroase înclinate, în procesul de şiroire apele de scurgere creează prin

coroziune şănţuleţe rectilinii sau sinuoase numite lapiezuri. Ele au adâncimi de la câţiva cm la 1-2 m. Pe suprafeţele orizontale se formează lapiezuri alveolare sau tubulare. Suprafeţele ocupate de lapiezuri se numesc câmpuri de lapiezuri.

În condiţiile intensificării circulaţiei verticale a apelor, se formează doline sau pâlnii carstice şi avenuri. Formarea unei dolinele are loc prin procesele de coroziune, eroziune, tasări şi prăbuşiri superficiale. Dolinele se prezintă sub forma unor depresiuni ovale sau circulare cu diametrul de la câţiva metri până la 1 km şi cu adâncimi de la 1-2 m până la 100 m sau mai mult. După formă dolinele pot fi de tip pâlnie, doline cilindrice sau doline de tipul puţurilor. De obicei, pe fundul dolinelor se acumulează un strat de argilă constituit din particulele insolubile.

În procesul de evoluţie dolinele ajung să se unească unele de altele, formând depresiuni alungite numite uvale. Aceste formaţiuni sunt forme de tranziţie la depresiuni şi mai mari, numite polii.

Poliile reprezintă depresiuni alungite, închise, cu fundul plat, cu axa mare de câţiva km sau zeci de km (Polia Popov din Herţegovina are 180 km2). Pe fundul poliei se mai pot păstra martori, numiţi humuri. Poliile sunt considerate că reprezintă etape târzii în dezvoltarea reliefului carstic, în care procesul de carstificare a atins nivelul de bază, evoluţia reliefului are loc prin retragerea laterală a pereţilor şi formarea poliei. Mai pot fi polii tectono-erozionale, respectiv grabene sau depresiuni structurale modelate de procesele carstice, polii erozionale, formate prin eroziunea şi transportul particulelor de roci insolubile din interiorul masivului calcaros, polii de prăbuşire, rezultate prin prăbuşirea tavanelor golurilor subterane.

Formele endocarstice Avenurile reprezintă forma de legătură dintre carstul de suprafaţă şi cel de adâncime. Ele

sunt goluri cilindrice, verticale sau înclinate, cu diverse adâncimi, mai mari de 20 m, dar unele pot depăşi 1000m. Avenul Pierre Saint Martin din Pirinei are 1332 m, Avenul Barder din Alpi are 1148 m, Avenul Snejnaia din Caucaz are1370 m. Avenurile se dezvoltă pe unele fisuri. Unele 5

se termină în “fund de sac”, altele trec în peşteri orizontale. În Apuseni avenul Şesuri are 217 m, avenul Barsa 150 m, avenul de la Scărişoara are 130 m.

Peşterile reprezintă diverse goluri subterane, formate în regiuni carstice, şi care au una sau mai multe ieşiri la suprafaţă. Peşterile se formează prin procese de dizolvare, coroziune, eroziune, prăbuşiri şi surpări. Golurile mari subterane se formează îndeosebi în zona inferioară, la nivelul de bază carstic. În regiunile cu structură cutată şi grosime mare a rocilor solubile se formează peşteri polietajate.

Morfologia peşterilor depinde de formaţiunile create prin precipitarea carbonaţilor, care se numesc speleoteme.

Stalactitele atârnă sub formă de ţurţuri din plafoanele peşterilor, iar în podeaua peşterilor se înalţă formaţiuni mai masive numite stalagmite. Când aceste două formaţiuni se unesc se formează colonade. Pe pereţii peşterilor se formează draperii parietale, candelabre etc. Nu toate peşterile prezintă speleoteme. De obicei ele se întâlnesc în etajele superioare care sunt mai uscate, procesul constând din precipitarea carbonaţilor din soluţia de bicarbonat prin evaporarea apei. În părţile inferioare mai umede şi adesea umplute periodic de apele râurilor subterane, speleotermele nu se formează.

În unele peşteri se acumulează mase de gheaţă. Acestea se numesc peşteri reci sau peşteri de gheaţă; aşa sunt Peştera Kungur din Ural, Peştera Eisriesenwelt sau Peştera Lumea Gheţarilor Giganţi din Austria ce are 42 km lungime.

Prin acumulările concreţionare sau prin umplerea golurilor cu material adus de la suprafaţă se poate stopa evoluţia procesului de carstificare.

Cea mai renumită peşteră este “Mamooth Care” (SUA) cu lungimea de 341 km. În ţara noastră se întâlnesc cca. 11 000 peşteri şi avene în Munţii Apuseni, Piatra Craiului,

Hăghimaş-Bicaz, Munţii Vâlcan, Munţii Mehedinţi, Munţii Banatului, Podişul Mehedinţi, Podişul Dobrogei Centrale şi de Sud. Cele mai mari peşteri sunt: Peştera Vântului din Piatra Craiului, 32 km şi peştera Topolniţa din Podişul Mehedinţi de 20,5 km.

Evoluţia proceselor carstice în funcţie de condiţiile climatice Procesele de carstificare, ca procese denudaţionale, se petrec sub influenţa climei. În

funcţie de temperatura apei, depinde cantitatea de dioxid de carbon care se dizolvă în apă şi se formează mai mult acid carbonic. Într-o apă rece se dizolvă mai mult CO2 decât în una caldă. Dar apa caldă dizolvă mai repede carbonaţii de calciu.

După P. Birot (1981) sunt 5 zone de carstificare: - Zona periglaciară. În această zonă, cu toate că apa rece este un dizolvant puternic,

carstificarea se petrece numai în partea superioară a rocilor, partea care se dezgheaţă în timpul veri. Relieful format este superficial, fiind constituit din lapiezuri. El este caracteristic şi pentru regiunile înalte alpine.

- Zona oceanică rece şi umedă (tip irlandez). Aici sunt dezvoltate atât procesele şi formele exocarstice cât şi cele endocarstice. Apele sunt abundente şi bogate în CO2 şi împreună cu acizii rezultaţi din descompunerea materiei organice vegetale determină dezvoltarea foarte intensă a proceselor carstice de adâncime.

- Zona mediteraneană. Umiditatea sezonieră determină dezvoltarea mai ales a formelor carstice de suprafaţă, dar sunt reprezentate larg şi formele endocarstice evoluate, vechi, care sunt moştenite din pleistocen.

- Zona de deşert . Lipsa precipitaţiilor împiedică dezvoltarea proceselor carstice. Prezenţa unor forme carstice de adâncime sunt datorate unor perioade pluviale din cuaternar.

- Zona tropicală şi ecuatorială. În această zonă, apele au mai puţin CO2 dizolvat, dar prin descompunerea resturilor vegetale foarte bogate, se elimină o mare cantitate de acizi care amplifică puterea de coroziune a apelor, procesele carstice afectând şi versanţii înclinaţi. În zonele tropicale se formează depresiuni care fragmentează masivele calcaroase, rezultând podişuri sau coline izolate. Depresiunile se adâncesc până la nivelul de bază carstic, apoi carstul se dezvoltă în plan lateral. Se ajunge la micşorarea suprafeţelor ocupate de masivele calcaroase şi chiar la dispariţia acestora. Se formează o câmpie marginală carstică. Formarea câmpiei are loc la nivelul râurilor principale care drenează regiunea. Această câmpie reprezintă un pediment de origine carstică. 6

În acest climat se întâlnesc forme exocarstice de tip: - carst mamelonar sub formă de cupolă, ce reprezintă un stadiu incipient de evoluţie, cu o

energie de relief redusă; - carst conic, un stadiu mai evoluat, ce are pante mai accentuate şi văi mai adânci; - carst sub formă de turnuri ce reprezintă tipul cel mai evoluat, este situat între zona

muntoasă şi cea depresionară. Turnurile au formă circulară sau ovală, iar în profil sunt ca nişte ţevi de orgă. Un masiv din vestul Cubei se numeşte Sierra de Los Organos;

- carstul depresionar sau cockpit karstul este reprezentat prin depresiuni cu versanţi abrupţi. Intersecţia versanţilor a două depresiuni vecine duce la formarea unor creste zimţate, aproape inaccesibile;

- carstul cu “pinacle” sau stâlpi calacaroşi este un carst cu aspectul unor stâlpi sau dinţi, înalţi de 10-15 m şi despărţiţi de văi sau culoare înguste. Sunt întâlnite în Iunnanul de Est din R.P. Chineză.

Tipurile de carst J. Cvijic (1960), deosebeşte 3 tipuri morfogenetice de carst: - Holocarstul este descoperit, golaş, polietajat şi policiclic, cu o gamă variată de forme

exocarstice şi endocarstice. Este carstul de tip mediteranean. - Carstul de tranziţie face trecerea spre cel acoperit - se mai numeşte Jura - Les Causses

(Munţii Jura şi platourile Petits Causses şi Grandes Causses şi Carstul din România. - Merocarstul sau carstul acoperit se dezvoltă pe roca acoperită cu o pătură sedimentară

cu sol şi vegetaţie. Procesele de carstificare sunt lente. O varietate este carstul fosilizat sau criptocarstul, format în alte cicluri carstice şi acoperit cu depozite sedimentare mai noi decât aceste cicluri. Aici se include carstul din Dobrogea Centrală şi de Sud.

2. RELIEFUL STRUCTURAL Rocile influenţează eroziunea nu numai prin însuşirile lor litologice ci şi prin contrastul dat

de poziţia lor, prin dispunerea stratelor şi a altor discontinuităţi. Formele structurale sunt acelea a căror contur exterior s-a degajat sub influenţa dispunerii

stratelor, cauzată de eroziunea diferenţiată. Tipurile de structuri care interesează în mod deosebit sunt: concordante, discordante,

cutate, şi faliate.

2.1. Relieful structurilor concordante Structurile concordante sunt acelea în care stratele păstrează în mare parte poziţia din

timpul sedimentării. Ele pot fi orizontale sau înclinate într-o singură parte. Sedimentele se depun în unităţi cu caracter de bazin, ele sunt de tip marin, lagurar, lacustru sau continental. Depunerea se face adesea în cicluri, apărând diferenţieri pregnante de la un strat la altul. Apar diferenţieri şi în plan orizontal, spre centrul bazinului se depun mai ales argile, în timp ce spre margine sunt depuse sedimente grosiere. Rezultă o mare densitate litologică cu rezistenţă diferită faţă de eroziune.

Sub aspect tectonic, stratele depuse într-un bazin prezintă trei tipuri principale de structură: orizontală, monoclinală şi discordantă.

În centrul bazinului stratele se formează orizontal. În zonele externe care coboară mult mai lent, sau suferă mişcări de înălţare, stratele se vor depune înclinat. În fâşia marginală, adesea, prin eroziune poate apărea la zi o structură mai veche, acesta constituie structura discordantă.

2.1.1. Relieful structurilor orizontale Structura orizontală poate avea şi uşoare înclinări ce merg până la 1-2°, ea este numită

structură suborizontală. Formele de relief sunt impuse de litologie şi condiţiile evoluţiei morfologice. Cum stratele de roci au durităţi diferite, adesea suprafaţa reliefului coincide cu suprafaţa unui strat de roci mai dure. Acestea sunt suprafeţele structurale.

7

Platourile structurale sunt forme de relief simple, prezentând o suprafaţă orizontală situată la înălţime şi mărginită de versanţi abrupţi, adesea în trepte. Stratele de roci mai dure, deschise în versanţii platoului formează trepte mai largi sau mai înguste, numite terase structurale, brâne sau poliţe. Panta mare a versanţilor favorizează desfăşurarea unor procese geomorfologice intense, cu distrugerea versanţilor care astfel se retrag rapid, lăsând din loc în loc fragmente de platou izolate, martori de eroziune, numite inselberguri. Platourile pot trece, uneori, lin către o formă mai joasă. În unele cazuri platoul poate fi foarte mare, văile care îl străbat având aspect de canion. Platoul Colorado.

Podişurile structurale sunt forme de relief mai complexe, reprezentând o asociaţie de platouri structurale separate de văi şi depresiuni. Ex. Podişul Dobrogei de Sud, Podişul Târnavelor şi altele.

Câmpiile structurale se suprapun pe structuri de platformă cu strate orizontale sau aproape orizontale. Relieful este foarte neted şi cu altitudine scăzută sub 200-300 m. Ex. Câmpia Rusă. În unele regiuni de platformă lipsesc stratele sedimentare, rocile cristaline ale soclului apărând la zi sub formă de câmpie sau platou. Din punct de vedere structural li se spun scuturi . Scutul Baltic, Scutul Canadian.

2.1.2. Relieful structurilor monoclinale În unele regiuni mişcările tectonice au dus doar la o basculare a straturilor, adică la o

înclinare a lor într-o singură direcţie. Această înclinare determină formarea unui relief, care are ca specific - disimetria. Toate suprafeţele care se înclină în acelaşi sens cu straturile au pante mai line, iar cele care li se opun sunt abrupte.

Pentru apariţia unui relief structural, un rol important îl joacă variaţia petrografică a stratelor şi altitudinilor, Zonele apropiate de nivelul de bază nu creează forme structurale. Când straturile monoclinale sunt în roci moi sau sunt uniforme, se degajă doar forme obişnuite de eroziune. În cazul prezenţei unor straturi de roci dure, se formează platouri structurale, caracterizate prin înclinarea suprafeţei în sensul în care sunt înclinate straturile.

O categorie de forme, specifică structurilor monoclinale este cuesta. Ea este un interfluviu disimetric cu un versant lin, concordant cu înclinarea stratelor, format în principal din roci dure, şi un versant abrupt, ce retează în cap un număr de cel puţin două straturi. În cazul când apar mai multe straturi dure intercalate cu straturi de roci mai moi, fruntea cuestei prezintă trepte mărginite de abrupturi pe rocile dure şi porţiuni mai puţin înclinate corespunzătoare stratelor de roci mai moi.

La o cuestă deosebim: fruntea sau coasta, spinarea structurală, creasta sau linia care uneşte cele două planuri ale cuestei şi cornişa ce reprezintă partea cea mai abruptă a cuestei. Când fruntea cuestei este masivă şi se întinde pe distanţe mari se numeşte frontul cuestei. După configuraţia în plan a cuestelor, se vorbeşte de cueste liniare, cueste arcuite, cueste sinuoase, cueste unghiulare etc., iar după asocierea lor se deosebesc cueste principale şi cueste secundare. După origini pot fi cueste normale şi cueste tectonice. Reversul cuestei, uneori, nu este un platou structural, ci este un versant modelat prin procese de eroziune şi are înclinare diferită faţă de cea a stratelor. De aceea, unii cercetători consideră cuesta doar frontul de cuestă, fără a include şi reversul.

Morfologia văilor este mult influenţată de structura monoclinală, elaborându-se o tipologie a lor după raporturile acestora cu structura.

• Văile consecvente - sunt create de râuri care au direcţia de curgere similară cu direcţia de înclinare a stratelor de roci. Profilul lor transversal este simetric, iar relieful longitudinal nu prezintă rupturi de pantă apreciabile. Exemplu: Tutova, Zeletinul etc. din Podişul Moldovenesc. Văile consecvente reprezintă hidrografia primară a unor bazine de sedimentare.

• Văile subsecvente - sunt modelate de râuri a căror direcţie de curgere este perpendiculară pe direcţia de înclinare a stratelor de roci. Ele se extind la baza cuestelor, fiind paralele cu frontul de cuestă. Profilul lor transversal prezintă un versant abrupt şi unul lin. Versantul abrupt retează stratele în cap, are caracter de cuestă - mai este cunoscut şi sub numele de cuestă de flanc de vale. Aşa este valea Bahluiului, valea Racovei, pe unele porţiuni valea Bârladului şi altele. Văile subsecvente reprezintă cel mai adesea a doua generaţie de văi. 8

• Văile obsecvente sunt create de râuri care au direcţie de curgere inversă înclinării stratelor. Sunt văi scurte care au profilul transversal simetric, iar profilul longitudinal prezintă multe praguri şi cascade, rezultate din stratele dure pe care le retează.

Depresiunile subsecvente sunt forme de relief care apar atunci când spaţiul dintre două şiruri de cueste devine foarte larg. Aceste depresiuni se formează când râurile au ajuns la profilul de echilibru şi valea subsecventă se lărgeşte foarte mult sau când eroziunea râurilor a ajuns la roci dure, care întârzie mult adâncirea văilor, făcând ca stratele moi să fie îndepărtate prin eroziune laterală pe mari suprafeţe.

Geneza şi evoluţia cuestelor Cuestele sunt create de două categorii de factori: structura şi eroziunea diferenţiată. W.

Davis şi De Martonne consideră că numai râurile subsecvente creează cueste, iar mai recent, Büdel şi alţii sunt de părere că eroziunea areolară este cea care scoate în evidenţă capetele dure şi pune în evidenţă noi şiruri de cuestă.

Ca evoluţie, cuestele se pot forma pornind de la câmpie litorală înălţată monoclinal, sau de la o suprafaţă de eroziune constituită din strate monclinale şi reînălţată.

În primul caz, evoluţia porneşte de la a doua generaţie de văi care are direcţia subsecventă şi care se dezvoltă rapid. Unele râuri captează o parte din reţeaua anterioară, devenind colectori principali. Este faza când se dezvoltă puternic cuestele. Ea ţine până când râurile ajung la profilul de echilibru, când văile se lărgesc şi se transformă în depresiuni subsecvente. Se dezvoltă mult reţeaua de văi obsecvente care împing tot mai mult frontul de cueste. Frontul se festonează, apar martori structurali, începe evoluţia descendentă, scad înălţimile, fundul depresiunilor subsecvente se lărgeşte foarte mult. Cuestele devin tot mai neînsemnate şi mai restrânse ca suprafaţă. Relieful s-a transformat într-o câmpie de eroziune cu martori, iar hidrografia se reduce ca densitate şi îşi pierde caracterul structural.

Cel mai adesea evoluţia cuestelor porneşte de la o suprafaţă veche de eroziune, din care ele s-au detaşat în urma reînălţării. Reţeaua hidrografică principală nu mai are legătură cu structura, ea impunându-se prin epigeneză sau consecvent cu sensul înălţării. Apare ca specific reţeaua hidrografică secundară cu aspect dreptunghiular şi cuestele dedublate. În rest evoluţia urmează aceiaşi cale.

O zonă de monoclin poate suferi mai multe ridicări epirogenetice, în care ciclurile de evoluţie a cuestelor să fie reluate.

2.1.3. Relieful structurilor larg ondulate Aceste structuri apar tot în regiuni de platformă, unde scoarţa terestră prezintă deformări

cu rază mare de curbură, sub forma unor cupole, bolţi sau sub formă depresionară, cuvete. Ele pot fi rotunde sau alungite. În cazul cupolelor sau domurilor, înclinarea este radiară, centrifugă, iar în cazul cuvetelor circulare este radiară-centripetă.

Domurile sunt specifice în bazinul Transilvaniei. Partea centrală a domului are stratele întotdeauna mai înclinate decât partea laterală. Structurile de dom apar în relief sub forme de relief pozitive care reflectă bombarea stratelor. Pe domuri, reţeaua de văi este dispusă radiar, având caracter consecvent. Unii afluenţi modelează văi subsecvente, versantul orientat spre centrul domului având caracter de cuestă. Când o vale se adânceşte, prin eroziune regresivă, în lungul axului boltirii rezultă o vale cu ambii versanţi în formă de frunte de cuestă, vale ce poartă numele de butonieră. Butonierele pot fi alungite sau circulare în funcţie de forma domului.

În cazul cuvetelor, depresiunilor, pot apărea văi consecvente-centripete, orientate spre axul cuvetei şi văi subsecvente. Fronturile de cuestă, sunt orientate spre exterior, spre periferia cuvetelor. Astfel de depresiuni sunt spre exemplu Bazinul Parizian şi Bazinul Londonez.

2.2. Relieful structurilor discordante Se socotesc a fi discordante stratele sedimentare dispuse peste o suprafaţă de eroziune

sau peste un relief accidentat, precum şi pânzele de şariaj. Pentru a avea reliefuri specifice, este necesar ca planul de discordanţă şi structura inferioară să fie scoasă la zi prin eroziune pe

9

spaţii mari, iar structura de bază să fie mai dură. Formele specifice acestor structuri sunt depresiunile de contact, peneplenele exhumate, văile supraimpuse sau epigenetice, depresiunile suspendate.

Depresiunile de contact se formează totdeauna la contactul marginal, dintre stratele dure ale fundamentului şi cele moi ale bazinului sedimentar. Eroziunea diferenţiată, mai ales cea de tip areal, este mai rapidă pe rocile moi, iar atunci când apar şi strate de roci sedimentare mai dure, se formează o cuestă cu faţa orientată spre masivul muntos. Depresiunile sunt asimetrice, versantul lin fiind spre masivul dur, iar cel abrupt spre bazinul sedimentar. Sunt şi depresiuni simetrice, când contactul se realizează pe o flexură sau o falie.

În ce priveşte continuitatea lor, pot apărea situaţii diverse, de la depresiuni de contact dispuse aproape continuu, la mici bazinete înşirate la intrarea râurilor consecvente în bazinul sedimentar.

Peneplena exhumată - reprezintă suprafaţa de discontinuitate care s-a descoperit odată cu reculul abruptului sedimentar. Ea reprezintă aproximativ fundul depresiunii şi are o înclinare ca de glacis. Peneplena exhumată apare adesea cu martori din sedimentar, iar când văile sau adâncit puternic sub planul de discordanţă, capătă aspect de culmi deluroase.

Văile supraimpuse, sau epigenetice apar cel mai adesea sub formă de chei - chei epigenetice. Sunt văi care s-au impus odată cu adâncirea şi în structura de sub planul de discordanţă. Toate văile care au depăşit planul de discordanţă sunt epigenetice, iar dacă structura superioară este îndepărtată prin eroziune dovezile epigenezei dispar. Termenul se restrânge astfel, doar la acele sectoare de vale în care văile pătrund dintr-o zonă depresionară într-o zonă cu roci dure şi în care se încătuşează. Astfel de văi sunt frecvente pe bordura Carpaţilor Apuseni (Cheile Turzii de pe răul Hăşdate).

Depresiunile suspendate se formează în spatele cheilor epigenetice, datorită rocilor mai moi de aici. Eroziunea areală, de versant, lărgeşte spaţiul văii de la contactul cu bara de roci dure. Se dezvoltă chiar văi de contact. Depresiunile acestea au formă de bazinet suspendat. Cheile constituie o frână în transmiterea eroziunii regresive şi pentru transportul materialelor aluvionare din amonte. Depresiunile apar astfel suspendate în raport cu depresiunile marginale ale bazinetului sedimentar. Exemplul: depresiunea Petreşti din spatele Cheilor Turzii.

2.3. Relieful structurilor cutate Acest relief este caracteristic regiunilor de orogen. Structura cutată reprezintă stratele de

roci ondulate. Cele mai simple cute se dispun sub formă de anticlinale şi sinclinale. În cazul când forma reliefului exprimă structura, se vorbeşte de un relief concordant sau un relief adaptat la structură. Anticlinalelor le corespund culmi muntoase, numite monts, iar sinclinalelor depresiuni sau văi, numite vaux. Dacă forma cutelor este simetrică, atunci şi forma reliefului prezintă simetrie. Apariţia unor neregularităţi ale cutelor se reflectă în disimetrii şi neregularităţi ale formelor de relief. Relieful concordant cu structura este specific Munţilor Jura din Franţa.

Formele de concordanţă inversă cu structura, se adaptează indirect structurii, în sensul că într-un anticlinal se poate forma o vale, iar sinclinalul să rămână suspendat sub formă de culmi. Aceste forme sunt: butoniera, valea de anticlinal şi sinclinalul suspendat.

Butoniera de anticlinal este o excavaţie elipsoidală scobită pe locurile unde axa anticlinalului prezintă înălţări maxime. Torentul, numit ruz, care atinge cu izvoarele axa anticlinalului, dezvoltă o eroziune în genul golirii domurilor, creându-se un bazin torenţial adânc, de formă elipsoidală. Procesul este uşurat, atunci când sub stratul mai dur de la suprafaţă urmează straturi mai moi, uşor de erodat.

Valea de anticlinal se formează prin eroziunea regresivă a unui afluent a unui râu ce retează cuta anticlinalului transversal. Se formează o semibutonieră, care cu timpul se extinde înglobând şi butoniere create de ruzuri. Se formează o vale de anticlinal. Văile de anticlinal se dezvoltă chiar mai repede decât cele de sinclinal, deoarece văile transversale au nivel de bază mai jos decât fundul sinclinalelor. Adâncirea văii duce la formarea unor adevărate cueste sau hogback-uri. Dacă eroziunea dezveleşte un nou strat dur, valea realizează o butonieră dublă.

Sinclinalul suspendat reprezintă un interfluviu, o culme grefată pe un sinclinal. Foarte rar se întâmplă ca sinclinalul suspendat să fi funcţionat ca vale, captată ulterior, în procesul 10

evoluţiei, de o vale de anticlinal. În acest din urmă caz are loc o inversiune de relief. Aşa sunt masivele muntoase Bucegi, Ceahlău sau masivele din Subcarpaţii Curburii - Răiuţul, Răchitaşul, Gârbova.

Clisurile (numite şi cluse - în Jura) sunt porţiuni de vale care retează transversal un anticlinal sau un grup de anticlinale. Ele au luat naştere prin supraimpunere, prin antecedenţă, prin lăsări axiale ale anticlinalului sau prin captare.

Structurile diapire - semnalate în Subcarpaţi de L. Mrazec, sunt structuri create prin ridicarea unui sâmbure de sare care deformează şi străpunge rocile de deasupra. Pe aceste structuri se suprapune un relief reprezentat prin culmi deluroase atacate de intense procese geomorfologice.

Tipurile de relief cutat - Tipul jurasian se caracterizează prin dominarea cutelor largi, o amplitudine mică a

cutelor, iar duritatea rocilor este puţin diversificată. Relieful este cel concordant cu structura: văi de sinclinal, creste de anticlinal, butoniere de ruz. Văile se dispun în unghi drept, iar adâncimea fragmentării este relativ mică.

- Tipul subalpin şi subcarpatic prezintă cute mai strânse şi cu amplitudini mai mari, multe accidente tectonice de genul: cute asimetrice, flexuri, falii, încălecări, existenţa unui strat dur şi relativ gros ce constituie scheletul cutării şi al reliefului. Culmile de anticlinal au formă de creastă şi sunt formate în roci dure. Clisurile sunt supraimpuse sau antecedente. Văile de anticlinal pornesc din clisuri. Se întâlnesc sinclinale suspendate. În tipul subcarpatic se întâlnesc aliniamente depresionare instalate pe sinclinale largi şi aliniamente deluroase de anticlinal. Văile transversale fragmentează şirurile de dealuri structurale în masive.

- Tipul Lăpuş reprezintă o structură de tip jurasian, larg cutată, care a fost retezată de o suprafaţă de eroziune. Prin evoluţia ulterioară, s-au format înşeuări de anticlinal, vârfuri de sinclinal, văi duble, trepte, butoniere de versanţi şi alte forme structurale.

3. RELIEFUL VULCANIC Vulcanii sunt formaţi în urma expulzării din interiorul scoarţei a unor cantităţi însemnate de

lavă şi sfărâmături de rocă (piroclastite). Varietatea mare petrografică şi structura geologică condiţionează aspectul reliefului rezultat în urma activităţii agenţilor externi.

Vulcanismul sau magmatismul Termenul de vulcanism provine de la Volcano - denumirea unei mici insule vulcanice din

arhipelagul Lipare, situat la nord de Sicilia. Vulcanismul sau magmatismul reprezintă totalitatea fenomenelor şi manifestărilor rezultate

în urma străpungerii scoarţei de către topiturile magmatice sau de gazele din zone profunde. Se foloseşte în prezent, mai mult termenul de magmatism pentru toate fenomenele şi manifestările legate de magmă. Termenul de vulcanism este legat mai mult de manifestările externe ale magmei.

Prima fază în activitatea vulcanică este formarea magmei, care este o topitură de roci ce conţine în materialul topit cristale în suspensie; vapori de apă şi gaze. Prin topirea rocilor, volumul lor se majorează cu cca. 10%, în comparaţie cu volumul în stare solidă. Se creează astfel în interiorul scoarţei o presiune mare care împinge magma către suprafaţă. Aceasta poate să se solidifice, răcindu-se încet, mai jos de suprafaţa terestră sau poate să străpungă stratele acoperitoare sub formă de erupţii vulcanice. Din acest punct de vedere putem vorbi de un magmatism intruziv şi un magmatism efuziv.

3.1. Magmatismul intruziv După unele date majoritatea magmei (peste 90%) se solidifică în interiorul scoarţei.

Masele de roci care se formează în aceste condiţiuni se numesc intruziuni. Ele se pot forma la adâncime mare şi atunci se numesc mase plutonice sau se pot forma la adâncimi mici şi se numesc mase hipoabisale.

Masele plutonice

11

Dintre formele plutonice cele mai mari se evidenţiază batolitele. Ele sunt localizate în nucleele munţilor contemporani sau ale fragmentelor de munţi vechi care au rezistat la acţiunea denundaţională a agenţilor externi. Batolitele sunt constituite din roci magmatice intruzive macrogranulare.

Suprafaţa batolitelor depăşeşte adesea 100 km2, unele având dimensiuni enorme. Sunt menţionate batolitele din Munţii Anzi care se întind neîntrerupt din Panama până la Capul Horn pe o distanţă de cca. 8000 km. În Peru şi Chile .. trei batoliţi pe o distanţă mai mare de 1300 km fiecare.

Masele hipoabisale Intruziunile hipoabisale sunt adaptate morfologiei rocilor în care sunt injectate. Mai

frecvente sunt dyk-urile, sill-urile, lacolitele şi neck-urile. Dyk-urile sunt intruziuni care ocupă fisuri discordante în raport cu rocile înconjurătoare. Ele

au aspectul unor pereţi mult extinşi în lungime. Grosimea lor variază de la câţiva cm la câteva sute de metri.

Neck-urile sunt intruziuni de formă cilindrică, adesea reprezintă magma consolidată în interiorul coşului vulcanic. Dimensiunile lor sunt între 0,1-2 km.

Sill-urile reprezintă intruziuni pătrunse între stratele de roci sedimentare având aspectul unei mase plane. Ele au grosimi de la câţiva metri la câteva sute de metri.

Lacolitele sunt intruziuni mari pătrunse între stratele de roci sedimentare care au bază plată iar suprafaţa superioară convexă.

Pătrunderea magmei în stratele scoarţei provoacă în primul rând ridicarea sub formă de cupolă a regiunilor de orogen cum sunt Munţii Anzi, Munţii Apuseni şi Carpaţii Meridionali.

Bombări mai pronunţate ale stratelor se produc mai ales în cazul dezvoltării corpurilor magmatice hipoabisale.

Influenţa directă a corpurilor intruzive asupra modelării reliefului este cauzată de denudarea selectivă, rocile intruzive fiind mai dure, generează forme de relief pozitive - măguri, creste, coloane sau trepte date de silluri.

3.2. Magmatismul efuziv Magmatismul efuziv sau vulcanismul propriu-zis este un fenomen natural care duce la

crearea munţilor, podişurilor şi platourilor vulcanice. El este pus în evidenţă prin o serie de materii, produse ce ajung la suprafaţa Pământului în urma manifestărilor vulcanice sau postvulcanice.

Produsele vulcanice - izvoarele fierbinţi - gheizerele - proiecţiile gazoase - proiecţiile solide - curgerile de lave - curgerile noroioase. Izvoarele fierbinţi. Magma din adâncime emană gaze şi vapori de apă supraîncălzită.

Aceste produse se răcesc, condensează, formează apele juvenile, care împreună cu apele vadoase întâlnite, ies la suprafaţă sub formă de izvoare fierbinţi. Apele fierbinţi dizolvă siliciul din roci pe care îl depun la gura izvorului sub formă de SiO2. Se formează trepte de opal sau calcedonie pe care apa izvorului formează mici cascade.

Gheizerele sunt izvoare ţâşnitoare, fierbinţi şi intermitente. Mai cunoscuţi sunt cei din parcul Yellowstonne din SUA, din Noua Zeelandă şi din Peninsula Kamciatca.

Formarea lor este pusă pe seama apelor vadoase care se infiltrează pe fisuri până la anumite adâncimi unde sunt încălzite până la fierbere de căldura de origine vulcanică. Când presiunea o depăşeşte pe cea a coloanei de apă de deasupra, aceasta este expulzată cu mare putere. Apoi, procesul se repetă. Apa gheizerelor formează un precipitat de silice hidrată numit gheizerit, depus sub formă de conuri, coloane sau terase în jurul gurii gheizerului.

Proiecţiile gazoase sunt formate din vapori de apă, bioxid de carbon, oxid de carbon, azotaţi, hidrogen, hidrogen sulfurat, acid clorhidric etc. În funcţie de elementele predominante 12

aceste proiecţii gazoase au fost împărţite în: fumarole, solfatare, mofete: Unele proiecţii de gaze, cu temperaturi de sute de grade au fost denumite nori arzători.

Proiecţiile solide sunt cunoscute sub numele de piroclastite. - cenuşa - material pulverulent până la nisipos - piatra ponce - lava smulsă din craterul vulcanului şi răcită în aer are o porozitate foarte

mare - scoriile (zgură) - au un aspect vacuolar - lapiliile - materiale de 2mm -2 cm - din lavă mai veche - bombele vulcanice - bucăţi mari de lavă răcită, dacă răcirea s-a făcut în atmosferă au

formă fusiformă. Curgerile de lavă - sunt topituri magmatice ajunse la suprafaţă şi care se scurg pe

versanţii conului. Ele sunt acide sau bazice. Curgerile noroioase (numite şi lahar în Indonezia) rezultă din îmbinarea cenuşilor cu apă

din atmosferă, din lacurile formate în conul vulcanului sau din topirea gheţurilor sau zăpezilor. Se creează adevărate avalanşe de noroi. Aceste curgeri duc la formarea de ravene, de conuri de împrăştiere sau de câmpii piemontane.

Erupţiile vulcanice subaeriene Aceste erupţii se deosebesc în funcţie de tipul de lavă şi de forma de manifestare. - vulcani efuzivi - cu expulzări liniştite; - vulcani explozivi - cu expulzări violente; - vulcani de tip intermediar. Vulcanii efuzivi - se caracterizează prin expulzarea liniştită a lavelor pe fisuri de

dimensiuni mari, de tipul islandez sau prin coşuri vulcanice, de tipul hawaian. Tipul islandez are o lavă bazaltică foarte fluidă, ce duce la formarea de platouri bazaltice

cu suprafeţe de zeci sau sute de mii de km2. Aşa sunt platourile contemporane din Islanda, dar şi platourile vechi din India (Platoul Dekkan are cca. 500 000 km2 şi grosimi de 1000-3000 m) NV-SUA, Argentina, Brazilia, Etiopia, Groenlanda, Irlanda de Nord sau Siberia Centrală.

Tipul hawaian are la fel lavă bazică fluidă, dar erupţia are loc prin coşuri de formă cilindrică. Erupţiile sunt liniştite, dar uneori se pot produce explozii. În 1924 lacul de lavă al vulcanului Kilauea a dispărut sub pământ şi în urma pătrunderii apelor subterane în zona magmei fierbinţi, s-a produs o erupţie explozivă. Erupţiile de lavă de tip havaian duc la revărsarea lavei pe distanţe mari. Suprapunerea multiplelor strate de lavă duce la formarea unui con vulcanic foarte aplatizat, masiv cu pante de 5-10° numit vulcan-scut.

În Hawai sunt 5 vulcani scut; cei mai cunoscuţi sunt Mauna-Loa şi Kilauea. Mauna-Loa se ridică de la 5300 m adâncime la 4500 m altitudine, fiind cel mai mare după vulcanul de lavă care alcătuieşte conul său. El se termină în vârf cu o caldeiră. Tot de tip hawaian sunt şi vulcanii din regiunea dorsalei medio-atlantică (ins. Azore, Ascension, Sf. Elena, Tristan da Cunha etc.).

Vulcanii explozivi - sunt caracterizaţi prin erupţii violente. Morfologia lor depinde de natura materialelor expulzate. Conurile au versanţi cu pante mai mari, ce pot atinge 45°.

Tipul peleean se caracterizează prin marea vâscozitate a lavelor acide emise, care se răcesc chiar în crater, formând domuri de lavă. Presiunea gazelor determină explozii violente, cu nori arzători. Curgerile de lavă sunt reduse. Ex. Vulcanul Monte Pelée în timpul erupţiei din 1902 a expulzat dopul de lavă iniţial şi a urmat apoi emiterea de nori arzători. În locul dopului expulzat, lava nouă s-a consolidat repede şi a fost împinsă sus sub forma unui dom. Vulcanul Krakatau în 1883, a erupt distrugând cea mai mare parte din insulă.

Tipul vulcanian se aseamănă cu cel peleean, craterul şi coşul se astupă cu lavă consolidată. În timpul fazelor de activitate, dopul este expulzat sub presiunea gazelor, se formează un nor arzător vertical şi se construieşte un con proeminent din piroclastite.

Vulcanii de tip intermediar sau strato-vulcanii. Conurile acestor vulcani sunt alcătuite din alternanţe de strate de lavă şi strate de piroclastite. Lavele sunt fluide, asemănătoare cu cele de tip hawaian, dar datorită activităţii ritmice de erupţie se formează un mare con vulcanic. Aşa sunt vulcanii: Vezuviu, Etna, Stromboli, Fuji Yama, Popocatepetl (Mexic) Kliucev (Kamceatca).

Erupţiile vulcanice submarine

13

Vulcanii submerşi sunt răspândiţi în zona dorsalelor medio-oceanice, în zonele de subducţie, şi în anumite zone de contact ale plăcilor oceanice.

Presiunea apelor marine determină o anumită influenţă asupra erupţiilor şi a morfologiei formaţiunilor vulcanice. Lavele bazaltice prin răcirea rapidă formează unele suprafeţe ondulate numite pillow-lava (perne de lavă).

Când efuziile se produc într-un anumit punct se formează masive vulcanice de tip scurt. Unele ajung la suprafaţa oceanului. Aşa sunt Ins. Paşteului, Ins. Hawai, Ins. Tristan de Cunha şi altele.

Mulţi vulcani submerşi au partea superioară nivelată de valuri - tip guyot. Ei s-au format probabil în zona axială de expansiune, a dorsalelor medio-oceanice, fiind ulterior deplasaţi cu plăcile litosferice în regiunea actuală. Întrerupându-se alimentarea cu lavă din interiorul scoarţei, ei au fost nivelaţi de valuri.

3.2.1. Relieful vulcanic Aparatul vulcanic este alcătuit din coş, crater şi con. Coşul vulcanic - este orificiul de expulzare a materialelor. Craterul - reprezintă prelungirea externă, lărgită a coşului vulcanic. Conul vulcanic - este o formă de acumulare care depinde de tipul activităţii vulcanice Relieful acumulativ Conurile vulcanice - sunt create de erupţiile de lavă acidă. Conurile de sfărâmături sunt rezultate din îngrămădirea piroclastitelor în jurul coşului şi

craterului. Ele se dispun în strate înclinate către periferia conului. Conurile formate din sfărâmături grosiere au pantă aproape uniformă (de 30-35°) până la baza vulcanului. Craterul este de formă cilindrică şi cu diametrul mic. Conurile formate din cenuşă (tipul vulcanian), au în partea superioară pante de 35-40°, iar în partea inferioară pante de 5-6°. Craterul din cenuşă pare ca o pâlnie largă. Adâncimea craterelor este mică, din cauza materialelor eterogene care se surpă uşor.

Conurile stratovulcanilor sunt alcătuite din strate alternative de lavă şi piroclastite. Când emisiile de lavă sunt mai puţin fluide, ele se îngrămădesc în partea superioară, baza fiind formată mai ales din piroclastite. Dacă conul creşte mult în înălţime, pot apărea deschizături laterale prin care au loc alte erupţii formându-se conuri secundare.

Stratovulcanii sunt afectaţi de falii şi fisuri pe diferite direcţii. Pe aceste fisuri au loc injecţii de lavă cu formarea de dyk-uri, ce străpung radiar conul, sau sill-uri rezultate prin pătrunderea lavei între stratele conului vulcanic. Uneori aceste silluri sunt foarte mult extinse în suprafaţă, acoperind ca o manta stratele subiacente.

Cumulo-vulcanii îşi au originea în erupţiile de lave acide, vâscoase, bogate în silice - de tip peleean. Lava se solidifică repede, conul apărând ca o îngrămădire de blocuri, împinsă de lava venită sub presiune. Se formează un munte fără crater. Se mai numeşte şi cumulo-dom sau dom endogen. Aşa sunt: Monte Pelée - ins. Martinica; Puy de Dôme, Sarcouy, Clierzou din Masivul Auvergne - Franţa, Hlidarfjall din Islanda.

Cumulo-vulcanii prezintă versanţi abrupţi care sunt modelaţi în timpul perioadelor de linişte de agenţii externi.

Platourile vulcanice - sunt create de lavele bazaltice care se varsă peste pereţii craterului şi curg pe distanţe lungi, formând prin răcire întinse platouri. Se numesc vulcani scut. Pantele sunt de 7-8° în partea centrală şi 3-4° spre periferie. Când lavele curg peste o suprafaţă plană se formează suprafeţe structurale bazaltice, aproape tabulare, mărginite de abrupturi rezultate din solidificarea frunţii pânzei. Pânzele de bazalt pot avea grosimi de 5-15 m. Suprafeţele câmpurilor de lavă pot prezenta un microrelief relativ neted, când lavele sunt fluide (suprafaţă dermolitică) sau un microrelief haotic de blocuri de lavă (suprafaţă clastolitică), când lavele sunt mai vâscoase.

Se întâlnesc două tipuri de platouri vulcanice: - Tipul hawaian - cu suprafeţe mari, peste 10 000 km2, constituită din scurgeri suprapuse

de lavă emisă din 5 centre de erupţie, cu pantă de 3-4° în partea centrală. - Tipul islandez - cu suprafeţe mai mici, le lipseşte un platou central, pantă mai mare.

14

Relieful vulcanic de explozie Acest relief se întâlneşte la vulcanii care emit lave vâscoase cu emisii violente de gaze. Se

întâlnesc câteva tipuri de cratere: - Craterele simple au formă de pâlnie. Ea rezultă prin explozii intense, întâlnindu-se la

vulcanii formaţi din conuri de sfărâmături sau la stratovulcani. Un tip aparte este craterul puţ, rezultat prin prăbuşirea lavei bazaltice consolidate. Aceste

cratere au pereţii verticali şi în interior au lacuri de lavă. Se întâlnesc în Hawai şi în Africa Centrală.

- Caldeirele sunt cratere uriaşe rezultate prin explozii şi prin prăbuşirile ce le urmează. La explozii puternice coşul şi porţiunile din partea superioară a cuptorului magmatic sunt expulzate, iar partea centrală a vulcanului pierzându-şi suportul se prăbuşeşte. Sunt mai multe tipuri de caldeiră:

- Caldeira mongenă este formată prin prăbuşirea conului vulcanic după o singură erupţie; - Caldeira poligenă rezultă din distrugerea aproape completă a conului ca urmare a mai

multor erupţii. Apar caldeire periferice ce festonează caldeira principală; - Caldeira inelară se formează când o nouă fază de erupţie duce la apariţia în interiorul

caldeirei a unui nou con sau uneori mai multe. Caldeira Vezuviului prezintă o depresiune inelară în jurul conului, numită Atrio del Cavallo, iar rama caldeirei, ce mărgineşte depresiunea spre exterior, se numeşte Monte Somma.

Când cladeira are un lac, conul apare ca o insulă (Crater-Lake din Oregon sau Lago de Vico cu Monte Venere în Italia).

- Caldeira în trepte rezultă prin scufundări inegale pe falii sau fisuri circulare. Aşa este caldeira din Munţii Manengouba din Camerun.

Un tip mai aparte sunt vulcanii de tip maare care reprezintă depresiuni de tip pâlnie sau cilindru de dimensiuni relativ mici. Ele sunt create de erupţii de gaze, fără curgeri de lave. Sunt cunoscuţi în regiunea Eifel (Germania) în Masivul Central (Franţa) în Africa de Sud. Dimensiunile lor variază de la 200 la 3500 m diametru şi adâncimi de 60-400 m.

Tot ca maare sunt clasificate şi conurile fără rădăcină, formate în urma exploziei ca urmare a trecerii unei curgeri de lavă peste lacuri sau zone mlăştinoase (Islanda).

3.2.2. Relieful format pe structurile vulcanice Primele cursuri de apă se instalează pe şanţurile iniţiale generate de curgerile de lave şi

pietre şi de curgerile noroioase. Se creează o reţea radiară convergentă în crater care duce la formarea unui lac de crater. Pe versanţii exteriori conului, se formează o reţea radiară divergentă, care la bază poate fi colectată de o reţea inelară. Văile adânci care fragmentează radiar conul se numesc barrancos (ins. Azore), iar interfluviile triunghiulare care urcă în pantă crescândă se numesc planeze. Prin eroziune regresivă barrancosurile pătrund în interiorul craterului şi drenează lacul format. Prin accentuarea eroziunii şi lărgirea craterului se formează o caldeiră de eroziune. Prin continuarea eroziunii selective, rămân în relief rocile dure, care reprezintă coşurile, filoanele vulcanice, formate cum am văzut prin consolidarea magmei în coşul vulcanic, în crăpăturile din vulcan. Are loc o inversiune de relief, formele pozitive sunt date acum de dyk-uri, neck-uri şi sill-uri

Modelarea platourilor Platourile de lavă bazică - bazaltică - au o mare rezistenţă la eroziune, datorită fisurilor şi

diaclazelor care le fac foarte permeabile, comparabile cu platourile calcaroase. Dezagregarea este foarte activă însă în regiunile deşertice şi în cele periglaciare. Dacă climatul permite umplerea fisurilor cu apă, eroziunea fluvială taie văi adânci, asemănătoare canioanelor, cu numeroase rupturi de pantă. Între ele rămân platouri alungite (Platourile din Idaho şi Oregon). Când văile ajung la rocile friabile din subasment, versanţii se retrag repede, se lărgesc, apar văi secundare, iar platourile sunt fragmentate în bucăţi tot mai mici. Aceste platouri se numesc messas (în Mexic).

15

3.3. Evoluţia generală a reliefului vulcanic Emm. de Martonne (1926) şi J. Chardonnet (1955) apreciază că se poate vorbi de un ciclu

de eroziune vulcanică: - Stadiu iniţial - de vulcan activ - în care predomină procesele de construcţie - Stadiul de fragmentare - începe după stingerea vulcanului. Se formează văi adânci

(barrancosuri şi planeze), urmează secţionarea conului vulcanic şi apar primele neck-uri şi dyk-uri. Văile mari se supraimpun, iar cele mici se adaptează la structură.

- Stadiu de inversiune de relief. Craterul este distrus total, coşul se degajă ca un mare neck, planezele sunt reduse la nivel de interfluvii înguste. Predomină formele de inversiune proeminente, neck-uri, dyk-uri, messas-uri.

- Stadiul de distrugere totală. Nivelarea este avansată, se menţine reţeaua hidrografică radiară şi unele neck-uri, dyk-uri sau messas-uri mult reduse ca dimensiune. Pot apărea la zi unele mase intrusive ca batolite, lacolite sau filoane.

Batolitele dau depresiuni de contact, reţeaua hidrografică este impusă epigenetic. Dacă balotitul este faliat, reţeaua hidrografică urmează liniile de fractură, luând aspect rectangular.

Lacolitele produc bombări la suprafaţa terestră, pe ele se instalează o reţea hidrografică radiară consecventă. Când stratele sedimentare au durităţi diferite, în partea centrală se poate degaja o depresiune înconjurată de cueste. La bază se instalează o reţea hidrografică inelară. Cu timpul stratele sedimentare sunt complet înlăturate, iar văile se impun epigenetic în rocile magmatice.

3.4. Răspândirea reliefului vulcanic pe glob a) - Provincia de foc a Pacificului are două zone: - Cercul de foc al Pacificului, Arhipelagul Aleutinelor, Munţii Cascadelor, Munţii Sierra

Nevada, Munţii Stâncoşi, Munţii Sierra Madre, Podişul Mexicului, Munţii Anzi, Noua Zeelandă, insulele Pacificului vestic, şi Insulele din Japonia până în Kamciatca.

- Zona intrapacifică cuprinde insulele vulcanice din partea centrală a Pacificului, Hawai, Samoa, Galapagos, Tahiti etc.

b) Provincia Altlantică cuprinde insulele de pe dorsala Atlantică, respectiv Islanda, Azore, Ascension, Sf. Elena, Tristan de Cunha cât şi Insulele Capului Verde, Insulele Canare, Insulele Fernando-Po, Irlanda, Scoţia şi Camerun.

c) Provincia pontico-mediteraneană - Zona pontică cuprinde vulcanii din Munţii Caucaz, Munţii Elbrus, Podişul Anatoliei,

Podişul Armeniei, insulele din Marea Egee şi arcul carpatic. - Zona mediteraneană include vulcanii tyrhenieni insulari şi continentali şi regiunile din

interiorul continentului: Eifel, Podişul Central Francez (Mont Dôre, Puy de Dôme, Minsenberg). d) Provincia Africii de Est şi a Orientului Apropiat cuprinde vulcanii stinşi din Madagascar,

insulele Comore, Maskare etc. Pe sistemul de fracturi est-africane se întâlnesc vulcanii Meru 4566 m, Virunga 3740, Kilimanjaro 5895 m sau platouri vulcanice, cum este cel etiopian cu vulcanul Ras Dajan 4620 m.

4. RELIEFUL PSEUDOVULCANIC Sunt forme de relief similare cu cele vulcanice, dar provocate de alte cauze Craterele meteoritice Asemănarea unor forme de relief terestru cu craterele lunare, a condus la explicarea lor

prin căderea şi explozia mateoriţilor. Meteoritul lovind cu o viteză foarte mare scoarţa terestră provoacă o explozie puternică, în urma căreia materialele sunt zvârlite în toate direcţiile. Totodată se degajă şi o temperatură foarte înaltă care duce la topirea rocilor expulzate, lăsând impresia unor fenomene vulcanice. Aşa este craterul din Arizona cu un diametru de peste 1 km şi o adâncime de 200 m. Valul circular din jurul craterului are altitudinea relativă de cca. 50 m faţă de nivelul podişului.

Vulcanii noroioşi 16

Vulcanii noroioşi au aspectul unor conuri de dimensiuni mici, pentru apariţia lor fiind necesar să existe în acelaşi loc emanaţii de gaze, roci argiloase sau marnoase, şi apă de infiltraţie sau pânze de apă pe direcţia emanaţiilor. Gazele pot proveni din emanaţii vulcanice (Italia, Islanda, America Centrală), din zăcăminte de CO2 sau gaze petroliere situate pe domuri sau anticlinale.

Când în stratele ce închid gazul se află crăpături, apa din precipitaţii sau cea freatică, înmoaie argila, materialul acesta fluid este împins de gazele din subsol la suprafaţă şi răspândit sub forma unui mic vulcan. Se clădeşte un con care are în centru un mic crater, de obicei perfect rotund umplut cu apă mâloasă, având aspectul unui ochi de apă. Când noroiul este mai vâscos, el astupă craterul, gazele ieşind la suprafaţă la anumite intervale, când se măreşte presiunea şi aceasta poate să împingă o nouă cantitate de material. Pe fundul craterului se formează o umflătură, ca o semisferă. Când se sparge, ea face un zgomot de răbufnire. Aceste conuri sunt mai înalte şi tot mai înguste către vârf. Când noroiul este subţire, conurile sunt aplatizate, situaţia se realizează mai ales în perioadele ploioase. Gazele ies aproape continuu, iar ochiul de apă mâloasă bolboroseşte într-una. Dimensiunile vulcanilor variază de la 1 m la câţiva zeci de metri lăţime şi înălţime.

Conurile pot fi răzleţe sau se grupează în anumite areale, sau se înşiruie pe unele linii de falie.

În timpul ploilor domină eroziunea prin şiroire. Rigolele, ravenele, se dezvoltă foarte repede datorită faptului că terenurile sunt lipsite de vegetaţie. În perioadele uscate, suprafaţa conurilor crapă în poligoane. Dacă activitatea încetează, vulcanul este distrus repede de eroziune.

Când rocile pe care le străbat gazele nu dau mâluri, nu iau naştere conuri, ci numai nişte escavaţiuni rotunde în care apa bolboroseşte intermitent sau continuu. Aceste fenomene se numesc bolboroşi sau fierbători.

Un caz aparte de pseudovulcani apar în urma unor cutremure de pământ, când pânza de apă freatică poate răbufni la suprafaţă, din cauza presiunilor la care a fost supusă, depunând un con de nisip şi mâl. Un astfel de con a apărut în lunca Siretului după cutremurul din 1940 (N. Rădulescu, 1941).

M. Peahă (1965) arata că activitatea vulcanilor noroioşi este mai intensă în perioada de maree pentru locul respectiv sau în perioada când peste locul respectiv se deplasează depresiuni ciclonice. Aceste aspecte duc la crearea unei presiuni relative mai mari a gazelor din subsol care ies apoi la suprafaţă.

În România, vulcanii noroioşi se întâlnesc la Berca-Arbănaşi, jud. Buzău, fiind situaţi pe un anticlinal al stratelor pliocene. Se numesc şi pâcle, zalţe sau fierbători. Din subsol sunt aduse, săruri şi petrol, ceea ce face ca pe aceste terenuri să nu crească nimic.

În Transilvania, vulcanii noroioşi sunt legaţi de cutele diapire (zona Turda-Sibiu) şi de domurile gazeifere din Podişul Târnavelor, unde apar sub formă de bolboroşi.

În Oltenia ei se întâlnesc pe unele anticlinale subcarpatice, iar în Moldova, unde sunt mai puţin exprimaţi, sunt numiţi gloduri.

5. RELIEFUL CONDIŢIONAT DE CLIMĂ

5.1. Relieful glaciar În prezent gheţarii acoperă o suprafaţă de 15 260 000 km2. Gheţarii situaţi în zona marilor

latitudini, ajungând până la nivelul bazinelor oceanice, constituie gheţarii de calotă. Gheţarii cantonaţi pe vârfurile munţilor înalţi formează gheţarii montani. Cele două calote polare însumează singure 97% din suprafaţă şi 99% din volumul total de gheaţă de pe glob.

Gheţarii actuali interesează din punct de vedere geomorfologic prin informaţia care ne-o dau asupra mecanismelor modelării glaciare a reliefului. În schimb, gheţarii pleistoceni ne-au lăsat o întreagă gamă de forme.

17

5.1.1. Relieful glaciaţiunii montane Procesele glaciare sunt cauzate de acţiunea gheţii. Una din condiţiile strict necesare

pentru declanşarea acestor procese este glaciaţia care reprezintă formarea şi existenţa îndelungată a unui masiv de gheaţă. Glaciaţia este posibilă în cadrul “hionosferei” (în limba greacă hion = zăpadă). Hionosfera este un strat din troposferă cu bilanţul pozitiv al precipitaţiilor solide. Graniţa inferioară a hionosferei este limita zăpezilor permanente, mai sus de care, acumularea precipitaţiilor solide întrece consumul lor în urma topirii. Altitudinea absolută a graniţei zăpezilor coboară de la ecuator, 5 500 m în Kilimanjaro, la 600 m în Spitzbergen, 50 m în arhipelagul Franz Iosef şi nivelul mării în regiune polară.

Se evidenţiază două tipuri de gheaţă: gheaţa de apă, provenită din îngheţarea apelor uscatului sau a celor marine şi gheaţa de zăpadă rezultată prin metamorfozarea zăpezii prin procesele de îngheţ şi dezgheţ, rezultând o gheţă cu structură macrogranulară, numită firn. Apoi firn-ul, prin transformări ulterioare, trece în gheaţă de gheţar.

Mişcarea şi procesele de modelare ale gheţarilor montani Din cauza pantelor mari viteza de mişcare este mai rapidă, dar diferenţiată pe sectoare, în

funcţie de grosimea a masei de gheaţă şi variabilitatea declivităţii suprafeţelor. La panta de 1° deplasarea gheţii începe când ajunge la o grosime de cca. 60 m. La panta

de 45° gheaţa se deplasează când are 1,5-2 m grosime. Mişcarea şi extinderea gheţarilor montani se află în strânsă dependenţă de raportul dintre

acumulare - de creştere a masei de gheaţă şi cel de ablaţie - de topire. Acest raport determină echilibrul glaciar. În funcţie de modul cum se realizează acest echilibru, un gheţar creşte sau descreşte în dimensiuni, înaintează sau se retrage. Din acest punct de vedere un gheţar are două mari sectoare: un sector de acumulare situat spre amont şi un sector de ablaţie situat în aval. Limita inferioară a sectorului de acumulare reprezintă linia zăpezilor persistente.

Există 3 cauze principale care condiţionează topirea gheţarilor montani: - radiaţiile solare directe; - căldura cauzată de convecţia aerului; - şiroirea pe masa de gheaţă. Topirea gheţarilor, în regiunea limbii, se efectuează mai ales pe margini, deoarece aici

intervin şi versanţii care au temperaturi mai ridicate. Astfel, limba gheţarului prezintă un profil uşor bombat la mijloc.

Curgerea gheţarului se petrece în două moduri: una discontinuă şi una continuă. Curgerea discontinuă apare sub efectul unui efort de tracţiune datorat deplasării sub impulsul gravitaţiei, în condiţiile oferite de topografie. În masa de gheaţă se produce o discontinuitate în stratificarea iniţială, ce determină, o curgere diferenţiată şi discontinuă. Scurgerea superficială este în general continuă, dar numai în condiţiile în care eforturile mecanice nu produc rupturi în masa de gheaţă. Viteza de deplasare a gheţarilor variază între 20 şi 200 m pe an. Această mişcare a gheţarilor produce o acţiune de modelare a reliefului prin eroziune (exaraţie).

Eroziunea glaciară se află în raport direct cu grosimea masei de gheaţă şi raport invers cu panta. Intensitatea eroziunii creşte cu grosimea gheţii şi cu micşorarea pantelor. Procesul de eroziune este amplificat de contribuţia materialelor morenaice, care se află pe marginile şi fundul gheţarului.

Gheţarul desfăşoară o puternică eroziune, atât laterală cât şi longitudinală. Roca versanţilor, afectată de procesele de îngheţ-dezgheţ, prezintă fisuri care înlesnesc gheţarului posibilitatea să smulgă mai uşor blocuri de rocă. Eroziunea laterală lărgeşte mult profilul transversal al văilor glaciare.

Eroziunea în profil longitudinal este mai puternică pe pantele mici sau când sunt contrapante. Când masa de gheaţă ajunge deasupra pragului, se fisurează şi se fragmentează în blocuri, care se sudează mai în josul pantei. Pragurile sunt mai puţin expuse eroziunii. Gheţarul erodează puternic în faţa contrapantelor, accentuându-le, proces numit subsăpare. Se creează astfel profile longitudinale în trepte, compuse din praguri şi bazinete.

Relieful creat din gheţarii montani Forme de eroziune

18

- Circul glaciar - este o depresiune semicirculară dominată de versanţi abrupţi şi care este sau a fost ocupată de un gheţar. Ele se mai numesc: căldare, zănoagă, kar - în Germania, corrie - în Scoţia.

După formă circurile au fost clasificate în: - circuri de ravenă - circuri de versant sau perete - circuri în formă de pâlnie - circuri de o bârşie de vale. După modul de grupare: - circuri compuse sau complexe - circuri în trepte sau etajate După teoria glacialistă circurile glaciare s-au format în bazinele torenţiale care

fragmentează crestele munţilor înalţi, forma conică transformându-se în bazin semicircular. Teoriile antiglacialiste, consideră că circurile sunt rezultatul proceselor intense de gelivaţie,

nivaţie şi a apelor, peste care se suprapune acţiune gheţii. După Emm. de Martonne circurile glaciare s-au format în bazinete torenţiale sau în

depresiuni de nivaţie. Rolul zăpezii constă în faptul că, în timpul topirii sale, se umezeşte roca de bază şi în urma oscilării temperaturilor diurne are loc dezagregarea ei. Dezagregarea are loc mai intens la marginile masei de zăpadă. Apele din topirea zăpezii se scurg pe fundul înclinat al depresiunii, transportând materialul fin alterat. În acest fel, pe un versant cu pantă relativ mică, în urma nivaţiei, se poate forma o depresiune, care în condiţiile dezvoltării în ea a unui gheţar, se transformă în circ.

De obicei circurile au lăţimea de 1-2 km şi peretele dorsal înalt de cca. 300 m. În Antarctida există un circ enorm “Walkett” - de 16 km lăţime şi peretele ce mărgineşte circul de 3000 m înălţime.

Circurile se dezvoltă cu precădere în vecinătatea limitei zăpezilor persistente. Multe din circurile glaciare care au funcţionat în pleistocen, astăzi sunt cu lacuri glaciare, numite tăuri, zănoage sau ochiuri.

- Custurile numite şi karlinguri în germană, se formează datorită intersectării crestelor prin retragerea versanţilor circurilor învecinate, rezultând culmi despărţitoare foarte ascuţite şi fierăstruite. Procesele crionivale fragmentează custurile, sculptând ace, vârfuri cu aspect piramidal, lame sau muchii foarte înguste şi zimţate. Custurile pot fi prezente şi în lungul culmilor ce separă două văi glaciare. Prin sectoarele mai coborâte ale unei custuri, o masă de gheaţă poate să debuşeze într-un circ vecin situat mai jos. Acest sector de trecere este denumit înşeuare de transfluenţă.

Valea glaciară reprezintă făgaşul prin care curge limba gheţarului. Ea are forma unui uluc cu profil transversal în U. Văile glaciare mai mici care debuşează în văile mari, de obicei se termină printr-un abrupt. Ele se numesc văi suspendate sau troguri. Unele văi glaciare sunt îmbucate. Adică, o vale glaciară cu un uluc larg, prezintă în interior sculptată o altă vale mai recentă şi mai strâmtă. Ele prezintă două rânduri de versanţi abrupţi, separaţi printr-un pod îngust, formând umerii de vale glaciară.

Profilul longitudinal al văilor glaciare prezintă cuvete sau bazinete largi şi praguri. Primul prag, cu altitudinea cea mai mare, separă circul de valea glaciară. Cea mai mare cuvetă se află în partea inferioară a văii glaciare. Ea este numită bazinet terminal.

Retragerea limbii gheţarului lasă în urmă bazinete umplute cu apă. Apele curgătoare le pot colmata, secţiona şi drena, cu formarea de chei, terase etc.

Rocile vălurite sau spinările de berbeci (roches montonnées) apar sub forma unor ondulări pe pragurile glaciare. Ele se datorează striaţiunilor şi şlefuirilor trasate de gheţarul încărcat cu materiale morenaice dure.

Forme de acumulare Materialele erodate în timpul înaintării gheţarului se numesc morene. O dată cu retragerea

şi topirea gheţarului ele sunt depuse în diferite poziţii. Blocurile mari de roci transportate de gheţari, uneori la distanţe foarte mari, se numesc blocuri eratice.

După poziţia în care se găsesc, morenele se clasifică în: 19

- de suprafaţă - de fund - interne - frontale 1. Morenele de suprafaţă sunt transportate de gheţar pe suprafaţa sa. La contactul cu

versanţii se găsesc cele mai mari cantităţi de materiale morenaice. Când doi gheţari se unesc, morenele laterale devin morene mediane sau centrale.

2. Morenele de fund rezultă din materialele smulse de gheţar de pe fundul văi. 3. Morenele interne provin din pătrunderea morenelor de suprafaţă în corpul gheţarului.

Când gheţarul este mai subţire aceste morene pot ajunge la fundul gheţarului. 4. Morenele frontale sau terminale reprezintă materialul transportat în zona frontală a limbii

unde sunt depuse sub forma unor potcoave uriaşe. În spatele valului morenaic se observă un fel de movile provenite din morenele din

interiorul masei de gheaţă la topirea totală a părţii frontale, ele se numesc drumlin-uri. La marginea gheţarilor montani, între morena terminală şi frontul gheţarului apar lacuri de

baraj care sunt colmatate relativ repede de materialele transportate de râurile glaciare. Se formează o câmpie netedă acumlativă.

Apele rezultate din topirea gheţarilor transportă materialul morenaic la diferite distanţe, depunându-l sub formă de conuri de dejecţie aplatizate. Prin extinderea lor, unele se îngemânează, formându-se câmpii fluvio-glaciare sau sandre. Uneori, în ele, apele curgătoare pot săpa terase fluvio-glaciare.

Tipurile de gheţari montani - Gheţarii de tip alpin sau de vale, au un bazin de alimentare cu zăpadă, un circ cu

gheaţă şi limba gheţarului. Bazinul de alimentare este acoperit cu zăpadă grăunţoasă - firn sau neve. Ea se întinde în general de la altitudinea de 3000 m în sus. Circul este alimentat în permanenţă cu această zăpadă. Din circ, gheaţa este evacuată continuu prin limbă care alunecă spre vale. Gheţarul de tip alpin se mai numeşte gheţar de vale. Gheţarul Fedcenko din Pamir are 77 km lungime, iar gheţarul Aletsch din Alpi are 24 Km.

Gheţarii de tip pirenian - au ca specific doar masa de gheaţă din interiorul circului. Ei se mai numesc gheţari suspendaţi sau de circ. Gheţarii de tip pirenian au multe morene de suprafaţă şi interioare. Ei se formează în regiuni climatice mai secetoase şi unde limita zăpezii persistente este mai înaltă.

Gheţarii de platou - sunt sub forma unor mici calote instalate pe platouri foarte înalte, slab alimentate de zăpezi. Ex. gheţarul din Alpii Dauphinezi. Se pare că în pleistocen a existat un astfel de gheţar în Retezat.

Gheţarii Himalayeni - similari cu cei alpini, dar gheţarii sunt mult mai lungi, frecvent peste 50 km şi cu numeroase confluenţe şi transfluenţe.

Gheţarii de tip kilimanjaro - sunt instalaţi în craterele vulcanice, trec uneori peste marginile craterului coborând sub formă de limbi radiare.

Gheţarii de tip norvegian - au aspect de platoşă din care pornesc limbi de gheaţă de dimensiuni reduse. Platoşa se numeşte icefjeld, iar limbile icestrom.

Gheţarii de tip alaskian sunt gheţari formaţi în regiuni muntoase înalte de peste 5000 m. Ei alunecă pe văi formând la baza muntelui un piemont de gheaţă. Aceştia se numesc şi gheţari de piemont. Ex. Gheţarul Malaspina. Pe gheţar se depune un strat de material rezultat din dezagregarea rocilor, se pot forma soluri şi se poate instala vegetaţie arborescentă. Periodic, pădurile sunt acoperite sub valuri noi de gheaţă. Părţile de gheţar care ajung la ocean se desprind sub formă de iceberguri.

Răspândirea gheţarilor montani Gheţarii actuali se întâlnesc în Himalaya, Kara-Korum, Pamir, Tian-Shan, Alpi, Pirinei,

Kenya, Kilmanjaro, Ruvenzori, Anzi, Svalbard (Spitzberg), Novaia Zemlia, Scandinavia, Alasca, Islanda, Noua Zeelandă.

În România, în Pleistocen, în timpul glaciaţiei Riss şi Würm, limita zăpezilor permanente era la 1700 m în Carpaţii Orientali şi 1800 m în Carpaţii Meridionali, iar limbile gheţarilor coboară până la 1300 m în nordul ţării. Pe versanţii nordici şi vestici erau gheţari de tip alpin, iar 20

pe vesanţii sudici de tip pirenian. Prezenţa gheţarilor cuaternari în Munţii Carpaţi este pusă în evidenţă de formele de relief rezultate în urma activităţii lor. Se întâlnesc frecvent circuri, văi glaciare, umeri, praguri, troguri (văi suspendate), custuri, morene sau lacuri glaciare

5.1.2. Relieful glaciaţiunii de calotă Glaciaţiunea de calotă ocupă suprafeţe întinse în Antarctida, Insulele Groenlanda, Islanda,

Svalbard (Spitzberg), Franz Iosef, Novaia Zemlia, Severnaia Zemlia etc. Gheţarii de calotă au dimensiuni imense, suprafaţa lor este convexă, gheaţa curgând din

regiunea centrală, cu grosimi maximale, spre periferia calotei. Gheţarii de calotă se împart în: - Gheţari în formă de platoşă, cu grosimi relativ mici situaţi pe podişuri sau şesuri. - Gheţari în formă de dom, cupolă sau calotă. Ei au grosimi enorme acoperind complet

relieful de bază, câmpii, podişuri sau creste muntoase. Altitudinile gheţarilor de calotă se majorează treptat de la periferie spre centru. La 50 km

de la periferie nivelul calotei este de 1000 m, la 200 km de 2000m iar la 550 km de 3000 m. Vitezele de deplasare ale gheţii variază. În centrul Antarctidei viteza gheţii este de 20

m/an, iar în regiunile periferice depăşeşte 100 m/an. Pe unele torente de gheaţă, viteza este de peste 500 m/an, iar unele înregistrări arată chiar deplasari de 1-7 km/an.

Relieful creat de gheţarii de calotă Gheţarii de calotă, ca orice agent de modelare a reliefului execută o activitate de eroziune,

transport şi depunere. Relieful de eroziune Fjeldurile sunt câmpii înalte sau podişuri dezvoltate pe un substrat dur, netezit parţial de

gheţari. Astfel de terenuri se întâlnesc în Scandinavia, Karelia, peninsula Kola, Uralul de Nord, Siberia de est sau Canada. Ele prezintă şi porţiuni mai înalte, cu aspect de monadnock, care în timpul glaciaţiei apăreau deasupra masei de gheaţă. Prezenţa unor trepte de exaraţie pe versanţi acestor monadnock-uri, ne dă un indiciu asupra grosimii gheţii.

Fjeldurile prezintă o suprafaţă vălurită, în spaţiile depresionare întâlnindu-se mlaştini şi turbării.

Fiordurile apar ca nişte golfuri lungi şi ramificate care pătrund în interiorul uscatului pe zeci de km. Profilul lor transversal este în formă de U, văile laterale prezentând praguri în zona de confluenţă, ceea ce le da caracter de văi suspendate. Profilul longitudinal prezintă o alternare de porţiuni mai largi (bazinete) cu altele mai înguste (bariere).

Fiordurile sunt văi glaciare care după topirea gheţarilor au fost inundate de apele marine. Fundurile acestor cuvete adânci (Hardanger Fiord se află la 800 m, Sogne Fiord la 1200 m) sunt despărţite de ocean prin praguri cu adâncimi mici - numite rigel. Aceasta indică şi o mişcare eustatică negativă în timpul glaciaţiunii, când nivelul oceanului era cu cca. 140 m mai coborât. Este incontestabil faptul că procesele eroziunii glaciare aveau loc şi în condiţii de submersie şi astăzi gheţarii Groenlandei, ca şi cei de pe coasta de NV a Amercii de Nord, erodează sub nivelul mării (Gheţarul Muir erodează la 800 m adâncime).

Rocile mutonate sunt stânci şlefuite, ovale sau circulare cu una sau două direcţii de striaţiuni. Forma semirotundă se datorează exaraţiei în partea dinspre amonte şi alterării fizice în partea dinspre avale, unde se creează un spaţiu gol.

Relieful de acumulare glaciară Formele create de gheţarii de calotă sunt reprezentate prin, morene marginale, drumlin-uri, osar-uri şi cames-uri.

Morenele marginale - apar sub forma unor coline paralele, cum sunt în Finlanda, Salpausselka de Nord şi Salpausselka de Sud. Ele au altitudini absolute de 100-220 m şi altitudini relative de cca. 80 m, şi s-au format în timpul staţionării marginii calotei în perioada glaciară Vistula, Valdai, în una din ultimele faze de retragere. Între ele se dezvoltă culoare depresionare numite pradoline. Acestea au fundul plat şi erau străbătute iniţial de râuri perpendiculare pe direcţia de deplasare a gheţarilor. La nord şi uneori la sud de aceste şiruri de morene, se întâlnesc forme de acumulări morenaice asemănătoare cu rambleele de cale ferată, forme numite osar-uri sau esker-uri. Ele se întind pe zeci de km şi au altitudini relative de 10-50 m şi la lăţimi la bază de la câţiva zeci de m până la 500 m. 21

După unii autori, osar-urile reprezintă depozitele torentelor ce îşi vărsau cursurile prin fisurile gheţarului, prin masa de gheaţă sau pe sub calota glaciară. După topirea gheţii, materialul acumulat în albia torentului s-a suprapus peste substratul gheţarului. Alţi autori arată că osar-urile sunt formaţiuni deltaice ale torenţilor glaciari care s-au acumulat pe măsură ce calota s-a retras.

Drumlin-urile sunt nişte coline ca spatele unei balene, cu înălţimi de 5-40 m, lungi de câţiva zeci de metri până la câteva sute de metri, iar lăţimea lor este o treime din lungime. Ele se grupează în câmpuri, depresiunile dintre ele fiind înmlăştinite. Axele mari ale drumlin-urilor sunt paralele şi dirijate conform direcţiilor vechi de extensiune a gheţarilor. Ele sunt compuse din materialul transportat de gheţar, fiind rezultatul unei descărcări locale a gheţarului, Uneori, drumlinurile au un nucleu din rocile de bază, gheţarul staţionând în dreptul acestui nucleu depunea materialul morenaic în faţa şi în spatele obstacolului.

Kames-urile sunt movile cu înălţimea de 2-5 m până la 30 m, alcătuite din depozite fluvioglaciare stratificate, microgranulare. Movilele sunt ca o cupolă cu vârful plat şi versanţi puternic înclinaţi, pantă de 15°-40°. Ele s-au format probabil în fostele lacuri de pe suprafaţa gheţarului, sau a lacurilor de sub gheţar, iar în perioada de topire a gheţarilor materialul s-a depus peste relieful subiacent.

Blocurile eratice sunt blocuri mari de rocă răspândite obişnuit în cadrul morenei frontale. Ele nu au vreo legătură petrografică cu stratele regiunii respective. Cel mai mare bloc eratic cunoscut are lungimea de 4 km, lăţimea de 2 km şi grosimea de 7-20 m.

Câmpiile de sandre sunt zone acumulative construite de torenţii glaciari la periferia morenei frontale. Apar succesiv conuri de dejecţie, glacisuri proluviale şi chiar câmpii piemontane numite sandre. Ulterior râurile sapă terase coborând nivelul freatic. Particulele fine, uscate pot fi antrenate de vânt generând câmpiile de loess.

Zoliile sunt forme depresionare în cadrul câmpiilor de sandre, cu diametrul până la 200-300 m şi adâncimea până la 20 m. Sunt create de mişcarea turbulentă a cursurilor fluvioglaciare sau sunt create de cursurile fluvioglaciare care transportă blocuri de gheaţă, se sunt acoperite cu aluviuni. Ulterior, prin topirea gheţii se creează aceste depresiuni.

3.1.3. Glaciaţiunile vechi Au fost sesizate urme vechi ale glaciaţiunilor, prin identificarea unor depozite de tip

moneraic numite tilite. Au fost întâlnite tilite de vârstă arheozoică şi proterozoică în Africa de Sud, Canada, Goenlanda, Scandinavia, Australia. Apoi din cambrianul inferior în Norvegia şi Suedia, din permo-carbonifer în Africa de Sud, India, Australia, America de Sud.

Cele mai extinse urme sunt cele ale glaciaţiunilor pleistocene. În zona montană, au fost depistate două ansambluri de glaciaţiuni:

I. - Donau - nesigură - Günz - Mindel interglaciar lung Mindel-Riss. II. - Riss cu 1-2 stadii - Würm cu1-3 stadii Glaciaţiunile de calotă În Europa era o calotă cu centrul în Suedia unde avea cca. 2000 m grosime, iar în nordul

Germaniei cca. 1000 m. În afară de acest centru, mai existau centre mai mici în Insulele Britanice şi în Insula Novaia Zemlia. După extinderea care au avut-o sunt cunoscute trei stadii:

În partea vestică a Europei: Elster, Saale şi Vistula, iar în partea estică Lihvino, Nipru şi Valdai.

În Asia principalele centre erau în: Uralul de Nord, Pensinsula Taimâr, Platoul Central Siberian şi Insula Novosibirsk.

Fazele glaciare din nordul Asiei, după K.K. Markov (1965) sunt: Demiansk, Samarovo - cea mai extinsă, Tazovo, Zâriansk, Sartansk.

În America de Nord glaciaţiunea a fost de două ori mai extinsă decât cea din Europa (11.5 mil km2). Aici sunt cunoscute patru faze: Nebraska, Kansas, Illinois, Wisconsin. 22

Cauzele glaciaţiunilor Ca să aibă loc o glaciaţiune temperatura medie multianuală trebuie să scadă cu cel puţin

5°C, faţă de actual. Cauzele cosmice - Schimbarea înclinării eclipticei, migrarea periheliului şi modificarea excentrităţii orbitei

Pământului, pot duce la instalarea de glaciaţiuni prin reducerea cantităţii de căldură primită de la Soare.

- Deplasarea polilor Pământului sau oscilaţiile regulate ale acestora pot explica epocile glaciare cuaternare.

- Cauzele solare şi cosmice produc scăderea temperaturilor prin scăderea radiaţiei solare, legată de evoluţia Soarelui sau de interpunerea unor nori cosmici.

Cauze terestre - Deplasarea Golfstreamului spre partea central nordică a oceanului Atlantic ar fi facilitat

dezvoltarea glaciaţiunii în Europa. Există şi azi gheţari în insulele Svalbard (Spitzberg), Groenlanda, chiar dacă sunt afectaţi de Golfstream.

- Existenţa pragului nord-atlantic Thomson-Nansen ce se întinde din Insulele Britanice până în Fär-Oër, Islanda şi Groenlanda. În timpul glaciaţiaţiunii el era ridicat, împiedicând aportul de apă caldă în Marea Nordului. Se apreciază însă că este prea mare oscilaţia pe verticală, cca. 600 m, ca acest prag să funcţioneze când ca barieră când ca o mare deschisă.

- Teoria înălţării zonelor de orogen. Mişcările alternative ascendente şi descendente ale regiunilor muntoase, le situează când deasupra când dedesubtul limitei zăpezilor persistente. Perioadelor glaciare le corespund mişcări ascendente, iar în interglaciare mişcarea este descendentă (W. Ramsey, E. Haug).

- Vulcanismul. Alternarea perioadelor de erupţii puternice cu faze de relativă stabilitate vulcanică a făcut ca periodic cantitatea de energie solară ce ajunge pe Pământ să fie mai mică sau mai mare.

- Ipoteza radioactivităţii admite că la 30-50 milioane ani apar faze orogenetice datorate dezintegrării substanţelor radioactive. Curentul de căldură produs ajunge la suprafaţa pământului în timpul erogenezei (50-250 cal/cm2/an), se descarcă de căldură în timp îndelungat. Ulterior, substratul răcit şi altitudinea lanţurilor muntoase contribuie la apariţia epocilor glaciare.

Apariţia simultană pe glob a glaciaţiunilor indică că principala cauză este de natură extraterestră.

5.2. Relieful periglaciar În sensul actual, procesele şi formele periglaciare sunt caracteristice regiunilor cu climat

rece excesiv, în care rolul principal îl joacă îngheţul şi dezgheţul apei în sol şi subsol, prezenţa îngheţului peren, cunoscut şi sub numele de permafrost. Acest climat face tranziţia între climatul polar şi cel temperat.

Îngheţul şi dezgheţul creează aspectul specific al morfologiei periglaciare. În funcţie de adâncimea până la care se propagă îngheţul, cu urmări directe în morfologie, se disting regiuni cu îngheţ diurn şi sezonier, unde îngheţul pătrunde până la câţiva metri şi regiuni unde climatul favorizează pătrunderea adâncă a îngheţului şi păstrarea multianuală a unui strat îngheţat, ce depăşeşte uneori 150 m grosime.

În solul îngheţat gheaţa apare în forme diferite: - strate subţiri de câţiva milimetri în partea superioară, lentile şi acumulări sub forma de

nuclee de dimensiuni mari în apropierea stratelor permanent îngheţate, - pene de gheaţă cu profil şi dimensiuni variabile, - gheaţă de injecţie cu caracter de apofize etc. În rocile consolidate, îngheţul-dezgheţul determină fragmentarea lor. Intensitatea acestui

proces, viteza sfărâmării şi mărimea elementelor rezultate depind de gradul de umezire al rocilor, de natura lor (macrogelive, microgelive) şi de durata îngheţului.

23

Dezgheţul face ca o parte din apa rezultată din topirea gheţii şi zăpezii să pătrundă în sol, înmuindu-l şi transformându-l într-o pastă mâloasă, ce lunecă chiar pe pante mici, proces denumit solifluxiune.

Mişcarea se face în funcţie de grosimea stratului dezgheţat, de presiunea exercitată din partea superioară, de cantitatea de apă liberă din material, de eficacitatea ciclurilor gelive, de proprietăţile materialelor de pe planul de alunecare şi a materialelor reţinute de vegetaţie. Deplasările pot afecta suprafeţe mari sau pot apare local.

Acţiunea zăpezii (nivaţia) se manifestă prin eroziunea mecanică (avalanşe), dizolvare (apele de topire), protejarea solului şi a rocilor sub acumulările de zăpadă.

Topirea bruscă sau lentă duce la înmuierea solului cauzând şiroirile sau solifluxiunile. Procesele sunt mai eficace la sfârşitul iernii.

Avalanşele realizează acţiunea cea mai puternică şi mai rapidă de modelare. Desfăşurarea lor este legată de anumite condiţii topografice, pantă de peste 30° şi versant care să permită acumularea zăpezii. Deplasarea are loc când forţa gravitaţiei depăşeşte forţa de frecare, iar declanşarea poate fi cauzată de creşterea masei de zăpadă, căderea de stânci, cutremure, zgomote, etc. Masa deplasată se măreşte în volum pe măsură ce înaintează, totodată creşte şi viteza de deplasare şi puterea de şoc.

Sunt două tipuri de avalanşe: - Umede provocate de încălzirea aerului şi topirea parţială a zăpezii, care se îngreunează

astfel, înmoaie solul şi favorizează alunecarea. Ele ating o viteză de cca. 80 km/h şi creează culoare de avalanşă.

- Uscate, care se produc pe ger, afectând zăpada proaspătă, pufoasă. Aceste avalanşe ating o viteză de cca. 200 km/h.

Acţiunea vântului (eolizaţia) este legată de ariditatea climatului, ce impune un covor vegetal redus şi o pătură subţire şi discontinuă de zăpadă. Apar elemente fine, uscate, uşor de deplasat. Vântul acţionează prin coroziune şi deflaţie. El creează suprafeţe şlefuite, alveole, pietre făţuite de tipul dreikanterelor, sapă excavaţii în loess sau în aluviuni. În alte locuri vântul depune praf, formând acumulări loessoide sau nisipoase. Evacuarea elementelor fine face ca roca să fie încontinuu supusă la noi procese de gelivaţie. Adesea apare un peisaj de câmpuri de pietre şi blocuri, asemănătoare ergurilor (din zona caldă uscată).

Acţiunea fluvială (fluvio-periglaciaţia, gelifluviaţia) are un efect limitat, fiind prezentă o scurtă perioadă de timp. Debitele sunt influenţate de nuanţa climatului. Scurgerea se efectuează adesea pe un pat îngheţat. Vara sunt caracteristice inundaţiile de mari proporţii şi transportul masiv de aluviuni. Pe rocile moi se dezvoltă ravene.

Acţiunea biochimică este redusă şi limitată la fâşiile de vegetaţie pipernicită, perenă, ceea ce face ca pedogeneza să nu se realizeze.

Formele de relief periglaciare dezvoltate pe versanţi Acestea sunt legate de procesele de crioclastism, solifluxiune, nivaţie, fluvio-periglaciaţie.

Cele mai multe forme au caracter poligenetic. Grohotişurile reprezintă mase de pietre colţurate acumulate la baza abrupturilor. Blocurile

mari se dispun la exterior, iar cele fine către partea superioară şi mai ales în centrul ei, ca urmare a proceselor de fragmentare şi resortare ulterioară. Rezultă conuri, tăpşane sau poale de pietre, iar unde procesul este la început, apar blocuri izolate sau mici grămezi.

Marile acumulări rezultate prin gelifracţie sunt caracteristice vechilor zone periglaciare, pleistocene. Ele sunt mase imense de grohotişuri acoperite de sol şi vegetaţie. Alături de ele se întâlnesc şi grohotişuri actuale mobile. Pe locurile mai plate, între conurile de grohotiş apar escavaţiuni umplute cu apă - numite lacuri periglaciare.

În etajul alpin sunt caracteristice râurile de pietre în care gelifractele desprinse din partea superioară a versanţilor se dirijează pe mici văiugi. Când numărul lor este mare, versantul capătă aspectul unor panglici de gelifracţie, aproape paralele, terminate în conuri sau poale de grohotiş.

Grézes-litées-urile numite şi “rostogoliri ordonate”, se dezvoltă la baza versanţilor slab înclinaţi şi sunt formate din elemente de diferite dimensiuni dispuse stratificat. În secţiune apar alternanţe de benzi, fiecare cu elemente de anumite dimensiuni. Geneza lor e pusă pe seama 24

oscilaţiilor sezoniere a îngheţ-dezgheţului, ce determină gelifracte de dimensiuni diferite, sau ar corespunde interacţiunii mai multor procese: gelivaţie, solifluxiune, spălare la suprafaţă etc.

Depozite de versant ritmic stratificate sunt acumulări de materiale la baza versantului, depuse prin procese de gelifluxie, şiroire şi vânt. Apar la baza văilor unde pergelisolul este aproape de suprafaţă, protejând acumulările nou transportate împotriva ablaţiei totale. Sunt mai grosiere şi în general necimentate în raport cu grézes-litées-urile. Sunt semnalate în Ungaria pe unele văiugi largi.

Blocurile glisante se întâlnesc pe versanţi cu pantă redusă pe care nu se produc rostogoliri. La dezgheţ şi umectare intensă, prin deplasarea blocului se formează în faţa acestuia un val în formă de semilună sau de U şi în spatele blocului o microdepresiune alungită.

Treptele şi umerii de altiplanaţie apar în partea superioară a versanţilor. Ele sunt o îmbinare de poduri cu pantă redusă, separate de pante accentuate, frunţi sau taluzuri. Podurile au dimensiuni de la câţiva metri la sute de metri pătraţi, iar taluzurile au înălţimi de 3-20 m. Cele mai tipice trepte apar pe versanţii formaţi din strate de roci cu grad de gelivaţie diferite şi unde stratele sunt aproape orizontale. Stratele mai puţin gelive constituie baza acumulării de materiale dezagregate. Prin fragmentarea treptelor se ajunge la umeri desfăşuraţi în acelaşi plan.,

Terasetele sunt trepte de dimensiuni reduse, situate pe versanţii alcătuiţi din roci moi. Panta accentuată permite în timpul dezgheţului desprinderea de pachete de rocă şi dispunerea lor etajată. Căderea pachetelor variază de la câţiva decimetri la câţiva metri.

Potecile de vite sunt cărări înguste, discontinui care se desfăşoară perpendicular pe pantă. Apar, mai ales, primăvara în urma dezgheţului prin alunecări reduse în stratul înerbat. Ele sunt accentuate prin deplasarea turmelor de vite.

Terasetele şi ondulările de solifluxiune apar pe versanţii sub 15° înclinare, se desfăşoară în planuri orizontale cu lungimea de câţiva zeci de metri şi lăţimea de 1-1,5 m. Podul este lipsit de vegetaţie, are pietre împlântate într-un material nisipo-argilos, iar fruntea de 20-70 cm înălţime este acoperită cu smocuri de iarbă. Ondulările se evidenţiază pe suprafeţe largi.

Curgerile de noroi şi alunecările (solifluxiunea) afectează solul şi pătura de alterare pe mică adâncime. Ele se produc pe o rocă coerentă sau îngheţată în timpul dezgheţului. Pe versanţii omogeni solifluxiunea poate avea caracter areal, rezultând versanţii de solifluxiune. Aceştia au în partea superioară un sector unde aflorează roca, în partea inferioară un sector acumulativ de 2-5 m grosime, iar între aceste sectoare un glacis cu o peliculă subţire de gelifracte.

Culoarele de avalanşe şi semipâlniile nivale se formează pe versanţii cu înclinare mare, în urma producerii repetate, pe aceleaşi trasee, a avalanşelor. Sunt lungi de mai multe sute de metri şi se termină în partea superioară cu o formă semiconică, semipâlnia nivală. La baza culoarelor se formează un con de materiale.

Nişele nivale sunt microdepresiuni generate de interferenţa mai multor agenţi şi procese, dar în care nivaţia are rol principal. Esenţial este ca zăpada să se menţină un timp mai îndelungat pe anumite suprafeţe. Acestea corespund unor cavităţi structurale sau locuri adăpostite. Ele au forme semicirculare sau ovale.

Semipâlniile nivale se dezvoltă în bazinetele de recepţie torenţiale care permit acumularea unei mari cantităţi de zăpadă, ce poate uneori persista de la un an la altul. Pantele accentuate favorizează desfăşurarea avalanşelor şi şiroirilor, ceea ce lărgeşte cavitatea.

Când semipâlniile nivale sunt în apropierea limitei zăpezilor permanente, relieful evoluează către circuri nivale şi a unor văi nivale - în formă de U. Astfel de forme de relief se întâlnesc în unele masive montane, Ţibleş, Ciucaş, Penteleu, Gârbova etc.

Potcoavele nivale mai sunt denumite morene nivale, au formă semicirculară, de câţiva zeci de metri lungime, şi câţiva metri grosime şi ,lăţime. Se formează prin acumularea de materiale rostogolite peste zăpada îngheţată de la baza unor versanţi abrupţi. Prin unirea lor la baza versanţilor pot rezulta tăpşane sinuoase.

Gheţarii de grohotiş sunt acumulări masive de gheaţă, zăpadă şi materiale dezagregate, dispuse la baza versanţilor sau pe văi. Au caracter de glacis sau limbă. Ajung până la 1 km

25

lungime sau lăţime şi 50 m grosime. Valul frontal depăşeşte 10 m grosime şi are pantă de cca. 35°. Se dezvoltă mai ales la baza abrupturilor pe care sunt frecvente avalanşe şi rostogoliri.

Formele de relief dezvoltate pe suprafeţe plane Pe suprafeţele plane, ca urmare a unor procese ce afectează stratul de suprafaţă, se

formează unele forme cu aspect de figuri geometrice. Solurile poligonale sunt crăpături dispuse în pentagoane sau hexagoane, umplute cu

material grosier. Se formează pe terenuri plane sau cu pantă până la 7°. Pe terenurile în pantă aceste poligoane sunt alungite, uneori apărând numai nişte benzi paralele. Structurile poligonale tipice apar în regiunile unde permafrostul este la mică adâncime (Groenlanda, Siberia, Spitzberg, Laponia) sau pe munţii înalţi.

Formarea lor se datorează mai multor procese. Crăpăturile apar în punctele mai puţin rezistente, se lărgesc treptat prin îngheţul repetat al apei. În timpul îngheţului tensiunile determină ridicarea pietrelor, iar la dezgheţ se formează curenţi de convecţie în centrul poligonului. Are loc o triere a elementelor, cu dispunerea lor în forme geometrice. În tundră se întâlnesc macropoligoane cu dimensiuni ce depăşesc uneori 100 m diametru. Ele au centrul relativ bombat, dar uneori marginile poligonului sunt mai ridicate datorită presiunii exercitate de gheaţa din crăpături.

Cercurile de pietre sunt inele de materiale cu dimensiuni mari, înalte de câţiva zeci de cm, ce înconjoară un spaţiu alcătuit din materiale fine.

Solurile striate se dezvoltă pe pante mai mari de 8°, sunt un fel de poligoane deformate la maximum. În formarea lor intervine şi gravitaţia prin curgere, alunecare, rostogolire. În secţiune apare o alternanţă de materiale fine cu materialele grosiere.

Câmpurile de noroi sunt alternanţe de petice de noroi şi vegetaţie. Au formă rotundă sau ovală cu diametru de cca. 1 m.

Câmpurile de pietre .- mări de pietre, se întâlnesc pe suprafeţele cu roci dure, macrogelive, cu înclinare până la 10°. Gelifractele rămân pe loc sau se deplasează extrem de puţin, creând îngrămădiri care acoperă complet roca de bază. Sunt frecvente în regiunile montane înalte.

Pavajul nival se formează prin dispunerea gelifractelor de tipul lespezilor pe suprafaţa stratului de sol. Cele mai tipice apar când suprafaţa totală a lespezilor este mai mică decât arealul regiunii pe care se dispun.

Movilele înierbate (marghile, thufuri) apar ca nişte moviliţe cu diametrul de cca. 1 m şi înălţimea de până la 50 cm. Sunt formate din material fin, înierbat, rezultat în urma îngheţului diferenţiat al apei în pătura de sol şi a unor procese biochimice. Ele se dezvoltă de la câţiva decimetri până la 1 m, în timp de cca. 3-5 ani, după care se sparg.

Hidrolacoliţii - pingo au aspectul unor movile mari, depăşind 15 m înălţime şi 50 m diametru. Prin degradare, partea interioară se prăbuşeşte şi ia naştere un pseudocrater adânc de câţiva metri. Formarea lor este legată de o injecţie a apelor subterane în spaţiul dintre permafrost şi molisol.

Formele reziduale În principal este vorba de distrugerea unor strate de roci dure prin dezagregare,

îndepărtarea majorităţii materialelor şi rămânerea în relief a unor ieşinduri de diferite forme: custuri, creşte de cocoş, ţancuri, babe, vârfuri piramidale, ace, turnuri, blocuri oscilante, strungi etc.

Structuri periglaciare În regiunile periglaciare, sub raport structural se disting: - terenuri care se dezgheaţă

complet în sezonul cald; şi terenuri care păstrează în adâncime un orizont îngheţat permanent - pergelisol. În timpul verii apare un strat dezgheţat numit molisol.

Pergelisolul sau permafrostul, după A.I. Popov (1956), se poate forma prin pătrunderea gerului pe adâncime mare şi îngheţarea apei în toate spaţiile şi atunci se numeşte pergelisol epigenetic.

Pergelisolul se poate însă forme şi prin acumularea de depozite aluviale concomitent cu îngheţarea lor, acesta se numeşte pergelisol singenetic.

26

Molisolul este un orizont superior supus îngheţului şi dezgheţului sezonier. Grosimea lui variază de la câţiva decimetri la 6-7 m.

Penele de gheaţă sunt crăpături conice sau de altă formă, umplute cu gheaţă sau după topirea acesteia cu materiale heterogene. Sunt larg răspândite în tundra siberiană, Alasca, Groenlanda etc.

Evoluţia regiunilor periglaciare În general. Evoluţia în zonele periglaciare cuprinde două aspecte: 1. distrugerea şi retragerea versanţilor 2. evoluţia văilor. Versanţii formaţi din roci dure se retrag paralel cu poziţia iniţială, gelivaţia are rolul

principal, iar gravitaţia îndepărtează materialele. Versanţii formaţi din roci moi suferă o atenuare treptată a înclinării şi înălţimii, rolul principal îl au alunecările şi solifluxiunile. În ambele cazuri, tendinţa generală în modelare este realizarea unor pante de echilibrare şi transport de tipul glacisurilor.

În regiunile polare, unde condiţiile periglaciare au persistat foarte mult timp, există posibilitatea unei nivelări pe suprafeţe extinse datorită în principal proceselor periglaciare.

Văile periglaciare sunt puţin adânci, foarte largi, cu o pantă longitudinală redusă. Ele funcţionează doar primăvara, în restul timpului sunt deci sau înmlăştinite. Procesele periglaciare acţionează la contactul fundului văii cu versanţii, contribuind la lărgirea ei. Văile fluviilor care îşi au originea în zona temperată şi străbat regiunile periglaciare sunt foarte largi. Forţa erozivă a fluviului este canalizată asupra malurilor, lărgind foarte mult lunca.

5.3. Relieful regiunilor aride şi semiaride Caracterul climatic al zonelor aride este legat de regimul precipitaţiilor, al temperaturii şi al

vântului, ce contribuie prin intermediul evaporaţiei la stabilirea unui climat hidric deficitar. Precipitaţiile au o medie anuală de 200 mm, se întâlnesc însă uneori medii de 600-700

mm, dar evaporaţia potenţială puternică (în Sahara 4000 mm anual) menţine caracterul de ariditate. De asemenea, regimul precipitaţiilor este foarte neuniform. S-au înregistrat perioade în Sahara de 18 luni fără nici o picătură de ploaie, iar în Atacama sunt perioade de 10-20 ani fără precipitaţii.

Temperatura aerului prezintă puternice oscilaţii de la zi la noapte, amplitudinile medii sunt de peste 25° la umbră şi 40-50° la soare, iar la nivelul solului temperaturile sunt cu 25-30° mai mari decât în aer. Se ajunge la valori de 72°C în timpul zilei, ca noaptea temperatura să coboare la 0°C sau sub 0°C.

Vânturile măresc gradul de uscăciune şi au o acţiune morfogenetică. Ele spulberă particulele fine pe care le depun în altă parte sub formă de loessuri şi dune nisipoase.

Absenţa vegetaţiei continui constituie alt caracter fundamental al zonelor aride. Ea se întâlneşte numai în oaze sau în ueduri, când apare după averse mai prelungite. În unele regiuni, vegetaţia apare doar 2-3 luni pe an, fiind formată din arbuşti xerofili şi smocuri de iarbă.

Absenţa solurilor este dictată de lipsa covorului vegetal, şiroire şi vânt care înlătură materialele dezagregate. Ea este cauzată şi de acţiunea slabă a proceselor chimice şi biochimice.

Hidrografia în regiunile aride şi semiaride se caracterizează prin intermitenţa cursurilor de apă şi prin lipsa unei reţele hidrografice organizate. Uedurile funcţionează numai în timpul averselor violente, când prezintă o undă de viitură foarte puternică. Apele se infiltrează adesea în propriile aluviuni sau se pierd prin evaporaţie înainte de a se vărsa într-un lac interior. Această hidrografie fără un nivel de bază precis se numeşte areică. Apele care se varsă într-un lac interior se numesc endoreice. Sunt şi ape care străbat regiunile aride şi care se varsă în mare, dar ele îşi au izvoarele în zone foarte umede (Nilul).

Tipurile de deşerturi Din punct de vedere climatic deşerturile au fost împărţite în: - Deşerturi semiaride - au o cantitate de precipitaţii până la 350 mm anual ce cad în

anotimpul rece, prezintă mici scurgeri permanente şi o vegetaţie sporadică discontinuă de

27

tufişuri spinoase, legată de anotimpul mai umed. Ele ocupă cca. 14% din suprafaţa uscatului (40% din suprafaţa) deşerturilor.

- Deşerturi aride - prezintă precipitaţii sub 200 mm anual cu ploi sporadice sub formă de averse scurte şi violente. Nu există un anotimp mai umed, ci zile mai umede. Vegetaţia este localizată discontinuu, în lungul uedurilor. Regimul termic le împart în - calde (15-20°C) şi reci (-10- +5°C). Ele ocupă 14% din suprafaţa uscatului.

- Deşerturi hiperaride - prezintă precipitaţii mai mici de 50 mm anual. Ele nu se înregistrează în fiecare an, vegetaţia este efemeră, durând doar câteva zile după căderea ploii; aşa sunt deşerturile Atacama şi Sahara Centrală. Ele ocupă 5% din suprafaţa uscatului.

Relieful Rolul predominant în modelarea reliefului îl are insolaţia şi marile amplitudini termice,

vânturile, şiroirea şi viiturile violente precum şi unele procese fizico-chimice. Relieful de dezagregare şi alterare Dezagregarea este principalul proces de distrugere şi de fărâmiţare al rocilor, fiind

condiţionată de amplitudinile termice diurne extrem de mari şi de variaţiile de umiditate dintre zi şi noapte.

Variaţiile termice provoacă fisuri în partea superioară a rocilor, materialele dezagregate se acumulează la baza pantelor sub formă de grohotişuri. Pe suprafeţele orizontale se formează acumulări eluviale în loc. În rocile eterogene are loc o dezagregare de tip granular, formându-se o arenă de nisip, apar adesea excavaţiuni mici numite alveole şi în unele condiţii tafoni (excavaţii semisferice cu diametru până la câţiva metri, în climate cu un sezon ploios şi pe roci granitice care au o structură interioară concentrică).

Variaţiile de umiditate cauzează creşterea în volum a cristalelor de săruri, creându-se presiuni mari ce dezagregă roca.

Alterarea . Prezenţa perioadelor scurte de umectare duce la dizolvarea materialelor şi migrarea lor pe distanţe foarte mici. Aceasta dă naştere la patina deşertică, eflorescenţelor şi microlapiezurilor.

- Patina deşertică (luciul negru) este formată dintr-o pojghiţă subţire de oxizi de fier şi mangan, rezultaţi din alterarea rocii şi depuşi la suprafaţa rocilor, sub efectul evaporaţiei. Ea protejează roca împotriva coraziunii şi chiar a dezagregării.

- Eflorescenţele, întâlnite mai ales în depresiunile cu roci argiloase şi lutoase sunt constituite din săruri solubile cristalizate în partea superioară a solului. Sărurile provin din alterarea în situ a rocilor sau cel mai adesea, sunt aduse de către apele freatice sau de şiroire.

- Microlapiezurile - se întâlnesc numai pe rocile solubile (calcar, dolomit, gips). Ele apar sub forma unor şănţuleţe sinuoase cu lăţimi de 1-2 mm şi lungimi de câţiva centimetri. Se formează în urma dizolvărilor produse de picăturile de rouă.

Migrarea prin şiroire pe distanţe mari a produselor de alterare şi concentrarea lor în zonele depresionare duce la formarea de cruste calcaroase sau de cruste saline (cu săruri de sodiu sau potasiu).

Relieful creat de apele curgătoare Deşi cantitatea precipitaţiilor este foarte scăzută, acţiunea lor morfogenetică este deosebit

de importantă. În timpul averselor, eroziunea, transportul şi acumularea materialelor modifică relieful într-o măsură mai mare decât restul celorlalţi agenţi.

Şiroirea este mai intensă la marginea deşerturilor şi în regiunile montane. Mai ales pe versanţii alcătuiţi din roci moi, prin şiroire se creează o reţea deasă de ravene, despărţite de interfluvii proeminente, ascuţite, numite bad-lands.

Uedurile sunt cursuri de apă cu bazinele de alimentare în zonele montane. Ele funcţionează doar în timpul ploilor torenţiale, au albii puţin adâncite, ce debuşează în regiunile joase ale deşertului. Uedurile îşi pierd apa, de obicei, prin infiltraţie şi evaporare.

Viitura uedului este bruscă, apare ca un val uriaş care atinge viteze de 5-20 km/h. Ea transportă la mari distanţe cantităţi enorme de materiale. Datorită încărcăturii mari cu materiale, eroziunea pe verticală este redusă, în schimb este foarte activă eroziunea laterală care lărgeşte patul uedului. La sfârşitul viiturii, aluviunile anastomozează uedul.

28

Prin eroziunea laterală a mai multor ueduri se formează o câmpie de eroziune, acoperită cu aluviuni, pe care divaghează apele. În avale de aceste câmpii de eroziune sunt formate conuri de împrăştiere nisipoase, dune, braţe părăsite, uneori cu bălţi (numite în Sahara - maaders).

Relieful de acumulare este prezent în depresiunile endoreice unde se formează câmpii de acumulare. Acumulările sunt sub forma unor întinse conuri aluviale. Pe măsura ce uedul se depărtează de munte, el transportă materiale tot mai fine inclusiv cele dizolvate, care sunt depuse în partea centrală, unde temporar se menţin lacuri, în general sărate. Nisipurile se depun pe marginea cuvetelor (depresiunilor), creând condiţii pentru formarea dunelor. Aceste depresiuni endoreice se numesc: sebkha sau şot în ţările arabe, playa, bolsons, salina sau salar în America Latină, kewir, în Iran sau takâr în Asia Mică. Ele pot ocupa şi fundul unor mări relicte sau cuvete tectonice, având suprafaţa apei sub nivelul general oceanic. Astfel de cuvete sunt Marea Caspică (-25 m), Marea Moartă (-392 m), Birket Qarum (-45m), Qattara (-135m) şi altele, care constituie nivele de bază locale către care evoluează toată reţeaua endoreică.

Takârele sunt depresiuni argiloase care la uscare formează o reţea de poligoane. Kewirele sunt depresiuni argiloase care au crustă de sare la suprafaţă (carbonaţi sau gips)

şi care dă coeziune argilelor. Sebkha sau şoturile sunt depresiuni cu acumulări de săruri de sodiu (NaCl) care

micşorează coeziunea argilei şi favorizează deflaţia. Sărurile sunt ridicate de vânt în atmosferă, iar nisipul este rostogolit până la marginea chiuvetei, unde formează un val marginal numit lunette.

Relieful eolian Vânturile din pustiuri acţionează cu o putere mărită asupra reliefului datorită aridităţii

climatului şi absenţei covorului vegetal. Procesele care au loc sunt cele de eroziune, transport şi acumulare.

Eroziunea vântului se manifestă prin deflaţie şi coraziune. Deflaţia reprezintă procesul de spulberare a particulelor de rocă rezultate în urma

dezagregărilor. Ea decurge paralel cu coraziunea, ce constă în şlefuirea şi distrugerea rocilor de către particulele de rocă antrenate de vânt. Particulele de nisip transportate de vânt se concentrează mai mult în stratul de lângă sol, determinând erodarea intensă a bazei versanţilor cu formarea de nişe de eroziune, ciuperci eoliene, colonade de piatră, pietre oscilante. Spulberarea continuă a particulelor fine de către vânt duce la formarea pavajului de deflaţie, în general bine bătătorit, pe care maşinile pot circula în bune condiţii. În Sahara se numesc reguri, iar în Australia - giber plains. Cele mai tipice sunt acoperite de o pojghiţă superficială de oxizi de fier şi mangan.

În urma deflaţiei pe câmpiile piemontane şi pe platourile structurale se formează suprafeţele pietroase, numite sai în deşertul Tarin, hamade în Sahara sau serir în deşertul Libiei (acesta este calcaros). Aici se întâlnesc pietre şlefuite pe 3 faţete numite dreikanter.

Procesul de spulberare a particulelor fine cauzează în anumite areale formarea depresiunilor de deflaţie. Acestea sunt forme negative, circulare sau ovale, cu dimensiuni de câţiva zeci de cm sau de câteva sute de metri în diametru. Formarea lor este legată mai ales de arealele cu solonceacuri. În aceste areale, prin ridicarea prin capilaritate a apelor freatice puternic mineralizate, are loc cristalizarea sărurilor solubile în partea superioară a solului. Prin acest proces particulele de sol sunt fărâmiţate, formându-se un amestec de particule terigene şi cristale de săruri, cunoscut sub numele de solonceac afânat. Acest strat afânat este uşor spulberat de vânt, ducând treptat la adâncirea şi lărgirea depresiunii. Depresiunile ajung să aibă uneori adâncimi mai mari de 100 m şi câteva sute de km în diametru. Aşa sunt: depresiunea Turfan (-154 m) în China de Vest, depresiunea Kattar (-134 m) în deşertul Libiei, depresiunea Karaghie (-132 m) din Mangâşlak. Pe lângă procesele eoliene un rol îl au şi structurile petrografice sau tectonice.

Acelaşi proces de adâncire se întâlneşte şi depresiunile ocupate de takâre. Crusta argiloasă formată după ploi prin uscare crapă. Prin variaţiile diurne ale temperaturii şi umidităţii ea se fărâmiţează, iar particulele de praf şi argilă sunt spulberate de vânt. Tereptat, treptat depresiunea se adânceşte. 29

În deşerturile argiloase, sau în cele cu şisturi şi gresii nu prea dure, coraziunea şi deflaţia sculptează nişte şanţuri alungite, uneori sinoase, paralele, cu lungimi variabile, largi până la 30-40 cm şi adânci de câţiva metri, cunoscute sub numele de yardang-uri.

Depresiuni de coraziune şi deflaţie se formează şi pe interfluviile plate constituite din granite şi gresii, deoarece aceste roci se dezagregă direct în nisipuri ce pot fi transportate imediat de către vânt.

Deflaţia poate afecta şi terenurile agricole din regiunile semiaride, ducând la distrugerea prin spulberare a solului. Furtunile de praf pot spulbera până la 125 t/ha. În timpul unei furtuni de praf din zona Caucazului de Nord, din 1969, praful a fost dus în Europa Centrală. La Chişinău în 2 zile s-au depus cca. 20 t/km2.

În sectoarele de deşert, cu nisipuri parţial fixate de vegetaţie, se formează peisajul de nisipuri celulare, care sunt un ansamblu de depresiuni despărţite de grinduri convexe de nisip. Când vânturile bat predominant dintr-o singură direcţie se formează depresiuni de deflaţie sub formă de semilună, numite nisipuri alveolare sau fuldji, în pustiul Arabiei.

Acumularea eoliană formează un complex de diverse forme, de la cele elementare, ca riduri şi movile mici, până la câmpii de nisip şi loess.

Ridurile sunt asemănătoare celor ce se formează în sectoarele submerse ale plajelor marine (ripplemarks). Ele sunt cu nişte valuri paralele, perpendiculare pe direcţia vântului, cu înălţimi de la câţiva cm până la 1-2 m. Aceste riduri se formează la vânturi de intensitate mică. Vânturile medii şi puternice duc la formarea de forme mai mari, de 10-30 m înălţime.

Dunele de nisip nu sunt specifice numai regiunilor de deşert. Ele se formează acolo unde domeniile nisipoase sunt atacate de vânturi puternice (cordoane litorale, câmpii fluvio-glaciare, câmpii aluviale). În deşert, însă, ocupă suprafeţe foarte întinse.

Dunele pot apărea izolat sau în câmpuri de dune numite erg-uri. Dunele sunt mobile sau fixate. Dintre cele mobile cele mai caracteristice sunt barkanele.

Aceasta este o ridicătură arcuită, cu aspect de semilună şi cu versanţi asimetrici. Versantul convex, expus în direcţia vântului dominant, este supus deflaţiei şi are pantă de 15-18°, iar versantul cocav, adăpostit de vânt, este mult mai înclinat (până la 35°). Înălţimile lor variază de la 1-5 m până cca. 40 m.

Glacisurile În regiunile aride şi semiaride se întâlnesc suprafeţe slab înclinate (sub 5°) care fac

tranziţia între reliefurile montane înalte şi depresiunile endoreice. Acestea a fost denumite de diverşi cercetători glacisuri şi pedimente. Glacisurile ar fi dezvoltate în roci moi, iar pedimentele într-o rocă granulară, dură şi omogenă. Abrupturile care le delimitează sunt de eroziune. Racordarea glacisului cu panta abruptă se face fie printr-un taluz de grohotiş, de formă concavă, fie printr-o ruptură de pantă netă, numită knick. La ieşirea uedurilor din regiunea montană, glacisul pătrunde în interiorul muntelui sub forma unor golfuri conice.

Formarea glacisului se realizează prin procese complexe. Dezagregarea şi alterarea este mai intensă pe abrupturile neprotejate de sol şi vegetaţie. Înlăturarea sfărâmăturilor de rocă se realizează prin scurgerea în pânză, şiroire, deflaţie şi eroziune chimică.

Tipurile de glacisuri Cele mai frecvente şi extinse glacisuri sunt întâlnite în regiunile tropicale şi subtropicale.

Aici climatul cu perioade secetoase ce alternează cu ploi scurte, torenţiale determină o eroziune accelerată, ritmică, cu formarea de suprafeţe netede şi versanţi abrupţi în continuă retragere.

Cele mai cunoscute sunt glacisurile de eroziune şi glacisurile de acumulare (J. Drech, 1949), apoi glacisurile periglaciare de solifluxiune şi dezagregare şi glacisurile semiaride de şiroire (Et. de Vaumas, 1966).

Gr. Posea (1968) clasifică glacisurile în: - glacisuri la marginea depresiunilor (sub formă de prispă piemontană şi glacisuri con); - glacisuri de pe rama câmpiilor (cu aspect piemontan şi proluvial); - glacisuri de vale (de terasă, de luncă, de văi şi bazinete cu scurgere temporară); - glacisuri de front structural. Evoluţia glacisurilor

30

Glacisurile tind să se aplatizeze tot mai mult, iar versanţii să se retragă către interiorul muntelui.

Glacisurile care înconjoară din toate părţile o regiune muntoasă se pot dezvolta pe seama acesteia până la contopirea lor într-o vastă câmpie de eroziune - pediplena.

Pediplena este specifică climatului cu un anotimp secetos care favorizează retragerea accentuată a versanţilor.

Inselbergurile apar ca martori de eroziune masivi care rămân la suprafaţa pediplenei.

6. RELIEFUL MARIN

Terra este acoperită pe 70,8% din suprafaţă de mări şi oceane. În acest spaţiu scoarţa prezintă un relief creat de acţiunea forţelor interne şi a apelor marine. Ansamblul acestor forme este dispus în trepte morfotectonice, grupate în două domenii: litoral şi submarin.

Domeniul litoral se manifestă în general până la 200 m adâncime, iar cel submarin sub această adâncime.

6.1. Relieful litoral Domeniul litoral poate fi subdivizat în trei subfâşii - cea cu terase şi fazele vechi - litoralul propriu-zis - platforma continentală. Litoralul propriu-zis este spaţiul cuprins între mareea înaltă şi mareea joasă, numită zona

tidală. Amplitudinea maximă atinge 20 m în golful Fundy, din Canada sau golful Ungava, din Peninsula Labrador şi este de peste 10 m în golful Mont Saint Michel (Franţa). Cel mai adesea, în această zonă diferenţa de nivel este de 1-5 m.

6.1.1. Agenţi şi procese Agenţii de modelare litorală sunt: valurile, curenţii, gheaţa, vântul, vegetaţia şi fauna. O

influenţă importantă o are şi alcătuirea geologică, mişcările tectonice, relieful uscatului şi râurile ce se varsă în mare.

Valurile sunt mişcări oscilatorii, în care fiecare moleculă de apă este animată de o mişcare circulară sau eliptică. Valurile sunt provocate de vânt, de cutremure, de erupţii vulcanice etc. Valurile provocate de vânt, dar care se menţin şi după ce vântul a încetat se numesc - hulă.

La valuri se deosebesc: - înălţimea (h), lungimea (L), perioada (Z) şi viteza de propagare (v).

Elementele morfologice ale valului sunt: creasta, depresiunea, versantul anterior, versantul posterior şi frontul valului.

Se deosebesc valuri de ape adânci, care au caracter oscilatoriu numite valuri oscilatorii şi în care particulele de apă se mişcă după orbite circulare, revenind în poziţia iniţială. În sectoarele cu adâncime mică, egală cu 1/2 din lungimea valului, mişcarea orbitală a particulelor capătă o formă de elipsă cu axa lungă orizontală. La adâncimi echivalente cu 1/3 din înălţimea valului, forma de mişcare nu se mai poate păstra, valul se sparge, deferlează, transformându-se în val de translaţie.

Prin presiunea apei şi antrenarea de elemente solide, valurile de translaţie execută o acţiune de abraziune, transport şi depunere a materialului la ţărm.

Curenţii marini şi oceanici sunt determinaţi de vânturile regulate, de diferenţele de nivel, temperatură, salinitate sau maree. Importanţa lor pentru morfologie este redusă numai la fâşiile unde traseele se apropie de linia ţărmului. Aici acţionează cu precădere curenţi cu caracter local. Aceştia sunt provocaţi mai ales de valuri şi maree.

- Curenţii de valuri pot fi de derivă litorală, cauzaţi de valurile cu direcţie oblică faţă de ţărm. Ei pot fi curenţi de întoarcere pe la fund, deplasând nisipul în lungul ţărmului şi de întoarcere pe la suprafaţă, ce deplasează materialele către largul mării.

31

- Curenţii de descărcare acţionează în unele strâmtori, fiind determinaţi de diferenţa de nivel între două bazine. Aşa sunt curenţii dintre: Marea Baltică şi Marea Nordului, dintre Marea Neagră şi Marea Egee sau dintre Marea Ionică şi Marea Tireniană.

- Curenţii de turbiditate sunt specifici părţii inferioare a domeniului litoral şi mai ales a domeniului submarin propriu-zis. Sunt curenţi ocazionali provocaţi de cutremure sau de supraîncărcarea pantelor cu aluviuni fluviatile. Au viteză mare (50 km/h) şi transportă cantităţi mari de materiale până la mari adâncimi.

- Mareele şi curenţii de maree se manifestă prin înălţări şi coborâri ale apelor la ţărmurile abrupte şi înaintări şi retrageri pe suprafeţele întinse, la ţărmurile joase. Curentul mareei este deosebit de accentuat în golfurile înguste şi în strâmtori.

În perioada fluxului se produc acumulări sub formă de bancuri submerse, iar la reflux eroziunea devine predominantă, când multe din formele create anterior sunt distruse.

Curenţii reprezintă principalul agent de transport al materialelor rezultate din retragerea fazelor, a celor aduse de fluvii sau antrenate de valuri.

- Procesele mecanice au o largă desfăşurare pe ţărmurile înalte şi se manifestă prin alunecări, prăbuşiri, sufoziune etc. În regiunile polare dezagregarea prin gelivaţie, eroziunea blocurilor de gheaţă sau sloiurilor care lovesc falezele, accelerează modelarea reliefului, ducând la formarea de platforme litorale.

Procesele fizico-chimice sunt datorate acţiunii apei de mare, a ceţii şi a picăturilor de apă rezultate din spargerea valurilor. Acestea duc la alterarea mineralelor, dizolvarea calcarelor, dezagregarea produsă prin cristalizarea clorurii de sodiu în fisurile rocii etc. Se formează cavităţi, lapiezuri, nisip şi blocuri de dezagregare etc.

Procese determinate de acţiunea biologică - perforarea rocilor de organisme litofage (moluşte, arici de mare, microorganisme). - modificarea condiţiilor fizico-chimice prin procesul de fotosinteză şi respiraţie a algelor.

Această variaţie duce la precipitarea carbonatului de calciu, formându-se cruste. Algele frânează acţiunea valurilor, diminuând eroziunea. Coralii formează recife şi bariere.

Factorii care influenţează abraziunea - Roca determină diferenţieri în ritmul eroziunii şi în formele rezultate. Ţărmurile din roci dure sunt erodate mai puţin decât cele din roci moi, ultimele ducând la

formarea rapidă de faleze, platforme de eroziune şi forme variate de acumulare. - Structura va imprima ţărmului o anumită înfăţişare, iar procesele de abraziune o variaţie

de la un sector la altul. Structurile tabulare sunt adânc crestate, dau faleze abrupte pe care se produc frecvent prăbuşiri. Structurile faliate sau monoclinale, în care liniile tectonice cad oblic sau perpendicular pe ţărm, vor prezenta un contur foarte neregulat cu golfuri adânci, insule, peninsule, sectoare de acumulare cu limbi de nisip etc.

- Mişcările tectonice şi eustatismul influenţează deplasarea liniei de ţărm şi stadiile de evoluţie a reliefului litoral.

- Relieful uscatului cauzează ţărmuri înalte sau joase. Ţărmul înalt are ape adânci şi o evoluţie lentă, cauzată de valuri, maree şi procese gravitaţionale. La ţărmurile joase există o largă platformă de abraziune, însoţită în rare cazuri de o mică faleză. Este intensă acumularea de materiale, sunt extinse plajele şi bancurile de nisip.

Aportul fluviatil face ca la gurile de vărsare să se formeze estuare, delte, limbi de nisip etc. Clima În regiunile reci, ţărmurile sunt modelate pe lângă valuri prin dezagregări, nivaţie, etc. În

regiunile calde şi umede alterarea este puternică, astfel că lipsesc galeţii. În regiunile aride dezagregarea se produce prin cristalizarea clorurii de sodiu, prin variaţia termică diurnă sau prin dezvoltarea construcţiilor coraligene.

Construcţiile şi amenajările portuare au introdus modificări importante în dinamica proceselor.

6.1.2. Relieful litoral de abraziune Prin acţiunea destructivă a valurilor se creează ţărmuri de abraziune. Acţiunea maximă se

exercită asupra segmentului din preajma ţărmului. Aici se formează o nişă (firidă) de abraziune. 32

Rocile situate mai sus sunt supuse surpării. În zona valurilor se concentrează, astfel, blocuri de roci care antrenate în mişcare cauzează distrugerea mai intensă a ţărmului. Surpările treptate duc la formarea unui abrupt vertical sau aproape vertical numit faleză.

Falezele sunt vii, în cazul în care sunt în stadiu activ sau moarte, când sunt separate de mare printr-o zonă ce nu permite accesul valurilor.

Pe măsura retragerii falezei sub acţiunea valurilor, la baza ei se formează o treaptă slab înclinată în direcţia mării care a primit numele de platformă litorală sau platformă de abraziune. În evoluţia acestei platforme, prin retragerea în continuare a falezei, datorită creşterii lăţimii platformei, valurile traversează o fâşie cu adâncimi mici. Aceasta cauzează majorarea consumului energiei valurilor prin frecare şi mai puţin prin abraziune. Treptat abraziunea încetează definitiv.

Mişcările tectonice de ridicare a uscatului sau coborâre a nivelului mării duc la transformarea platformei litorale în terasă marină.

Ele pot fi: de abraziune, mixte şi acumulative. Alte forme de abraziune sunt insulele stâncoase, porţile, arcadele etc.

6.1.3. Relieful litoral de acumulare Sedimentele care se acumulează în zona litorală provin din scurgerea solidă a râurilor, din

fragmentele de roci transportate de gheţari, din materialele rezultate prin abraziunea ţărmului, din sedimentare biogenă, chimică, vulcanism, materiale transportate de vânt etc. Procesele acumulative se desfăşoară cu precădere în lungul ţărmurilor joase, formându-se plaje, cordoane litorale, dune litorale etc.

Plaja reprezintă o fâşie de ţărm acoperită cu nisip, pietriş, fragmente de cochilii, particule mai fine. Plaja se dezvoltă mai ales în lungul ţărmurilor joase, dar şi sub ţărmurile înalte, dar aici este mai îngustă.

Plaja are trei sectoare: - Plaja submersă (avant plaja) alcătuită din materiale fine, este situată sub nivelul minim al

mareei joase. Pe această plajă se formează riduri sub acţiunea valurilor paralele cu ţărmul - numite ripple-marks.

- Plaja joasă este marcată de nivelul mediu maxim şi cel minim. - Plaja înaltă este segmentul din preajma uscatului care este acoperită de ape doar la

furtuni sau maree maximale. Plaja înaltă reprezintă un cordon litoral cu suprafaţă convexă sau în trepte. În spatele acestui cordon în anumite condiţii se formează lagune.

În sectoarele plajelor submerse, în urma spargerii valurilor, se formează cordoane submerse paralele ce se întind pe distanţe de la câteva sute de metri, până la câţiva km şi lăţimi de 1-4 m.

În regiunile joase ale litoralului, crestate de golfuri, se formează bare maritime sau bariere , cauzate de transportul transversal al materialelor. Ele pot atinge 15-30 m înălţime, din care 4-7 m la suprafaţa mării.

Când valurile ajung la ţărm sub un unghi ascuţit, are loc un transport longitudinal de materiale. Se formează terase acumulative în golfuri, sau cordoane de tip săgeată, coasă etc.

Refracţia valurilor în zona litorală din spatele unui obstacol, cauzează acumularea depozitelor şi apariţia unuia sau două-trei cordoane cu aspect de săgeată, ce pot uni ţărmul cu insula. Ele se numesc tombolo.

Dunele litorale sunt acumulări de nisip marin, mai ales pe plaja înaltă, datorită acţiunii vântului.

Estuarele şi deltele Acestea sunt zonele de vărsare ale fluviilor în mare. În multe cazuri ele sunt axate pe zone

de subsidenţă care au permis acumularea de mari cantităţi de materiale fine (În delta fluviului Mississippi terţiarul şi cuaternarul au 10 000 m grosime, iar în estuarul Amazonului numai sedimentele pleistocene au 2000 m grosime.

Estuarele sunt guri de vărsare sub formă de pâlnie ale fluviilor ce debuşează în mări cu flux şi reflux puternic. Fluxul înaintează mult în interiorul continentelor, 1500 km la Amazon, 500 km la Sf. Laurenţiu, 200 km la Rio de la Plata, 144 km la Sena. În timpul fluxului are loc o 33

decantare a sedimentelor cărate de fluviu, iar la reflux are loc o înlăturare a materialelor depuse. La estuarele mari, noul flux se produce înainte de retragerea completă a apelor de reflux, cea ce cauzează sedimentarea unei părţi din materialele în suspensie. Aceasta face ca la gura estuarului să se acumuleze enorme cantităţi de sedimente, numite dop mâlos, care cresc cu fiecare flux.

Estuarele deşi apar ca pâlnii de eroziune, ele sunt zone de sedimentare. Fr Ottmann distinge trei stadii de evoluţie:

- stadiu iniţial, de vale submersă cu acumulări submarine - stadiu median, de vale colmatată, cu o largă câmpie aluvială - stadiu final, de înaintare în mare cu formarea fie de lagune, fie de delte. Deltele sunt complexe de acumulare la gura de vărsare a unor fluvii. Trăsătura cea mai

importantă o reprezintă înaintarea uscatului în mare. Apariţia deltei este legată de: un volum mare de materiale; lipsa sau slaba acţiune a

mareelor; adâncimea redusă a mării. Micşorarea bruscă a vitezei de curgere a apei fluviului duce la sedimentarea materialelor.

Are loc o micşorare a pantei, se alungeşte cursul, fluviul se împarte în braţe. Se depun materiale în bancuri, în lungul braţelor sau în apropierea gurilor de vărsare. Gurile de vărsare, variind ca poziţie şi importanţă, tind să realizeze o construcţie semicirculară aplatizată. Deltele se dezvoltă rapid, când cantitatea de materiale este foarte mare. Apariţia coordonatelor litorale favorizează înaintarea deltei în interiorul mării.

Deltele apar ca nişte câmpii în bună parte submerse din care se ridică grinduri longitudinale şi transversale. Depozitele sunt stratificate aproape orizontal şi doar la gurile de vărsare panta de sedimentare este foarte crescută.

La evoluţia deltei se pot deosebi 2-3 faze: de golf sau estuar, de liman sau lagună şi delta propriu-zisă - delta fluviatilă şi delta fluvio-maritimă.

Tipurile de delte - Delte triunghiulare (Tibru) aluvionarea se face de un singur braţ; - Delte lobate - (Dunărea) înaintarea rapidă pe 2-3 braţe principale; - Delte digitate - (Mississippi) pe fluvii cu extrem de multe aluviuni, vărsate pe multe braţe,

care impun înaintarea rapidă a fiecăruia; - Delte barate - (Nil) sunt cu aspect lobat, dar înaintarea lor a fost oprită fie de curenţii

litorali, fie de atingerea unei zone adânci sau subsidente. Construcţiile coraligene În regiunile calde, între paralele de 30°, coralii, mai ales, realizează construcţii calcaroase.

Dezvoltarea lor este legată de anumite condiţii ale mediului marin. Astfel, temperatura apei trebuie să fie de peste 18°, optim 25-30°, adâncimea de cca. 25 m, salinitatea 27-40%, apa să fie puternic oxigenată şi cu grad redus de turbiditate.

Atolii sunt construcţii coraligene, cu aspect inelar, cu diametru ce poate depăşi 60 km şi înconjură o lagună cu adâncimi de 30-100 m.

Recifii barieră sunt construcţii coraligene, ce închid în interiorul lor una sau mai multe insule.

6.1.4. Tipurile de ţărmuri Procesele de acumulare şi abraziune au tendinţa de a rectifica linia ţărmului. Specificul

acestei acţiuni depinde de structura geologică, de relieful zonei litorale, de acţiunea valurilor, mareelor şi curenţilor şi de nivelul Oceanului Planetar. Linia actuală a ţărmului s-a format în urma transgresiunii postglaciare în sectoarele joase ale zonei litorale. Aceste ţărmuri se numesc ţărmuri de submersiune.

Dintre acestea evidenţiem: - Ţărm cu fiorduri care s-a format prin inundarea văilor glaciare din regiunile litorale. Aşa

este ţărmul din NV Norvegiei, coasta Noii Zeelande, ţărmul Alascăi a Insulei Novaia Zemlea, sau a Ţării de Foc.

34

- Ţărm de tip finlandez (cu skjars) care s-a format în urma inundării câmpiilor joase glaciare. Skjars sunt insule stâncoase care reprezintă “roches moutonées” inundate sau drumlinuri sau formaţiuni ale morenei terminale. Exemplu: Golful Finic, NE SUA.

- Ţărm de tip rias care s-a format prin inundarea segmentelor inferioare ale râurilor din regiuni muntoase. Exemplu: Pen. Bretagne, N. Spaniei, Istria. Aceste ţărmuri prezintă golfuri ramificate, cu multe sinuozităţi.

- Ţărm de tip dalmatic, reprezintă o succesiune de golfuri, canale, peninsule şi insule dispuse paralel cu linia ţărmului. Coasta Dalmatică, Golful Californiei şi Columbia Britanică din V. Americii de Nord sunt ţărmuri ale unor regiuni cutate, în care direcţia cutelor este paralelă cu ţărmul.

- Ţărm cu limane, format prin inundarea sectoarelor inferioare ale văilor din câmpii litorale joase. Lipsa mareelor duc la izolarea lor prin cordoane litorale şi transformarea în lacuri, limane - Limanul Nistrului.

- Ţărm tectonic format prin inundarea depresiunilor tectonice dispuse perpendicular pe linia ţărmului. Culmile sub formă de horst reprezintă promontorii şi peninsule. Aşa este litoralul elen al Mării Egee

O altă categorie genetică de ţărmuri este cea a ţărmurilor de emersiune. Aceste ţărmuri se dezvoltă în condiţiile unor mişcări tectonice slab pozitive sau de colmatare a zonei litorale, ce duce la înaintarea treptată a uscatului. În această categorie sunt incluse ţărmurile cu: mangrove, watt, marsche, lagune, delte, cordoane litorale etc.

- Ţărmurile cu mangrove se formează în regiunile litorale ale zonelor tropicale şi subtropicale, cu formaţiuni de arbori şi arbuşti sempervirescenţi, adaptaţi la condiţiile de flux şi reflux şi intense acumulări de mâluri.

- Ţărmurile cu watt se formează în regiunile puţin adânci ale mării, cu maree nu prea mari, cum sunt cele din sudul Mării Nordului şi al Mării Baltice. Viteza mai mare a fluxului, faţă de reflux, face ca o parte din materialul adus în timpul fluxului să se sedimenteze în zona ţărmului. Se formează acumulări litorale (insule, bancuri, cordoane) care au primit numele de watt. La reflux acestea se integrează uscatului. Treptat, acumulările duc la ridicarea suprafeţei acestor terenuri. Ele sunt inundate doar la maree foarte puternice. Pe suprafaţa nou formată se instalează vegetaţia şi încep să se formeze soluri. Aceste sectoare de ţărm au fost numite marsche.

- Ţărmurile cu delte se formează prin acumularea sedimentelor aluviale la gura râurilor ce se varsă în bazine fără maree sau cu maree mici, iar curenţii litorali nu reuşesc să îndepărteze volumul mare de materiale duse de râuri. Unde mareele sunt puternice la gura râurilor se formează estuare.

6.2. Relieful submarin Relieful submarin este format sub influenţa factorilor tectonici, a vulcanismului, a

gravitaţiei, a curenţilor submarini şi a sedimentării. Platforma continentală Platforma continentală sau şelful, este o zonă dispusă în prelungirea continentelor care

ajunge până la cca. 200 m adâncime, uneori până la 500 m. Lăţimea ei este invers proporţională cu înălţimea reliefului emers din imediata vecinătate, fiind foarte extinsă în regiunile de câmpie şi deal şi foarte îngustă sau lipsind chiar, în zona lanţurilor muntoase.

Platforma continentală prezintă un relief cu forme variate, legate de cauze tectonice, (insule şi peninsule reprezentând horsturi sau anticlinale şi sectoare mai adânci reprezentând grabene şi sinclinale), de cauze petrografice, (martori petrografici etc.), de cauze hidrodinamice (şanţuri provocate de curenţi, acumulări de sedimente), de cauze biologice (acumulări de depozite şi construcţii biologice) etc. Unele forme au origine subaeriană, dar au fost acoperite prin transgresiune.

Selful marin prezintă o multitudine de aspecte, ceea ce indică o geneză complexă. F. Richthofen arată că şelful este o platformă de abraziune extinsă prin submersiune lentă. După unii autori, treptele platformei submarine s-au format la nivelul scăzut al oceanului în timpul regresiunilor cuaternare sau formarea platformei s-ar datora acumulărilor aduse de fluvii şi 35

depuse în mare. După modul de formare a platformelor, ele se împart în: platforme tectonice, platforme de eroziune marină şi submarină şi platforme de acumulare.

Taluzul continental Taluzul face racordul între şelf şi regiunile adânci ale oceanelor şi mărilor. El se

desfăşoară între 200-3000 m adâncime. Abrupturile au o pantă medie de cca. 4°, cu variaţii între 1 şi 20°. Abrupturile în zona cu self îngust prezintă numeroase vârfuri, trepte cu caracter petrografic

şi tectonic. Forma cea mai distinctă o reprezintă canioanele submarine. Ele se aseamănă cu văile terestre, sunt înguste, uneori cu pereţi înclinaţi până la verticală, au sinuozităţi, afluenţi şi vaste zone de acumulare în partea terminală. Obârşia lor este cel mai adesea la 80-100 m adâncime pe platforma continentală, dar pot ajunge şi până la ţărm. În profil longitudinal şi transversal au numeroase trepte, rupturi de pantă, trepte litologice.

Geneza lor este privită în mod diferit de cercetători. Ele sunt interpretate ca foste văi subaeriene înecate de apele mării, ca falii perpendiculare pe continente, născute în procesul de translaţie, sau că sunt formate de curenţii de noroi cu densitatea mare, rezultaţi în urma topirii gheţarilor cuaternari, sau cum se afirmă în teoria flexurilor continentale (continentul se ridică, fundul mării se coboară, liniile de flexuri pot migra spre uscat sau mare, determinând ingresiuni sau emersiuni), că ingresiunile determină ca fluviile înecate să devină canioane submarine.

Platoul oceanic şi gropile abisale Platoul oceanic se extinde între 3000 şi 6000 m adâncime. Prezintă un relief de bazine

despărţite de lanţuri muntoase (dorsale). Toate aceste forme sunt presărate de vârfuri vulcanice, vârfuri aplatizate (prin abraziune şi ulterior scufundate lent la 900-1800 m, numite gaioţi) şi grabene.

Gropile abisale ocupă suprafeţe restrânse, având adâncimi de 6000-11000 m. Sunt situate la marginile oceanelor în apropierea marilor înălţimi ale Globului.

6.3. Insulele Insulele reprezintă uscături de dimensiuni variate, care sunt înconjurate de apele mării. Se

deosebesc mai multe tipuri de insule: - insule de platformă continentală, cu contur foarte sinuos, rezultate în urma ridicării

postglaciare a nivelului mării (Marea Britanie); - insule horsturi (Sardinia) al cărei contur este dat de linii de falie; - insule tectonice de mari dimensiuni individualizate din epoci vechi, prin fragmentarea

unor continente (Madagascar, Australia); - insule vulcanice; - ghirlande de insule rezultate prin fracturări sau vulcanism; - insule coraligere.

7. RELIEFUL CREAT DE ACTIVITATEA UMANĂ .

RELIEFUL ANTROPIC

Societatea umană intervine în formarea şi evoluţia reliefului prin acţiune directă şi indirectă.

- Acţiunea directă se referă la formele de excavaţie sau la construcţie, tunele, canale, terasamente, halde etc.

- Acţiunea indirectă se manifestă prin deranjarea echilibrelor dinamice stabilite în natură, respectiv prin distrugerea cuverturii vegetale, a solului şi a scoarţei de alterare. Prin aceasta, procesele reliefogene condiţionate de factorii externi sunt mult amplificate. Această eroziune a fost denumită eroziune accelerată sau antropică.

36

37