CAPITOLUL 12

PAGE 208

CAPITOLUL 12

S I S T E M U L

m o r f o g e n e t i c

g l a c i a r (Smg)Noiuni generale. Modul de formare a gheii. Limita zpezilor perene i limita glaciaiei. Clasificarea ghearilor. Clasificarea ghearilor pe baza criteriului morfologic. Calotele glaciare. Cmpurile glaciare. Cupolele glaciare. Ghearii de evacuare. Ghearii de circ i de vale. Clasificarea ghearilor. Balana de mas a ghearilor. Micarea ghearilor. Deformrile interne. Alunecarea bazal. Viteza de deplasare a ghearilor. Morfologia ghearilor. Relieful glaciar. Procesele de eroziune glaciar. Materialul morenaic. Forme de eroziune glaciar. Forme asociate curgerii neconstrnse a gheii. Forme asociate curgerii constrnse a gheii. Forme asociate aciunii conjugate a proceselor glaciare i periglaciare. Relieful de acumulare glaciar. Procesele de acumulare. Formele de acumulare. Relieful de eroziune i acumulare fluvio-glaciar Cauzele glaciaiilor.

Este un inut gola, pstrnd eroziuni adnci lsate de o imens cantitate de ghea de mai bine de 1 km grosime, care altdat i-a exercitat presiunile colosale asupra stncii, silind-o s cedeze. Implacabil i de nestvilit, gheaa s-a revrsat n afar, strivind muni, umplnd lacuri cu sfrmturi de pietre i pmnt rupte din muni, tind pe cmpii nclinate vi imense, dintre care unele de vreo 100 km lungime. Cicatricele spate de ghea sunt nc adnci, rnile nu s-au vindecat niciodat.

Este o regiune fr fruntarii, cci ochiul nu-i poate cuprinde marginile. Pare c se ntinde dincolo de limitele cunoscute ale acestei planete. Amenintoare, imuabil, cufundat n propria-i dezolare, a aprut att de jalnic primilor albi care au pus piciorul pe acolo, nct, nspimntai i smerii, i-au zis Pmntul Sterp

In nordul ndeprtat, Farley Mowat, 1959

12.1. Noiuni generale

Pe aproximativ 10 % din suprafaa Terrei, temperatura aerului este mult prea sczut pentru o activitate normal a rurilor, apa fiind totui prezent, n stare solid, sub form de gheari. Trsturile distincte ale reliefului glaciar rezultat n urma proceselor de eroziune, transport i acumulare glaciar dau posibilitatea recunoaterii relativ uoare a acestuia, chiar dup ce ghearii s-au topit. Aa se face c pe baza morfologiei actuale, s-a putut stabili, cu mare exactitate, distribuia n trecut a ghearilor montani i a calotelor glaciare de mari dimensiuni. Se apreciaz c n urm cu 2-3 milioane de ani, ghearii erau extini pe aproape o treime din suprafaa globului.

n Cuaternar, pe continentul european, calota glaciar feno-scandinav a ocupat, n mai multe reprize, o suprafa de circa 35 % din cea total, cobornd pn la 4533'' latitudine n est, iar n vest pn aproximativ la nord de linia care unete Cracovia cu Londra. Fazele glaciare au primit denumiri locale n fiecare ar, cele mai des folosite fiind ns, nomenclaturile germane i poloneze. n ordine cronologic, n vestul Europei, au primit urmtoarele denumiri: Elster, Saale (cu dou stadii: Warthe i Drenthe), Weichsel (Vistula), de la numele rurilor ce strbat depozitele unde ele au fost definite. n partea estic a Europei acestora le corespund glaciaiile Lihvino (Oka), Nipru i Valdai. Fazele glaciare amintite sunt separate de interglaciare, caracterizate de mici transgresiuni marine (de exemplu, n vestul Europei sunt cunoscute sub denumire de Cromerian, Holsteinian, Eemian). n Germania de Nord calota glaciar a avut dezvoltarea maxim n urm cu 20 000 ani. n urma topirii ei s-au format iruri succesive de morene la Brandemburg, Frankfurt etc. Ghearii s-au retras spre nord, unde o uoar avansare a glaciaiunii a lsat dovad morenele de la Salpausselka, datate 10 300 ani BP. Mult timp s-a crezut c extinderea calotei glaciare din Europa de Nord a fost limitat doar la nivelul uscatului continental. ns, aceasta se dezvolta spre nord, n mediul oceanic, pn la nivelul rupturii de pant a platoului continental (pn la aproximativ 200 m). n timpul maximului glaciar calota nord-european se lega cu inlandsis-ul nord-american printr-o punte gros de banchize. Calota nord-american acoperea toat Canada i nordul S.U.A. n decursul maximului su, ajungea n est pn la latitudinea New York-ului (cu dezvoltarea unui lob imens la sud de Marile Lacuri, pn ctre St. Louis), iar spre vest s-a prelungit la nivelul oraului Seattle. Literatura glaciologic american admite existena a patru glaciaiuni pe teritoriul Americii de Nord: Nebraska (cea mai veche, cu cea mai mic rspndire); Kansas (cea mai extins n lobul Mississippi); Illinois (a depit-o pe precedenta doar la sud de lacul Michigan); Wisconsin (ultima glaciaiune cu dezvoltarea cea mai puternic).

Ghearii montani din Europa au cobort pn la altitudini de 200 800 m n Alpi (limbile ghearilor ajungeau pn n Piemontul italian, la sud i Piemontul bavarez, la nord), de asemenea, prezena acestora semnalndu-se i n munii Pirinei, Jura, Vosgi, Masivul Central Francez, Carpai. Culmile nalte ale Carpailor au permis instalarea ghearilor, ale cror urme se ntlnesc i astzi n Munii Rodnei, Maramureului, n Bucegi i n toate celelalte masive ale Carpailor Meridionali ale cror altitudini depesc 2000 m. Cercetrile asupra ghearilor i a morfologiei glaciare din Alpi au condus la publicarea a numeroase studii, n care concepiile monoglaciare i pluriglaciare au fost susinute sau infirmate.

Pentru prima dat o descriere a depozitelor morenaice vechi, construite de ghearii din Alpi a fost fcut de De Saussure (1794), acesta fiind un adept al teoriei monoglaciare, urmat apoi de Lory (1864), Mortillet (1883), Boule (1896). Pluralitatea glaciaiilor din Alpi a fost demonstrat de A. Penck i Brckner, n sinteza lor Die Alpen im Eizeitalter (Alpii n decursul timpurilor glaciare) (1901 1909). Autorii respectivi au dezvoltat conceptele de complexe i serii glaciare. Complexul glaciar este constituit dintr-o moren terminal care se desfoar ntr-un con, dnd natere la un nivel fluvio-glaciar, ce constituie un cmp glaciar. Complexele glaciare pot s se reuneasc pentru a forma o serie glaciar i un cmp glaciar de ansamblu. n timpul perioadelor glaciare se formeaz serii glaciare tiate de vi care se individualizeaz n timpul perioadelor interglaciare. Pe baza acestor principii, n regiunea Memmingen, de la nord de Alpi, pe platoul suabo-bavarez (Iller Riss), autorii au identificat patru cmpuri glaciare de ansamblu, care corespund la patru nivele glaciare aluviale ce difer prin altitudine, pante, compoziie petrografic i soluri de alterare. Aceste observaii au permis descrierea a 4 glaciaiuni, denumite, n ordine cronologic crescnd Wrm, Riss, Mindel, Gnz, de la numele unor ruri din nordul Alpilor. Celor 4 glaciaiuni aveau s li se adauge altele dou: Donau i Biber, ca urmare a studiilor ntreprinse de Eberl (1928,1930) i Schaefer (1953).

Cele mai puternice i mai evidente efecte asupra peisajului actual s-au datorat glaciaiei cuaternare, motiv pentru care s-a considerat oportun o prezentare succint a acesteia; ns, n istoria Terrei mai sunt cunoscute nc cel puin patru glaciaii, ale cror urme sunt din ce n ce mai bine conservate, cu ct sunt mai recente. Cea mai veche glaciaie s-a desfurat n urm cu 2 500 2 300 milioane de ani (glaciaia Huronian din Proterozoicul Inferior), existena acesteia fiind demonstrat de prezena unor morene fosile (tillite) din nordul Americii de Nord, sud-estul Africii, vestul Australiei, India Central. O alt glaciaie, ale crei depozite, reprezentate tot prin tillite, au o rspndire mult mai larg, s-a desfurat n urm cu 950 615 milioane de ani (Proterozoicul superior). Aceasta este considerat glaciaia cea mai grandioas care a avut loc vreodat pe Terra i a afectat regiuni ntinse din Eurasia, America de Nord i de Sud, Africa, Australia i, probabil, Antarctica. Glaciaiile urmtoare s-au dezvoltat cu 580-570 milioane de ani n urm (Eocambrian) i, respectiv, acum 450 440 milioane de ani (Ordovician, mai ales n Africa). Acum 300 280 milioane de ani s-a desfurat glaciaia cunoscut sub denumirea de Gondwana, dup numele continentului sudic, alctuit, n acea perioad, din America de Sud, Africa, India i Antarctica.

n prezent, ghearii ocup 16,24 milioane km2, ceea ce reprezint, dup cum s-a precizat anterior, 10 % din suprafaa uscatului terestru. n condiiile climatice actuale, ghearii (al cror numr a fost estimat ntre 70 000 i 200 000) sunt rspndii pe glob la diferite altitudini, din zonele polare pn la Ecuator. n zonele polare ghearii ajung s acopere, n ntregime, relieful, cu o mantie avnd grosimi de mii de metri i dein aproximativ 99 % din suprafaa ocupat de gheari (de altfel, Antarctica i Groenlanda sunt singurele regiuni acoperite cu mari calote glaciare). Spre Ecuator ocup numai unele suprafee restrnse la circurile glaciare, situate n cei mai nali muni. Dintre regiunile montane n care se gsesc gheari se pot enumera: Munii Stncoi, Munii Anzi, Alpii Scandinavi, Munii Alpi, Munii Caucaz, Podiul Pamir, Munii Hinduku, Alpii Noii Zeelande, Kilimandjaro, Ruwenzori etc.

Tabel 12.1. Repartiia ghearilor pe glob (Blteanu, 1982)

Nr. crt.Continentul/regiuneaSuprafaa

(km)

A.EUROPA118 000

1Svalbard58 000

2Novaia Zemlia24 300

3Franz Josef13 700

4Islanda12 170

5Scandinavia6 200

6Alpi3 600

7Pirinei30

B.ASIA132 725

8Himalaya33 250

9Karakoram17 800

10Severnaia Zemlea17 500

11Pamir10 200

12Tianshan-Alai10 175

13Caucaz1 800

14Alte regiuni42 000

C.AFRICA20

D.AMERICA DE NORD2 068 900

15Groenlanda (calota i ghearii locali)1 833 900

16Arh. Nord-canadian155 000

17Regiunea continental80 000

E. AMERICA DE SUD25 000

F.OCEANIA1 015

18Noua Zeeland1000

19Noua Guinee15

G.ANTARTICA 13 900 000

SUPRAFATA TOTAL16 245 660

12.2. Modul de formare a gheii

Formarea ghearilor este condiionat de existena obligatorie a dou elemente climatice principale: temperaturi medii coborte i o anumit cantitate de precipitaii. Exist regiuni unde temperaturile foarte coborte ar putea permite formarea ghearilor (de exemplu, n nordul Asiei), ns precipitaiile sunt insuficiente pentru apariia i alimentarea maselor glaciare.Valorile negative ale temperaturii contribuie la meninerea aproape permanent a apei n stare solid, sub form de zpad, firn (nv) i ghea. Trecerea de la o form la alta are loc n urma unui fenomen complex de diagenez (totalitatea transformrilor fizice, chimice, de structur i textur suferite de zpad, firn i ghea, n anumite condiii de temperatur, presiune etc.).

Zpada, cea mai important surs de provenien a gheii, prezint proprieti diferite n funcie de condiiile fizico-geografice.Valorile medii ale densitii zpezii sunt cuprinse ntre 0,1 0,6 (Tricart, Cailleux, 1962), ns cele ale zpezii proaspete i uscat pot s ajung pn la 0,9. Proprietile mecanice ale zpezii sunt influenate foarte mult de condiiile de temperatur. Astfel, la temperaturi sczute, zpada prezint proprieti elastice, pentru ca n jur de 0 C s se comporte ca un corp vscos. Transformarea zpezii n firn (nv) i ghea are loc continuu, fr limite tranante. De asemenea, diageneza zpezii prezint trsturi specifice n strns concordan cu mediul climatic n care se produce. n zonele polare, pe fondul temperaturilor negative, zpezile uscate se transform direct n firn i, respectiv, ghea, ns procesul de diagenez, care se desfoar sub aciunea presiunii i nsumeaz cicluri de civa zeci de ani, este foarte lent. n regiunile subpolare apar perioade scurte de nclzire, n timp ce n inuturile alpine din zonele temperate i din cele tropicale, n timpul verii se produc nclziri puternice, la care se adaug i variaiile termice diurne. n timpul perioadelor de nclzire o mare cantitate de zpad se topete, astfel c apa rezultat se va infiltra i va renghea spre adncime. n urma procesului de renghe se degaj o anumit cantitate de cldur care va contribui la ridicarea temperaturii pn aproape de punctul de topire, favoriznd astfel, formarea unei zpezi foarte umede, care evolueaz repede n firn i, respectiv, ghea.

Firnul este format dintr-o zpad puternic consolidat. Definiia firnului format n domeniul glaciar montan al regiunilor temperate este foarte simpl, i anume: firnul este zpada din iernile precedente care nu s-a topit n cursul verii. n aceste regiuni, precum i n cele tropicale, rolul primordial n procesul de diagenez al zpezii l deine amplitudinea diurn a temperaturilor (s-a constatat c variaiile anuale ale temperaturiii sunt cu totul nesemnificative). De exemplu, n munii nali din Peru i nordul statului Chile, la peste 5300 m altitudine, temperatura se menine mereu sub 0 C, ceea ce permite acumularea zpezii. Insolaia puternic din unele zile de var duce la topirea superficial a zpezii i infiltrarea apei n adncime, uneori pn la stratul de firn, unde nghea favoriznd o diagenez rapid n sensul zpad - firn ghea. n domeniul glaciar polar datorit faptului c procesul de diagenez este foarte lent, zpada, nainte de a se transforma n firn, persist mai muli ani, ceea ce explic grosimea mare a pturii de zpad (i firn) care acoper ghearii polari. n concluzie, se admite c firnul este o zpad consolidat cu o densitate egal sau mai mare de 0,6 (gheaa are o densitate cuprins ntre 0,8 0,9, diferenele fiind date de proporia de aer i praf n gheaa respectiv). Timpul necesar transformrii firn-ului n ghea este, de asemenea, variabil n funcie de condiiile climatice. Pentru Alpi se avanseaz un interval cuprins ntre 25 40 ani, n timp ce pentru Groenlanda aceast diagenez necesit 150 200 de ani.

Creterea densitii n seria zpad firn ghea duce la o rearanjare a reelei cristaline care are ca rezultat expulzarea treptat a aerului i o mrire a granulelor iniiale. n firn, aerul deine nc proporii importante, ocupnd spaiile dintre granulele care abia se ating. n ghea aerul se mai gsete doar n unele incluziuni (bule) i are presiuni de 3 5 atm (uneori pn la 20 atm). Cercetarea compoziiei aerului din incluziunile respective poate s ofere indicii importante asupra atmosferei din timpul formrii gheii.

12.3. Limita zpezilor perene i limita glaciaiei

n atmosfer, la orice latitudine, exist posibilitatea formrii fulgilor de zpad ns altitudinea de apariie difer de la o zon la alta. La nivelul solului ajung numai dac stratele de aer pe care le strbat au temperaturi sub 0C. n zonele polare aceast condiie este ntrunit tot timpul anului, chiar de la nivelul mrii, ns odat cu apropierea de Ecuator se micoreaz durata de timp n care este posibil depunerea zpezii i aceasta numai la altitudini din ce n ce mai mari. Dac n regiunile polare zpada persist tot timpul anului, n regiunile temperate are un caracter sezonier. Linia care separ terenurile acoperite de zpad de cele neacoperite poart denumirea de linie a zpezilor i prezint mari fluctuaii sezoniere, anuale i multianuale. Regiunile n care zpezile czute n timpul iernii nu se mai topesc n ntregime, ci persist de la un an la altul (n apropiere de Poli i la anumite altitudini) sunt separate de cele acoperite numai temporar de zpad prin linia zpezilor perene. Aceast linie este situat la nivelul mrii n regiunile polare, de unde urc treptat spre Ecuator, la peste 5000 m (n Puna de Atacama ajunge la 6 300 m, reprezintnd cea mai ridicat limit de pe Glob). Poziia liniei zpezilor perene este n funcie de cantitatea de precipitaii solide, de temperatura aerului, de expoziia reliefului etc. n mod obinuit, aceast linie este mai cobort n regiunile maritime, bogate n precipitaii i mai nalat spre interiorul continentelor, spre care ariditatea se accentueaz. n Munii Alpi unde ghearii acoper o suprafa de 3 600 km2 - linia zpezilor perene se afl la 3 600 m n sud, i la 3 100 m n nord. Ghearii se formeaz la altitudini mai mari dect linia zpezilor perene. n acest sens, chiar s-a propus termenul de nivel de glaciaie, care reprezint altitudinea critic necesar apariiei ghearilor. Aceast altitudine este influenat de expoziia versanilor, dar i de particularitile topografice locale care pot s favorizeze acumularea zpezii i transformarea ei n ghea. De obicei, limbile ghearilor coboar sub linia zpezilor perene, unde are loc procesul de ablaie (reducerea masei ghearului prin topire, evaporare i distrugere mecanic).

12.4. Clasificarea ghearilor

Clasificarea ghearilor este recunoscut de majoritatea glaciologilor ca fiind o problem foarte dificil. Ahlmann (1948) propune o clasificare a ghearilor avnd la baz trei tipuri de criterii: morfologic, dinamic i termic.

12.4.1. Clasificarea ghearilor pe baza criteriului morfologicCriteriul morfologic pune accentul pe condiiile fizico-geografice n care se dezvolt ghearul i pe dimensiunile acestuia. Aceast clasificare este cea mai utilizat i cuprinde dou tipuri principale de gheari: ghearii de vale i calotele glaciare. n afar de aceste dou categorii, foarte familiare, Ahlmann a separat i cteva forme intermediare. Flint (1971) clasific ghearii n trei tipuri de baz (gheari de circ, gheari de vale i calote glaciare) i n dou tipuri intermediare (gheari de piemont i calote montane). Avnd n vedere extinderea ghearilor i trsturile lor morfologice fundamentale, un grup de specialiti a elaborat, sub egida UNESCO, o clasificare mai detaliat, care are avantajul c poate fi lrgit n funcie de scopul investigaiilor. Conform acestei clasificri, ghearii sunt separai n ase tipuri (fig.12.1.): (i) calote glaciare; (ii) cmpuri glaciare; (iii) cupole glaciare; (iv) gheari de evacuare sau limbi de ghea; (v) gheari de vale; (vi) gheari de circ.

Fig. 12.1. Reprezentarea schematic a principalelor tipuri de gheari (Allen, 1970).

12.4.1.1. Calotele glaciare

Cunoscute i sub denumirea de inlandsis (care, n traducere, nseamn "ghea din interiorul continentului") acestea constituie o mas imens de ghea, de talie continental, care acoper aproape n ntregime relieful subglaciar. n prezent exist dou calote glaciare - n Antarctica i Groenlanda - dar, n trecutul geologic, calote asemntoare acopereau nordul Europei, Asiei i Americii de Nord.a) Calota antarctic constituie cel mai mare ghear existent pe planeta noastr, acoperind n proporie de 80 % continentul sudic (suprafaa total fiind apreciat la 13 975 000 km2). Calota de ghea prezint mai multe boltiri sub forma unor domuri uriae, mai nalte n estul continentului i mai coborte n vest.

Fig. 12.2. Calota antarctic; (A) n plan; (B) schi tridimensional (Chorley et al., 1985).Fig. 12.3 . Inlandsis-ul groelandez. Seciune transversal prin partea central, pe direcia V-E: relieful este exagerat (Flint, 1971).

Grosimea medie a gheii este de 200 - 300 m, iar cea maxim atinge 4 200 m. Volumul acestei mase uriae de ghea este evaluat a fi ntre 24 000 000 - 28 000 000 km3, ceea ce reprezint circa 90 % din volumul total al gheii existente pe Terra. Acest volum echivaleaz cu cantitatea total de precipitaii czut pe ntregul glob n circa 60 de ani (Blteanu, 1982). Datorit presiunii exercitate de ctre ghea, relieful a cobort cu aproximativ cu 500 - 600 m. Totui, prin grosimea mare a calotei glaciare, Antarctica este continentul cu cea mai mare nlime medie de pe glob (2263 m). Calota glaciar antarctic are aspectul unui platou nalt de 3000 - 4000 m n estul prii centrale i de 1 500 - 2 000 m n vestul acesteia. De sub masa de ghea apar, izolat, creste montane i vrfuri piramidale (nunatak-uri). Spre margini, forma calotei devine convex, cobornd cu pant lin spre rmuri, de unde se prelungete, n continuare, prin platforme de ghea plutitoare (gheari de elf) sau se termin pe uscat, n aa-numitele oaze (suprafee izolate de apariie a rocilor de sub mantia de ghea, caracterizate prin prezena unui relief ruiniform, datorat proceselor intense de dezagregare). Din cele peste 40 de platforme de ghea din jurul continentului antarctic, mai cunoscui sunt ghearii de elf Ross, Fichner, Shacleton, Larsen etc.

b) Calota groelandez ocup o suprafa de 1726400 km2 (ceea ce face s se situeze pe locul doi, dup mrime) reprezentnd 4/5 din suprafaa celei mai mari insule a planetei noastre. Aceasta este format din dou boltiri uriae de ghea, sub forma unor domuri aplatizate, care ajung n nord la 3 200 m, iar n sud la 2 760 m. Gheaa are cele mai mari grosimi (peste 3000 m) n partea nordic a insulei, unde acoper un relief mai plat, cu depresiuni care coboar cu 400 m sub nivelul mrii. n sud, calota glaciar are o grosime de numai 800 m, acoperind un relief montan accidentat, cu altitudinea de 1 000 m (Tricart, Cailleux, cit. Blteanu, 1982). Privit n ansamblu, inlandsis-ul groenlandez are forma unei lentile biconvexe, cu un volum total de 2 700 km3. Din calota groelandez se desprind radiar numeroi gheari de evacuare, care se deplaseaz cu viteze diferite spre ocean (ntre 1-6 km/an). Ajungnd la nivelul mrii, din aceti gheari se rup buci imense de ghea (proces denumit velaj sau calving - englez) care sunt apoi antrenate de vnturi i curenii marini (iceberg-uri).

12.4.1.2. Cmpurile glaciare

Reprezint ntinderi de ghea care muleaz suprafaa terenului, fr a reui s mascheze denivelrile reliefului. n funcie de conformaia substratului, grosimea gheii poate ajunge la 200 - 500 m. Numeroase insule situate n inuturile arctice sunt acoperite n ntregime de cmpuri glaciare. Pot fi citate, astfel, insulele Svalbard (unde exist trei cmpuri glaciare care se dispun sub forma unei mantii asupra reliefului domol, cu altitudini cuprinse ntre 600 i 900 m), unele insule din arhipelagurile Franz Josef, Novaia Zemlea i Severnaia Zemlea etc. Linia de echilibru a gheii din aceste insule este situat ntre 200 i 600 m, dar n unele locuri coboar i la nivelul mrii, deoarece sunt sub influena ciclonilor formai n nordul Oceanului Atlantic. Dou dintre cele mai ntinse cmpuri glaciare se ntlnesc n Patagonia, fiind cunoscute sub numele de Hielo Patagonico Nord (4 400 km2) i Hielo Patagonico Sud (13 500 km2).

12.4.1.3. Cupolele glaciare (ice dom)

Au forma unor domuri larg boltite ocupnd unele platouri montane de pe care gheaa se scurge radiar, prin intermediul ghearilor de evacuare. Distribuia acestora este n strns legtur cu existena unor regiuni caracterizate printr-o alimentare abundent cu zpad i prin prezena unor condiii geomorfologice adecvate pentru acumularea ei. Un exemplu clasic de cupol glaciar l reprezint ghearul Jostedalsbreen din Norvegia, care de altfel este i cel mai mare ghear de pe continentul european (avnd o suprafa de 486 km2). Din cupola situat la altitudinea de 1 980 m, se desprind divergent circa 20 de gheari de evacuare, dintre care unii coboar spre 400 - 500 m. n Islanda, se gsesc mai multe cupole glaciare, printre care cea mai ntins este Vatnajkull, cu o suprafa de 8 400 km2. Asemenea cupole glaciare sunt localizate i n insulele Franz Josef i Severnaia Zemlea, unde linia de echilibru a ghearilor este situat ntre 2 000 i 600 m (Smith, 1974, cit. Blteanu, 1982). Alte cupole glaciare sunt localizate n Arhipelagul Canadian (Insula ara Baffin - dou cupole, fiecare a cte 6 000 km2 i altele mai mici; Insula Ellesmere - trei cupole care totalizeaz aproximativ 62 000 km2).

Uneori cupolele glaciare se formeaz n craterele unor vulcani stini, cele mai cunoscute exemple fiind ghearii din craterele vulcanilor Chimborazo (6 310 m altitudine) i Cotopaxi (6 005 m altitudine) din America Central (Lliboutry, 1965, cit. Blteanu, 1982).

12.4.1.4. Ghearii de evacuare sau de racord

Sunt cei care se detaeaz n cuprinsul calotelor, cmpurilor sau al domurilor glaciare prin viteze mai mari de deplasare dect a gheii din jur. Aceste ruri de ghea nu au un bazin de alimentare bine conturat, fiind greu de deosebit de restul masei de ghea. Formarea acestora este pus n legtur cu proprietile plastice ale gheii, care tinde s se deplaseze difereniat sub propria ei greutate. Conformaia substratului are, de asemenea, un rol important n apariia ghearilor de evacuare, n sensul c majoritatea acestora ocup arii depresionare.

12.4.1.5. Ghearii de circ i de vale

Sunt larg rspndii n cadrul principalelelor lanuri montane i depind direct de conformaia reliefului i de modul n care se desfoar transformarea zpezii n ghea.

a) Ghearii de circ includ ghearii dezvoltai n cadrul cldrilor glaciare, n craterele vulcanilor stini sau n niele sculptate n versanii munilor. Aceti gheari sunt bine reprezentai n Pirinei, la altitudini de peste 3 000 m, fiind numii i gheari de tip pirineian.

b) n cazul ghearilor de vale, gheaa format n circurile glaciare se scurge n lungul unor vi i exercit o aciune puternic de eroziune i lefuiere a rocilor. Ghearii de vale cei mai bine studiai sunt n Munii Alpi (printre cei mai cunoscui fiind Mer de Glace, Hintereisferner, Aletsch .a.) care se formeaz n mai multe circuri alturate i poart denumirea de gheari de tip alpin. O alt caracteristic a ghearilor de vale este lipsa de aderen la versanii stncoi din jur unde, datorit i diferenelor termice, rmne o zon de separaie ntre ghea i roc ce poart numele de rimaye.Ghearii din Himalaya se aseamn cu cei din Alpi, dar ei sunt compui din mai muli gheari secundari care conflueaz ntr-unul principal (gheari de tip himalayan). Dimensiunile ghearilor himalayeni sunt mult mai impresionante dect ale ghearilor alpini, limba lor depind uneori 50 km. n Munii Himalaya - unde ghearii ocup suprafee ntinse datorit altitudinilor mari i a precipitaiilor bogate - activitatea intens a ghearilor favorizat de valorile crescute ale acumulrilor, pantele mari, precum i de dimensiunile acestora, contribuie la transportul unor importante cantiti de materiale pn n zona pdurilor. Cei mai mari gheari din aceti muni sunt Zemu, a crui limb msoar 31 km, i Rangbu, de 19 km. Gheari de tip himalayan se ntlnesc i n Pamir (Fedcenko, lung de 71 km), n Munii Karakorum (Baltura, 58 km i Biafo, 68 km) ale cror limbi coboar pn la 2 800 - 3 500 m, mult sub limita zpezilor perene. n Scandinavia sunt localizai circa 1 500 de gheari de circ i de vale cu dimensiuni variate, de la cteva sute de km2 la mai puin de 1 km2. Studiile ntreprinse pe aceti gheari au scos n eviden o tendin actual de retragere a acestora. Alaska gzduiete numeroi gheari, dintre care muli coboar chiar pn la nivelul oceanului. Printre acetia, ghearul Malaspina (3 800 km2) corespunde unui tip aparte, cunoscut sub numele de ghear de piemont. Aceti gheari sunt caracteristici regiunilor cu alimentare bogat n zpad. Gheaa care se formeaz ntr-o serie de circuri situate la partea superioar a masivelor montane se scurge pe o serie de vi care se unesc apoi la baza muntelui sub forma unei trene arcuite. Un caz aparte l constituie ghearii de tip turkestan, ntlnii n regiunea Munilor Tianan, la care gheaa se acumuleaz n depresiuni tectonice adnci, fr scurgere, alimentarea fcndu-se prin avalanele declanate pe versani.

Dei nu dein dect 0,015 % din suprafaa total ocupat cu ghea a Terrei, ghearii din regiunile tropicale i ecuatoriale prezint o mare varietate de forme. Lanurile montane din Africa adpostesc gheari de circ i de vale de mici dimensiuni (de exemplu, ghearul din craterul vulcanului Kibo, cel din craterul vulcanului Kenya, din masivul Ruwenzori etc.).

Foto 12.1. Gheari alaskieni de vale (sus). Ghearul Malaspina de tip piemont (dreapta) (imagini preluate de pe site-ul Virtual Geomorphology)n sectorul ecuatorial i tropical al Anzilor, pe teritoriul Americii de Sud i Centrale, linia de echilibru se gsete la altitudini de peste 4 500 m. Astfel, n Peru ghearii sunt suspendai n circuri glaciare situate la circa 5 000 m altitudine absolut. n apropierea Ecuatorului, pe teritoriul Columbiei, ca urmare a unei alimentri mai abundente cu zpad, ghearii de vale coboar pn spre altitudini de 4 500 m. n Noua Zeeland ghearii ocup circa 1 000 km2 i sunt caracterizai printr-o dinamic foarte accentuat, datorit precipitaiilor abundente i a unor variaii sezoniere accentuate ale temperaturii.Stratul de ghea care acoper Oceanul Artic i mrile din jurul Antarcticii provine, spre deosebire de ghearii de pe continente formai prin metamorfozarea zpezii, din ngheul apei de mare i poart denumire de banchiz de ghea. Apa mrii nghea la temperatura de - 1,9C, datorit salinitii de 35 , aceast ghea fiind mult mai fragil dect cea format pe uscat. Oceanul Artic este acoperit n ntregime de o banchiz de ghea compact, cu o grosime de 3 - 4 m. Cea mai mare parte a banchizei din jurul Antarcticii, are un caracter sezonier i grosimi mai reduse. Iarna, banchiza antarctic se extinde n oceanele din jur, pe o distan de 1 200 - 1 600 km. Sub aciunea valurilor i a vnturilor, banchiza este afectat de o deplasare permanent. Vara, spre periferie, banchiza se topete treptat sau se rupe n buci uriae, denumite iceberg-uri, care plutesc duse de vnturi n largul oceanului.

12.4.2. Clasificarea ghearilor pe baza criteriului dinamicAcest criteriu are la baz observaiile asupra activitii ghearilor, n acest sens separndu-se trei mari grupe: gheari activi, gheari pasivi i gheari mori. Fiecare dintre aceste tipuri este strns legat de bilanul de mas al gheii (acumulare i pierdere prin ablaie), precum i de proprietile termice. Ghearii activi sunt caracterizai printr-o micare continu a gheii dinspre zonele de acumulare spre cea de ablaie. Surplusul de ghea prsete zona de acumulare, iar accentuarea pantei duce la apariia unui prag glaciar, punct n care viteza de curgere crete, aprnd o cascad de ghea (ice fall). Pentru ghearii pasivi viteza de deplasare este minim. n cadrul ghearilor mori se includ aceia care au ncetat s mai fie alimentai i s se mai deplaseze.

A treia categorie de clasificri, i anume, cea care are la baz criteriul termic, ia n consideraie, n primul rnd, temperatura gheii. Cldura din interiorul ghearului provine din trei surse: radiaia solar, radiaia terestr (cldura geotermic) i cea de friciune rezultat n urma micrilor interne i a alunecrilor bazale. Pe baza temperaturilor generate de aceste surse de cldur se pot distinge gheari reci sau polari, care au tot timpul temperatura sub punctul de topire la presiune i gheari calzi sau temperai la care ntreaga mas de ghea se afl aproape de punctul de topire sub presiune. Se utilizeaz punctul de topire sub presiune deoarece temperatura la care apa nghea descrete odat cu creterea presiunii, cu o rat de aproximativ 1C la 140 bari (de exemplu, pentru calota din Antarctica, la o adncime de 2164 m - Byrd Station - punctul de topire este la 1.6C).12.4.3. Clasificarea ghearilor pe baza criteriului termicn cazul ghearilor calzi sau temperai, apa rezultat n urma topirii zpezii, firn-ului i a gheii deine o proporie nsemnat n interiorul masei de ghea, ptrunznd uneori pn la contactul cu patul de alunecare. O caracteristic important a ghearilor temperai este aceea c temperatura de la baz este mai cobort dect cea de la suprafa. Caldura geotermic care ajunge la baza ghearilor temperai nu este rspndit mult n interior, dar cu siguran topete o anumit cantitate de ghea. Aceast cldur, la care se adaug cea rezultat n urma friciunii cu roca in situ duce la formarea unui film de ap, la baza ghearului, cu grosimi de 1 2 mm, de unde i denumire de gheari cu baz umed (wet-base glaciers). Toate acestea contribuie la creterea vitezei de micare i a forei de eroziune, n general, mult mai mari dect n cazul celorlalte tipuri de gheari. Temperatura de la baza ghearilor reci sau polari este mai ridicat dect cea de la suprafa. De exemplu, n urma studiilor efectuate la Camp Century (calota groelandez) s-a artat c temperatura gheii la adncimea de 10 m este de 24 C, foarte apropiat de media anual a temperaturii aerului. Temperatura minim, - 24,6C a fost nregistrat la 154 m, pentru ca la baza gheii s fie 13C (la o adncime de 1387 m). Din acest exemplu rezult c temperatura ntregii mase a ghea se afl sub punctul de topire la presiune. Ghearii reci au fost mprii la rndul lor n dou tipuri, i anume: subpolari i polari. Diferena dintre acetia const n faptul c n cazul celor subpolari, temperaturile mai ridicate din timpul scurtei veri de la aceste latitudini, permit topirea gheii de suprafa pe o grosime cuprins ntre 10 - 20 m, situaie care nu se produce i n cazul celor polari.

Fig. 12.4. Profilul temperaturii gheii: (a) gheari cu baz cald; (b) gheari cu baz rece (White et al., 1987)

Ghearii reci sau polari se mai numesc gheari cu baz uscat din cauz c gheaa bazal este "sudat" puternic (ngheat) de roca in situ, micarea avnd loc numai sub forma curgerilor plastice interne. Datorit acestui fapt, ghearii reci produc o eroziune minim asupra substratului. Temperatura gheii de suprafa n mediul polar este foarte sczut aceasta fiind n concordan cu cea a aerului. Din aceast cauz topirile la suprafaa ghearilor sunt neglijabile, de altfel ntreaga mas de ghea avnd temperaturi sub 0C.

Deseori distincia dintre ghearii cu baz cald sau rece este mai greu de fcut pentru c acetia nu pot fi inclui n ntregime ntr-o categorie sau alta. Aceste situaii pot varia de la sezon la sezon, cu caracteristici polare iarna i temperate n unele veri. Foarte muli gheari au areale cu condiii temperate sau polare n funcie de condiiile climatice locale i de presiunea exercitat de masa de ghea ntr-un anumit punct. n general, ghearii cu baz cald apar n zonele temperate sau acolo unde grosimea gheii este foarte mare. n schimb, baza rece apare n condiiile mediului polar i a unui strat subire de ghea. Cei mai muli dintre ghearii temperai au baza cald dar aceasta poate aprea i datorit unor condiii particulare din unele zone ale calotelor glaciare polare.

12.5. Balana de mas a ghearilor

Comportamentul ghearilor este legat de balana de mas sau bugetul glaciar. Balana de mas este dat de procesele de acumulare i de ablaie care au loc n arealul unui ghear ntr-un anumit interval de timp. Aadar, masa unui ghear este variabil n timp datorit cderilor de zpad, ploilor sau a altor surse de ap care nghea la suprafaa ghearului i a avalanelor, pe de o parte, topirii gheii, evaporrii, eroziunii eoliene, sublimrii (conversia direct a gheii n vapori) i desprinderii iceberg-urilor sau a altor blocuri din masa ghearului, pe de alt parte. Pierderile prin topirea apei n interiorul sau la baza ghearului sunt, n general, nesemnificative fa de volumul de la suprafa, de aceea sunt neglijate n studiile de buget.

Pentru analiza balanei de mas este utilizat bugetul anual (sau balana anual) calculat pentru un interval de timp cuprins ntre dou momente succesive n care procesul de ablaie deine valoarea maxim. n mod obinuit, valoarea maxim a ablaiei se atinge la sfritul sezonului de var, ns cele dou maxime nu se produc exact n aceeai zi, de aceea bugetul anual nu cuprinde neaprat 365 de zile. Masa total adugat sau pierdut de un ghear n acest interval de timp poart denumirea de acumulare total anual, respectiv, ablaie total anual. Rezultatul diferenei acestor dou valori l reprezint acumularea anual net, respectiv, ablaia anual net, n funcie de evoluia ghearului. Balana net specific este dat de acumularea anual net sau ablaia anual net ntr-un anumit punct al ghearului, iar prin cumularea valorilor obinute la toate punctele de msurtoare se poate estima balana total de mas. Balana de mas este pozitiv atunci cnd procesele de acumulare a zpezii au o pondere mai mare dect cele de ablaie i este negativ atunci cnd situaia este invers (fig. 12.5). n aceste situaii are loc creterea masei ghearului datorat proceselor de acumulare sau reducerea masei acestuia ca urmare a proceselor de ablaie.

Fig. 12.5. Diagram idealizat n care se prezint localizarea zonei de acumulare, a celei de ablaie i a liniei de echilibru, n cadrul unui ghear (Summerfield, 1997).Rezultatele numeroaselor msurtori arat c procesele de acumulare i de ablaie pot s apar n orice zon a unui ghear, ns balana pozitiv (acumularea net) este caracteristic sectoarelor superioare, iar balanta negativ (ablaia net) celor inferioare. Astfel, n cuprinsul ghearilor se contureaz dou zone distincte: o zon de acumulare, n sectorul superior i o zon de ablaie spre fruntea ghearului (fig. 12.5.).

Fig. 12.6. Balana de mas pentru: (A) calote continentale; (B) gheari de elf; (C) gheari de vale. Alunecarea bazal apare n cazurile A. i C. nregistrnd valoarea maxim n apropierea liniei de echilibru (Chorley et al., 1985).

Aceste dou zone sunt separate de linia de echilibru de-a lungul creia volumul anual al acumulrii este egal cu cel al ablaiei (balana de mas este egal cu 0). Atunci cnd bugetul net este perfect echilibrat (balana de mas total este egal cu 0) nu are loc expansiunea sau retragerea ghearului astfel nct extremitile rmn staionare.

S-a observat ns c pentru o perioad mai lung de timp aceast stare de echilibru este arareori meninut, fruntea i marginile ghearilor avnd unele fluctuaii (avansri i retrageri), de obicei, constante. Ghearii cu o balana de mas pozitiv se caracterizeaz printr-o activitate intens, iar fruntea acestora este, n general, cu o pant destul de mare. n schimb, existena unui buget negativ are drept consecin o anumit recesiune a frunii ghearului, de obicei, cu o pant mult mai mic dect cea a ghearilor cu balan pozitiv (fig. 12.6).Balana de mas este, n foarte multe cazuri, reflectat de poziia i tipul sistemului de morene. De asemenea, bugetul total are efecte directe i asupra activitii interne a ghearului respectiv. Acumulrile importante din sectoarele superioare ale unor gheari au ca rezultat creterea vitezei de curgere spre zona de ablaie; n general, ghearii temperai nregistreaz valori mari ale acumulrii i ale ablaiei i n consecin viteze mari de curgere. n contrast cu acetia sunt ghearii polari, care pot fi considerai mai degrab pasivi, i pentru care se nregistreaz, n mod obinuit, valori mici ale acumulrii i ale ablaiei cu efect direct asupra vitezelor mici ale curgerilor interne.

12.6. Micarea ghearilor

Pentru a nelege mai bine dinamica gheii trebuie fcut precizarea c aceasta are un comportament particular, n unele privine asemntor cu al srii. La ghea se ntreptrund proprieti ale corpurilor vscoase i ale celor plastice. Totdeauna corpurile vscoase care sunt supuse unor fore externe i pstreaz forma un timp limitat apoi ele tind s se ntind. Dimpotriv, corpurile plastice i conserv forma cptat sub influena unei fore exterioare, din care cauz ele se pot modela. Vscozitatea gheii variaz ntre 1012 i 1015 poise (sarea are o vscozitate de1017 poise), n funcie de temperatur (fiind mai ridicat la temperaturi sczute) i starea cristalin. Astfel, la - 23C este de 2,5 ori mai mare dect la - 3C. Se apreciaz c valoarea ridicat a vscozitii la temperaturi sczute joac un rol de seam n procesul curgerilor interne ale calotelor glaciare.

Cu mai multe sute de ani n urm, locuitorii din zonele limitrofe ghearilor din Alpi au observat c acetia se deplaseaz, ns msurtori sistematice asupra ratelor de micare au fost fcute abia ncepnd cu secolul al-XVIII-lea. Prima explicaie tiinific cu privire la deplasarea ghearilor aparine lui Forbes (1843) care a artat c rspunsul gheii la efort (stress = rezultant a forelor care acioneaz ntr-un anumit punct al unui corp, la o solicitare exterioar) este mult mai evident dect la alte substane plastice. n majoritatea tratatelor de specialitate deplasarea ghearilor este pus pe seama a dou tipuri de procese: deformri interne (internal deformation) i alunecri bazale (basal sliding). Ali autori au separat un al treilea proces - deformarea patului (bed deformation) - responsabil n micarea ghearilor n anumite situaii (existena unui substrat format din roci neconsolidate) (fig.12.7.). Importana relativ a acestor trei tipuri principale de procese n deplasarea ghearilor variaz n funcie de tipul acestuia: prin alunecare bazal se realizeaz peste 90 % din deplasarea ghearilor cu baz cald, n timp ce pentru cei cu baza rece, acest proces este aproape nesemnificativ.

Fig. 12.7. Procesele implicate n micarea ghearilor (Chorley et al., 1985)

Pentru acetia din urm, procesele de deformare intern au rolul primordial n producerea deplasrii, deoarece n orice punct din interiorul ghearului poate aprea un efort ca rezultat al grosimii stratului de ghea. Acest efort poate fi mprit n dou componenete: presiunea hidrostatic i tensiunea de forfecare (shear stress = solicitarea unui corp de ctre dou fore care acioneaz n acelai plan i n sensuri opuse). Presiunea hidrostatic este raportat la grosimea stratului de ghea i acioneaz egal n toate direciile, n timp ce tensiunea de forfecare este raportat att la grosimea masei de ghea, ct i la panta suprafeei ghearului. Tensiunile de forfecare nalte se produc la baza maselor de ghea cu grosime i pant mare, iar cele cu o valoare mai redus apar acolo unde stratul de ghea este subire i are o pant mic. n practic, gheaa se deformeaz la o tensiune de forfecare relativ mic ce variaz de la valori puin peste 0 bari, n cazul maselor de ghea orizontale, pn la 1,5 bari (150 kPa, 1bar = 100 kPa) atunci cnd stratul de ghea are grosimi i pante mari.

12.6.1. Deformrile interne

La scar redus, principalul mod de manifestare a deformrilor interne, este dat de micarea prin alunecare (slip-page) a cristalelor de ghea unele fa de altele i n interiorul acestora, proces denumit creep. Rata de deformare a gheii sau rata de solicitare (strain rate = rata proceselor prin care n interiorul unui corp solid deformabil se produc tensiuni i deformaii sub aciunea forelor exterioare) a fost studiat, odat cu nceputul secolului al - XIX - lea, pe baza mai multor modele, iar toate aceste rezultate au fost cuprinse n aa-numita lege Glen (Glen, 1955). Prin relaia dat de Glen se demonstreaz c rata de deformare este extrem de sensitiv la schimbrile tensiunii de forfecare; de exemplu, la o dublare a acestei tensiuni rata de deformare crete de 8 ori. De asemenea, se arat c rata de deformare trebuie raportat i la temperatura gheii, deoarece la o reducere a temperaturii de la - 10C la - 25C, deformrile scad de 5 ori. Aplicarea legii Glen permite o bun cunoatere a comportrii ghearilor, n sensul c explic de ce deformrile importante au loc n stratul bazal al masei de ghea, unde tensiunea de forfecare are valorile cele mai mari. Tot legea Glen ofer amnunte importante n ceea ce privete micarea din interiorul ghearilor cu baz rece care se afl n imposibilitatea de a aluneca.

La scar mare, mecanismele deformrii interne sunt reprezentate prin cutri i nclecri (folding and thrusting). Cutele pot fi adesea observate pe pereii abrupturile de la marginea ghearilor sau chiar la suprafaa acestora. Acestea apar ca un rezultat al vitezelor diferite de curgere nregistrate n anumite sectoare sub influena variaiilor "debitelor" de ghea sau a rezistenei opuse de patul de alunecare. n anumite situaii creep-ul nu se poate ajusta (adapta) suficient la tensiunile din interiorul masei de ghea i ca urmare apar o serie de cute. n zonele cu tensiuni longitudinale, ca de exemplu cascadele de ghea, pot aprea deplasri sub forma alunecrilor rotaionale care dein o pondere important n micarea ghearilor. n zonele de compresiune pot aprea supranclecri. Asemenea planuri de nclecare pot fi observate, de asemenea, pe pereii abrupturilor marginale ale gheii, ai crevaselor sau ai tunelurilor create de apa de topire. Distribuia longitudinal a zonelor cu distensiuni i compresiuni a fost exemplificat pentru prima dat de Nye (1952) i este redat n fig. 12.8.

Fig. 12.8. Curgerea la compresiune i de distensiune (Nye, 1952)

Curgerea la compresiune (compressive flow) prin alunecare planar i creep diferenial se produce ascendent, iar n cazul curgerii de distensiune (extending flow) micarea este descendent. La scara ntregului ghear, curgerea la compresiune apare acolo unde grosimea gheii descrete spre avale - n zona de ablaie - iar curgerea de distensiune acolo unde grosimea crete spre avale - zona de acumulare. Curgerea la compresiune care tinde s apar n zonele de ablaie i n particular n apropierea frunii, constituie o important cale de ridicare a materialelor de la baza ghearului spre suprafaa acestuia. La scar mic, curgerea la compresiune i de distensiune apare n funcie de topografia substratului. De exemplu, curgerea de distensiune apare unde panta patului crete nspre avale, iar cea la compresiune acolo unde panta se reduce, cum ar fi zonele din amonte ale unor praguri.

12.6.2. Alunecarea bazal (bazal sliding)

Alunecarea bazal implic trei mecanisme majore. Primul mecanism este reprezentat de alunecarea gheii n condiiile existenei unui strat foarte subire (de ordinul milimetrilor) de ap interpus ntre aceasta i patul de alunecare. Stratul de ap reduce frecarea dintre ghea i pat iar aceasta are drept urmare creterea vitezei de deplasare a ghearuluiAl doilea mecanism, cunoscut sub denumirea de creep de renghe (regelation creep) are implicaii asupra micrii ghearilor cu baz cald atunci cnd apar mici neregulariti (obstacole) pe suprafaa patului. La trecerea peste un obstacol, n amonte de acesta, datorit presiunilor mari care apar, gheaa se apropie de punctul de topire sub presiune, favoriznd topirea. Apa provenit prin topire se scurge prin prile laterale ale obstacolului, n avale de care renghea, deoarece presiunea este mai mic.

Procesul este mult mai eficient atunci cnd cldura latent rezultat prin renghe poate fi transferat dinspre partea din avale a obstacolului spre cea din amonte, contribuind astfel la noi topiri ale gheii. Asemenea transfer se realizeaz n condiii de eficien maxim atunci cnd obstacolele sunt mai mici de 10 cm. S-a observat c n condiiile existenei unor obstacole mai mari de un metru, deplasarea gheii se datoreaz unui al treilea mecanism, denumit creep bazal amplificat (enhaced basal creep). Creterea tensiunilor n partea din amonte a obstacolului va avea drept consecin deformarea gheii, care va fi cu att mai puternic cu ct mrimea neregularitii va fi mai mare. Acest fapt va permite gheii, a crei temperatur trebuie s fie mai sczut dect cea necesar topirilor sub presiune, s curg n jurul obstacolului (fig. 12.9).

Fig. 12.9. Influena obstacolelor asupra curgerii gheii: (A). mecanismul creep-ului bazal intensificat (n plan); tensiunile mari din partea dinspre amonte a obstacolului cauzeaz deformri puternice i curgerea gheii n jurul acestor neregulariti; (B). mecanismul topirii la presiune; topirea se produce n partea dinspre amonte a obstacolului, iar rengheul n avale de acesta. (Chorley et al., 1985)

Pe lng deformrile interne i alunecarea bazal alt proces implicat n deplasarea ghearilor este reprezentat de deformarea patului (bed deformation). n condiiile prezenei unor roci neconsolidate n alctuirea patului, peste 90 % din micarea bazal a gheii se produce prin deformarea acestuia. Acest proces apare acolo unde presiunea apei interstiiale din porii acestor roci este foarte mare, contribuind astfel la reducerea tensiunilor de forfecare suficient pentru ca patul s fie deformat sub greutatea gheii de deasupra. Prin urmare, procesul n cauz are o aciune eficient restrns, i anume la ghearii cu baz cald care se deplaseaz peste sedimente deformabile.

12.7. Viteza de deplasare a ghearilor

Msurtorile efectuate pentru un numr foarte mare de gheari arat c pentru ntreaga mas de ghea vitezele de deplasare sunt cuprinse ntre 3 i 300 m/an, ns exist i anumite sectoare (de exemplu, cascadele de ghea) pentru care s-au nregistrat viteze de 1 - 2 km/an. Pentru fiecare ghear n parte, viteza de deplasare variaz n timp i spaiu. Privind profilele verticale din fig. 12.10. A i B se observ c viteza maxim se nregistreaz la suprafa i descrete spre baza ghearului. Acest fapt pare puin paradoxal tiindu-se c majoritatea deplasrilor se produc n stratele bazale unde fora de forfecare este maxim. Orice strat imaginar de ghea nu se deplaseaz numai ca un rezultat al forei de forfecare de la acel nivel ci numai dac ptura de dedesubt se mic.

Fig. 12.10. Reprezentare schematic a variaiilor pe vertical i orizontal a vitezelor de deplasare n cazul ghearilor de vale: (A) ghear neafectat de alunecri bazale; (B) ghear la care alunecrile bazale sunt semnificative (izoliniile intersecteaz fundul vii); (C) seciune orizontal la suprafaa unui ghear ale crui margini nu alunec pe pereii vii; (D) seciune orizontal la suprafaa unui ghear ale crui margini nregistreaz o alunecare semnificativ la contactul cu pereii vii (Summerfield, 1997).Astfel, viteza de deplasare de la fiecare nivel reprezint o cumulare a celor de la baz pn n punctul respectiv. n plan transversal vitezele de deplasare scad spre marginile ghearului datorit apariiei frecrii ntre masa de ghea i pereii vii (fig. 12.10. C i D). Ratele mici de deplasare sunt caracteristice ghearilor la care micarea se realizeaz, n principal, datorit deformrilor interne (de exemplu, ghearul cu baz rece Meserve din Antartica are o vitez de deplasare de 3-4 m/an n zona liniei de echilibru), iar cele mari pentru cei la care procesele de alunecare bazal nsumeaz peste 90% (de exemplu, ghearul Franz Josef, din Noua Zeeland, nregistreaz viteze de peste 300 m/an).

S-a observat c viteza de deplasare a ghearilor nu este constant n timp. Saltul de la viteza normal la cea accelerat are loc destul de repede. Argumentarea acestor variaii se bazeaz pe existena a dou tipuri de alunecri bazale: normale i rapide. De exemplu, n cazul ghearilor de evacuare (outlet glacier) desprini din calotele glaciare, aportul de ghea este arhisuficient pentru a menine o vitez de deplasare ridicat, n timp ce pentru foarte muli gheari, zonele de acumulare furnizeaz, ntr-un anumit interval, un volum suficient ntreinerii doar a unei curgeri la viteze normale. Pentru aceti din urm gheari, periodic, pot aprea surplusuri n aportul de ghea, ceea ce va favoriza trecerea de la un regim normal de curgere la unul rapid. Variaiile nregistrate n deplasarea ghearilor apar ca un rspuns la alterarea balanei de mas datorit modificrii condiiilor meteorologice. Rcirea climatului are drept consecin o intensificare a acumulrii care contribuie la creterea grosimii gheii, rezultatul final fiind o vitez de deplasare mult mai mare. nclzirea duce la creterea ablaiei cu urmri asupra reducerii masei de ghea i a vitezei, pn cnd se ajunge la un nou profil de echilibru. Aceste schimbri ale balanei de mas pot fi transmise n avale sub forma undelor cinematice. Deplasarea masei de ghea sub forma undelor cinematice reprezint un fenomen foarte complex, n explicarea cruia trebuie invocate i unele aspecte ale topografiei patului de alunecare al ghearului. n zonele n care patul de alunecare prezint anumite proeminene, gheaa se va deplasa mult mai rapid, deoarece tensiunea de forfecare bazal este crescut, astfel nct viteza de micare, sub form de unde cinematice a gheii groase din aceste areale va fi de 2 pn la 5 ori mai mare dect a celei din jur.

Cele mai spectaculoase variaii temporale nregistrate n deplasarea ghearilor sunt reprezentate de aa-numitele unde glaciare (glacier surges). Aceste evenimente, n timpul crora viteza de deplasare a gheii crete de 10 100 ori faa de valorile normale, au fost nregistrate la un numr foarte mare de gheari (numai n America de Nord au fost identificai 204 gheari la care s-au manifestat asemenea oscilaii). Dei procesul este foarte rspndit, ghearii care nregistreaz un astfel de comportament au puine caracteristici n comun. La unii gheari s-a observat c astfel de unde apar cu o anumit regularitate ciclic (periodicitate fiind de 15 100 ani sau mai mult), iar la alii sunt imprevizibile. Undele glaciare se manifest la o gam foarte larg de gheari: de la cei cu baza cald, pn la cei cu baza rece. n toate situaiile apar acolo unde pragul de instabilitate este depit (o acumulare mult mai mare dect ablaia) astfel nct viteza de deplasare a gheii din zona de acumulare spre cea de ablaie crete rapid. n asemenea condiii fruntea ghearului avanseaz cu o rat foarte mare (cazul ghearului Brurjkull, din Islanda, a crui frunte a avut o avansare de 45 km, cu o rat de 5 m/h) sau efectul se limiteaz doar la creterea grosimii masei de ghea din amonte de frunte (cazul multor gheari din America de Nord).

Deoarece mecanismul de desfurare a acestui proces rmne nc puin cunoscut, s-a ncercat o punere n legtur a mai multor factori care ar putea contribui la declanarea sa. Astfel, sunt invocai unii factori externi, precum cutremurele sau creterea precipitaiilor, ns regularitatea de apariie a acestor unde la majoritatea ghearilor ca i cantitile oarecum similare de ghea deplasate la fiecare ciclu sugereaz, mai degrab, influena unor elemente interne. n acest sens ali specialiti argumenteaz apariia acestui fenomen prin creterea cantitii de ap de la baza masei de ghea (ca urmare a schimbrilor n sistemul hidric subglaciar) care duce la accelerarea alunecrilor bazale. Acest fenomen poate iniia un feedback pozitiv prin faptul c odat cu creterea alunecrilor bazale iniiale, cantitatea de ap topit sporete ca urmare a unui aflux mai mare de cldur eliberat prin frecare i, n consecin, o rat mai mare a micrilor bazale.

12. 8. Morfologia ghearilor

Cele mai evidente forme ale suprafeei unui ghear sunt crevasele. Acestea sunt fracturi, de diferite dimensiuni, aprute n masa ghearului n momentul apariiei unui dezechilibru n profil longitudinal. Concret, crevasele apar atunci cnd asupra masei de ghea se exercit presiunile tot mai crescute ca urmare a vitezelor diferite de deplasare a gheii de pe margine fa de cea central sau atunci cnd este obligat s traverseze unele neregulariti ale substratului. Adncimea crevaselor este n medie de 15 - 20 m, rar depesc 30 m, peste aceast limit renchizndu-se sub efectul plasticitii gheii. Crevasele sunt grupate n reele transversale, longitudinale i radiare, ns n anumite situaii au o dispunere haotic, fiind cunoscute sub denumirea de seracuri dup numele unui sortiment de brnz produs n arealul Alpilor.

Foto 12.2. Crevase longitudinalei transversale n masa ghearului (imagine preluat de pe site-ul Virtual Geomorphology).O alt form o constituie benzile Forbes reprezentate de strate de ghea de culori diferite (mai deschise i mai nchise) care apar, de obicei, la baza cascadelor de ghea. n cazul n care viteza de deplasare a gheii este mai mare n partea median, aceste benzi sunt arcuite spre aval. Grosimea total a fiecrei perechi de benzi de culoare nchis-deschis corespunde cu distana parcurs de ghear ntr-un an. Benzile nchise apar n timpul verii cnd apa de topire antreneaz materiale detritice fine, iar cele deschise la culoare se formeaz iarna prin ncorporarea zpezii n ghea la trecerea peste cascada de ghea.

Pe suprafaa calotelor glaciare din Antarctica i Groenlanda pot fi observate adesea diferite forme eoliene, cunoscute sub denumirea de sastrugi. Acestea sunt formate din zpad compact i sunt orientate n sensul direciei vnturilor dominante.

n zona de ablaie morfologia ghearului suport o ntreag gam de forme create de apa provenit prin topirea gheii (cursuri de ap supraglaciare i subglaciare, grote, tuneluri, goluri, mori glaciare denumite astfel datorit zgomotul produs de cderea apei de la suprafaa ghearului n unele crevase, la baza crora se formeaz o microdepresiune etc.).

12.9. Relieful glaciar12.9.1. Procesele de eroziune glaciarEroziunea glaciar este realizat prin intermediul a dou procese majore: exaraia (uzura glaciar, la care se poate aduga i procesul de detersie, adic cel de lefuire) i detracia (dislocarea i antrenarea n micare a unor blocuri).

Exaraia implic scrijelirea, scobirea i lefuirea rocii patului de ctre gheaa curat sau de ctre materialele incorporate pe marginile i la baza ghearului (aceste materiale pot avea diferite dimensiuni, de la blocuri pn la particule fine, de obicei sub 0,1 mm, acestea din urm fiind cunoscute sub denumirea de fin de ghear). Atunci cnd aciunea de exaraie este exercitat de ctre gheaa curat sau care conine numai particule fine, pe suprafaa rocilor substratului apar areale lefuite sau zgrieturi denumite striaii, care urmeaz sensul general al micrii gheii (n unele cazuri prezint intersecii datorate schimbrilor de direcie).

Foto 12.3 i 12.4. Roci polizate prin detersia ghearului, cu striaii i bloc eratic (J. Mueller, R. Schmidt).

12.9.2. Materialul morenaic

nainte de tratarea ctorva probleme legate de antrenarea i transportul materialelor detritice de ctre gheaa n micare trebuie fcute unele precizri n legtur cu terminologia utilizat. n literatura anglo-saxon, pentru materialul transportat de gheari, dar nedepus nc, se folosete termenul de glacial debris sau rock debris i nici ntr-un caz cel de moren. n dicionarele geomorfologice romneti termenul de moren este definit ca reprezentnd "masa de material detritic transportat de gheari i depus acolo unde se topete gheaa" (Bcuanu et al., 1974), sau "totalitatea aluviunilor glaciare pe cale de a fi transportate sau care sunt deja depuse" (Posea et al., 1986). Pentru a nu mai exista nici o confuzie n privina denumirii materialelor transportate de ctre gheari noi vom utiliza termenul de material morenaic n locul celui de moren. Procesele de eroziune exercitate de ctre masa de ghea se pot desfura cu o mai mare amploare numai dac materialul erodat este antrenat de gheaa n micare (fig. 12.11).

Fig. 12.11. Ilustrare schematic a drumului parcurs de materialele morenaice transportate de ctre un ghear de vale (Summerfield, 1997)

Dimensiunile materialului morenaic pot varia de la cele ale particulelor fine pn la blocuri imense. Dup poziia n raport cu masa de ghea materialele morenaice pot fi: subglaciare (sau de fund) care se gsesc la contactul ghea-roca in situ; supraglaciare (sau de suprafa) care provin n urma dizlocrilor de pe pereii vii glaciare; intraglaciare (sau interne).

n mod obinuit, materialul morenaic supraglaciar este mai abundent n vile i circurile glaciare i absent peste marile calote continentale. Acesta poate fi transportat pe suprafaa ghearului pn n zona de ablaie, ns n apropierea liniei de echilibru va fi acoperit progresiv prin aportul de ghea permanent din amonte. Odat acoperit se transform n material morenaic intraglaciar care va fi transportat ctre fruntea ghearului. n acelai timp, materialul morenaic intraglaciar se poate deplasa spre suprafa, n zona de ablaie, prin canalele de evacuare a apei topite sau se poate deplasa ctre baza ghearului unde este incorporat materialului morenaic subglaciar. Deplasarea de-a lungul liniilor de alunecare din zonele de curgere la compresiune tinde s transforme materialul morenaic subglaciar n intraglaciar, iar n sectoarele joase din zona de ablaie, n supraglaciar. La anumii gheari, materialul morenaic intraglaciar este distribuit uniform pe toat grosimea masei de ghea, iar la alii este concentrat numai n anumite benzi, separate de o ghea relativ curat. Fiecare band se desfoar paralel cu liniile de curgere i cele mai multe sunt formate probabil prin nghearea materialului morenaic subglaciar anterior deplasrii spre suprafaa ghearului. Sub gheaa cald, datorit topirilor bazale, materialul morenaic subglaciar este mai abundent i prin renghe poate fi ataat bazei gheii sub forma unor benzi foarte subiri, deoarece i stratul de renghe este de numai civa centimetri grosime. n locurile n care patul de alunecare prezint ruperi de pant semnificative, n masa de ghea apar numeroase fracturi n care se vor acumula materiale morenaice intraglaciare.

12.9.3. Formele de eroziune glaciarEroziunea glaciar are drept rezultat o gam foarte larg de forme, n funcie de extensiunea gheii, de regimul termic al ghearilor, de cantitatea i calitatea materialului morenaic subglaciar, de caracteristicile patului, de perioada de activitate a ghearului, de formele de relief preexistente etc. Din multitudinea de clasificri ale formelor de eroziune glaciar ne-am oprit la una folosit destul de frecvent n ultimul timp, conform creia acestea pot fi mprite n trei categorii: forme asociate curgerii neconstrnse a gheii; forme asociate curgerii gheii n cadrul vilor; forme create ca urmare a conjugrii aciunii proceselor glaciare i periglaciare (tabel 12.2).12.9.3.1. Forme asociate curgerii neconstrnse a gheiiCurgerea neconstrns a gheii este caracteristic tuturor tipurilor de calote (ns unele dintre formele de eroziune rezultate n urma acestui tip de deplasare a gheii apar i n vile glaciare). De altfel, activitatea erozional dedesuptul acestor mase de ghea este, cel mai probabil, restrns la zonele cu ghea bazal cald n care apare o gam variat de forme pozitive sau negative.

n categoria celor pozitive pot fi incluse:

-spinrile de balen (whalebacks), forme de nlimi mici, netezite prin eroziune pe toate laturile, cu o lungime de cteva sute de metri;

-drumlinurile n roc (rock drumlins) asemntoare unor coline alungite n direcia deplasrii gheii, cu o nlime cuprins ntre 5 - 50 m i al cror raport lungime - lime este de 4:1;

-interfluvii sau creste ascuite, cu lungimi de mai muli kilometri.

Formele asimetrice pozitive, orientate parial pe liniile de curent sunt cunoscute sub denumirea de roche moutonne (spinri de berbec, roci mutonate). Atunci cnd sunt de dimensiuni mai mari poart denumirea de flyggberg-uri. Aceste semne de eroziune glaciar apar adesea pe spinrile de roc rezistent la eroziune, la care latura dinspre care se deplaseaz gheaa (latura dinspre amonte - stoss) este rotunjit i netezit prezentnd o suprafa cu striaii i anuri. Latura dinspre avale (lee) este mai neregulat i mai abrupt dect cea din amonte datorit faptului c gheaa a smuls blocurile fisurate (fig. 12.12.).

Formele negative includ:

-canelurile (grooves) i

-bazinele n roc (rock basins).Tabel 12.2. Formele de relief rezultate n urma eroziunii glaciare (Summerfield, 1997)

Procesul dominantMorfologii asociateDimensiuni liniare

0,01 m0,1 m1 m10 m100 m1 km10 km100 km1000 km10000 km

Pozitive, pe direcia liniilor de curent Spinri de balen Pinteni, creste (Whalebacks) pe direcia liniilor de curent

Drumlinuri n roc

(Rock drumlins)

Curgerea neconstrns a gheii Pozitive, parial pe direcia liniilor de curent Roci mutonate Flyggberg-uri

(Roche moutonnes) (Flyggbergs)

Negative, pe direcia liniilor de curent Striaii Scobituri

(Striations) (Grooves)

Negative, parial pe direcia liniilor de curent Excavaii n roc

(Rock basins)

Curgerea constrns a gheii Negative, pe direcia liniilor de curent Troguri

(Trougs)

Interaciunea proceselor glaciare Negative Circuri

(Cirques)

cu cele periglaciarePozitive Custuri

(Artes)

Hornuri

(Horns)

Nunatak-uri

Atunci cnd materialele morenaice subglaciare sunt de dimensiuni mai mari, locul striaiilor este luat de o serie de caneluri (nulee) orientate pe direcia de curgere a gheii, care n mod normal au adncimi de 1 - 2 m i lungimi de 50 - 110 m. n anumite condiii favorabile pot s ating dimensiuni mult mai mari. De exemplu, n valea rului Mackenzie au fost descrise caneluri cu adncimi de pn la 30 m, limi n jur 100 m i lungimi de mai muli km. Bazinele n roc sunt excavaiile de mari dimensiuni (de la civa metri pn la sute de km n lime) ocupate adesea de ctre lacuri. Originea glaciar a acestor bazine este sugerat i de fenomenul de subspare sub nivelul regional de baz al reelei hidrografice. De asemenea, s-a observat c multe dintre aceste bazine sunt orientate de-a lungul sistemelor de fracturi.

Formelor asociate curgerii neconstrnse a gheii li se pot aduga i fjeld-urile (sau fjell-uri, fjll - uri) care reprezint suprafee ntinse cu roci dure din zona montan modelate de ctre ghearii de platou sau calotele glaciare. Acestea apar ca o alternan de spinri mutonate i zone depresionare, mltinoase sau cu turbrii. Fjeld-urile din Canada, Scandinavia, Karelia, Pen. Kola, Uralul de nord, Siberia de est etc., au pe suprafaa lor poriuni mai nalte asemntoare monadnock-urilor, care au funcionat n timpul acoperirii cu ghea ca nunatak-uri.

Fig. 12.12. Forme tip roches moutonne ideale. (A). n plan; (B). n profil; (C). model stereografic cu distribuia principalelor zone de eroziune din cadrul formelor tip roches moutonne ntlnite n Finlanda (Chorley et al., 1985).

Foto 12.5 i 12.6. Exemple de roche moutonnee cu striaii (D. Heron).

Foto 12.7. Field cu spinri de roci (nunatakuri) care stpung masa de ghea. (R. Schmidt).12.9.3.2. Formele asociate curgerii constrnse a gheii

Atunci cnd curgerea gheii este concentrat pe un traseu bine delimitat, acesta se lrgete i se adncete atta timp ct ghearul este activ, astfel nct dup dispariia gheii rmne o vale adnc, cu pereii abrupi al crei profil longitudinal este relativ drept i cu numeroase ruperi de pant, iar cel transversal este n form de U. O asemenea vale este cunoscut sub denumirea de uluc sau trog glaciar (glacial trough). Majoritatea trogurilor glaciare corespund unor vi modelate de ruri nainte de instalarea ghearilor (fig. 12.13.). Exist i cazuri n care gheaa provenit din calotele de platou se scurge pe versani dnd natere la troguri pur glaciare.

Foto 12.8. Valea glaciar (trog) Blea cu profil n forma literei U (N. Rdoane).Eroziunea exercitat de ghearii aflueni se materializeaz, de asemenea, prin troguri n form de U, dar cu o seciune mai mic; baza acestor vi este situat cu mult deasupra fundului vii glaciare principale i de aceea au fost numite troguri suspendate (hangings troughs).

Rurile care ocup ulterior trogurile sap rapid mici vi n form de V, iar n zona unde se realizeaz confluena ntre ghearul principal i afluenii si apar o serie de cascade. Pintenii interfluviali care nainte de instalarea ghearului ajungeau pn la nivelul albiei principale, au fost retezai prin eroziune glaciar, fiind cunoscui sub numele de pinteni retezai (truncated spurs). Cnd pe acelai uluc glaciar s-au instalat dou generaii de gheari (sau mai multe), ultimul, dac are dimensiuni mai mici, i va "construi" un nou trog n cadrul celui anterior, contactul dintre acestea fiind marcat de o serie de umeri asemntori teraselor fluviale n roc, cunoscui chiar sub denumirea de umeri glaciari sau replata.

Fig. 12.13. Modelul transformrii vilor montane n troguri glaciare: (A) valea montan n form de V; (B) invadarea vilor montane de ctre gheari; (C) eroziunea exercitat de ghear asupra versanilor vii i a fundului de vale; (D) zonele "moarte" (n care deplasarea i forele de forfecare sunt neglijabile, trecute cu negru pe desen) dispar, ntrgul versant al vii fiind modelat de ctre ghear; (E) dup dispariia ghearului rmne o vale glaciar n form de U ( Ritter, 1982)

Foto 12.9. Trog glaciar cu replata (imagine preluat de pe site-ul Virtual Geomorphology).n funcie de tipul ghearului care le-a creat se disting trei categorii de troguri glaciare:

(i) troguri alpine sunt spate de ctre ghearii de vale a cror zon principal de acumulare se afl localizat n cadrul circurilor din regiunile montane. Datorit proceselor de subspare glaciar profilul longitudinal al trogurilor alpine se prezint sub aspectul unor alternane de praguri (rock bars- englez; verrou - francez; zvor - denumire dat pragului care separ circul de valea glaciar) i cuvete sau bazinete (rock basins - englez; bassin de surcreusement - francez) (fig. 12.14.). Dac patul de curgere al gheii prezenta anterior instalrii ghearului anumite neregulariti, de forma unor mici depresiuni, atunci acestea vor fi cu precdere supuse eroziunii (i mai ales sub gheaa cald) datorit tensiunilor de forfecare bazale nalte asociate creterii continue a masei de ghea.

Fig. 12.14. Praguri n patul vii glaciare (profil longitudinal) (Grigore, 1965, din Posea, 1970). Foto 12.10. Vale glaciar suspendat (imagine preluat de pe site-ul Virtual Geomorphology)

.Astfel, adncirea cuvetelor din spatele pragurilor glaciare se datoreaz unui mecanism de feedback pozitiv: pe msura adncirii are loc o cretere a grosimii masei de ghea ceea ce favorizeaz o mai intens aciune de eroziune n contrapant (aceast situaie este n contrast cu cea ntlnit n sistemele fluviale, la care ajustarea formelor de albie n condiiile schimbrilor de pant, vitez, adncime are loc printr-un mecanism de feedback negativ). Cele mai mari bazinete, cu o form alungit, se dezvolt n partea inferioar a vii (de unde denumirea de bazinete terminale) datorit fluctuaiilor sezoniere (retragere i naintare) ale frunii ghearului. Dup dispariia ghearului aceste cuvete se umplu cu ap, formnd lacuri (turi, iar n englez tarns sau finger lakes, acesta din urm, mai ales pentru lacurile aprute n bazinetele marginale, cum ar fi, de exemplu, Garda, Como, Leman, Lacul celor patru Cantoane etc.);

(ii) troguri islandice sunt formate de ctre ghearii de evacuare desprini din calotele glaciare sau ghearii de platou care se constituie n surs de aprovizionare cu ghea. Trogurile islandice au, de obicei, o pant abrupt n zona de obrie i un gradient mai mic al patului de alunecare spre avale. Zona de subspare maxim din cadrul trogurilor islandice, care apare n imediata apropiere a obriei (acolo unde se desprinde din calot), este mai greu de explicat ns, majoritatea specialitilor o argumenteaz prin existena n acest sector, a gheii cu baz cald care favorizeaz o eroziune mult mai intens dect acolo unde baza gheii este rece. Dac baza trogurilor islandice cu deschidere spre mare se afl sub nivelul acesteia, concomitent cu retragerea frunii ghearului ptrunde apa, dnd natere unui "estuar" ngust, denumit fiord. Acestea pot lua natere fie prin eroziunea glaciar la o anumit adncime sub nivelul mrii, fie prin submersia rmurilor. Cele mai rspndite sunt cele din prima categorie, deoarece gheaa are o densitate mare, astfel nct, dei plutete, ntre 75 % i 90 % din masa ei se afl sub nivelul apei (Strahler, 1973). Ca urmare, un ghear cu grosimi de cteva sute de metri are posibilitatea de spare la adncimi considerabile sub nivelul mrii. Fiordurile pot s ptrund adnc n interiorul uscaturilor (de exemplu, Sognefjord are 160 km) avnd numeroase ramificaii, dup cum n unele cazuri pot avea forma unei cuvete adnci de subspare (peste 1200 m la Sognefjord), nchis la contactul cu marea de un prag submers. Fiordurile sunt rspndite pe coastele de vest ale celor dou Americi, n Peninsula Labrador, n Groenlanda, Islanda, Norvegia, n Noua Zeeland (Insula de Sud), ntre 50 - 70 latitudine nordic i sudic;

Foto 12.11. Fiorduri norvegiene (imagine Landsat preluat de pe site-ul Virtual Geomorphology).(iii) troguri deschise care iau natere pe cumpenele ce despart masele de ghea din componena calotelor glaciare sau continentale, n urma eroziunii exercitate de ctre rurile de ghea. Sunt denumite astfel, deoarece sunt deschise la ambele capete. Spre deosebire de celelalte dou tipuri, profilul longitudinal al trogurilor deschise are punctul de maxim denivelare n partea median.

12.9.3.3. Formele rezultate n urma aciunii conjugate a proceselor glaciare i a celor periglaciare

Circurile glaciare (cldare sau znoag - romn; cirque - francez, corries - scoian, kar - german, botn - norvegian, nish - suedez, cwms - galez, hoyo sau circo - spaniol). Termenul de circ glaciar a fost introdus n literatura geomorfologic de Ramsey (1860) pentru a desemna depresiunile semicirculare sau semieliptice formate pe versani sau la obria vilor montane, ca un rezultat al interaciunii dintre procesele periglaciare i cele glaciare (ns termenul de circ a fost folosit pentru prima dat de Charpentier (1823) pentru a face referire la bazinele de form semicircular din Pirinei). Circurile glaciare pot avea diametre de la cteva sute de metri pn la mai muli km, fiind nconjurate de perei abrupi cu nlimi care ating adesea sute de metri.

Foto 12.12. Circuri glaciare suspendate, Munii Fgra (N. Rdoane).

Fig. 12.13. Vf. Alaska cu un microcirc glaciar(imagine preluat de pe site-ul Virtual Geomorphology).Dimensiunile i aspectul circurilor reflect tipul de roc n care au fost spate, poziia i structura stratelor, relieful preexistent, condiiile climatice care condiioneaz la rndul lor numrul i intensitatea fazelor glaciare succedate etc. Astfel, n funcie de structura geologic se pot deosebi circuri consecvente, subsecvente, obsecvente etc. (de exemplu, acolo unde au fost atacate capetele de strate ale unei structuri monoclinale, circurile sunt asimetrice, cu perei foarte abrupi i nali).

Fig. 12.15. Principalele stadii n dezvoltarea circurilor glaciare: (A) nivaia pe sub stratul de firn; (B) apariia niei de nivaie; (C) stadiul de circ glaciar. (Ritter, 1982)

De asemenea, s-a observat c cele mai numeroase i mai bine dezvoltate circuri glaciare apar fie pe versanii umbrii, cu expunere nordic i nord-vestic n munii din emisfera nordic i pe versanii orientai spre sud, n emisfera sudic, fie acolo unde vnturile contribuie la acumularea unor mari cantiti de zpad n aceste depresiuni (de obicei cele dou situaii se suprapun). n regiunile n care s-au succedat mai multe faze glaciare de intensiti diferite, se dezvolt circurile n trepte, cu umeri bine marcai pe perei nct dau impresia unor circuri mbucate.

n formarea circurilor glaciare se pot distinge mai multe stadii de evoluie. Stadiul iniial presupune acumularea unor mari cantiti de zpad, prin intermediul vntului i al avalanelor, n micile excavaii de la obria vilor sau de pe versani, n unele accidente structurale etc., amplasate deasupra sau n apropierea liniei zpezilor perene. Zpada acumulat an de an se transform prin diagenez n firn (nv) (fig. 12.15.). n timpul sezonului cu temperaturi mai ridicate, apa rezultat din topirea zpezii i a firn-ului ptrunde n fisurile rocilor substratului, unde nghea pe parcursul nopii.

Fig. 12.16. Dezvoltarea formelor de relief asociate glaciaiilor alpine: (A) eroziune fluvial nainte de instalarea ghearilor; (B) acumulri incipiente de zpad i ghea; (C) dezvoltarea reelei de vi glaciare; (D) dup retragerea ghearilor apar o serie de noi forme de relief, printre care circuri, custuri, pinteni retezai, troguri suspendate ( Flint, 1971).

Repetarea acestui ciclu nghe-dezghe produce o dezagregarea a rocilor de la baza i de pe marginile masei de firn, gelifractele fiind transportate n partea din avale a excavaiei prin procese de creep (fie pe sub masa de firn, fie la suprafaa acestuia prin procesul de snow-creep) sau prin intermediul apei de topire.

Prin aceste procese excavaiile iniiale se adncesc i se lrgesc continuu formndu-se un circ de nivaie de form semicircular, delimitat la partea inferioar de o potcoav nival (protalus rampart - englez, bourrelet de pont de neige - francez). Lrgirea i adncirea continu a circurilor de nivaie favorizeaz creterea grosimii firn-ului care se transform treptat n ghea.

Fig. 12.17. Principalele forme de relief create de ghearii montani (Selby, 1985)

Forma concav a circului determin alunecarea rotaional a masei de ghea, astfel nct acesta ncepe s capete rolul principal n eroziunea depresiunii i de aceea denumirea de circ glaciar pornind de la acest stadiu de evoluie. n cele mai multe cazuri gheaa trece de pragul din avale al circului, canalizndu-se pe o fost vale fluvial sau va crea, prin procese specifice, un nou uluc. Atunci cnd circul glaciar atinge o anumit dimensiune n deplasarea gheii mult mai importante devin deformrile interne dect alunecrile rotaionale. Rata eroziunii n circurile glaciare este diferit n funcie de caracteristicile substratului geologic i de condiiile climatice. Astfel, n regiunile polare i subpolare, unde procesul erozional dominant este reprezentat de detracie, rata eroziunii n circuri este estimat la 7 - 76 mm/ 1000 de ani (Anderson, 1978), iar pentru regiunile temperate, unde exaraia (abraziunea) este mult mai important sunt citate valori cuprinse ntre 95 - 165 mm/1000 ani (Reheis, 1975).

Un rol important n dezvoltarea circurilor precum i n deplasarea gheii n interiorul acestora i este atribuit acelei deschideri verticale interpuse, n partea din amonte, ntre peretele de roc i masa de ghea, cunoscut sub denumirea de rimaye (sau bergschrund). Johnson (1904) argumenta rolul jucat de rimaye (denumind-o ipoteza bergschrund-urilor) n procesul de retragere al pereilor circurilor astfel: apa rezultat n urma topirii zpezii i a firn-ului se "canalizeaz" pe acest deschiztur i ptrunde n fisurile rocilor unde nghea provocnd dezagregarea acestora dup o anumit succesiunea a ciclurilor nghe-dezghe. Ipoteza bergschrund-urilor este recunoscut de unii cercettori i contestat de alii datorit faptului c msurtorile fluctuaiilor de temperatur din rimaye s-au dovedit a nu fi chiar aa de mari pentru a putea produce o gelifracie intens.

Foto 12.14. Matter-horn, Munii Alpi.De aceea, cei care contest aceast ipotez propun nu un singur mecanism responsabil de retragerea pereilor circurilor, ci o combinaie ntre gelifracie i dezagregare prin hidratare. Indiferent de procesele care produc eroziunea pereilor, circurile evolueaz "mucnd" progresiv din suprafeele situate n amonte. n stadiul iniial (cel al circurilor simple, nainte de a se ajunge la ngemnarea lor cnd se formeaz circurile compuse sau complexe) marginile prii superioare a pereilor circurilor au un aspect foarte neregulat, zimat, de unde denumirea de topografie tip biscuit (biscuit board topography). ntr-un stadiu de evoluie mai avansat, prin intersecia a doi perei de circ se formeaz o custur (arte sau karling) reprezentnd o creast alpin ascuit i fierstruit. Custurile se pot forma i n lungul culmilor care despart dou troguri glaciare (fig. 12.17.). Prin aciunea proceselor crionivale, n cadrul custurilor sunt sculptate ace, vrfuri cu aspect piramidal, lame sau muchii ascuite i zimate etc. La intersecia foarte apropiat a dou circuri opuse, masa de ghea din interiorul circului situat la o altitudine mai mare poate s treac n cellalt formndu-se o a de transfluen (col). Acolo unde se intersecteaz mai multe creste alpine apar piscuri piramidale denumite horn-uri, cum ar fi, de exemplu, Matterhorn (n Munii Fgra deseori poart numele de strung). Fostele circuri glaciare adpostesc deseori lacuri glaciare, denumite popular: turi, znoage, ochiuri etc.

O schematizare a principalelor stadii de evoluie a formelor de eroziune glaciar datorate ghearilor montani, create prin aciunea combinat a curgerii constrnse a gheii cu cea rezultat din interaciunea proceselor glaciare i periglaciare este prezent n fig. 12.16.

12.10. Relieful de acumulare glaciar

nainte de a ne referi la procesele i formele de acumulare glaciar trebuie fcut o distincie ntre materialele depozitate de ctre gheari i formele de relief date de ctre acestea.

Tabel 12.3. Principalele caracteristici ale till-urilor (Summerfield, 1997)

1. Sortare slab - materialele componente se ncadreaz unui numr mare de clase granulometrice, adesea cu claste de mrimea blocurilor prinse ntr-o matrice fin, argiloas.

2. Lipsa stratificaiei - n general, nu are loc o schimbarea progresiv a granulometriei odat cu creterea grosimii depozitelor, cu excepia celor care au suferit o anumit modificare datorit apelor provenite din topirea gheii.

3. O compoziie petrografic foarte variat - n special acolo unde aceste depozite sunt opera marilor calote glaciare care au transportat materiale din arii surs separate de distane mari.

4. Faetele particulelor componente prezint adesea striaii sau alte urme ale eroziunii glaciare.

5. O orientarea preferenial a particulelor.

6. O anumit compactare datorit presiunilor din timpul depozitrii.

7. Roca in situ de la baza depozitelor prezint urme ale eroziunii glaciare.

8. Particulele componenete sunt, n general, coluroase, la care se adaug cele lefuite pe anumite faete.

Depozitele slab sortate i aproape neconsolidate din nordul Europei erau puse, nainte de apariia teoriei glaciaiei elaborate de Agassiz (1840), pe seama potopului biblic din timpul lui Noe. n Germania mult timp chiar s-a folosit termenul de diluvium pentru a desemna aceste depozite. n Anglia pentru acelai tip de depozite se utilizeaz termenul de drift, care, iniial, era atribuit tot materialelor care se presupunea c au fost depuse n timpul potopului biblic. n anul 1830, Lyell a emis chiar o teorie a driftului, prin care explica rspndirea unor blocuri uriae de stnc n cmpii (care sunt, de fapt, blocuri eratice transportate de ctre gheari). Dup acceptarea teoriei lui Agassiz s-a ncetenit treptat (mai ales n literatura anglo-saxon), termenul de drift glaciar care denumete totalitatea materialelor transportate i depuse de ctre gheari sau n asociaie cu rurile (pe scurt, depozitele glaciare i cele fluvio-glaciare). Formele de relief rezultate n urma depunerii acestor materiale poart denumirea de morene i n marea majoritate a tratatelor de specialitate se atrage atenia asupra terminologiei utilizate n desemnarea depozitelor (drift) i a formelor (moren) pentru a nu se crea confuzii.

Drift-urile se submpart n drift-uri glaciare nestratificate sau till-uri (denumite i boulder clay de ctre unii specialiti britanici n acord cu alctuirea acestora), care cuprind materialele depuse direct de gheari fr o contribuie fluvial (tabel 12.3.) i drift-uri glaciare stratificate sau depozite fluvio-glaciare la a cror acumulare final au contribuit att procesele glaciare ct i cele fluviale.

12.10.1. Procesele de acumulare

Acumularea glaciar implic un numr foarte mare de procese i de aceea clasificarea acestora poate fi uneori arbitrar. Unele confuzii apar i datorit faptului c pentru a descrie acelai proces s-au folosit diferii termeni. Pentru prezentarea succint a proceselor de acumulare glaciar am adoptat clasificarea dat de Summerfield (1997) care le grupeaz n funcie de zona de aciune (suprafa, baz i marginile ghearului). Trebuie fcut ns o precizare: materialele depozitate n oricare din cele trei situaii pot fi reantrenate i redepozitate n zone mai ndeprtate fa de cele unde s-a produs acumularea iniial, astfel nct este greu de reconstituit crui proces i se datoreaz. n cazul depozitelor subglaciare au fost identificate trei procese majore care contribuie la formarea acestora. Topirea subglaciar (undermelt) favorizeaz depozitarea materialelor prinse n stratul bazal al masei de ghea care prin creterea temperaturii se topete "elibernd" astfel materialul morenaic. Topirile apar fie datorit cldurii geotermice, fie celei eliberate n urma frecrilor dintre masa de ghea i substrat sau creterii presiunilor n jurul unor obstacole. Al doilea proces, denumit placaj bazal (basal lodgement) contribuie la formarea till-urilor de placaj (lodgement till) constituite din materialele detritice sudate de gheaa bazal care se deplaseaz n lungul planurilor de forfecare. Forele de frecare care apar la deplasarea masei de ghea peste substrat conduc la placarea materialelor morenaice, element cu element sau n bloc. Aceste materiale mobile, sudate n dezordine pe suportul de ghea pot atinge civa metri cubi i au, n general, axa mare orientat n direcia de deplasare a gheii. Procesul de placaj bazal apare acolo unde fora de frecare dintre patul de alunecare i particulele aflate n micare este mare ceea ce contribuie la o ncetinire a transportului i la o "implantare" a materialelor n masa de ghea. Curgerea bazal (basal flowage) constituie cel de al treilea proces care contribuie la formarea depozitelor subglaciare, dar care ns, are i un rol erozional nsemnat. Prin acest proces se realizeaz fie o acumulare a materialelor neconsolidate n concavitile de la baza masei de ghea, fie materialul este transportat i depus paralel cu direcia de deplasare a gheii.

Acumularea supraglaciar (de suprafa) se realizeaz prin dou procese principale: topire de suprafa i curgere. Primul proces se refer la depunerea materialelor ca urmare a topirilor de la suprafaa masei de ghea i este cel mai activ n partea frontal a ghearilor calzi, acolo unde ntr-o singur var se poate produce topirea (ablaia) pe o grosime ce depete uneori 20 m. Curgerea supraglaciar contribuie la transportul i depozitarea materialelor aflate la partea superioar a masei de ghea fiind, de asemenea, mult mai eficace n zona de ablaie a ghearilor. Deplasarea materialelor se realizeaz fie sub forma creep-ului sau prin intermediul apei.

Acumularea n zona marginal a ghearilor reprezint rezultatul mai multor procese. Prin mecanismele prezentate n capitolul 12.9.2. i conform fig. 12.18., particulele de la baza masei de ghea migreaz spre marginile acesteia (n poziii intraglaciare sau supraglaciare), situaie n care se pot forma acumulri importante prin "descrcarea" materialelor ca urmare a recesiunii ghearului. n condiiile avansrii ghearilor, materialele aflate n faa acestora vor fi mpinse i vor fi depozitate acolo unde naintarea masei de ghea se oprete.

12.10.2. Formele de acumulare

Marea majoritate a acumulrilor glaciare au o form tridimensional purtnd denumirea generalizat de morene. S-a constatat ns, c puine morene sunt formate n ntregime din till-uri, n alctuirea lor intrnd i depozite stratificate care sunt opera apelor de topire sau chiar "smburi" aparinnd rocii in situ.

Fig. 12.18. Principalele tipuri de morene (Chorley et al., 1985).

O alt caracteristic important a morenelor este reprezentat de durata relativ scurt de existen n forma iniial, n comparaie cu alte forme de relief. Multe morene incorporeaz n prima faz smburi de ghea care prin topire duc la modificarea formei de nceput. De asemenea, morenele pot fi distruse sau modificate de activitatea apelor provenite din topirea gheurilor i zpezilor, iar n cazul celor subglaciare (de fund) modificrile survin n urma aciunilor de avansare sau retragere a ghearilor.

n literatura de specialitate, morenele au fost clasificate n funcie de mai multe criterii, dintre toate acestea cel mai elocvent pare a fi cel care ia n consideraie raportul cu direcia de curgere a gheii. n conformitate cu acest criteriu pot fi distinse trei tipuri majore:

morene orientate paralel pe direcia de curgere;

morene transversale pe direcia de curgere;

morene fr o orientare anume fa de direcia de curgere a gheii (tabelul 12.4. i fig. 12.18.).

Tabel 12.4. Clasificarea principalelor tipuri de morene (Summerfield, 1997)

Paralele pe direcia de curgere a gheiTransversale pe direcia de curgere a gheiiFr o orientare preferenial

Forme subglaciareForme subglaciareForme subglaciare

Morene de fund tip drumlin sau canelateMorene dendritice sau RogenMoren de fund joas

Drumlin-uri i coline tip drumlin

Morene tip plint sau De Geer

Moren de fund sub form de movile

Coline tip crag-and-tailMorene subglaciare nclecate

Morene subacvative

Forme de acumulare marginaleForme de acumulare frontaleForme de acumulare de suprafa

Morene mediale i frontale

Morene terminale

Moren interlobar i tip kame

Morene de mpingereMorene de dezagregare

Morene de nclecare a gheii

Kame i morene deltaice

12.10.2.1. Formele de acumulare paralele pe direcia de curgere a gheiiMorenele orientate aproape paralel cu direcia de curgere a gheii se pot forma att n condiii subglaciare, ct i sau supraglaciare, precum i pe marginile masei de ghea.

ntre morenele laterale, terminale i mediale suprafaa rmas n urma topirii gheurilor este, n general, acoperit cu un strat de till-uri glaciare cunoscut sub denumirea de moren de fund. Aceasta se prezint sub forma unui relief ters, fr proeminene topografice putnd fi uor recunoscut. Totui, n unele situaii, morenele de fund pot avea grosimi mari, acoperind n ntregime relieful preexistent instalrii glaciaiei. Atunci cnd morena de fund are grosimi mari i este uniform rspndit d natere unor ntinse cmpuri de till-uri (till sheet), ns numai acolo unde relieful anterior este destul de plat. n zonele cu relief intens fragmentat contururile formelor preexistente se menin. n condiiile curgerii gheii peste morenele de fund, acestea se transform ntr-o succesiune de forme paralele de tip canelur cu nlimi de 10 m i lungimi de 1 km sau n cazuri excepionale pot s ating 25 m nlime i 20 km lungime. n funcie de modul principal de apariie a acestor forme se poate face o distincie ntre morenele de fund canelate (fluted ground moraine) (fig. 12.18.), la care canelurarea (modelarea) s-a fcut n stratul de till glaciar i morene de fund tip drumlin (drumlinized ground moraine) ale cror coame sunt deasupra nivelului general al depozitelor