Geomorfologie Generală PDF

GEOMORFOLOGIE GENERALĂ CURS 1  Curs 1 1. PROBLEME GENERALE 1.1. GEOMORFOLOGIA CA ŞTIINŢĂ 1.1.1. Obiectul de cercetare Geomorfologia face parte din grupul ştiinţelor...

GEOMORFOLOGIE GENERALĂ CURS 1  Curs 1 1. PROBLEME GENERALE 1.1. GEOMORFOLOGIA CA ŞTIINŢĂ 1.1.1. Obiectul de cercetare Geomorfologia face parte din grupul ştiinţelor geografice. Ea este ştiinţa care se ocupă cu studiul formelor suprafeţei Pământului şi a legilor genezei şi evoluţiei reliefului în toată complexitatea sa. Noţiunea de geomorfologie vine de la cuvintele greceşti gê = pământ, morphê = formă şi logos = studiu. Ea a fost folosită pentru prima dată în anul 1854 de către germanul K. Fr. Neumann. Relieful reprezintă ansamblul asperităţilor sau inegalităţilor pe care îl îmbracă exteriorul scoarţei terestre. Noţiunea de relief provine de la cuvântul latinesc “relevare” = a se ridica. Se foloseşte noţiunea de relief fie atunci când ne referim la o foarte mică suprafaţă a scoarţei terestre, fie când ne referim la relieful Terrei în general, la forma geoidului sau la contrastul dintre relieful continentelor şi cel al fundului oceanului planetar. Noţiunile de bază care se folosesc în geomorfologie sunt formele de relief şi tipurile de suprafeţe de relief. Forma de relief reprezintă o configuraţie geometrică simplă sau complexă a unei porţiuni a suprafeţei terestre a cărei unitate rezultă din geneza comună a părţilor sale componente. Fiecare formă de relief se compune din suprafeţe de teren foarte variate ca înclinare şi întindere. Tipurile de suprafeţe sunt reduse ca număr şi ele se clasifică astfel: - după geneză: de eroziune, de acumulare, tectonice; - după gradul de înclinare: abrupte, plane sau orizontale, cu înclinări intermediare; - după forma profilului: drepte, concave, convexe, complexe; - după extindere: foarte mari, mari, mijlocii, mici. 1.1.2. Subdiviziuni Geomorfologia ca ştiinţă are două subdiviziuni: geomorfologia generală şi geomorfologia regională. Geomorfologia generală studiază tipurile de forme de relief. Ea se subdivide în: a) geomorfologia planetară se ocupă cu studiul formei Pământului, a continentelor şi bazinelor oceanice (forme de ordinul I); b) geomorfologia tectono-structurală studiază formele de relief imediat inferioare ca dimensiuni: munţi, podişuri, câmpii (forme de ordinul II); c) geomorfologia erozivo-acumulativă se ocupă cu formele create de agenţii externi. Geomorfologia regională studiază aspectele concrete ale unui teritoriu anume. Ea pune accent pe descrierea şi analiza diferitelor părţi teritoriale, specificul propriu acestora, precum şi limitele unităţilor respective şi subîmpărţirea în unităţi de grad inferior. Studiul cuprinde analiza formelor de relief care se întâlnesc în fiecare unitate geomorfologică, se realizează tipizarea lor şi în final se stabilesc etapele evoluţiei reliefului teritoriului cercetat (paleogeomorfologia). 1.1.3. Relaţiile geomorfologiei cu alte ştiinţe Geomorfologia împrumută de la alte ştiinţe atât date cât şi metode de cercetare. Ştiinţele geologice ajută geomorfologia la înţelegerea unei categorii importante a factorilor genetici ai reliefului şi anume agenţii interni. Marile forme de relief, continentele, bazinele oceanice, lanţurile muntoase sunt o creaţie a factorilor interni. Geomorfologia are legături cu ştiinţele geografice fiind ea însăşi o ştiinţă geografică, relieful apare ca parte a peisajului şi ca suport al vieţuitoarelor şi al societăţii omeneşti. Fără relief nici nu poate fi concepută geografia. Ştiinţele geografice se ocupă cu studiul geosferelor 2 exterioare în care îşi au locul agenţii externi, respectiv: cu hidrologia, climatologia, biogeografia şi pedologia. 1.2. ISTORICUL DEZVOLTĂRII GEOMORFOLOGIEI CA ŞTIINŢĂ 1.2.1. Dezvoltarea geomorfologiei în lume Unele păreri explicative asupra reliefului le întâlnim încă din antichitate la Thales, Anaximandru, Aristotel, Strabon şi alţii. În timpul renaşterii, inginerii hidrotehnicieni care lucrau în Alpi, formulează pentru prima oară noţiunea de “profil de echilibru”, noţiune ce stă la baza teoriei eroziunii apelor curgătoare (Guglielle, 1657). Odată cu dezvoltarea capitalismului, care a dus la intensificarea exploatării subsolului pentru substanţe utile (cărbune, petrol, minereu de fier şi metale neferoase etc.) s-a dezvoltat rapid geologia şi topografia. S-au inventariat formele de relief şi cunoscându-se şi structura lor internă a apărut necesitatea clasificării şi explicării lor. Secolul al XIX-lea este perioada când se acumulează multe cunoştinţe în legătură cu relieful. Acum se formulează noţiuni şi legi privind geneza reliefului. Se trece de la teoria catastrofismului (sec. XVIII) în care relieful se forma prin schimbări bruşte, la teoriile evoluţionismului. Spre sfârşitul secolului XIX geomorfologia se încheagă ca ştiinţă aparte. Acum apar primele sinteze care încearcă să explice evoluţia reliefului terestru. Prima teorie este cea a lui W. M. Davis, care defineşte într-un tot unitar obiectul de cercetare (relieful), teoria (ciclul geografic) şi metoda (blocdiagrama) şi precizează totodată terminologia specifică acestei ştiinţe. În Statele Unite ale Americii, geomorfologia se dezvoltă iniţial datorită nevoilor practice. Dezvoltarea industrială şi extinderea spre zonele de vest a impus o cunoaştere mai rapidă a subsolului. Astfel, metoda geomorfologică de cunoaştere a subsolului după aspectul formelor de relief corespundea cel mai bine acestor sarcini. Condiţiile naturale ale vestului SUA, unde domină semideşerturile, fac ca structura geologică să poată fi citită cu uşurinţă în formele de relief. Astfel, iniţial, geomorfologii americani explicau morfologia teritoriului numai prin structură. În Europa, dezvoltarea geomorfologiei se datorează studierii proceselor de eroziune din cadrul văilor şi gheţarilor din Munţii Alpi în legătură cu construcţiile hidrotehnice. De asemenea, în secolul XIX iau amploare ridicările topografice, mai ales din considerente militare. Ridicarea topografică a unor întinse regiuni a dus la interpretarea reliefului sub formă morfometrică. În Rusia, primele idei ştiinţifice în ce priveşte relieful la întâlnim în lucrările lui Lomonosov. Folosindu-se de primele hărţi topografice ridicate în Rusia în 1717, el formulează ideea că formele de relief ale scoarţei terestre sunt rezultatul interacţiunii forţelor interne şi externe şi că aceste forme trebuiesc studiate în dezvoltarea lor (1763). Alţi cercetători mai importanţi: P. P. Semenov-Tian-Şanski (1857) ce cercetează Munţii Tian-Şan şi V.V. Dokuceaev, întemeietorul pedologiei s-a ocupat în amănunt de eroziunea solurilor şi de formarea văilor. El stabileşte legile eroziunii (1878) şi analizează vârsta solurilor şi totodată vârsta diferitelor reliefuri. Geomorfologia în secolul XX Teoria lui W. Davis (1899, 1912), (ciclul eroziunii normale) a precizat obiectul geomorfologiei, a strâns la un loc şi a făurit principalele noţiuni despre relief şi le-a închegat într-o teorie clară şi aparent logică care a fost acceptată la acea vreme de cei mai mulţi geografi. W. Penck (1924), elaborează teoria treptelor de piemont, ca o reacţie la teoria lui W. Davis, prin care încearcă să explice evoluţia reliefului sub o formă atotcuprinzătoare. Geograful francez Emm. de Martonne este primul care stabileşte locul geomorfologiei în cadrul ştiinţelor geografice. El publică primul volum sistematizat de geomorfologie, încadrat într-un tratat voluminos de geografie fizică. 3  În Rusia (URSS) geomorfologii trec la cercetarea amănunţită a proceselor geomorfologice, cerute mai ales de rezolvarea practică a unor probleme puse de dezvoltarea economiei. Sunt de menţionat şcolile geomorfologice de la Moscova şi Petrograd (Leningrad) conduse de savanţi renumiţi ca I.S. Sciukin, L.S. Edelstein, I.P. Gherasimov şi K.K. Markov. În a doua jumătate a secolului XX pe primul plan trece observarea şi cercetarea directă a reliefului, studiul proceselor geomorfologice actuale şi cartografierea geomorfologică. 1.2.2. Dezvoltarea geomorfologiei în România Şi în România, dezvoltarea geomorfologiei este precedată de apariţia şi dezvoltarea topografiei şi geologiei, ştiinţe apărute din necesitatea descoperirii şi punerii în valoare a o serie de noi bogăţii. Primele informaţii descriptive despre relieful ţării noastre le găsim în scrierile lui Nicolae Milescu (1636-1708), C. Cantacuzino (1650-1716), Dimitrie Cantemir (1673-1723) şi apoi în manualele de geografie ale lui Gh. Asachi (1835), Barbu Tâmpeanu (1840), Ion Rusu (1842) şi August Treboniu Laurean (1854). La începutul secolului XX, cercetările de geografie fizică capătă o dezvoltare mai mare, geografia delimitându-se tot mai mult de geologie. Geomorfologia se desprinde şi ea de geologie şi devine o ramură a geografiei fizice. Această perioadă este marcată de înfiinţarea catedrelor de geografie la Universitatea din Bucureşti (1900) având ca profesor pe S. Mehedinţi, la Universitatea din Iaşi (1904) profesor fiind geologul Ştefan Popescu şi în 1919 la Cluj, ca prim profesor fiind numit G. Vâlsan. Dezvoltarea geomorfologiei ca ştiinţă s-a făcut prin cercetările efectuate la facultăţile din Cluj şi Iaşi şi mai apoi Bucureşti. Cei mai de seamă savanţi au fost G. Vâlsan, C. Brătescu şi M. David. Lor li se adaugă cercetările făcute de Emm de Martonne şi de L. Sawicki. George Vâlsan (1885-1935) - prin lucrarea “Câmpia Română” (1915) este printre primii în lume care atacă problemele de geomorfologie a câmpiilor. El acordă o atenţie deosebită mişcărilor scoarţei terestre în formarea reliefului, arătând încă din 1915 rolul pe care l-au jucat mişcările subsidente din nordul Câmpiei Române şi din cursul inferior al Siretului asupra întregii sale evoluţii. Constantin Brătescu (1882-1945) a atacat mai ales problemele geomorfologiei cuaternarului de la noi, tinzând spre realizarea unei scări cronologice a formelor de relief, verificată prin mai multe metode şi pornind de la regiuni diferite. Astfel face certări asupra Deltei, a loessurilor Câmpiei Române, a falezelor Mării Negre şi altele. C. Brătescu a căutat, în orice regiune cercetată , argumente concrete de datare a vârstei fiecărei forme de relief. El tindea spre generalizări şi depistarea de legi particulare geomorfologiei şi era conştient de faptul că un studiu geomorfologic trebuie să se bazeze numai pe fapte culese din teren şi analizate minuţios. Mihai David a fost ca pregătire geolog, dar a predat geografia fizică la Universitatea din Iaşi. În lucrările sale se simte tendinţa de a explica relieful prin factorii interni, de altfel, el aduce o contribuţie importantă în dezvoltarea geomorfologiei structurale. V. Mihăilescu, la fel ca M. David, a fost un adept al teoriei lui Davis. El a introdus în geomorfologia noastră analiza amănunţită a hărţilor topografice, analiză care subordona adesea cercetările de teren. În ultima perioadă cercetările geomorfologice s-au axat mult pe studiile regionale care au stabilit diferite tendinţe de evoluţie a reliefului ţării noastre. S-a impus astfel concepţia cercetării reliefului prin prisma dezvoltării sale paleogeomorfologice. Ca metodă principală de lucru se introduce harta geomorfologică, încercându-se elaborarea unei legende generale. Dintre cei mai cunoscuţi geomorfologi amintim pe C. Martiniuc şi V. Băcăuanu la Universitatea din Iaşi, Gr. Posea, P. Coteţ. Victor Tufescu la Universitatea din Bucureşti, Tiberiu Morariu la Universitatea din Cluj. 4  2. GEOMORFOLOGIA PLANETARĂ Geomorfologia planetară studiază forma generală a Pământului, socotit ca un tot unitar şi influenţele reciproce care se exercită în legătură cu reliefurile de ordin mai mic. Diferitele forme de relief ale scoarţei nu pot fi pe deplin lămurite şi înţelese dacă nu se cunoaşte structura Pământului şi anumite procese planetare ca: mişcarea de rotaţie şi variaţia sa, deplasarea polilor, deplasarea continentelor etc. 3. GEOMORFOLOGIA TECTONICĂ 3.1. ELEMENTELE STRUCTURALE ŞI MORFOLOGICE ALE CONTINENTELOR Continentele sunt formate din două elemente structurale de bază: zonele de orogen şi platformele. 3.1.1. Zonele de orogen Teoria geosinclinalelor şi formarea munţilor Această teorie admite acumulări imense de sedimente în fose foarte adânci şi alungite, care sunt apoi metamorfozate, cutate şi înălţate sub formă de lanţuri muntoase, ataşate unor continente mai vechi. Acestea, la rândul lor, au trecut prin aceleaşi faze, dar au fost erodate şi au devenit cele mai rigide şi mai vechi părţi ale scoarţei. Geosinclinalele sunt regiuni mobile ale scoarţei terestre având o formă foarte alungită. Sunt două tipuri de geosinclinale: de tip circumpacific, reprezentat de un sistem de fose alungite situat la marginea unor continente sau sunt de tip mediteranean, reprezentat de arii de lăsare cuprinse între două continente. Caracteristicile geosinclinalelor: ▪ mobilitate mare, mişcări intense de coborâre sau ridicare (câţiva mm sau cm pe an) ce se pot inversa; ▪ grosime mare a sedimentelor ▪ cutare puternică în spaţiul geosinclinal, sub formă de anticlinale şi sinclinale. Cutele formate pot fi: normale, deversate cu încălecări sau şariaje; ▪ dezvoltarea largă a metamorfismului; ▪ dezvoltarea mare a magmatismului ( intruziv şi efuziv ). Evoluţia geosinclinalelor: Etapa de scufundare prezintă lăsări continue şi acumulări de sedimente groase. Geosinclinalul prezintă: ▪ fosele - definite ca depresiuni lungi, înguste şi foarte profunde; ▪ cordilierele, ce sunt aliniamente mai înălţate, au sedimente de grosime mai redusă. Etapa de ridicare, acum lăsările generale sunt înlocuite de înălţări, fosa principală se transformă într-o cordilieră. Mişcările importante sunt de cutare, au loc şariaje, urcarea maselor profunde pe principiul izostaziei, apar alunecări provocate de gravitaţie. În partea finală pot apărea scufundări compensatorii a unor masive mediane, se formează depresiunile interne (depresiunea Transilvaniei). Pe fracturi poate apărea un magmatism post tectonic. După ridicările în bloc, când s-a constituit lanţul muntos, pot apărea, ca fază post orogenă, fracturi în catena centrală, prăbuşiri cu formarea de depresiuni interne (Petroşani, Braşov, Comăneşti). Transformarea lanţului muntos în platformă. Ridicarea munţilor este însoţită de o puternică denudare. Sunt perioade când predomină mişcările de ridicare sau când predomină denudaţia reliefului ridicat. Când mişcările de ridicare încetează, ca urmare a consumării energiilor care au determinat mobilitatea fostului geosinclinal, 5 blocul muntos devine tot mai rigid, eroziunea rămânând factorul principal de modelare a reliefului. Aceasta va transforma treptat muntele într-o peneplenă. 3.1.2. Platformele Platformele reprezintă un element principal al scoarţei continentale. Ele s-au format prin consolidarea soclurilor lanţurilor muntoase, care au fost peneplenizate şi care s-au adăugat treptat, treptat vechilor scuturi precambriene. Platformele, în general, se caracterizează printr-o structură în două etaje. În bază se află fundamentul, constituit din depozite cutate puternic, care au fost erodate până la nivel de peneplenă, iar deasupra sunt depozite sedimentare orizontale sau slab înclinate. Platformele au mobilitate redusă (0,1-0,01 mm/an), relieful are altitudine mică, este monoton, iar vulcanismul este redus. Elementele de ordinul I ale platformelor sunt: ▪ scuturile sunt definite, în general, ca zone de platformă cu fundamentul la zi; ▪ plitele, ce reprezintă părţile mai joase ale platformelor, sunt acoperite cu strate de sedimente groase. Elemente de ordinul II: ▪ anteclizele - boltiri largi, pozitive ale platformelor formate prin mişcări de înălţare, ele au aspectul unor anticlinale enorme sau a unor domuri uriaşe. Ex.: Dobrogea de Nord şi centrală, scutul baltic etc. ▪ sineclizele - îndoituri largi, negative ale platformelor, sunt bazine de subsidenţă. Ex.: depresiunea Valahă, depresiunea Bârladului, Sinecliza Caspicei. 3.1.3. Avantfosele Avantfosele sunt nişte depresiuni înguste şi alungite situate între geosinclinale şi platforme, ce apar în faza finală de evoluţie a geosinclinalului. În ele se depun formaţiuni de tip molasă, constituite din gresii, conglomerate, argile, sedimente lagunare (sare). Ele au grosimi foarte mari, de mii de metri. Avantfosele sunt adesea ridicate odată cu ultimele înălţări ale zonelor geosinclinale. Din punct de vedere morfologic ele formează coline, podişuri, piemonturi, câmpii piemontane, câmpii. Ex.: Subcarpaţii, Piemontul Getic, Câmpia Română de subsidenţă. Curs 2 3.2. 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 reprezintă totalitatea fenomenelor şi manifestărilor rezultate în urma străpungerii scoarţei de către topiturile magmatice sau de gazele din zone profunde. 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. 3.2.1. Magmatismul intruziv După unele date majoritatea magmei (peste 90%) se solidifică în interiorul scoarţei. Masele de roci care se formează în aceste condiţii se numesc intruziuni. Ele se pot forma la 6 adâncime mare şi atunci se numesc mase plutonice sau se pot forma la adâncimi mici şi se numesc mase hipoabisale. Masele plutonice Dintre formele plutonice cele mai mari se evidenţiază batolitele (Fig.1). Ele sunt localizate în nucleele munţilor contemporani sau ale fragmentelor de munţi vechi, fiind constituite din roci magmatice intruzive macrogranulare. Suprafaţa batolitelor depăşeşte adesea 100 km2, unele având dimensiuni enorme. Fig. 1. Secţiune într-un batolit (După V. Obrucev) Masele hipoabisale Intruziunile hipoabisale sunt adaptate morfologiei rocilor în care sunt injectate. Mai frecvente sunt dyk-urile, sill-urile, lacolitele şi neck-urile (fig. 2). Fig. 2. Mase hipoabisale. (După Gr. Posea şi colab., 1970). A – Lacolit; B –filoane: a – sill-uri; b – dyke-uri; c – neck-uri. 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. 3.2.2. 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, ce ajung la suprafaţa Pământului în urma manifestărilor vulcanice sau post-vulcanice. Sunt aşa numitele produse 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 SiO 2. Se formează trepte de opal sau calcedonie pe care apa izvorului formează mici cascade. De asemenea, apele fierbinţi pot dizolva calcarul, trecându-l în bicarbonat de calciu, apoi când ies la suprafaţă, prin modificarea însuşirilor fizico- chimice, bicarbonatul de calciu pierde bioxidul de carbon şi trece din nou în carbonat de calciu, care se depune sub forma de trepte – terasete, cum sunt cele de la Pamukkale din Turcia (fig. 3). 7  Fig. 3. Terasete din calcar la Pamukkale – Turcia (Foto: C. Grigoraş) 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 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 brusc în apă. Ea capătă o porozitate foarte mare, astfel că, este uşoară şi poate pluti pe suprafaţa apei; scoriile (zgură) - au un aspect vacuolar; lapiliile - materiale de 2mm - 2 cm, alcătuite din lavă mai veche; bombele vulcanice - bucăţi mari de lavă răcită, iar dacă răcirea s-a făcut în atmosferă au formă fusiformă. Curgerile de lavă sunt topituri magmatice ajunse la suprafaţă 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, creându- se adevărate avalanşe de noroi. Aceste curgeri duc la formarea de ravene, de conuri de împrăştiere sau de câmpii piemontane. Erupţiile vulcanice sub-aeriene 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. 8  Vulcanii explozivi - sunt caracterizaţi prin erupţii violente. Morfologia lor depinde de natura materialelor expulzate. Ei se caracterizează prin marea vâscozitate a lavelor acide emise, care se răcesc chiar în crater, formând domuri de lavă, spre ex: Vulcanul Monte Pelée sau Vulcanul Krakatau. 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 Vulcanii submerşi sunt răspândiţi în zona dorsalelor medio-oceanice, în zonele de subducţie şi în anumite zone de contact ale plăcilor oceanice. 3.2.2.1. Relieful vulcanic Aparatul vulcanic este alcătuit din coş, crater şi con (fig. 4). 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 mai ales de erupţiile de lavă acidă. Fig. 4. Elementele unui aparat vulcanic. (După Gr. Răileanu) 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 strato-vulcanilor 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. 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. 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. Relieful vulcanic de e xplozie Acest relief se întâlneşte la vulcanii care emit lave vâscoase cu emisii violente de gaze. Se întâlnesc câteva tipuri de cratere: 9  Craterele simple au formă de pâlnie. Ea rezultă prin explozii intense, întâlnindu-se la vulcanii formaţi din conuri de sfărâmături sau la strato-vulcani. 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 Fig. 5. Caldeira inelară a vulcanului Vezuviu. (După A. Rittmann) depresiunea spre exterior, se numeşte Monte Somma (fig. 5). 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) sau în Africa de Sud. Dimensiunile lor variază de la 200 la 3500 m diametru şi adâncimi de 60-400 m. 3.2.2.2. 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 (fig. 6). Fig. 6. Barrancosuri şi planeze (După Gr. Posea şi al, 1970). Curs 3 4. GEOMORFOLOGIA EROZIVO-ACUMULATIVĂ Această parte a geomorfologiei studiază relieful creat de agenţii externi în care principalele acţiuni sunt cele de meteorizare, eroziune, transport şi sedimentare. 10  4.1. LEGILE GENERALE ALE GEOMORFOLOGIEI EROZIVO-ACUMULATIVE 4.1.1. Legea zonalităţii morfoclimatice Zonalitatea este o lege generală în geografia fizică. În geomorfologia erozivo-acumulativă zonalitatea este cauzată de climă care condiţionează dezvoltarea şi intensitatea diverselor procese fizice şi chimice. În geomorfologie zonalitatea se manifestă prin aspectele comune pe care le au formele de relief într-o anumită zonă climatică. Zonele morfoclimatice Principalele zone morfoclimatice sunt: a) Zona aridă este caracterizată de absenţa apei şi vegetaţiei. În această zonă sunt oscilaţii mari de temperatură între zi şi noapte, morfogeneza datorându-se dezagregării fizice, vântului şi foarte rar ploilor torenţiale. b) Zona glaciară are temperaturi dominante sub 0° C. Rocile sunt dezagregate prin îngheţ- dezgheţ, iar transportul materialelor dezagregate se face de către gheţari sau de către torenţii formaţi în perioada caldă de vară. c) Zona caldă şi umedă, a pădurii dese ecuatoriale, este numită şi zona lateritei. Acţiunea principală morfogenetică este alterarea chimică şi transportul substanţelor în soluţie. Apa caldă pătrunde în roci descompunând mineralele. Sunt spălate sărurile şi silicea şi rămân doar oxizii de fier şi hidroxidul de aluminiu, astfel că zona are o culoare roşie-violacee. d) Zona temperată are temperaturi şi ploi mai moderate, în anotimpul rece vegetaţia îşi depune frunzele pe sol, care prin descompunere lentă formează humusul. Descompunerea chimică este mai redusă, la fel, dezagregările. Prezenţa vegetaţiei şi a solului face ca morfogeneza să fie mult încetinită. Rolul principal îl joacă apele curgătoare care prin adâncirea văilor declanşează procesele de versant. Între aceste zone sunt zone morfoclimatice de tranziţie. e) Zona periglaciară sau de tundră este situată între zona glaciară şi cea temperată. Ea este delimitată înspre zona temperată cu aproximaţie de izoterma de 10° C a lunii cele mai calde. Morfogeneza are loc sub influenţa îngheţului şi dezgheţului, a curgerilor de noroi şi sol, a vânturilor puternice şi a zăpezilor. Râurile în perioada de primăvară-vară evacuează o mare parte din materiale. f) Zona stepelor prezintă temperaturi şi umidităţi ce nu permit creşterea pădurii ci numai a ierburilor. Este zona în care predomină depozitele de loess şi local nisip. Este importantă acţiunea vântului, eroziunea prin şiroire, alternanţele de secetă şi umezeală. g) Zona mediteraneană se caracterizează prin veri secetoase şi calde şi ierni cu ploi torenţiale. Pădurea este rară şi cu frunze necăzătoare, adesea se întâlneşte şi o vegetaţie de tufişuri. Morfogeneza este determinată vara de dezagregări, iar în timpul iernii predomină dizolvările şi eroziunea. h) Zona savanelor, dominată de un anotimp ploios şi unul secetos. Pădurea nu se poate dezvolta, cresc însă ierburile în anotimpul ploios. În anotimpul secetos vegetaţia dispare fiind favorizată acţiunea vânturilor şi apoi a şiroirilor din anotimpul ploios. 4.1.2. Legea etajării morfoclimatice Etajele morfoclimatice sunt un fel de zone care se dispun în altitudine, determinate de înălţimea reliefului. Din punct de vedere climatic etajele rezultă din variaţia temperaturii şi precipitaţiilor în altitudine. Din punct de vedere geomorfologic, elementul esenţial pentru etajele morfologice este panta. Etajele se pot caracteriza prin câteva elemente specifice: ▪ umiditatea creşte cu altitudinea până la un maxim pluvial după care aceasta scade; ▪ temperatura scade cu înălţimea, iar aerul se răceşte în acelaşi sens; 11  ▪ insolaţia la sol este foarte puternică ziua, iar noaptea este ger, astfel că procesele de dezagregare sunt foarte intense la înălţimi mari; ▪ apele curgătoare au un regim torenţial, astfel că erodează puternic în adâncime şi transportă cantităţi mari de aluviuni; ▪ orientarea versanţilor faţă de vânturi şi insolaţie creează o diferenţiere deosebită în dispunerea etajelor; ▪ etajele se succed repede, astfel că există influenţe ale unora asupra celorlalte, ex.: adâncirea văilor din etajele inferioare accelerează eroziunea în etajele superioare. Principalele etaje sunt: etajul glaciar, periglaciar şi temperat. Etajul glaciar se găseşte deasupra limitei zăpezilor veşnice, 5000 m la ecuator sau 3000 m în zona temperată şi 0 m dincolo de cercul polar. Gheţarii montani sunt mai reduşi decât cei de calotă şi se deplasează mai repede. Etajul periglaciar se întinde mai sus de limita pădurii. Un rol mare îl are torenţialitatea, insolaţia şi îngheţul. Dezagregarea fiind foarte activă, pantele munţilor deasupra pădurii sunt frecvent acoperite de grohotişuri, care sunt evacuate de ape. Pe pantele mai mici, cu o cuvertură de sol, au loc procese de solifluxiune. Etajul temperat se caracterizează prin prezenţa vegetaţiei de pădure şi a solului incipient - bine dezvoltat. Etajul se întinde în regiunile muntoase ale zonelor temperate şi calde. Morfogeneza este dirijată de apele curgătoare care adâncesc văile, iar pe versanţi, eroziunea chimică şi dezagregarea se efectuează la contactul dintre sol şi rocă, acolo unde ia naştere pătura de alterare. 4.1.3. Legea eroziunii diferenţiate Intensitatea proceselor geomorfologice, precum şi unele forme specifice prin care se manifestă procesele şi agenţii de modelare sunt diferite de la o rocă la alta. Eroziunea chimică va fi foarte activă pe calcare, indiferent de zona climatică, cu excepţia deşerturilor. În argile sunt frecvente alunecările şi eroziunea prin şiroire, nisipurile sunt uşor modelate de acţiunea vântului şi vor fi create forme eoliene. Eroziunea în depozitele constituite din strate de roci diferite se manifestă selectiv faţă de acestea. Începând cu dezagregarea şi alterarea şi continuând cu acţiunea vântului şi apei apare un relief specific, cum sunt formele antropomorfe de pe vârful munţilor (babe, călugări, sfincşi etc.), apoi văile cu bazinete şi chei sunt tot un răspuns la acţiunea selectivă a eroziunii fluviale faţă de rocile pe care le întâlnesc în cale. Rezultat al acţiunii eroziunii diferenţiate este realizarea reliefului petrografic şi structural. 4.1.4. Legea echilibrului Echilibrul tectono-eroziv Procesele geomorfologice se supun în spaţiu legilor zonalităţii, etajării şi eroziunii diferenţiate. Acţiunea contradictorie a agenţilor interni şi externi are tendinţa de echilibru. Legea echilibrului prevede că evoluţia reliefului în timp tinde către un echilibru. Dacă înălţarea se accelerează, eroziunea creşte şi ea, astfel încât, se ajunge la un maxim, peste care, chiar dacă ridicarea continuă, altitudinile nu mai cresc. Dacă înălţarea se încetineşte sau se opreşte, eroziunea va continua un timp în mod accelerat, ca apoi să se diminueze în intensitate. Eroziunea tinde să creeze suprafeţe tot mai uniforme, de la suprafeţe mici spre suprafeţe netede tot mai extinse. 4.1.5. Legea nivelului de bază. Bazele de eroziune Tendinţa generală de realizare a suprafeţelor de echilibru este strâns legată de nivelul oceanului, nivelul platformei continentale şi nivelul zăpezilor permanente. Sub aceste nivele eroziunea încetează, deoarece încetează însăşi mişcarea mediului care execută eroziunea şi transportul. ▪ Oceanul planetar formează nivelul general de bază pentru orice teritoriu. În aspectele de amănunt apar însă nivele regionale şi nivele locale. 12  ▪ La apele curgătoare se fixează două categorii de baze de eroziune, una o reprezintă gura de vărsare (ocean, mare, lac, râu) şi alta care se identifică cu fiecare ruptură de pantă care de obicei corespunde cu unităţile principale petrografice şi structurale sau cu etapele de eroziune. ▪ Gheţarii, limbile gheţarilor erodează în funcţie de punctul de topire, de principalele praguri şi rupturi de pantă, dar o eroziune puternică se produce mai sus de la limita zăpezilor veşnice, ce corespunde cu linia generală a circurilor glaciare. ▪ Marea are limita de eroziune până unde ajung valurile şi mareele. ▪ Vântul erodează până la nivelul pânzei freatice. ▪ Bazele de denudaţie ale versanţilor (după A. Penck şi W. Penck) se plasează la poala versanţilor, constituind baze imediate ce activează eroziunea de versant, ele pot coincide cu talvegul râurilor sau pot fi independente. 4.2. FACTORII MORFOGENETICI Relieful este creat de acţiunea concomitentă pe care o exercită factorii interni şi cei externi asupra scoarţei terestre. Acţiunea acestor factori este contradictorie, iar în funcţie de influenţa predominantă a unora sau altora, relieful evoluează către accentuarea liniilor sale dominante sau din contră către diminuarea sau estomparea sa. Factorii interni creează în principal lanţuri de munţi, platouri, dealuri, câmpii sau depresiuni. Aceste forme nu sunt însă pur tectonice. Spre exemplu, pe măsură ce lanţul muntos se ridică, asupra lui acţionează denudaţia care îndepărtează strate de roci de mii de metri grosime; sau o depresiune este umplută cu sedimente şi transformată în câmpie. Deci putem vorbi de un relief tectono-eroziv sau tectono-acumulativ. Factorii exogeni creează un relief erozivo-acumulativ. În general, acţiunea factorilor exogeni este materializată prin erodarea regiunilor înălţate şi acumularea materialelor erodate în părţile mai joase. 4.3. AGENŢII MORFOGENETICI Forţele care execută erodarea suprafeţei terestre, transportul şi acumularea materialelor se numesc agenţi exogeni. Agenţii exogeni sunt acele forţe care prin intermediul unui mediu gazos, lichid sau solid, atacă suprafaţa scoarţei creând relief. Energia lor provine de la Soare, şi ei consumă această energie prin mişcare şi deplasarea materiei din părţile mai înalte spre părţile mai joase, fiind dirijaţi de forţa de gravitaţie. Aceşti agenţi sunt: apa de ploaie, râurile, apa mării, gheţarii şi zăpada, vântul, organismele vii şi omul. Lor li se adaugă gravitaţia şi temperatura. Acţiunile generate de agenţi se supun legilor generale ale fizicii şi chimiei, dar intensitatea acţiunii lor şi modul de combinare în geneza reliefului, depind de climă, rocă şi pantă. 4.4. PROCESELE PREMERGĂTOARE EROZIUNII Mecanismele prin care acţionează aceşti agenţi se numesc procese exogene. Procesele prin care are loc distrugerea rocilor la suprafaţa scoarţei terestre sunt: fizice, chimice şi de eroziune. Totalitatea proceselor care se desfăşoară la suprafaţa scoarţei terestre poartă numele de denudare. Ea se poate subdivide în meteorizare, eroziune, transport şi acumulare. Meteorizarea reprezintă totalitatea proceselor care distrug roca pe loc pregătind-o pentru eroziunea propriu-zisă. Meteorizarea cuprinde dezagregarea, alterarea şi în parte dizolvarea. Eroziunea este distrugerea rocii la suprafaţă sau în interior şi transportarea materialului de la locul respectiv. Eroziunea se produce prin forţe fizice care izbesc, rup şi mută din loc materialele care au fost pregătite prin procesele anterioare. 13  Eroziunea este procesul esenţial exercitat de agenţii externi. În funcţie de agenţii externi avem: eroziune normală - a apelor curgătoare, abraziune - a apei marine sau lacustre, exaraţie - a gheţarilor, coraziune - eroziune eoliană, eroziune carstică - dizolvarea calcarului. Eroziunea se subdivide în eroziune areolară - de suprafaţă şi eroziune liniară, eroziunea liniară se subdivide în eroziune în adâncime şi eroziune laterală. Transportul este procesul care ajută eroziunea, evacuând materialele fărâmiţate şi dislocate. El se desfăşoară gravitaţional (prăbuşire, rostogolire, alunecare) prin intermediul unui agent, apă de ploaie (spălare, şiroire, torenţi), ape curgătoare permanente, gheţari, zăpadă, vânt, apa mării (valuri, curenţi, maree). Transportul poate fi divizat în: transport în masă (prăbuşiri, alunecări, spălare, creeping ), transport liniar (şiroire, torenţi, ape curgătoare permanente, gheţari, curenţi marini), transportul pe calea vântului şi transportul prin valuri şi maree. Acumularea este de fapt încetarea acţiunii agentului. Ea este un proces geomorfologic deoarece construieşte forme de relief. În funcţie de agentul care a adus materialele vorbim de: aluviuni, morene, depuneri eoliene, depuneri torenţiale, sedimente marine şi lacustre, depuneri de precipitaţie şi acumulări gravitaţionale. Formele de relief sunt create de eroziune şi de acumulare şi deci avem forme de eroziune şi forme de acumulare. 4.4.1. Procesele de meteorizare 4.4.1.1. Dezagregarea Dezagregarea şi alterarea sunt două procese diferite care se îmbină în natură, ducând la fărâmiţarea rocilor, chiar a celor mai dure. ▪ Dezagregarea prin variaţii de temperatură. Ea acţionează cu maxim de intensitate în ţinuturile aride şi semiaride din zona caldă şi temperată, în alte zone procesul este mai puţin accentuat. Condiţiile optime pentru desfăşurarea procesului sunt atunci când există o mare amplitudine termică a temperaturilor diurne, precipitaţii reduse şi vegetaţie rară. Nu orice schimbare de temperatură duce la dezagregarea rocilor, ci numai trecerile bruşte între temperaturile extreme duc la crăparea stâncilor. Prin încălzire se creează tensiuni în rocă când stratul superior se dilată, datorită rezistenţei pe care o opune forţa de coeziune care-l leagă de restul masei, apărând fisuri paralele cu suprafaţa rocii. Prin răcire stratul superior se contractă mai tare decât cel de dedesubt, luând naştere fisuri perpendiculare pe suprafaţa rocii. Majoritatea rocilor prezintă o sumedenie de planuri de fisurare. Ele sunt cauzate de modul de formare a rocilor. În rocile eruptive se întâlnesc linii de separare datorită texturii curgătoare sau procesului de răcire al magmei, când diversele elemente se separă unele de altele, dând aspecte caracteristice de coloane (bazalt) sau dale (granite). Rocile metamorfice prezintă o mai mică rezistenţă pe planurile de şistozitate, gresiile prezintă planuri de clivaj, la fel şi nisipurile argiloase etc. În roci se întâlnesc fracturi şi datorită eforturilor orogenetice, Fig. 7. Eroziunea gresiilor şi conglomeratelor pe fisuri şi planuri de clivaj – Kalambaka – Grecia tasării naturale sau gravitaţiei. (Foto: C. Grigoraş) 14  Rocile prezintă astfel, încă din perioada de formare şi înainte de a fi supuse agenţilor exogeni, o reţea naturală de fisuri (fig. 7). ▪ Dezagregarea prin îngheţ-dezgheţ se aseamănă cu procesul precedent, dar aici fenomenul se petrece în jurul temperaturii de 0° C şi mai intervine încă un element - apa. Apa prezintă două particularităţi importante în desfăşurarea acestui proces. În primul rând apa pătrunde foarte uşor în pori şi fisuri şi are cel mai mic volum la 4° C, iar cel mai mare la 0° C. (1 cm3 devine 1,1 cm3), acest fapt este contrar altor substanţe din natură. Apa pătrunsă în crăpături exercită o forţă extrem de mare asupra rocii atunci când îngheţă. O a doua particularitate a procesului de îngheţ-dezgheţ este aceea că apa îngheţă din afară spre interior, ne mai lăsând posibilitatea de a se dilata în sus ci numai lateral. Gheaţa lucrează ca o pană care lărgeşte crăpătura. Presiunea exercitată poate varia între 2040 şi 6000 kg / cm2. Important este şi modul cum acţionează gerurile asupra rocii. Gerurile mari, ca şi cele de lungă durată pătrund pe adâncime mare. Astfel, sunt crăpate şi cele mai puţin gelive roci (bazalte, calcare compacte). Marea frecvenţă a îngheţului şi dezgheţului repetat duce la dezagregarea rapidă a rocilor poroase. Rocile poroase sunt mai gelive decât cele compacte, astfel că eroziunea se manifestă diferenţiat. Aşa apar poliţele, prin înlăturarea rocilor mai moi de pe cele mai tari. Aceste forme sunt specifice ţinuturilor tabulare sau monoclinale. Când stratele sunt verticale se creează un relief de ziduri gigantice. În climatul temperat, fragmentarea stâncilor dă naştere custurilor - crestelor crenelate, întâlnite frecvent în Făgăraş şi Retezat. De asemenea se întâlnesc vârfurile piramidale rezultate în urma dezagregării şi care au poalele înecate în sfărâmături (Ex. vârfurile Peleaga, Bucura, Iezerul Mare, Păpuşa etc.) precum şi formele izolate numite turnuri, colţi sau ace. La baza stâncilor se creează un haos de pietre, rezultate prin rostogolire. Pe pantele mai mici se creează câmpuri de pietre, unele întinzându-se pe văile ce coboară din munte, ca nişte râuri de pietre. (exemplu: Valea Pietrelor din Retezat.) ▪ Dezagregarea prin umezire -uscare este specifică rocilor argiloase. Acestea îşi măresc volumul prin pătrunderea apei în jurul fiecărei particule, dar şi în interiorul particulelor în cazul mineralelor cu reţea cristalină expandabilă. Procesul de gonflare dă naştere la alunecări de strate sau la formarea elementelor structurale. Prin uscare, apar crăpături în formă poligonală. În câmpiile argiloase, fără scurgere, din ţinuturile aride procesul de umflare şi contractare duce la formarea de plăci cu margini rectilinii, numite tacâre în Asia Centrală sau sebca în Sahara. ▪ Dezagregarea prin acţiunea vieţuitoarelor Activitatea vieţuitoarelor are o influenţă însemnată prin larga lor răspândire teritorială. Acţiunea lor principală în ce priveşte dezagregarea este cea de fărâmiţare mecanică a rocilor aflate imediat sub sol. Rădăcinile adânci ale plantelor, prin marea lor putere de pătrundere, crapă rocile cele mai tari. Presiunea rădăcinilor asupra pereţilor unei crăpături în care au pătruns este de 30-50 kg/cm2. Animalele mărunţesc şi afânează rocile, făcând posibilă pătrunderea apei şi aerului în sol până la roca compactă. ▪ Dezagregarea cu ajutorul cristalelor - Cristalizarea unor substanţe din soluţiile care circulă în roci provoacă prin mărirea volumului crăparea rocii, trecerea unor substanţe din forme nehidratate în forme hidratate dezvoltă presiuni foarte mari, ce ajung la 100 sau 1000 atmosfere. În jurul eflorescenţelor de săruri se observă totdeauna o dezagregare foarte avansată. 4.4.1.2. Alterarea chimică Fărâmiţarea scoarţei terestre se produce şi prin procese de alterare sau descompunere chimică a rocilor. Spre deosebire de dezagregare, alterarea înseamnă transformarea unora dintre mineralele componente, care au anumite proprietăţi, în produse noi cu alte proprietăţi. Alterarea chimică este în funcţie şi de topografia reliefului, de natura rocilor, de climat, de vegetaţie şi de procesele biochimice din sol şi subsol. 15  Principalele procese prin care se produce alterarea chimică sunt: oxidarea, hidratarea, hidroliza şi carbonatarea. ▪ Oxidarea Procesul oxidării rocilor decurge cu ajutorul oxigenului din aer şi apă, prin care are loc formarea de oxizi şi hidroxizi ai metalelor, mai ales cei ai fierului. ▪ Hidratarea Hidratarea este procesul fizico-chimic prin care mineralele ajung să conţină apă. Hidratarea poate fi Fig. 8. Schema hidratării fizice a fizică şi chimică (fig.8). mineralelor (După N. Florea, 1963) ▪ Hidroliza Hidroliza constă în descompunerea unei sări sub acţiunea apei, formându-se acidul şi baza respectivă. Hidroliza constituie principalul proces prin care are loc alterarea silicaţilor. Hidroliza începe întâi prin debazificare, prin înlocuirea cationilor bazici cu hidrogen. În soluţie, cationii formează hidroxizi (NaOH, KOH) care atacă mineralul eliberând silicea, ce se depune sub forma unui praf albicios. Bazele reacţionează cu acidul carbonic din apă, formând carbonaţi de sodiu, potasiu sau calciu. Prin debazificare şi desilicifiere din silicatul primar se formează silicaţi secundari, numiţi minerale argiloase, care intră în alcătuirea argilei. Această ultimă fază a hidrolizei se numeşte argilizare. Uneori, hidroliza este aşa de puternică încât nu se mai formează minerale secundare, ci direct oxizi, hidroxizi şi săruri. ▪ Carbonatarea Carbonatarea reprezintă formarea carbonaţilor prin acţiunea apei încărcată în bioxid de carbon asupra mineralelor şi rocilor. Prin procesul de hidroliză, în prima fază se formează hidroxizi de K, Na, Mg, Ca etc., care în prezenţa bioxidului de carbon trec carbonaţi. ▪ Alterarea biochimică Alterarea biochimică se datorează vieţuitoarelor. Între organisme şi mediul ambiant există un schimb intens de materie şi energie, organismele iau substanţe şi energie pentru sinteza altor substanţe necesare vieţii şi eliberează substanţe şi energie în mediul ambiant. ▪ Dizolvarea Dizolvarea reprezintă un proces fizico-chimic care se produce concomitent cu alterarea şi în care agentul principal este apa. În prezenţa acesteia rocile se dizolvă mai repede sau mai încet sau deloc, în funcţie de compoziţia acestora. Un litru de apă poate dizolva la temperatura de 20° C 264 g sare. Gipsul se dizolvă mai greu, doar 0,014 g, iar calcarul se dizolvă şi mai puţin. Acţiunea de dizolvare depinde şi de temperatura apei, ea este cu atât mai mare cu cât şi temperatura este mai ridicată. Curs 4 4.4.2. Formele de relief rezultate în urma proceselor de dezagregare şi alterare Formele de relief apar numai după ce materialul distrus a fost îndepărtat de la locul iniţial. În multe cazuri, acţiunea de dezintegrare a rocii are loc concomitent cu deplasarea materialelor rezultate. Astfel, este pusă în evidenţă acţiunea selectivă a dezagregării şi alterării, prin ca re rocile mai moi sunt distruse mai repede decât cele mai tari. În cazul procesului de dizolvare, apa cu CO2 vehiculează în acelaşi timp carbonaţii şi bicarbonaţii dizolvaţi, forma de relief ia naştere odată cu dizolvarea. Dezagregările creează microforme pe pantele abrupte şi stâncoase. Cele mai cunoscute forme de relief formate prin procesele de dezagregare şi alterare sunt următoarele: Crestele zimţate, crenelate, custurile, crestele de cocoş sunt aliniamente de roci dure care au fost dezagregate la partea superioară, căpătând aspectul unei lame de fierăstrău. (Mţii Făgăraş, Mţii Piatra Craiului, Creasta Cocoşului din Gutâi). 16  Poliţele, brânele, surplombele sunt nişte trepte fixate pe stratele orizontale, rezultate în urma dezagregării diferenţiate a rocilor constituente. Rocile mai tari rămân în relief determinând apariţia acestor forme. Sunt frecvente în Bucegi, Ciucaş, Siriu, Ceahlău, masive constituite din gresii, conglomerate şi calcare. Stâncile sau blocurile oscilante, „ciupercile”, „babele”, „sfincşii”, „jandarmii”, piramidele „coafate” sunt proeminenţe în zone în care relieful are pante relativ mici, şi în care dezagregarea şi eroziunea eoliană şi pluvială modelează astfel de forme (Babele şi Sfinxul din Bucegi, Stânca oscilantă de la Igniş, piramidele „coafate” din Capadochia – Turcia (fig. 9) etc. Fig. 9. Piramide „coafate” în Valea Goreme – Capadochia, Turcia (Foto: C. Grigoraş) Pereţii verticali sau zidurile ciclopice s-au format în locurile unde stratele aduse de mişcările tectonice în poziţie verticală sunt erodate selectiv. Apare acest relief în alternanţele de gresii mai dure şi mai moi, cum sunt cele de pe Culmea Ivăneţului sau în Masivul Penteleu. Mările de pietre, torenţii de pietre, grohotişul sunt mase de roci dezagregate, dispuse pe suprafeţe plane, pe văi sau la baza versanţilor (Retezat, Căliman, Făgăraş, Bucegi etc.). Şanţurile, jgheaburile, strungile sunt forme de relief negative, rezultate în urma eroziunii diferenţiate în strate puternic înclinate, uneori chiar verticale. Stratele constituite din roci mai rezistente la eroziune rămân în relief, luând naştere o formă alungită cu lăţime de câţiva metri, dar care se întinde pe zeci şi sute de metri (Strunga Dracului din Făgăraş). Piepteni sau perii sunt proeminenţe fine, situate pe terenuri plane, rezultate în urma dezagregării lente a şisturilor cristaline. (Se întâlnesc în Munţii Semenic, în partea dinspre Bozovici). “Căpăţânile de zahăr” sunt proeminenţe granitice, rotunjite, cu dimensiuni de zeci sau sute de metri, care au rezistat mai bine alterării. Se întâlnesc în zona Rio de Janeiro. Alveolele, cuiburile şi fagurii apar mai ales pe gresii, dar şi pe calcare, rezultat al acţiunii vântului care spulberă materialul alterat. Poligoanele de crăpături sunt specifice arealelor cu depozite argiloase din regiunile semiaride, unde, după ploi, prin uscare rapidă materialele se contractă puternic apărând poligoanele de crăpături. Lapiezurile, puţurile de lapiezuri, pâlniile şi dolinele apar prin dizolvarea şi alterarea calcarului sau dolomitului. Ele sunt forme mici depresionare care apar pe versanţii calcaroşi sau pe feţele plane. Lapiezuri se întâlnesc şi pe versanţii munţilor constituiţi din sare. Saltelele granitice reprezintă blocuri granitice dreptunghiulare, desprinse pe linii orizontale şi care au muchiile şi colţurile rotunjite. Arena granitică reprezintă o masă de sfărâmături cu caracter nisipos. Tafonii sunt nişte excavaţii în rocile granitice de forma unei farfurii sau pâlnii. Se întâlnesc în Corsica şi Australia. Blocurile sferoidale reprezintă mase granitice desprinse din masivul stâncos (fig. 10) şi apoi au fost rotunjite după legea “colţurilor”. 17  Zidurile sau zidurile ciclopice sunt forme de relief asemănătoare celor formate pe gresii, dar care sunt rezultatul alterării diferenţiate, pe fisuri, a rocilor granitice. Patina deşertului reprezintă o crustă formată din săruri de fier, siliciu şi mangan, crustă ce acoperă rocile. Pălăriile de limonit rezultă din hidratarea hematitului, ce se găseşte în capul unor filoane de fier Fig. 10. Bloc rotunjit (După Gr. Posea şi colab., 1970, foto. E. Vespremeanu) 4.4.3. Scoarţa de alterare Roca compactă supusă proceselor de dezagregare şi alterare suferă o serie de transformări fizice şi chimice care duc la formarea în partea superioară a litosferei a unui strat afânat cunoscut sub denumirea de scoarţă de alterare. Scoarţa de alterare este formată din constituenţi primari şi secundari. Constituenţii primari reprezintă resturi din roca iniţială ce nu s-au alterat încă sau minerale rezistente la alterare (cuarţ, rutil, mică albă etc.). Constituenţii secundari sunt cei rezultaţi din alterarea mineralelor. Sunt reprezentaţi prin săruri, formate pe seama bazelor eliberate prin alterare, prin oxizi hidrataţi (silice, sesquioxizi) şi minerale argiloase. Structura scoarţei de alterare Deoarece acţiunea agenţilor externi se manifestă diferit cu cât Fig. 11. Structura pătrundem în interiorul scoarţei de scoarţei de alterare. alterare, ca urmare scoarţa de alterare are (După Gr. Posea şi colab., diferite aspecte pe verticală (fig. 11): 1970). ▪ Orizontul argilos este situat în 1. Orizont argilos, se formează solul; parte superioară, aici se produce 2. Orizont argilo-detritic; fărâmiţarea maximă, domină alterarea 3. Orizont de detritus; chimică şi se formează solul; 4. Rocă fisurată puternic; ▪ Orizontul argilo-detritic are o 5. Rădăcinile scoarţei de compoziţie variată, argilă + detritus. alterare; 6. Roca proaspătă. Conţinutul de detritus creşte spre adâncime; ▪ Orizontul cu detritus este constituit din blocuri mari, colţuroase, despărţite între ele, dar deplasate mecanic foarte puţin; ▪ Roca puternic fisurată reprezintă un orizont de grosime variată, acesta reprezentând de fapt crăpăturile ce pătrund în roca proaspătă. Aceste orizonturi variază ca grosime, unele pot lipsi, fiind condiţionate de pantă, climă şi rocă. 18  Curs 5 4.5. PROCESELE DE PANTĂ ŞI RELIEFUL CREAT DE ACESTEA Materialele rezultate în urma proceselor de dezagregare şi alterare sunt transportate la suprafaţa uscatului de diverşi agenţi. Prin îndepărtarea lor, se creează posibilitatea continuării acestor procese. Acolo unde sfărâmăturile nu sunt transportate, ele se acumulează şi începând cu o anumită grosime “critică” protejează roca împotriva meteorizării şi alterării în general. Mişcarea materialelor se face, cu excepţia vântului, sub impulsul gravitaţiei. Deplasarea materialelor sub influenţa gravitaţiei se realizează printr-un agent (râuri, gheţari, apa mării) sau prin autodeplasare. Această autodeplasare se numeşte deplasare de mase. Deplasările pe calea agenţilor au caracter liniar. 4.5.1. Forţele motrice ale deplasării Mobilul general al deplasărilor îl constituie gravitaţia. Cel mai adesea gravitaţia acţionează pe direcţia unghiului de pantă şi mai puţin vertical. Panta joacă un rol deosebit în mişcare, cu cât panta este mai mare cu atât forţa gravitaţiei se manifestă mai puternic. Forţele care pot provoca trecerea de la starea de repaus la cea de mişcare se numesc forţe motrice. Acestea sunt: greutatea maselor, procesele de schimbare de volum, presiunea şi acţiunea rădăcinilor plantelor şi acţiunea animalelor. Forţa care se opune mişcării este forţa de frecare. ▪ Greutatea maselor Pentru depăşirea stării de repaus sau punerea în mişcare a maselor este nevoie de o forţă mai mare decât cea necesară deplasării unei mase deja în mişcare. Forţa ce trebuie aplicată pentru pornirea unei mase, la pantă egală, este cu atât mai mare cu cât greutatea masei este mai mare. La aceeaşi greutate a masei, forţa necesară declanşării mişcării este mai mică dacă panta este mai mare. Fiecărei mărimi a greutăţii masei dezagregate îi corespunde o înclinare maximă determinată, la care ea rămâne încă în repaus. Această înclinare a fost numită de W. Penck, pantă limită. Creşterea greutăţii (îngroşarea scoarţei de alterare sau îmbibarea cu apă) poate duce la depăşirea pantei limită şi la punerea masei în mişcare. ▪ Modificările de volum ale maselor Modificările de volum conduc totdeauna la deplasări spre partea de jos a versantului. În cazul dilatărilor, se creează tensiuni care împing materialele în jos, iar în cazul contractărilor, se creează goluri care atrag materialele tot în jos. Modificările de volum se petrec datorită oscilaţiilor de temperatură (insolaţie, îngheţ-dezgheţ) sau prin modificarea stării de umezire a masei, ce poate produce gonflarea sau contractarea materialelor. ▪ Presiunea rădăcinilor şi acţiunea animalelor Mărirea volumului rădăcinilor duce la împingerea materialelor pe pantă, iar animalele, atât cele din masa materialului cât şi cele de la suprafaţă, duc atât la creşterea greutăţii cât şi la deplasarea de materiale. 4.5.2. Factorii care influenţează deplasarea Deplasarea depinde de pantă, coeziunea rocilor, frecare şi vegetaţie. ▪ Panta - reprezintă elementul prin care se realizează acţiunea forţei de gravitaţie. Cu cât panta este mai mare, cu atât forţa care se exercită asupra particulelor este mai mare. Panta se manifestă nu atât prin sine, cât mai ales prin proprietăţile rocii şi coeficientul de frecare. ▪ Coeziunea rocilor - adică legătura dintre particulele ce o compun, este cea care determină rezistenţa terenurilor la deplasare. Coeziunea poate varia mult, de la rocile cu coeziune mare de tipul andezitului sau bazaltului, până la rocile lipsite de coeziune, cum sunt nisipurile sau pietrişurile. Între acestea sunt rocile pseudocoezive, din care fac parte argilele şi marnele care atunci când sunt uscate prezintă însuşiri de roci coezive, iar când se îmbibă cu apă 19 îşi pierd coeziunea şi devin uşor deplasabile. Loessul şi formaţiunile loessoide au de asemenea o anumită coeziune, dând naştere la pereţi abrupţi, verticali. Coeziunea rocilor este cauza principală care duce la evoluţia morfologică diferenţiată, la crearea de reliefuri petrografice şi structurale, prin dezvoltarea eroziunii diferenţiate. ▪ Frecarea - Între particulele elementare în deplasare există o frecare internă, iar între masele în mişcare şi patul pe care are loc mişcarea există o frecare externă. Frecarea internă este în funcţie de mai mulţi factori: – Ea este mai mare cu cât suprafaţa totală de contact este mai mare, deci cu câ t sfărâmăturile vor fi mai mici. – Frecarea creşte odată cu mărirea presiunii care se exercită asupra particulelor. La orizonturile de suprafaţă frecarea este mică şi ea creşte treptat în adâncime. – Frecarea descreşte către partea de sus a versantului, este mai mică pe pantele mari şi mai mare pe pantele mici. – Frecarea creşte cu cât elementele scoarţei de alterare sunt mai colţuroase şi este mai mică la elementele bine rotunjite. – Frecarea la materialele deja în mişcare este mai mică decât la cele în repaus. – Apa prezintă o mare importanţă la micşorarea coeficientului de frecare. Apa poate transforma argila într-o pastă fluidă care alunecă sau curge cu uşurinţă, coeficientul de frecare fiind foarte redus. ▪ Vegetaţia acţionează asupra deplasării materialelor pe pantă prin reducerea evacuării acestora prin spălări de suprafaţă. Ea atenuează forţa de cădere a picăturilor de ploaie, se opune concentrării scurgerii, face ca apa să se infiltreze lent şi adânc în scoarţa de alterare şi întârzie topirea zăpezii. Vegetaţia asigură prepararea de particule tot mai fine şi evacuarea lor aproape permanent, uniformizând evacuările pe toată suprafaţa. Vegetaţia joacă rol de frână împotriva deplasării eoliene a materialelor. 4.5.3. Tipurile de deplasări În timp s-au făcut diferite clasificări ale deplasărilor, dar cea mai uzuală este cea care are în vedere viteza de deplasare. Deplasările au fost împărţite în deplasări bruşte şi deplasări lente. 4.5.3.1. Deplasările bruşte Deplasările bruşte se subdivid în trei categorii: prăbuşiri, alunecări şi curgeri. Prăbuşirile Prăbuşirile sunt căderi bruşte de mase, în care frecarea este redusă la maximum, forţa de gravitaţie acţionând cu mare eficienţă. După cantitatea de material care se deplasează, prăbuşirile sunt individuale şi în masă. ▪ Prăbuşirile individuale sau rostogolirile sunt acelea în care desprinderea şi punerea în mişcare se face individual, porţiune cu porţiune, bolovan cu bolovan. Deplasarea se poate face prin cădere liberă, când versantul se apropie de 90° sau prin rostogolire când panta este mai mică. Prăbuşirile individuale se întâlnesc mai ales în zonele reci periglaciare, aride, semiaride, în poţiunile stâncoase ale munţilor şi podişurilor. Bucăţile ce cad se acumulează la baza pantei formând grohotişurile. Ele se dispun sub formă de conuri de grohotiş sau trene de grohotiş. Grohotişurile sunt alcătuite din materiale de diferite dimensiuni. Cele mai grosiere, mai mari, sunt în partea inferioară a trenei sau conului, iar cele mai mici, în partea superioară. Panta patului de grohotiş are aceleaşi aspect ca suprafaţa grohotişului, dar diferă ca înclinare. ▪ Prăbuşirile de mase - reprezintă căderi bruşte ale unor mari cantităţi de material. Acestea se petrec întâmplător, acolo unde panta limită a fost depăşită. Prăbuşirile de mase pot fi cauzate de cutremure, erupţii, explozii, eroziune la baza versantului, ploi, furtuni, pânze subterane de apă, alternanţe de strate moi şi dure, mărirea presiunii de deasupra sau din spate. Prăbuşirile frecvente se petrec pe versanţii văilor din zona muntoasă sau din podiş, în zona falezelor marine, 20 pe versanţii vechilor văi şi circuri glaciare sau din zonele de carst. De asemenea, au loc prăbuşiri ca urmare a golurilor create de exploatările miniere, de petrol sau de ape subterane. După formă, prăbuşirile se împart în: prăbuşiri de stânci uriaşe, torenţii pietroşi, prăbuşiri de versanţi şi prăbuşiri de roci neconsolidate. Alunecările Alunecările sunt o formă de evacuare rapidă a materialelor de pe versanţi, specifică pantelor cu înclinare relativ mare. Alunecările afectează nu numai scoarţa de alterare, ci, adesea şi stratele de rocă subiacentă. Acest proces este legat mai ales de formaţiunile argiloase şi de umezirea puternică a materialului. Cauzele care conduc la declanşarea alunecărilor sunt legate de rocă, pantă, mărirea greutăţii locului, cutremurele de pământ, eroziunea laterală a râurilor sau adâncirea lor şi defrişările de pădure. ▪ Rocile cele mai predispuse la alunecare sunt cele poroase, puţin coezive, bogate în coloizi şi care au crăpături. În această categorie intră argilele şi marnele. Alunecările se produc şi acolo unde argilele sau marnele alternează cu alte tipuri de roci (ariile subcarpatice constituite din formaţiuni de fliş sau zonele de podiş, constituite din alternanţe de roci friabile). ▪ Panta intervine prin intermediul altor cauze, ce duc la depăşirea limitei de stabilitate. ▪ Cutremurele de pământ creează adesea fisuri în stratele de rocă, prin care apa din precipitaţii poate pătrunde pe adâncime mare şi îmbibă astfel rocile din adâncime şi pot declanşa alunecări de teren, dacă rocile argiloase sunt deja pregătite pentru alunecare. ▪ Defrişările de păduri pregătesc alunecările prin faptul că apa de precipitaţii pătrunde cu uşurinţă în roci. Pădurea constituie o frână în calea dezvoltării alunecării, dar nu le poate împiedica total. Atunci când sarcina masei a devenit foarte mare, chiar terenuri bine împădurite pot aluneca. ▪ Eroziunea râurilor se manifestă prin adâncirea talvegului şi prin eroziunea laterală. Eroziunea laterală duce la mărirea înclinării bazei versantului şi la posibilitatea depăşirii pantei limită. Eroziunea laterală se observă bine la râurile meandrate care slăbesc versantul în zona buclei meandrului, în aceste porţiuni întâlnindu-se frecvent alunecări. Eroziunea verticală îndepărtează materialele ajunse în albie, măreşte panta versantului şi face să afloreze noi strate de roci şi pânze acvifere. Aceste ape se pun în mişcare prin izvoare, iar stratele argiloase devin mai mobile şi alunecă. ▪ Climatul intervine şi el în accentuarea alunecărilor. Perioadele secetoase pot crea crăpături în masa rocii, ceea ce permite infiltrarea unei mai mari cantităţi de apă în perioadele ploioase. Îngheţul şi dezgheţul din climatul periglaciar poate schimba alternativ structura fizică şi volumul argilelor, facilitând infiltrarea apei şi mai departe declanşarea alunecărilor. Declanşarea şi forma alunecărilor Alunecările se declanşează brusc sau sunt premerse de unele fenomene ca: apariţia de crăpături perpendiculare pe direcţia alunecării, apariţia de izvoare sau dispariţia altora, apariţia unor denivelări sau zgomote subterane, ceea ce arată că sunt deja unele modificări în substrat. Alunecarea începe din partea superioară, unde rămâne o nişă sau o râpă de alunecare sau de desprindere. Aceasta apare ca un perete abrupt, rectiliniu, curb sau frânt. Alteori, alunecarea se produce de la bază, impusă mai ales de pânzele freatice, şi apoi are loc desprinderea din partea superioară. Corpul alunecării se deplasează pe un uluc (jghiab) de alunecare care prezintă laturi abrupte, dispuse longitudinal, iar baza lui se numeşte pat de alunecare, format din argile sau marne. Corpul alunecării prezintă microforme caracteristice: ondulări, crăpături, depresiuni lacustre temporare, trepte, brazde etc. Partea terminală a alunecării se numeşte fruntea alunecării. Ea se prezintă mai înălţată decât zonele din jur şi are aspectul unui con de dejecţie. 21  Tipurile de alunecări Alunecările de teren sunt clasificate după formă, după adâncimea afectată, după raportul cu structura geologică, sau după punctul de început al alunecării. ▪ Alunecările de deasupra solului - se referă la deplasările pe care bucăţi de rocă dură, din strate ce stau peste o pătură argiloasă, alunecă periodic pe solul din aval, atunci când acesta este umezit. ▪ Alunecările din pătura de sol sunt provocate de dezgheţ pe o pătură încă îngheţată sau de o umezire mare a solului. În primul caz alunecarea se numeşte solifluxiune şi constituie forma cea mai tipică de alunecare a solului. Ea este o formă de deplasare lentă şi va fi tratată la capitolul respectiv. A doua formă se manifestă mai ales primăvara şi toamna şi poate îmbrăca aspectul unor ondulări sau brazde ce iau naştere prin ruperea păturilor de sol înierbate. Această formă de alunecare se întâlneşte mai ales în partea superioară a bazinelor văilor torenţiale. ▪ Alunecările în pătura de alterare se întâlnesc pe pantele din regiunile deluroase sau de podiş folosite ca păşuni sau fâneţe. Alunecarea cuprinde o râpă de desprindere arcuită, de câţiva metri sau zeci de metri şi o adâncime de 1-3 m, după care urmează o serie de brazde de alunecare care coboară pe versant sub forma unei elipse sau limbă (fig. 12). Ele nu Fig. 12. Alunecări în pătura de alterare (După Gr. au evidenţiată o frunte de alunecare şi nu ajung Posea şi colab., 1970) până la baza versantului. ▪ Alunecările ce afectează roca se produc pe strate argiloase sau pe complexe de strate în care sunt intercalate argile. În primul caz râpa de desprindere nu este mare, corpul alunecării are ondulări de suprafaţă, masa alunecă pe un jgheab delimitat de crăpături longitudinale distincte. Alunecarea are aspectul unei limbi ce se opreşte în lunca râului. În timp, ea poate fi drenată de un torent sau pârâu şi treptat să se stabilizeze. Alunecările de complexe de strate sunt mai puternice şi în general catastrofale. Ele se împart în alunecări consecvente şi asecvente (fig. 13). ▪ Alunecările consecvente se declanşează mai uşor, înclinarea stratelor favorizând deplasarea masei de pământ. Ele se produc pe pante chiar medii şi mici, singura condiţie fiind ca stratul de argilă să afloreze în versantul văii. Fig. 13. Alunecări consecvente şi asecvente potenţiale Fig. 14. Val de alunecare (a), cu evoluţie în (După Gr. Posea şi colab., 1970) copârşaie (b) (După Gr. Posea şi colab.,1970) 22  ▪ Alunecările asecvente se petrec pe capul stratelor, deci contrar înclinării lor. Are loc, de fapt, surparea de roci care apoi alunecă. Alunecările de complexe de strate au forme variate, de limbă, de valuri, ştrangulate, în trepte foarte alungite etc. Aceste alunecări afectează strate cu grosimi de zeci de metri. Ele se mai numesc glimee. În zonele de podiş cu structuri tabulare sunt frecvente alunecările în valuri (fig. 14). Ele sunt tipice Transilvaniei. Prin eroziune, din aceste valuri rămân doar nişte mameloane, numite grueţi sau ţiglăi, când sunt ascuţite. Prin eroziune torenţială, baza versantului poate fi atacată şi un nou val se poate declanşa. Curgerile ▪ Curgerile de lave - Magma din adâncul scoarţei, în stare topită la peste 1000°C, când iese la suprafaţă curge ca un lichid vâscos, incandescent. ▪ Curgerile de cenuşă vulcanică au loc în timpul sau după erupţiile vulcanice, când apa lacurilor formate în craterul vulcanului este aruncată afară sau precipitaţiile bogate formează torenţi noroioşi pe pantele craterului, torenţi în care cenuşa reprezintă 80%. ▪ Curgerile de nisip - Nisipul este o rocă deosebit de permeabilă. Când se suprasaturează cu apă, fiecare particulă se înconjoară cu o peliculă de apă în care ea “pluteşte”. Apariţia curgerilor de nisip este favorizată de existenţa unui pat impermeabil dispus sub ele, pat ce impune acumularea apei în pătura de nisip pe care o suprasaturează. În stratele groase de nisip, curgerea se poate realiza la nivelul stratului acvifer, acolo unde acesta iese la zi. ▪ Curgerile noroioase sau torenţii noroioşi, sunt mase argiloase îmbibate cu apă care depăşesc limita superioară a plasticităţii şi încep să curgă. Ca formă de relief, torentul noroios are un bazin de alimentare, un canal de curgere bine delimitat care prezintă o lăţime de câţiva metri, iar în partea inferioară are un con de împrăştiere, ce se clădeşte pe primul loc neted, terasă sau luncă, de zeci sau sute de metri lăţime (fig. 15). Deplasarea se face relativ rapid, câţiva metri pe zi sau chiar pe oră. Fenomenul este favorizat în arealele despădurite şi cu păşunat intensiv. Cele mai frecvente declanşări de torenţi noroioşi au loc primăvara când se topesc zăpezile. În ţara noastră torenţii noroioşi sunt frecvenţi mai ales în Subcarpaţi şi în Podişul Moldovei. Fig. 15. Torent noroios (După Gr. Posea şi colab., 1970) Curs 6 4.5.3.2. Deplasările lente Ele se produc pe versanţi cu pantă foarte mare cât şi pe cei cu pantă foarte mică (2-3°). Ele au loc în special pe versanţi cu pantă uniformă şi care prezintă o pătură de alterare. Mişcarea maselor are loc datorită schimbărilor de temperatură, umezirea şi uscarea particulelor argiloase, îngheţul şi dezgheţul, excesul de umiditate, presiunea rădăcinilor, acţiunea animalelor, îngroşarea şi creşterea greutăţii păturii de alterare şi toate au loc sub acţiunea gravitaţiei. ▪ Deplasările uscate lente sunt specifice regiunilor aride şi semiaride. Se observă pe pante mai mici de 25°. Mişcarea se face fără intervenţia apei, sub influenţa gravitaţiei, cauza fiind variaţiile de temperatură care mărunţesc roca în permanenţă. Prin aceasta roca îşi modifică volumul şi greutatea, ceea ce duce la reorganizarea continuă a păturii de alterare. În acelaşi timp, 23 materialele alohtone, ce vin din partea de sus a versantului, sunt amestecate cu cele autohtone. Se observă, de asemenea, că materialele mai grosiere, mai grele, coboară în adâncime, iar cele mai fine urcă spre suprafaţă. Datorită neuniformităţii versanţilor au loc concentrări de pietriş, formându-se un fel de văiugi de pietre. Văiugile se pierd în aval în pătura de dezagregare de la poalele versantului, unde formează conuri aplatizate foarte extinse. ▪ Creepingul reprezintă o automişcare de rearanjare lentă, dar continuă a fiecărei particule în raport cu cele din jur. Mişcarea este întâmplătoare şi depinde de circumstanţe locale. Nu există o acumulare de viteze şi deci, nici o accelerare a deplasării. Aceste mişcări se produc datorită schimbărilor de volum cauzate de variaţiile de temperatură şi umiditate, de îngheţ şi dezgheţ, de activitatea plantelor şi animalelor. Fig. 16. Rezistenţa (A) şi îndoirea pomilor Fig. 17. Aplecarea arborilor provocată de creeping prin creeping (După Gr. Posea şi colab., 1970) (După Gr. Posea şi colab., 1970) Mişcarea este mai puternică în stratul de la suprafaţă şi este tot mai mică spre adâncime, unde şi rocile sunt mai puţin alterate. Creepingul are loc mai ales pe terenurile cu pantă moderată şi acoperite cu vegetaţie. Rădăcinile arborilor şi plantelor erbacee prin creşterea sau putrezirea acestora provoacă creeping. Pe seama fenomenului de creeping este explicată înclinarea sau îndoirea copacilor (fig. 16 şi 17). Unii dintre ei, care sunt mai bine ancoraţi în substrat, reuşesc să oprească particulele, acestea acumulându-se în spatele lor sub forma unei trepte. ▪ Deraziunea sau încovoierea capetelor de strat Acest fenomen se produce pe strate puternic înclinate, dar cu înclinare inversă faţă de panta generală a reliefului (fig. 18). Deraziunea este evidentă în stratele subţiri, cu densităţi medii (gresii, şisturi) care alternează cu strate mai moi. Încovoierea stratelor are loc datorită păturii de alterare în mişcare, a unui material solid care se află în mişcare pe un alt material solid. Deşi este o mişcare mecanică, ea nu provoacă zgârieturi sau şlefuiri, semn că mişcarea este foarte înceată, încadrându-se deplasărilor lente. Această deplasare nu are loc pe un plan delimitat, ca în cazul Fig. 18. Deraziunea – îndoirea stratelor alunecărilor de teren, care să fie zgâriat sau şlefuit. (După Gr. Posea şi colab., 1970) Pătura de alterare presează pe capetele de strat în direcţia de înclinare a versantului, îndoind stratele şi rupând bucăţi din ele, pe care le antrenează în mişcare. La noi în ţară fenomenul este frecvent în zona subcarpatică şi carpatică, dar şi în zonele de podiş, piemontane şi de câmpie. ▪ Solifluxiunea este o deplasare superficială a terenului care se produce lent, pe sub covorul vegetaţiei ierboase. Fenomenul este pus în evidenţă în partea finală a mişcării, unde se formează movile neregulate. Solifluxiunea este un proces care se întâlneşte mai ales în regiunile reci, polare, unde subsolul rămâne îngheţat în scurta vară polară. El este răspândit şi în regiunile 24 temperate, mai ales în zonele muntoase, unde se pot realiza condiţiile producerii fenomenului. Pentru ca solifluxiunea să se producă, trebuie ca solul să conţină un procent destul de ridicat de particule fine. De asemenea, relieful să prezinte pante de 5-10°, dar în zonele polare fenomenul se întâlneşte şi pe pante de 3-5° sau chiar mai mici. Solifluxiunea are loc prin dezgheţarea păturii superficiale a scoarţei de alterare, a solului, în timp ce subsolul rămâne îngheţat. Acest strat îngheţat este impermeabil, astfel că apa rezultată din topirea zăpezii şi din dezgheţul solului îmbibă foarte puternic orizontul superior dezgheţat, trecându-l în final în stare semifluidă. Punerea în mişcare a materialului depinde de grosimea stratului dezgheţat, de pantă, de densitatea şi profunzimea rădăcinilor de iarbă. La noi în ţară, procesele de solifluxiune au loc mai ales în zona pajiştilor alpine, unde procesul este pus în evidenţă de prezenţa microreliefului de muşuroaie înierbate ▪ Sufoziunea este procesul de deplasare a particulelor de material sub presiunea exercitată de curgerea apelor subterane. Transportul subteran de materiale duce la formarea în adâncime de cavităţi, care cu timpul produc surpări şi apariţia la suprafaţa terenului a unor forme negative numite pâlnii de sufoziune. Denumirea provine de la cuvântul latinesc „suffodio” a săpa pe dedesubt. Pentru dezvoltarea procesului sufozional este necesară prezenţa unei roci poroase, de tipul loessului sau depozitelor loessoide, sau a nisipurilor fine slab cimentate sau a nisipurilor argilo- prăfoase. De asemenea, dacă roca de bază este impermeabilă şi slab înclinată ea favorizează sufoziunea prin faptul că asigură un drenaj lateral activ. Climatul semiarid, cu ploi torenţiale, duce la infiltraţii puternice prin stratul de loess, ajungând să se formeze la baza loessului şuvoaie puternice care activează puternic procesul de sufoziune. Fig. 19. Pâlnii de sufoziune Fig. 20. Pâlnie de sufoziune – secţiune (După Gr. Posea şi colab., 1970) (După Gr. Posea şi colab., 1970) Procesul sufozional începe printr-o scurgere rapidă a apei ce se infiltrează în roca friabilă, care are loc pe crăpăturile apărute după o perioadă lungă secetoasă, sau prin golurile create de dizolvarea calcarului din loess şi îndepărtarea lui. Pe aceste trasee apa se infiltrează şi se concentrează la bază. Circulând sub formă de şuvoaie apa erodează puternic malurile şi formând tunele subterane. Reţeaua subterană se extinde regresiv sub câmpul de loess, captând alte firicele de apă care se infiltrează. Un aparat sufozional se compune în partea superioară dintr-o adâncitură de 3-4 m (uneori 5-6 m) diametru şi adâncă cam la jumătate din diametru pâlniei (fig. 19), urmează un canal vertical îngust ce ajunge până la nivelul apei freatice, acesta este hornul de sufoziune (fig. 20). De obicei, aparatele sufozionale se înşiruie în lungul traseelor principale de curgere a apelor freatice. Acestea creează prin eroziune hrube sufozionale, înalte de 0,5-2 m. Pâlniile de sufoziune sunt dispuse adesea pe unele aliniamente care marchează tunelul subteran. Cursurile subterane debuşează în lunca unei văi. Prin eroziune torenţială şi prin prăbuşiri, pâlniile dispar, fiind incluse la o vale în formare – vale sufozională (fig. 21 şi 22). 25 Fig. 21 Formarea unei văi de sufoziune Fig. 22. Înaintarea răsfirată a ravenelor prin (După Gr. Posea şi colab., 1970) sufoziune (După Gr. Posea şi colab., 1970) Cele mai tipice forme de sufoziune se întâlnesc în Câmpia Română, pe malurile din loess ale văilor din Câmpia Burnasului, în zona Brăila – Galaţi pe malul dunărean, în Dobrogea pe valea Carasu şi pe multe alte văi. ▪ Tasarea este un proces prin care se produc scufundări de mică amploare la suprafaţa pământului, datorită micşorării volumului rocilor cauzate de acţiunea diferiţilor factori. Denumirea procesului provine de la cuvântul francez tassera – a se îndesa. Tasările se petrec mai ales pe suprafeţe orizontale, ducând la îndesări de sus în jos. Rocile pe care au loc tasările sunt cele friabile, afânate, poroase de tipul loessului, depozitelor loessoide, argilelor nisipoase, depozitelor deluviale sau aluviunilor. Prezenţa golurilor, porilor din roci face ca sub greutatea materialelor volumul acestora să se micşoreze. Procesul se accentuează atunci când intervin factori externi, construcţii, alunecări, saturare cu apă etc. Tasările produse prin intermediul apei se petrec mai ales pe loessul şi depozitele loessoide din zona de stepă. Procesul începe prin îndepărtarea sărurilor solubile şi apoi a carbonatului de calciu, ce prezintă în loess un procent de cca. 10-12 %. Prin îndepărtarea lui din masa loessului, aceasta îşi reduce prin urmare volumul. De asemenea, lipsa calciului, care are efect coagulant asupra particulelor minerale, duce la modificarea structurii loessului cu aşezarea particulelor tot mai strânsă (fig. 23). Procesul acesta continuă cu migrarea părţii celei mai fine, a argilei, dar aceasta începe după îndepărtarea calciului din complexul adsorbtiv al orizontului de suprafaţă. Fenomenul este evident în arealele situate într-un climat mai umed. Dacă în climate semiaride – de stepă – tasarea este realizată doar prin îndepărtarea CaCO3 şi modificarea structurii depozitului, în climate semiumede şi umede ea este realizată şi prin migrarea argilei. În acest caz, debazificarea orizontului superior este foarte avansată, are loc o migrare a argilei, rămânând în loc mai ales particulele de praf şi nisip, care Fig. 23. Secţiune transversală printr-un crov (După sunt lipsite de peliculele coloidale de argilă. M. Grigore, 1970) 1 şi 2 reprezintă faze în adâncirea crovului Urmare a procesului de tasare la suprafaţa terenului se formează acele excavaţii, denumite crovuri. Ele au dimensiuni de la câţiva metri diametru la zeci şi chiar sute de metri. Se întâlnesc însă şi crovuri mult mai mari, de câţiva kilometri diametru, acestea purtând denumirea de găvane sau padine. Uneori, prin îngemănarea crovurilor, facilitată şi de o anumită pantă a reliefului, iau naştere văiugi de tasare. Cele mai răspândite areale cu forme tipice de tasare, crovuri şi padine se întâlnesc în Câmpia Română, în Dobrogea, în Câmpia Vingăi şi în Câmpia Semlacului. 26  4.6. PLUVIODENUDAŢIA Pluviodenudaţia este un proces specific versanţilor, prin care particulele de la suprafaţa scoarţei de alterare sunt deplasate de acţiunea apei din ploi sau din topirea zăpezilor. Este un proces care se desfăşoară areal, mişcarea aceasta, sub acţiunea unui agent, nu a ajuns la stadiul de curgere concentrată. Pluviodenudaţia cuprinde o acţiune de izbire, dislocare şi împrăştiere a particulelor de către picăturile de ploaie şi una de transport pe pantă. Acţiune eficientă o au ploile torenţiale, mai ales acolo unde ating direct suprafaţa solului. Ea este puternică în regiunile semiaride, unde vegetaţia este rară sau solul este desţelenit. De asemenea, pluviodenudarea este puternică în perioada topirii zăpezilor sau în timpul averselor de ploaie. Acţiunea de izbire a picăturilor de ploaie are ca efect deplasarea şi împrăştierea particulelor de la suprafaţa solului. Ea depinde de mărimea picăturii şi de viteza cu care cade. Cea mai eficientă frână în desfăşurarea procesului este vegetaţia. Dacă ploaia este de intensitate mare, abundenţa apei căzute face ca ea să se deplaseze sub forma unei pânze sau unde. Această deplasare la suprafaţa solului sub formă de pânză, face ca apa să antreneze particulele de la suprafaţă. Procesul acesta se numeşte eroziune areolară, eroziune difuză sau ablaţie. Eroziunea areolară depinde de climă, vegetaţie, pantă, lungimea versantului şi rocă. ▪ Clima acţionează prin tipurile de ploaie, dintre care doar cele torenţiale au efect denudaţional, prin faptul că apa care nu s-a putut infiltra, se scurge la suprafaţa solului şi dă efecte de spălare. Importanţă mare o are momentul de maximă intensitate al ploii, pentru că de el depinde gradul de spălare. Astfel, dacă momentul maxim este la mijlocul sau către sfârşitul ploii, atunci denudaţia va fi mare, pentru că solul s-a îmbibat cu apă şi capătă o permeabilitate foarte mică. De obicei, prima ploaie torenţială care vine după un sezon secetos, are un efect denudaţional foarte mare, deoarece solul fiind puternic uscat, aerul din sol la începutul ploii are efect de impermeabilizare a stratului superficial. Dacă volumul de apă căzut într-un timp scurt este foarte mare, scurgerea sub formă de pânză se poate transforma în scurgere sub formă de undă sau de val. Aceasta are o putere de denudare şi mai mare, deoarece scurgerea, din laminară devine turbulentă. ▪ Vegetaţia se opune atât scurgerii sub formă de pânză cât şi efectelor sale denudaţionale. Pădurea reţine o mare cantitate de apă pe coronamentul arborilor, o parte ajunge la sol şi se infiltrează, iar altă parte se evaporă. Zăpada se topeşte mai lent în pădure, se infiltrează aproape toată apa, deoarece sub pădure substratul rămâne adesea neîngheţat. În cazul terenurilor desţelenite, cantitatea de sol îndepărtată prin spălare este foarte mare, mai ales primăvara, când topirea bruscă a zăpezii sau ploile care cad pot duce la o eroziune puternică, mai ales dacă fenomenul se petrece când substratul este încă îngheţat. ▪ Înclinarea versantului şi lungimea mai mare a acestuia fac ca viteza de scurgere să crească. Spălarea este mai intensă pe pantele mai mari şi spre baza versantului, deoarece în partea inferioară scurgerea este cumulativă şi efectul este mai mare. Forma versantului are de asemenea importanţă, pe versanţii convecşi apa tinde să se disperseze, deci eroziunea este mai slabă, pe când pe cei concavi sau sub formă de bazinet, apa se concentrează şi eroziunea este mai puternică. Pe un versant în trepte eroziunea este mai slabă ca pe unul liniar, deoarece treptele micşorează viteza. Versanţii mai lungi sunt mai intens erodaţi decât cei scurţi. Pentru că pe ei spălarea creşte datorită cumulării apei venită din amonte. ▪ Roca este un factor pasiv, dar denudaţia acţionează mai intens pe rocile afânate, care sunt mai friabile. Cele care permit o infiltraţie rapidă a apei (nisipul, pietrişul) reduc spălarea. Efectul vizibil al ablaţiei este spălarea părţilor înalte ale reliefului şi acumularea materialelor în părţile mai joase. Eroziunea areolară se manifestă şi în partea joasă a versantului, dar în momentele maxime de scurgere, spre sfârşitul ploii, aspectul general însă este acumulativ. 27  4.6.1. Unităţile funcţionale ale versantului Acţiunea de modelare a versanţilor se petrece diferenţiat pe diferitele sale părţi. În partea superioară a versantului, predomină spălarea şi autodeplasarea. În partea mijlocie, unde pătura de alterare este mai groasă datorită aportului de materiale venite de mai sus, la procesele de spălare şi autodeplasare amintite se adaugă şi deraziunea. În partea inferioară a versantului, datorită unui surplus de apă, procesul dominant este cel de spălare şi evacuare în soluţie a materialelor, iar în bază predomină evacuarea, proces realizat prin transportul efectuat de apele curgătoare. Pe un versant cu profil regulat, se deosebesc din punct de vedere al înclinării, al uniformităţii suprafeţei, al structurii şi compoziţiei materialelor şi al proceselor denudaţionale trei unităţi transversale: superioară, medie şi inferioară. Materialele ce le acoperă au fost denumite eluvii, deluvii şi coluvii. Eluviile sunt materiale dezagregate şi alterate rămase pe loc. Ele au dimensiuni variate, de la blocuri la nisip, praf sau argilă. Deluviile sunt materiale coborâte din părţile superioare ale versantului, cu o structură şi compoziţie diferită de roca subiacentă şi care sunt supuse unei mişcări lente sau rapide când apar unele dezechilibrări. Mişcările dominante sunt cele de creeping, deraziune, spălare, alunecări sau curgeri noroioase. În acest sector al versantului principalele procese sunt cele de evacuare. Coluviile sunt materiale acumulate la baza versanţilor. Panta suprafeţelor coluviale este mică. Suprafaţa coluviilor este netedă, materialele coluviale fiind predominant fine, prezintă o umiditate mai ridicată, ceea ce accentuează procesele de alterare. Când coluviile au grosimi mari, alterarea rocii subiacente este încetinită sau chiar oprită. Atunci când în cadrul coluviilor se intercalează şi conuri de dejecţie ale unor organisme torenţiale (proluvii), se formează un glacis coluvio-proluvial. Curs 7 4.7. RELIEFUL CREAT DE APELE CURGĂTOARE TEMPORARE Prin apă curgătoare se înţelege orice organism hidrologic, indiferent de mărimea lui, care se realizează printr-o scurgere unitară, concentrată pe o fâşie de teren, denumită talveg, albie, vale. Apele curgătoare pot fi permanente şi temporare. Apa curgătoare este un agent principal al modelării reliefului, deoarece transportă către ocean materialul erodat de către toţi ceilalţi agenţi sau prin diverse procese geomorfologice. 4.7.1. Şiroirea Scurgerile la suprafaţa uscatului îmbracă la început forma de pânză sau scurgere difuză, care apoi trece treptat în scurgeri concentrate, aşa numitele torente. Între aceste două categorii se intercalează şiroirea, având loc trecerea de la eroziunea în suprafaţă la cea lineară. Şiroirea este foarte răspândită în climatele semiaride sau semiumede unde aversele scurte de ploaie sunt foarte frecvente. De asemenea, în climatul temperat, terenurile în pantă şi dezgolite de vegetaţie sunt foarte expuse